Der Aufbau der Erde: Schichten, Platten und Forschung

Schichten der Erde

Die Lithosphäre

Die Lithosphäre ist die feste und starre äußere Schicht der Erde, die sich aus der Erdkruste und dem obersten Teil des Erdmantels zusammensetzt. Sie erreicht eine Tiefe von etwa 100 km in kontinentalen Gebieten und etwa 50 km unter den Ozeanen. Wir unterscheiden zwei Arten von Lithosphäre:

• Kontinentale Lithosphäre: Sie besteht aus der kontinentalen Kruste und dem oberen Erdmantel. Unter Gebirgsketten erreicht sie eine Dicke von etwa 300 km, während sie unter den Ebenen des Hinterlandes ca. 100 km (62 Meilen) beträgt.
• Ozeanische Lithosphäre: Diese setzt sich aus der ozeanischen Kruste und dem oberen Erdmantel zusammen. Ihre Stärke beträgt weniger als 100 km in den ältesten Teilen der Ozeane und weniger als 20 km in jüngeren Bereichen.

Die Lithosphäre ist in sogenannte Lithosphärenplatten zersplittert, die auf der Asthenosphäre ruhen.

Die Asthenosphäre

Die Asthenosphäre ist die Region des Mantels unmittelbar unterhalb der Lithosphäre, etwa zwischen 100 und 240 km unter der Erdoberfläche. In der Asthenosphäre finden langsame Konvektionsbewegungen statt, welche die Kontinentalverschiebung erklären. Darüber hinaus werden Basaltströme in der Asthenosphäre entlang der Mittelozeanischen Rücken extrudiert, was den Meeresboden ständig erneuert. An der gegenüberliegenden Kante sinkt die Platte ab, wenn sie auf ein Hindernis in Form eines Kontinents trifft. Dabei wird das Material des Bodens wieder in die Asthenosphäre zurückgeführt – ein Phänomen, das als Subduktion bekannt ist.

Arten von Lithosphärenplatten

Es gibt drei Arten von Platten entsprechend ihrer Zusammensetzung:

• Ozeanische Platten: Bestehen nur aus ozeanischer Lithosphäre. Beispiele sind die Pazifische Platte, die Cocos-Platte und die Nazca-Platte.
• Kontinentalplatten: Bestehen nur aus kontinentaler Lithosphäre. Ein Beispiel ist die Arabische Platte.
• Mischplatten (Mixed Plates): Diese enthalten sowohl kontinentale als auch ozeanische Lithosphäre. Die meisten großen Platten gehören zu diesem Typ.

Fast die gesamte Erdoberfläche wird von sieben großen Platten eingenommen: der Nordamerikanischen, Südamerikanischen, Afrikanischen, Eurasischen, Pazifischen, Antarktischen und Australischen Platte.

Es gibt auch kleine Fragmente der Lithosphäre, die durch den Druck der viel größeren Platten verschoben werden. Dies ist beispielsweise bei den Balearen der Fall. Diese werden als Mikroplatten oder Lithosphärenfragmente (Litosferoclastos) bezeichnet. Der Rest des oberen Erdmantels unter der Lithosphäre ist hohen Temperaturen und Drücken ausgesetzt, sodass er extrem langsam als zähe Flüssigkeit fließen kann.

Der Erdmantel

Der Mantel ist eine Gesteinsschicht unter der Kruste, die bis in eine Tiefe von 2900 km an den Kern heranreicht. Er besteht fast ausschließlich aus Peridotit, einem Gestein, dessen Hauptkomponente das Mineral Olivin ist. Er unterteilt sich in zwei Teile:

• Oberer Erdmantel: Bis 1000 km Tiefe.
• Unterer Erdmantel: Bis 2900 km Tiefe.

Ab einer Tiefe von 670 km ist der Druck hoch genug, um die Mineralien des Peridotits zu verdichten, wodurch eine höhere Dichte erreicht wird. Daher ist der untere Erdmantel dichter als der obere.

Der Erdkern

Die Zusammensetzung des Kerns ist metallisch. Es wird geschätzt, dass er zu 85 % aus Eisen, zu 5 % aus Nickel und zu 10 % aus Nichtmetallen (vor allem Silizium, Sauerstoff und Kohlenstoff) besteht. Der Kern besteht aus zwei Teilen mit gleicher Zusammensetzung, aber unterschiedlichem Aggregatzustand:

• Äußerer Kern (bis 5100 km): Er liegt in flüssiger Form vor. Seine Viskosität ist ähnlich der von Wasser und er wird von heftigen Konvektionsströmen durchzogen. Diese Bewegungen erzeugen das Magnetfeld der Erde.
• Innerer Kern (bis 6371 km): Er liegt in fester Form vor.

Seismische Diskontinuitäten

Es sind verschiedene Grenzschichten bekannt:

• Mohorovičić-Diskontinuität: Liegt zwischen Kruste und Mantel in einer Tiefe zwischen 30 und 70 km.
• Repetti-Diskontinuität: Trennt den oberen vom unteren Erdmantel in 670 km Tiefe.
• Gutenberg-Diskontinuität: Trennt den Mantel vom äußeren Kern in 2900 km Tiefe.
• Wiechert-Lehmann-Diskontinuität: Trennt den äußeren vom inneren Kern in 5150 km Tiefe.

Alfred Wegener und die Kontinentalverschiebung

Der Meteorologe Alfred Wegener schrieb in seinem Buch „Die Entstehung der Kontinente und Ozeane“ über eine revolutionäre Theorie: Er behauptete, dass sich die Kontinente bewegen können und vor etwa 300 Millionen Jahren in einer einzigen Landmasse namens Pangäa vereint waren. Er glaubte, dass die Kontinente über den Ozeanboden gleiten, konnte jedoch nicht erklären, welche Kraft sie antrieb. Wegener legte Beweise für seine Theorie vor, doch sie erschien damals zu unglaublich. Seine Theorie der Kontinentalverschiebung geriet zunächst in Verruf.

Methoden zur Untersuchung des Erdinneren

Direkte Methoden

• Bohrungen (Surveys): Diese haben Nachteile wie den Temperaturanstieg mit der Tiefe und die schwierige Manövrierbarkeit.
• Studie des Magmas: Probenahme von Magma zum Zeitpunkt eines Ausbruchs, das schnell abkühlt, um die mineralogische Zusammensetzung zu untersuchen.

Indirekte Methoden

• Studium von Meteoriten: Meteoriten helfen dabei, die Zusammensetzung und Struktur von Planeten zu verstehen.
• Gravimetrie: Diese Methode zeigt, dass das Erdinnere Stoffe enthalten muss, die viel dichter sind als die an der Oberfläche gefundene Rinde. Geringe Änderungen des g-Wertes in bestimmten Gebieten können auf Gesteine mit geringerer Dichte hinweisen.
• Geothermie: Die Temperatur steigt mit der Tiefe. Dieser geothermische Gradient beträgt an der Oberfläche etwa 3 °C pro 100 Meter. Die Erdwärme stammt hauptsächlich aus dem Zerfall radioaktiven Materials. Die Wärme wird durch Strahlung und Konvektion nach außen übertragen. Der Gradient ist nicht überall gleich: In vulkanischen Gebieten ist er höher, in alten Gebieten niedriger. Der Wert von 3 °C gilt nur für die ersten Kilometer, danach steigt die Temperatur allmählich bis auf ca. 6600 °C im Erdmittelpunkt an.
• Magnetometrie: Aufzeichnung des Magnetfeldes in vulkanischen Gesteinen mit hohem Eisenerzanteil. Mit dieser Methode werden Karten magnetischer Anomalien des Meeresbodens erstellt.

Das Erdmagnetfeld ist instabil und seine Polarität kehrt sich von Zeit zu Zeit um (Umpolung). Derzeit liegt der magnetische Nordpol in der Antarktis (geografischer Südpol) und der magnetische Südpol im Arktischen Ozean (geografischer Nordpol). Diese Umkehrungen geschehen in unregelmäßigen Rhythmen; in den letzten 5 Millionen Jahren gab es etwa 20 solcher Ereignisse. Diese sind in Mineralien wie Magnetit in vulkanischen Gesteinen gespeichert.

Wenn Lava erstarrt, richten sich die Magnetit-Kristalle nach dem aktuellen Erdmagnetfeld aus. Die Geologen F. Vine und D. Matthews veröffentlichten Messungen des Restmagnetismus von Basaltproben des Meeresbodens. Die Mittelozeanischen Rücken weisen intensive vulkanische und seismische Aktivität auf, da sie Bruchzonen der Erdkruste sind. Die Symmetrie der Magnetisierungsmuster im Gestein beweist, dass an den Rücken neue Lithosphäre entsteht, die durch nachströmendes Material zur Seite gedrückt wird.

Seismik

Die Seismik ist die wichtigste Methode. Sie untersucht das Verhalten seismischer Wellen, die nach einem Erdbeben durch die Erdschichten wandern. Die Verteilung von Vulkanen und Erdbeben fällt oft mit den Rändern der Lithosphärenplatten zusammen. Der „Pazifische Feuerring“ ist ein Gebiet intensiver Aktivität entlang der Ozeanränder, wo ozeanische Lithosphäre unter die Kontinente sinkt. In diesen Bereichen entstehen Gebirgsketten und Inseln vulkanischen Ursprungs.