Plattentektonik

Als Plattentektonik bezeichnet man die Gliederung der äußeren Erdhülle, der Lithosphäre, in Lithosphärenplatten (umgangssprachlich Kontinentalplatten genannt), die dem tieferen Erdmantel aufliegen und darauf umherwandern (Kontinentaldrift).

Ursprünglich war Plattentektonik die Bezeichnung für das entsprechende Denkmodell in den Geowissenschaften. Die Theorie der großräumigen tektonischen Vorgänge in der äußeren Erdhülle ist mittlerweile vielfach belegt worden und gehört heute zu den grundlegenden Theorien über die endogene Dynamik der Erde.

Zu den mit der Plattentektonik verbundenen Phänomenen zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese) durch zusammenstoßende Kontinente sowie die häufigsten Formen von Vulkanismus und Erdbeben.

Überblick

Die Lithosphärenplatten

Grundlegend für die Plattentektonik ist die fragmentierte Struktur der Lithosphäre. Sie ist in sieben große Lithosphärenplatten gegliedert, die auch als tektonische Platten oder (vor allem von Nicht-Geologen) als Kontinentalplatten bezeichnet werden:

• die Nordamerikanische Platte und die Eurasische Platte,
• die Südamerikanische Platte und die Afrikanische Platte,
• die Antarktische Platte und die Australische Platte
• sowie die Pazifische Platte, die einzige der Großplatten ohne nennenswerten Anteil an kontinentaler Kruste.

Daneben gibt es noch eine Reihe kleinerer Platten wie z. B. die Nazca-Platte, die Indische Platte, die Philippinische Platte, die Arabische Platte, die Karibische Platte, die Cocosplatte, die Scotia-Platte sowie weitere Mikroplatten, über deren Abgrenzung jedoch teilweise noch wenig bekannt ist oder deren Existenz nur vermutet wird.

Die Bewegungen der Platten

Die Plattengrenzen werden an der Erdoberfläche meist entweder durch mittelozeanische Rücken oder Tiefseerinnen repräsentiert. An den Rücken driften die benachbarten Platten auseinander (divergierende Plattengrenze), wodurch basaltisches Magma aus dem oberen Erdmantel emporsteigt und neue ozeanische Lithosphäre gebildet wird. Dieser Prozess wird auch als Ozeanbodenspreizung oder Seafloor Spreading bezeichnet. Er geht mit intensivem, meist untermeerischem Vulkanismus einher.

An anderen Plattengrenzen taucht im Gegenzug ozeanische Lithosphäre unter eine anstoßende (ozeanische oder kontinentale) Platte tief in den Erdmantel ab (Subduktion). An diesen konvergierenden Plattengrenzen befinden sich die Tiefseerinnen. Entwässerungsprozesse in der abtauchenden Platte führen in der oben bleibenden Platte ebenfalls zu ausgeprägtem Vulkanismus.

Die eigentlichen Kontinentalblöcke oder Kontinentalschollen aus vorwiegend granitischem Material werden – zusammen mit den umgebenden Ozeanböden sowie dem jeweils darunter befindlichen lithosphärischen Mantel – wie auf einem langsamen Fließband von den Spreizungszonen weg und zu den Subduktionszonen hin geschoben. Nur eine Kollision zweier Kontinentalblöcke kann diese Bewegung aufhalten.

Da die kontinentale Kruste spezifisch leichter ist als die ozeanische Kruste, taucht sie an einer Subduktionszone nicht zusammen mit der ozeanischen Platte ab, sondern wölbt sich stattdessen zu einem Gebirgszug auf (Orogenese). Hierbei kommt es zu komplexen Deformationsvorgängen. Zwischen der Indischen und der Eurasischen Platte findet eine Kontinent-Kontinent-Kollision statt, die ebenfalls zur Gebirgsbildung führte (Himalaya).

Darüber hinaus können zwei Platten auch horizontal aneinander vorbeigleiten (konservative Plattengrenze). In diesem Fall wird die Plattengrenze als Transformstörung (Transformverwerfung) bezeichnet.

Das Lager, auf dem die Lithosphärenplatten gleiten, befindet sich im Grenzbereich zwischen der starren Lithosphäre und der darunterliegenden, extrem zäh fließenden Asthenosphäre (engl.: Lithosphere-Asthenosphere Boundary, LAB). Die Ergebnisse seismischer Untersuchungen des Ozeanbodens im Westpazifik lassen darauf schließen, dass im Bereich der LAB zwischen 50 und 100 km Tiefe eine geringviskose Schicht existiert, die die mechanische Entkopplung der Lithosphäre von der Asthenosphäre erlaubt. Als Grund für die geringe Viskosität wird angenommen, dass der Mantel in diesem Bereich entweder teilweise aufgeschmolzen ist oder einen hohen Anteil flüchtiger Stoffe (hauptsächlich Wasser) aufweist.<ref name="kawakatsu">Hitoshi Kawakatsu, Prakash Kumar, Yasuko Takei, Masanao Shinohara, Toshihiko Kanazawa, Eiichiro Araki, Kiyoshi Suyehiro: Seismic Evidence for Sharp Lithosphere-Asthenosphere Boundaries of Oceanic Plates. In: Science. 324, Nr. 5926, 2009, S. 499-502. doi:10.1126/science.1169499 (zurzeit nicht erreichbar)</ref><ref name="stern">T. A. Stern, S. A. Henrys, D. Okaya, J. N. Louie, M. K. Savage, S. Lamb, H. Sato, R. Sutherland, T. Iwasaki: A seismic reflection image for the base of a tectonic plate. In: Nature. 518, 2015, S. 85–88 (doi:10.1038/nature14146).</ref>

Während früher die Reibung des konvektiven Mantels (engl.: convective drag) an der Basis der Lithosphärenplatten als die wichtigste Triebkraft der Plattentektonik betrachtet wurde, gelten heute eher die von den Platten selbst ausgehenden Kräfte als die entscheidenden. Der sogenannte Ridge Push („Rückendruck“) geht von der jungen, warmen, auf dem Mantel „aufschwimmenden“ und daher hoch aufragenden Kruste der Mittelozeanischen Rücken aus, die einen horizontal von den Spreizungszonen weg gerichteten Druck erzeugt. Der Slab Pull („Plattenzug“) ist der Zug, den alte, kalte Lithosphäre erzeugt, wenn sie an Subduktionszonen in den konvektiven Erdmantel eintaucht. Durch Gesteinsumwandlungen subduzierter ozeanischer Kruste in größerer Manteltiefe erhöht sich die Dichte des Krustengesteins und bleibt höher als die Dichte des sie umgebenden Mantelmaterials. Dadurch kann der Zug auf den noch nicht subduzierten Teil der entsprechenden Lithosphärenplatte aufrechterhalten werden.<ref>Kurt Stüwe: Geodynamics of the Lithosphere: An Introduction. 2nd edition. Springer, Berlin·Heidelberg 2007, ISBN 978-3-540-71236-7, S. 253 ff.</ref>

Geschichte der Theorie der Plattentektonik

Kontinentaldrift

Nachdem einige Forscher bereits ähnliche Gedanken geäußert hatten, war es vor allem Alfred Wegener, der in seinem 1915 veröffentlichten Buch Die Entstehung der Kontinente und Ozeane aus der teilweise sehr genauen Passung der Küstenlinien auf beiden Seiten des Atlantiks folgerte, dass die heutigen Kontinente Teile eines großen Urkontinents gewesen sein müssen, der in der erdgeschichtlichen Vergangenheit auseinandergebrochen war. Die Passung ist noch genauer, wenn man nicht die Küstenlinien, sondern die Schelfränder, das heißt die untermeerischen Begrenzungen der Kontinente betrachtet. Wegener nannte diesen Urkontienent Pangaea und den Prozess des Auseinanderbrechens und Auseinanderstrebens seiner Bruchstücke Kontinentaldrift. Wegener sammelte zwar viele weitere Belege für seine Theorie, jedoch konnte er keine überzeugenden Ursachen für die Kontinentaldrift benennen. Eine vielversprechende Hypothese kam von Arthur Holmes (1928), der vorschlug, dass Wärmeströme im Erdinneren genügend Kraft erzeugen könnten, um die Erdplatten zu bewegen. Zu diesem Zeitpunkt konnte sich seine Hypothese jedoch nicht durchsetzen.

Ab 1960: Ozeanböden, Subduktion, Erdmessung

Der Paradigmenwechsel zum Mobilismus setzte deshalb erst etwa um 1960 vor allem durch die Arbeiten von Harry Hammond Hess, Robert S. Dietz, Bruce C. Heezen, Marie Tharp, John Tuzo Wilson und Samuel Warren Carey ein, als man grundlegend neue Erkenntnisse über die Geologie der Ozeanböden erlangte.

• Man erkannte zum Beispiel, dass die Mittelozeanischen Rücken vulkanisch aktiv sind und dass dort an langen Bruchspalten große Mengen basaltischer Lava austreten, meist in Form von Kissenlava.
• Bei paläomagnetischen Messungen dieser Basalte entdeckte man, dass die wiederholte Umpolung des Erdmagnetfelds im Laufe der Erdgeschichte ein spiegelsymmetrisches „Streifenmuster“ auf beiden Seiten des Mittelatlantischen Rückens erzeugt hatte.<ref>J. Heirtzler, X. Le Pichon, J. Baron: Magnetic anomalies over the Reykjanes Ridge. In: Deep Sea Research. 13, Nr. 3, 1966, S. 427–432 (doi:10.1016/0011-7471(66)91078-3).</ref>
• Außerdem erkannte man, dass die Sedimentgesteine, die die Tiefseeböden bedecken, in größerer Entfernung von den Mittelozeanischen Rücken auch immer mächtiger und älter werden.

Die einleuchtendste Erklärung für diese Phänomene war, dass der ständige Austritt basaltischer Magmen an den langgezogenen mittelozeanischen Bruchzonen Teil eines Prozesses ist, durch welchen der Ozeanboden in entgegengesetzte Richtungen auseinandergedrückt wird, so dass er sich im Laufe der Zeit immer weiter ausdehnt (Seafloor Spreading).

Da es keine Anzeichen gibt, dass sich der Radius der Erde im Laufe ihres Bestehens kontinuierlich vergrößert, wie es z. B. in Careys Expansionstheorie gefordert wurde, liegt der Gedanke nahe, dass die in Form ozeanischer Kruste neu gebildete Erdoberfläche an anderer Stelle wieder verschwinden muss. Dieser Ansatz wird gestützt durch die Tatsache, dass sich in den heutigen Ozeanen (abgesehen von tektonischen Sonderpositionen wie im Mittelmeer) keine Lithosphäre findet, die älter ist als 200 Millionen Jahre (Mesozoikum). Die Hälfte der Meeresböden aller Ozeane ist nicht einmal älter als 65 Millionen Jahre (Känozoikum). Dadurch wurde die ursprüngliche Vorstellung widerlegt, nach der die Ozeane uralte Vertiefungen seien, die sich zusammen mit den Kontinenten schon bei der Formung der ersten festen Kruste um die glutflüssige Urerde gebildet hatten. Stattdessen bestehen die Ozeanböden, verglichen mit den Kontinenten, aus geologisch außerordentlich jungen Gesteinen. Unter Berücksichtigung der kontinuierlichen Ozeanbodenbildung an den Mittelozeanischen Rücken, kann hieraus zudem der Rückschluss gezogen werden, dass vor dem Mesozoikum gebildete Ozeanböden wieder von der Erdoberfläche verschwunden sein müssen.

Als Ort des Verschwindens von ozeanischer Lithosphäre wurden in den 1970er Jahren die Tiefseerinnen erkannt, die vor allem den Pazifischen Ozean umgeben. Wegen der damit verbundenen starken seismischen und vulkanischen Aktivität wird diese Zone auch als Pazifischer Feuerring bezeichnet.

• Geophysikalische Messungen offenbarten dort schräg geneigte seismische Reflexionsflächen (Benioff-Zone), an denen ozeanische Kruste unter kontinentale (oder andere ozeanische) Kruste geschoben wird und absinkt. Typisch für diese Zonen sind die tiefen Erdbeben, deren Hypozentren in Tiefen von 320 bis 720 km liegen können. Dieser Befund wird mit den Phasenumwandlungen der Minerale in der subduzierten Platte erklärt.
• Als Unterlage, auf der die Lithosphäre seitlich driften kann, gilt die rund 100 km mächtige Asthenosphäre. Sie wird auch „Low-Velocity Zone“ (dt. „Zone langsamer Geschwindigkeit“) genannt, da sich die seismischen P- und S-Wellen nur langsam durch sie hindurchbewegen. Die niedrigen Wellengeschwindigkeiten erklärt man sich durch eine generell geringere Festigkeit der Asthenosphäre gegenüber der Lithosphäre und dem tieferen Mantel. Hierbei scheint die oberste Schicht der Asthenosphäre mechanisch besonders schwach zu sein und eine Art Film zu bilden, auf dem die Lithosphäre gleiten kann.<ref name="kawakatsu" /><ref name="stern" />

Die neuen Methoden der Satellitengeodäsie und des VLBI, die sich in den 1990ern der Zentimeter-Genauigkeit näherten, liefern einen direkten Nachweis der Kontinentaldrift. Die Geschwindigkeit der Ozeanboden-Spreizung beträgt einige Zentimeter pro Jahr, variiert aber zwischen den einzelnen Ozeanen. Die geodätisch ermittelten Driftraten zwischen den großen Platten liegen zwischen 2 und 20 cm pro Jahr und stimmen mit den geophysikalischen NUVEL-Modellen weitgehend überein.

Neben Wegeners Theorie der Kontinentaldrift enthält die Plattentektonik auch Elemente der Unterströmungstheorie von Otto Ampferer (siehe auch Geschichte der Geologie, Permanenztheorie).

Gebirgsbildung und Vulkanismus im Licht der Plattentektonik

Im Gegensatz zu der klassischen Geosynklinal-Theorie geht man heute davon aus, dass die meisten gebirgsbildenden und vulkanischen Prozesse an die Plattenränder bzw. Plattengrenzen gebunden sind. Hier entstehen als Begleiterscheinungen der sich bewegenden Platten für den Menschen bedeutsame Naturphänomene wie Vulkanausbrüche, Erdbeben und Tsunamis.

Es gibt eindimensionale Plattengrenzen, an denen zwei tektonische Platten zusammentreffen und Tripelpunkte, an denen drei tektonische Platten zusammentreffen. Nicht an Plattengrenzen gebunden sind Hotspots, die durch thermische Anomalien im unteren Erdmantel verursacht werden. <div style="clear:both" />

Konstruktive (Divergierende) Plattengrenzen

Das Auseinanderdriften zweier Platten nennt man Divergenz. Hier entsteht neue Lithosphäre.

Mittelozeanische Rücken

Die Mittelozeanischen Rücken (MOR) werden (als sogenannte Rücken und Schwellen) mit einer Gesamtlänge von rund 70.000 km als die größten zusammenhängenden Gebirgssysteme des Planeten Erde angesehen.

Die Flanken der MOR sind sehr flach. Die Kammregion weist über weite Strecken Einsenkungen auf – den Zentralen Graben. Dort erfolgt die eigentliche Neubildung von Erdkruste bzw. Lithosphäre, indem große Mengen an heißen, größtenteils basaltischen Magmen aufsteigen und kristallisieren. Nur ein kleiner Bruchteil erreicht hierbei als Lava den Meeresboden. Das frisch kristallisierte Gestein hat im Vergleich zu älterer ozeanischer Lithosphäre eine geringere Dichte. Dies ist der Grund dafür, dass die MOR sich über den benachbarten Ozeanboden erheben. Mit zunehmendem Alter der basaltischen Gesteine steigt deren Dichte, weshalb die MOR mit zunehmender Entfernung von der Kammregion immer flacher werden. Quer zum Zentralgraben verlaufen Bruchlinien, an denen die einzelnen Abschnitte des MOR gegeneinander versetzt sind. Daher haben die MOR keine durchgehende Kammlinie.

Ein eigentümliches vulkanisches Phänomen, das an die Mittelozeanischen Rücken gebunden ist, sind die Schwarzen und Weißen Raucher – hydrothermale Schlote, an denen überhitztes, mineralgesättigtes Wasser austritt. Dabei kommt es an den Schwarzen Rauchern zur Ablagerung von Erzen, die dann sogenannte sedimentär-exhalative Lagerstätten bilden.

Intrakontinentale Gräben (Riftzonen)

Auch Riftzonen wie der Ostafrikanische Graben, die als die erste Phase einer Ozeanbildung aufgefasst werden können, sind mit vulkanischer Aktivität verbunden. Allerdings handelt es sich nicht um konstruktive Plattengrenzen im eigentlichen Sinn. Die Plattendivergenz wird hier zu einem Großteil durch das Einsinken und Verkippen kontinentaler Krustenblöcke ausgeglichen. Charakteristisch ist die Aufwölbung der umgebenden kontinentalen Kruste, die aus der Aufheizung und damit einhergehenden Dichteabnahme der ausgedünnten Lithosphäre resultiert und sich in Form herausgehobener Grundgebirgsmassive äußert, welche die Riftflankengebirge (Riftschultern) des Grabensystems bilden.

Grabensysteme wie der Ostafrikanische Graben entstehen durch die Tätigkeit sogenannter Manteldiapire. Diese heizen die Lithosphäre auf, dünnen sie aus und wölben sie domartig auf. Die entstehenden Spannungen führen schließlich dazu, dass die Kruste nachgibt und sich dreistrahlige Grabensysteme, ausgehend von den domartigen Aufwölbungen, radial ausbreiten, wobei aufeinandergerichtete Riftstrahlen zusammenwachsen und ein langgestrecktes Grabensystem bilden. Die übrigen Äste des Riftsystems verkümmern. An den tiefreichenden Brüchen in der Kruste, die bei diesen Prozessen entstehen, steigt Magma auf, was für den typischen alkalischen Vulkanismus kontinentaler Riftzonen sorgt.

Bei zunehmender Ausweitung der Bruchzonen bilden sich schmale, langgezogene Meeresbecken, die, wie das Rote Meer, bereits mit ozeanischer Kruste unterlegt sind und sich mit der Zeit zu ausgedehnten Ozeanbecken ausweiten können.

Destruktive (Konvergierende) Plattengrenzen

Die gegeneinander gerichtete Bewegung zweier Platten wird Konvergenz genannt. Dabei findet entweder eine Überschiebung statt, bei der entlang einer Subduktionszone die dichtere unter die weniger dichte Platte geschoben wird (Subduktion), oder eine Kollision, bei der eine oder beide Platten in den Randbereichen gefaltet werden.

Kordilleren- oder Andentyp

Der klassische Kordillerentyp der Kettengebirge findet sich über jenen Subduktionszonen, bei denen ozeanische Lithosphäre direkt unter kontinentale Lithosphäre subduziert wird, wie an der Westküste Südamerikas.

Durch das Abtauchen der ozeanischen Platte unter den Kontinentalblock befindet sich unmittelbar an der Subduktionsfront eine Tiefseerinne. Auf dem Kontinent entsteht durch den horizontalen Druck, den die subduzierte Platte ausübt, ein Faltengebirge, jedoch ohne ausgedehnte Deckenüberschiebungen. Die erhöhten Drücke und Temperaturen der Gebirgsbildung können zu Regional-Metamorphosen und Aufschmelzungen (Anatexis) in den betroffenen kontinentalen Krustenbereichen führen.

Innerhalb des Faltengebirges bildet sich ein vulkanischer Bogen aus. Dies geht darauf zurück, dass die subduzierte Platte im Gestein gebundene Fluide – insbesondere Wasser – mit in die Tiefe transportiert. Unter den dort vorherrschenden Druck- und Temperaturbedingungen kommt es zu Phasentransformationen im Gestein, wobei Wasser aus der abtauchenden Platte in den darüberliegenden Mantel abgegeben wird. Dadurch wird die Schmelztemperatur des Mantelgesteins verringert und es kommt zu einer Teilaufschmelzung. Die zunächst basaltische Schmelze steigt durch die darüberliegende Lithosphäre auf und differenziert sich dabei zum Teil gravitativ oder vermengt sich mit Krustenmaterial. Die resultierenden zähflüssigen andesitischen bis rhyolitischen Magmen können bis an die Oberfläche gelangen und rufen dort zum Teil hochexplosive vulkanische Eruptionen hervor. Die Anden als Typusregion der Anden-Typ-Subduktion sind entsprechend auch beispielhaft für den damit verbundenen Vulkanismus, der durch zahlreiche aktive Vulkane, wie z. B. den Cerro Hudson oder den Corcovado, aber auch durch weit verbreitete fossile Lavagesteine und Ignimbrite repräsentiert wird.

Bei der Kollision von ozeanischer mit kontinentaler Kruste wird der Ozeanboden nicht immer vollständig subduziert. Kleine Reste von Meeresbodensedimenten und basaltischem Material (Ophiolithe) werden zuweilen bei der Subduktion von ihrer Unterlage „abgeschabt“ (abgeschert) und versinken nicht im oberen Mantel. Stattdessen werden sie, keilförmig auf den Kontinentalrand aufgeschoben (obduziert) und in das Kettengebirge und damit die kontinentale Kruste integriert. Da sie der Subduktionsfront am nächsten sind, erfahren sie den höchsten Druck und werden zusammen mit den übrigen Gesteinen des Kontinentalrandes gefaltet und einer Hochdruck-Niedrig-Temperatur-Metamorphose unterzogen.

Vulkanische Inselbögen (Marianen-Typ)

Am Westrand des Pazifiks sowie in der Karibik wird ozeanische Kruste unter andere ozeanische Kruste subduziert. Auch dort bilden sich Tiefseerinnen und vulkanische Bögen. Letztere heißen Inselbögen, weil nur die höchsten Teile der Vulkanbögen oberhalb des Meeresspiegels liegen. Die Bogenform ist auf das geometrische Verhalten einer Kugeloberfläche, wie der Erdkruste, beim Abknicken und Untertauchen eines Plattenteils zurückzuführen. Die konvexe Seite des Bogens weist dabei stets in Richtung der subduzierten Platte. Beispiele sind die Marianen, die Alëuten, die Kurilen oder die japanischen Inseln sowie die Kleinen und Großen Antillen.

Typisch für Subduktionszonen vom Marianen-Typ sind sogenannte Backarc-Becken (von engl. back für ‚hinter‘ und arc für ‚Bogen‘). Der Name verweist darauf, dass sich diese Dehnungszonen in der Kruste hinter dem Inselbogen (von der subduzierten Platte aus gesehen) befinden.

Kollisionstyp

Wenn die ozeanische Kruste zwischen zwei Kontinentalblöcken vollständig subduziert worden ist, kommt es zum Kollisionstyp der Gebirgsbildung, wie bspw. im Fall des Himalayas durch den Zusammenstoß des indischen Subkontinents mit der Eurasischen Platte. Bei einem solchen Zusammenstoß wird die Lithosphäre durch die Bildung ausgedehnter tektonischer Decken enorm verdickt. Nach einer mehrphasigen Gebirgsbildung (Orogenese), d. h. zeitlich versetzten Zusammenstößen mehrerer Kleinkontinente oder vulkanischer Inselbögen (sog. Terrane) mit einem größeren Kontinentalblock und zwischenzeitlichen Subduktionsphasen, zeigen die erhaltenen Ophiolithzonen die Grenze zwischen den einzelnen Kleinkontinentalblöcken an (s. a. Geosutur). Sowohl an der West- als auch an der Ostküste Nordamerikas finden sich Anzeichen, dass der nordamerikanische Kontinent durch solche mehrphasigen Orogenesen im Laufe seiner geologischen Geschichte immer mehr Kruste ansetzte.

Das Bild kann bei schrägem Aufeinandertreffen der Blöcke, wie bei der Apenninhalbinsel im Mittelmeer, noch komplizierter werden. So gibt es Indizien, dass ozeanische Mittelmeerkruste zeitweilig sowohl unter die Afrikanische als auch unter die Eurasische Platte subduziert wurde, während die Iberische Halbinsel, der Sardokorsische Block und die Apenninhalbinsel zwischen den großen Kontinentalblöcken gegen den Uhrzeigersinn rotierten.

Konservative Plattengrenzen (Transform-Störungen)

An konservativen Plattengrenzen oder Transform-Störungen wird Lithosphäre weder neu gebildet noch subduziert, denn die Lithosphärenplatten „gleiten“ hier aneinander vorbei. An und nahe der Erdoberfläche, wo die Gesteine spröde sind, ist eine solche Plattengrenze als Blattverschiebung ausgebildet. Mit zunehmender Tiefe ist das Gestein infolge der hohen Temperaturen nicht spröde, sondern hochviskos, d.h., es verhält sich wie eine extrem zähe Masse. Daher geht die Blattverschiebung in größerer Tiefe in eine sogenannte duktile Scherzone über.

Transform-Störungen in kontinentaler Kruste können eine beachtliche Länge erreichen und gehören, wie alle Plattengrenzen, zu den Erdbebenschwerpunkten. Bekannte Beispiele sind die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien oder die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei.

An den Mittelozeanischen Rücken (MOR) gibt es nicht nur vulkanisch aktive Längsgräben, sondern auch querlaufende Störungen, bei denen es sich ebenfalls um Blattverschiebungen bzw. Scherzonen handelt. Diese zerschneiden die Flanken der MOR in unregelmäßigen Abständen und teilen den Rücken in einzelne, gegeneinander versetzte Abschnitte. Allerdings sind nur die Bereiche der Störungen, die zwischen den Zentralgräben zweier benachbarter MOR-Abschnitte verlaufen, tatsächlich auch konservative Plattengrenzen und damit Transformstörungen im eigentlichen Sinn. Auch die Transformstörungen der MOR sind seismisch aktiv.

Hotspots

Hotspot-Vulkanismus steht nicht unmittelbar mit der Plattentektonik in Zusammenhang und ist nicht an Plattengrenzen gebunden. Stattdessen wird aus Quellen im tieferen Mantel heißes Material in Form sogenannter Manteldiapire oder Plumes in den oberen Mantel gefördert, wo aus diesem Material basaltische Magmen mit charakteristischer chemischer Zusammensetzung herausschmelzen, die als Ocean Island Basalts (OIBs, „Ozeaninsel-Basalte“) den Meeresgrund bzw. die Erdoberfläche erreichen. Als Paradebeispiel für Hotspot-Vulkanismus gilt die Insel Hawaii, die mitten auf der Pazifischen Platte liegt. Die Hawaii-Inselkette (bis einschließlich Midway und Kure) und ihre untermeerische Fortsetzung, der Emperor-Rücken, sind dadurch entstanden, dass die ozeanische Lithosphäre kontinuierlich über einen Hotspot geglitten ist, dessen Magmen in regelmäßigen Abständen den Ozeanboden durchschlagen haben. Da Hotspots traditionell als ortsfest gelten, wurden aus dem Verlauf solcher Vulkanketten und dem Alter des Lavagesteins ihrer Vulkane die Bewegungsrichtung und die Geschwindigkeit von Lithosphärenplatten rekonstruiert.

Zumindest für den Hawaii-Emperor-Rücken lassen neue Erkenntnisse vermuten, dass es sich dort nicht um einen stationären, sondern um einen beweglichen Hotspot handelt. Wissenschaftler untersuchten paläomagnetische Daten in Basalten mehrerer untermeerischer Berge (englisch: sea mounts), d. h. vormaliger Vulkaninseln, des Hawaii-Emperor-Rückens, die Hinweise auf die geographische Breite liefern, in der die Lava seinerzeit erstarrte („Paläobreite“).<ref>John A. Tarduno, Robert A. Duncan, David W. Scholl, Rory D. Cottrell, Bernhard Steinberger, Thorvaldur Thordarson, Bryan C. Kerr, Clive R. Neal, Fred A. Frey, Masayuki Torii, Claire Carvallo: The Emperor Seamounts: Southward Motion of the Hawaiian Hotspot Plume in Earth’s Mantle. In: Science. 301, Nr. 5636, 2003, S. 1064–1069 (doi:10.1126/science.1086442) (alternativer Volltextzugriff: Woods Hole Oceanographic Institution).</ref> Die Ergebnisse der Analyse zeigten, dass mit zunehmendem Alter des Gesteins auch die Paläobreite zunimmt, was nahelegt, dass der Hotspot nicht stationär war, sondern im Laufe der letzten 80 Millionen Jahre eine Eigenbewegung nach Süden vollzogen hat, und zwar mit einer mittleren Geschwindigkeit von 4 cm pro Jahr. Da diese Geschwindigkeiten in der gleichen Größenordnung liegen, wie die Plattengeschwindigkeiten (Pazifische Platte aktuell ca. 10 cm pro Jahr<ref>im Schnitt 0,952 Winkelgrad pro Million Jahre, siehe Tabelle 3 in Charles DeMets, Richard G. Gordon, Donald F. Argus: Geologically current plate motions. In: Geophysical Journal International. 181, Nr. 1, 2010, S. 1–80, doi:10.1111/j.1365-246X.2009.04491.x (alternativer Volltextzugriff: California Institute of Technology)</ref>) sind mögliche Eigenbewegungen von Hotspots bei Berechnungen der Bewegungsrichtung und der Geschwindigkeit von Lithosphärenplatten anhand von Altersdaten von Hotspotvulkanketten zu berücksichtigen.

Auch unter Island befindet sich ein Hotspot. Dort liegt jedoch der Sonderfall vor, dass der Hotspot-Vulkanismus mit dem Vulkanismus eines Mittelozeanischen Rückens zusammenfällt.

Ursachen der Plattentektonik und ungelöste Probleme

Wenn die Realität der Kontinentaldrift unter Geowissenschaftlern auch kaum noch bezweifelt wird, so besteht über die Kräfte im Erdinnern, die die Bewegungen der Platten auslösen und vorantreiben, noch fast so viel Unklarheit wie zu Zeiten Wegeners (siehe hierzu auch Mantelkonvektion). Die beiden hier angeführten Theorien galten lange Zeit als gegensätzlich und miteinander unvereinbar. Nach heutiger Sicht werden sie immer mehr als einander ergänzend angesehen.

Konvektionsströmungen

Die heute am meisten vertretene Meinung geht von langsamen Konvektionsströmen aus, die sich durch den Wärmeübergang zwischen dem heißen Erdkern und dem Erdmantel ergeben. Der Erdmantel wird hierbei von unten aufgeheizt. Die Energie für die Aufheizung des Mantelmaterials könnte nach einer Modellvorstellung noch von der Akkretionsenergie herrühren, die bei der Entstehung der Erde frei wurde. Zum Teil tragen auch radioaktive Zerfallsprozesse zur Aufheizung bei. Die Reibungsenergie der Gezeitenwirkung des Mondes auf den Erdkörper kann wohl vernachlässigt werden. Allerdings bilden Konvektionsströme unter Laborbedingungen, zum Beispiel in erhitzten zähen Flüssigkeiten, sehr hoch strukturierte und symmetrische Formen aus, die z. B. eine Wabenstruktur haben. Dies lässt sich kaum mit der tatsächlich beobachteten Gestalt der geotektonischen Platten und ihren Bewegungen vereinbaren.

Eine andere Theorie geht von nur zwei sich gegenüber liegenden Konvektionszentren aus. Eine heute dominante Zelle läge unter Afrika, was das dortige Vorherrschen von Dehnungsbrüchen und das Fehlen einer Subduktionszone am Rand der Afrikanischen Platte erklären würde. Die andere Konvektionszelle läge auf der Gegenseite des Globus – unter der Pazifischen Platte, die ständig an Größe verliert. Der Pazifik, der interessanterweise keinerlei kontinentale Kruste beinhaltet, wäre somit der Überrest eines urzeitlichen Superozeans Panthalassa, der einst Pangaea umschlossen habe. Erst wenn sich im Gebiet des heutigen Pazifik alle Kontinente wieder zu einem neuen Superkontinent vereinigt hätten, würde sich die Bewegung umkehren (Wilson-Zyklus). Die neue Pangaea würde wieder auseinanderbrechen, um den neuen Superozean, der sich aus Atlantik, Indischem und Arktischem Ozean gebildet hätte, ein weiteres Mal zu schließen.

Aktive Lithosphärenplatten

Andere Autoren sehen die Platten nicht nur passiv auf dem Mantel liegen. So nimmt die Mächtigkeit und die Dichte einer ozeanischen Lithosphärenplatte stetig zu, während sie sich vom Mittelozeanischen Rücken entfernt und abkühlt, wodurch sie bereits ein wenig in den Mantel einsinkt und dadurch leichter von der Oberplatte überschoben werden kann. Nach dem Abtauchen unter die Oberplatte wird das subduzierte Gestein schließlich unter den Druck- und Temperaturbedingungen bei zunehmender Tiefe in Gestein höherer Dichte umgewandelt. So bildet sich beispielsweise aus dem Basalt der ozeanischen Kruste Eklogit, wodurch die Dichte der subduzierten Platte sogar die Dichte des darunter liegenden Teils des Erdmantels übersteigen kann. Deshalb wird die bei einer Kollision in den Mantel sinkende Platte durch ihr eigenes Gewicht tiefer gezogen, wobei Plattenmaterial im Extremfall bis nahe an den unteren Rand des Erdmantels sinken kann.<ref>Alexander R. Hutko, Thorne Lay, Edward J. Garnero, Justin Revenaugh: Seismic detection of folded, subducted lithosphere at the core–mantle boundary. In: nature.com (doi:10.1038/nature04757), abgerufen am 13. Juli 2010.</ref> Die auf die Lithosphärenplatte ausgeübte Kraft wird Plattenzug genannt (engl. slab pull, von pull ‚ziehen‘; slab ‚Platte‘).<ref name="Frisch+Meschede2007">Frisch & Meschede 2007</ref> Eine etwa um den Faktor 10 kleinere Kraft entsteht darüber hinaus an der dem Mittelozeanischen Rücken zugewandten Seite einer Lithosphärenplatte, da die dort aufgewölbte Kruste eine Hangabtriebskraft erfährt, den Rückendruck (engl. ridge push, von ridge ‚Rücken‘ und push ‚drücken‘).<ref name="Frisch+Meschede2007" /> Auch auf die gegenüberliegende, nicht in den Mantel sinkende Platte wirkt in einer Subduktionszone eine Kraft, eine Zugspannung. Mit welcher Geschwindigkeit sich eine ozeanische Lithosphärenplatte allerdings tatsächlich bewegt, hängt auch von der Größe der Gegenkräfte ab.<ref> Harro Schmeling: Plattentektonik: Antriebsmechanismen und -kräfte. In: Geodynamik. 2004 (Vorlesung Geodynamik I und II, WS 2004/2005, PDF, abgerufen am 9. September 2009).</ref>

Plattentektonik auf anderen Himmelskörpern

Nach dem bisherigen Stand der Forschung scheint der Mechanismus der Plattentektonik nur auf der Erde wirksam zu sein. Das ist für den kleinen Planeten Merkur und für die großen Monde der Gasplaneten und den Erdmond noch plausibel. Die Lithosphäre dieser relativ zur Erde viel kleineren Himmelskörper ist im Verhältnis zu mächtig, um in Form von Platten mobil sein zu können. Allerdings zeigt die Kruste des Jupitermondes Ganymed Ansätze einer zum Erliegen gekommenen Plattentektonik. Bei der fast erdgroßen Venus ist wiederum schwer zu verstehen, warum eine Plattentektonik trotz starkem Vulkanismus nicht in Gang gekommen sein dürfte. Eine erhebliche Rolle könnte dabei das nur auf der Erde vorkommende freie Wasser spielen. Offensichtlich dient es hier bis hinab auf die Kristallgitterebene als reibungsminderndes „Schmiermittel“. An den Subduktionszonen der Erde werden im Porenraum der Sedimente des Ozeanbodens Milliarden Tonnen Wasser mit in die Tiefe gezogen, das den überliegenden Erdmantel partiell aufschmilzt. Auf der Venus sind flüssiges Wasser und folglich Meere zumindest heute nicht mehr vorhanden.

Der Mars dagegen scheint eine Zwischenstellung zu besitzen. Wasser bzw. Eis ist vorhanden, und man meint, Ansätze einer Plattentektonik erkennen zu können. Die aufgereihten gigantischen Schildvulkane und Grabensysteme, die den halben Planeten umspannen, erinnern in gewisser Weise an das Rifting auf der Erde. Dem steht wiederum das Fehlen von eindeutigen Verschluckungszonen gegenüber. Wahrscheinlich reichte die innere Hitzeentwicklung und die daraus folgende Konvektion auf diesem relativ kleinen Planeten nicht ganz aus, um den Mechanismus wirklich in Gang zu setzen, oder der Vorgang kam bereits in der Frühgeschichte des Planeten wieder zum Stillstand.

Ob eine Art Plattentektonik auf anders aufgebauten Himmelskörpern stattfindet, ist nicht bekannt, aber vorstellbar. Als Kandidaten für konvektionsgetriebene weiträumige horizontale Krustenverschiebungen können die Monde Europa und Enceladus gelten. Der knapp erdmondgroße Europa weist einen Eispanzer von etwa 100 km Dicke über einem felsigen Mondkörper auf, der in den unteren Bereichen teilweise oder vollständig aufgeschmolzen sein könnte, so dass der Eispanzer möglicherweise wie Packeis auf einem Ozean schwimmt. Der nur etwa 500 km kleine Enceladus wird wahrscheinlich durch Gezeitenkräfte aufgeheizt. Flüssiges Wasser oder durch hohen Druck duktiles Eis könnte bei beiden Himmelskörpern an tiefreichenden Störungen aufsteigen und das spröde Eis der Kruste zur Seite drücken, was wiederum folgen ließe, dass andernorts Kruste verschluckt werden müsste. Die Oberfläche dieser Monde ist jedenfalls geologisch aktiv oder zumindest aktiv gewesen und zeigt Anzeichen dafür, dass dort eine Krustenerneuerung stattfand. Der Vulkanismus auf Io dagegen scheint derartig stark zu sein, dass stabile Krustenbereiche in der Art der Platten erst gar nicht entstanden sind.

Siehe auch

• Bathymetrie
• Kraton

Literatur

• Wolfgang Frisch, Martin Meschede: Plattentektonik. 2. Auflage. Primus-Verlag, Darmstadt 2007, ISBN 3-89678-525-7.
• Ozeane und Kontinente, ihre Herkunft, ihre Geschichte und Struktur. Spektrum-der-Wissenschaft-Verlagsgesellschaft, Heidelberg 1985, ISBN 3-922508-24-3.
• Hans Pichler: Vulkanismus. Naturgewalt, Klimafaktor und kosmische Formkraft. Spektrum-der-Wissenschaft-Verlagsgesellschaft, Heidelberg 1985, ISBN 3-922508-32-4.
• H. Miller: Abriß der Plattentektonik. Enke, Stuttgart 1992, ISBN 3-432-99731-0.
• Alfred Wegener: Die Entstehung der Kontinente. In: Geologische Rundschau – Zeitschrift für allgemeine Geologie. 3, Nr. 4, 1912, ISSN 0016-7835, S. 276–292 (doi:10.1007/BF02202896).
• Rainer Kind, Xiaohui Yuan: Kollidierende Kontinente. In: Physik in unserer Zeit. 34, Nr. 5, 2003,ISSN 0031-9252, S. 213–217 (doi:10.1002/piuz.200301021).
• Dennis McCarthy: Geophysical explanation for the disparity in spreading rates between the Northern and Southern hemispheres. In: Journal of Geophysical Research. Vol. 112, 2007, S. B03410 (doi:10.1029/2006JB004535).
• Christiane Martin, Manfred Eiblmaier (Hrsg.): Lexikon der Geowissenschaften : in sechs Bänden, Heidelberg [u. a.]: Spektrum, Akademischer Verlag, 2000–2002
• Jacoby, Wolfgang (1992) Plattentektonik an den Rändern der amerikanischen Kontinente. Die Geowissenschaften; 10, 12; 353-359; doi:10.2312/geowissenschaften.1992.10.353.

Weblinks

• Soll man sich ein Haus auf Mallorca kaufen? aus der Fernseh-Sendereihe alpha-Centauri (ca. 15 Minuten). Erstmals ausgestrahlt am 31. Mär. 2002.
• Mineralienatlas: Tektonik Eine Reise durch die Abläufe in und auf der Erde
• Alfred Wegener: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane Vierte Auflage von 1929
• Plattentektonik Lerneinheit auf webgeo.de
• This Dynamic Earth: The Story of Plate Tectonics Von W. Jacquelyne Kious, Robert I. Tilling (USGS)
• Interaktive Karte der Erde (Smithsonian Institution)
• Animation zur Plattentektonik (GIF, englisch)
• PALEOMAP Project mit Karten und Animationen zur Plattentektonik (englisch)
• Verschiebung der Landmassen in der Zukunft
• How old is plate tectonics? Blogeintrag des Geologen Simon Wellings auf seinem Blog Metageologist (englisch)

Einzelnachweise

<references />