Die Dynamik der Erde: Struktur, Tektonik und Gesteinsbildung

Methoden zur Erforschung des Erdinneren

Direkte Beobachtung von Erdmaterialien

Die direkte Beobachtung von Erdmaterialien liefert sehr begrenzte Informationen. Die Gesteine, die extrahiert werden, sind vergleichbar mit denen, die an der Erdoberfläche entstehen.

• Studie von Minen: bis zu 2.000 m Tiefe.
• Bohrungen: bis zu 7.000 m Tiefe.

Indirekte Beobachtungen

Indirekte Beobachtungen liefern mehr Daten über das Erdinnere:

• Erosion von Gebirgen, die Gesteine aus der Tiefe an die Oberfläche bringt.
• Lava von Vulkanen, die Materialien aus Tiefen von bis zu 100 km emittiert.
• Meteoriten, die als Teile des Inneren anderer Planeten angesehen werden.

Weitere Eigenschaften der Erde zur Strukturanalyse

Andere Eigenschaften der Erde, die zur Untersuchung ihrer Struktur dienen:

• Dichte: Steigt von 2,8 g/cm³ an der Oberfläche auf bis zu 14 g/cm³ im Inneren.
• Druck: Variiert von wenigen Atmosphären an der Oberfläche auf über 3.000.000 im Erdmittelpunkt (theoretische Daten, abgeleitet durch indirekte Methoden).
• Temperatur: Die geothermische Tiefenstufe beträgt ein Grad pro 33 m Tiefe, obwohl dieser Anstieg im Inneren nicht linear weitergeht, da sonst instabile Temperaturen erreicht würden.
• Schwerkraft (Gravimetrie): Messungen zeigen, dass der Schwerkraftwert in Gebirgen geringer ist als in Ebenen, was auf eine höhere Dicke der weniger dichten Kruste hindeutet.
• Magnetismus: Studien zeigen, dass der Kern aus zwei verschiedenen Schichten besteht: einem festen inneren Kern und einem flüssigen äußeren Kern.

Die Untersuchung seismischer Wellen liefert die umfassendsten Daten über die Struktur und Zusammensetzung der Erde.

Seismische Wellen und Erdbeben

Studie des Erdinneren mithilfe seismischer Wellen

Erdbeben sind ruckartige Bewegungen, die durch den Bruch und die Verschiebung von Gesteinen in der tiefen Erdkruste oder im oberen Mantel als Folge der Bewegung von Lithosphärenplatten entstehen. Sie treten normalerweise in einer Tiefe von 50 km auf.

Registrierung seismischer Wellen

• Seismographen sind Geräte zur Aufzeichnung seismischer Wellen.

Plattentektonik und die Dynamik des Mantels

Ursache der Plattenbewegung

Die Bewegung der Platten ist wahrscheinlich auf die Freisetzung von Wärme aus dem Erdinneren zurückzuführen. Die „Hot Spots“ im Erdinneren leiten Wärme nach außen, während kalte Zonen der Kruste in den Mantel eingeführt werden – ähnlich der Konvektion, die in erwärmten Flüssigkeiten auftritt. Diese Bewegung im plastischen Gestein des Erdmantels scheint die Verschiebung der Platten zu verursachen.

Einige Wissenschaftler glauben, dass es nur ein Zirkulationssystem im Mantel gibt, während andere annehmen, dass es zwei Konvektionskreisläufe gibt, damit die Erde ihre Wärme langsamer verliert. Andere Theorien besagen, dass der subduzierende Plattenrand die gesamte Platte aufgrund seines Gewichts hinter sich herzieht.

Entstehung und Entwicklung des Meeresbodens

Der größte Teil des Meeresbodens (unabhängig vom Kontinentalschelf) ist als Folge der Spaltung und Trennung der Lithosphärenplatten entstanden. Der Meeresboden wird in den Bereichen der ozeanischen Rücken geschaffen und in Subduktionszonen vernichtet. Über den Kontinenten sind die Gesteine des Meeresbodens am ältesten; das Alter der Gesteine nimmt ab, je näher wir dem Rücken kommen, wo wir nur Vulkangestein finden.

Plattengrenzen (Margins)

Konstruktive Plattengrenzen (Rücken)

In den Rücken (Plattengrenzen, an denen die Trennung stattfindet) wird die Lücke, die durch die sich trennenden Platten entsteht, kontinuierlich durch vulkanisches Material aus dem Mantel gefüllt. Dieses Material bildet die ozeanische Kruste und verursacht die Ozeanbodenspreizung und Kontinentaldrift. Die unterseeischen Rücken haben ein sehr raues Profil und erstrecken sich über Tausende von Kilometern. Im Zentrum vieler Rücken verläuft eine Depression, bekannt als Grabenbruch (Rift Valley). Das Rift Valley präsentiert sich als eine Reihe von eingesunkenen Gebieten, die durch ein Fehlersystem entstanden sind. In der Mitte dieses Tals herrscht konstante vulkanische Aktivität. Auf diesen Böden gibt es keine Sedimente, was zeigt, dass sich dort noch keine Zeit hatte, sich Material anzusammeln. Zusammen mit den Laven finden sich reichlich vulkanische Schlote, die Flüssigkeiten bei hohen Temperaturen emittieren. Diese Beobachtungen zeigen, dass die Rücken die Wachstumszonen der ozeanischen Kruste sind; daher werden sie konstruktive Ränder genannt. Typische Beispiele sind Island oder der Bereich des Afrikanischen Grabenbruchs.

Konservierende Plattengrenzen (Transformstörungen)

Diese Ränder weisen entlang ihrer Achse keine Kontinuität der Rücken auf. Sie werden ständig durch Achsenbrüche oder Bruchlinien unterbrochen, die senkrecht zur Achse verlaufen und als Transformstörungen bezeichnet werden. In diesen Bereichen ist die seismische und vulkanische Aktivität wichtig. Streng genommen sind Rücken als eine Transformation der Bruchlinie zu betrachten, die zerrissen ist. Ein typisches Beispiel ist der San-Andreas-Graben in Kalifornien (USA).

Destruktive Plattengrenzen (Subduktionszonen)

Destruktive Ränder entsprechen den tieferen Bereichen des Ozeans (ozeanische Tiefseegräben). Die ozeanische Platte ist dichter als die kontinentale und dringt bei Kollisionen in diese ein, wobei die ozeanische Lithosphäre in die Asthenosphäre abtaucht. Das Eindringen in das Land führt dazu, dass die Platte aufgrund der mit der Tiefe zunehmenden Temperatur schmilzt. Die Lithosphärenplatte, die an den Rücken geschaffen wurde, wird in diesen Bereichen, die als Subduktionszonen bezeichnet werden, recycelt. An destruktiven Rändern entstehen große Gebirgszüge, wie die Rocky Mountains und die Anden. Darüber hinaus sind destruktive Ränder die Ursprungsorte der meisten Erdbeben und Vulkane auf der Erde.

Arten der Plattenkonvergenz (Orogenese)

Kollisionen zwischen Platten führen zur Hebung von Gebirgsketten oder Orogenen. Es gibt drei Arten von Kollisionen:

• Kollisions-Orogenese: Durch den Zusammenstoß und die Subduktion zweier kontinentaler Plattengrenzen, die zur Hebung des Orogens führen (z. B. Himalaya).
• Inselbögen: Sie bilden sich, wenn eine ozeanische Platte unter eine andere ozeanische Platte abtaucht. Diese Subduktion erzeugt eine sehr intensive vulkanische Aktivität, die zu vulkanischen Inseln führt, die in einer gekrümmten Form angeordnet sind (z. B. Japanische Inseln).
• Anden-Typ Orogenese: Sie entstehen an einem Kontinentalrand, wenn ozeanische Kruste unter diesen abtaucht.

Die Pyrenäen sind ein Beispiel für Kollisions-Orogenese.

Phänomene im Platteninneren (Hot Spots)

Bestimmte geologische Strukturen, die im Inneren der Platten entstehen und manchmal sehr weit von den Rändern entfernt sind, sind mit der Theorie der Plattentektonik schwer zu erklären. Das charakteristischste Beispiel ist die Existenz von ausgerichteten ozeanischen Inseln.

Die Hot-Spot-Theorie schlägt die Existenz eines besonders heißen, stationären Bereichs im Erdinneren in großer Tiefe vor, der geschmolzenes vulkanisches Material an die Oberfläche sendet, was zur Entstehung von Vulkanen und Inseln führt. Da sich die Platte über den festen Hot Spot hinwegbewegt, entstehen ausgerichtete Inseln und Seeberge. Die älteren Inseln, die sich bereits vom Hot Spot entfernt haben, weisen keinen aktiven Vulkanismus mehr auf, während die jüngsten, die sich direkt darüber befinden, aktiven Vulkanismus zeigen.

Erdbeben: Ursache, Messung und Vorhersage

Die Ränder zur Schaffung neuer Kruste verursachen eine ständige Bewegung der Platten. Wenn die Subduktionsränder erreicht werden, wird die konstante Bewegung unterbrochen. Die nicht-kontinuierliche Freisetzung von Energie, die auftritt, wenn die Platte in den Mantel eintritt, verursacht Erdbeben.

Ein Erdbeben beginnt in der inneren Kruste an einem Punkt, der Fokus oder Hypozentrum genannt wird, und wird anschließend auf die Erdoberfläche übertragen. Der Punkt an der Oberfläche, der dem Ausbruch am nächsten liegt, wird Epizentrum genannt.

• Magnitude: Ist ein Maß für die freigesetzte Energie. Es ist ein absoluter Wert, der aus den auf Seismographen aufgezeichneten Wellen abgeleitet wird. Zur Messung wird die Richter-Skala verwendet.
• Intensität: Ist ein subjektives Maß. Sie misst die Auswirkungen, die das Erdbeben verursacht. Sie wird durch die Mercalli-Skala angegeben.

Seismische Vorläufer und Prävention

Die Akkumulation von Energie durch Plattenbewegung erzeugt kleine Veränderungen in den lokalen Bodeneigenschaften. Diese Schwankungen werden als Vorläufer oder Anzeichen von Erdbeben bezeichnet. Einige davon sind:

• Änderungen des Meeresspiegels.
• Änderungen bei der Übertragung von elektrischem Strom im Feld.
• Änderungen im Magnetfeld der Umgebung.
• Erhöhte Radonkonzentration (radioaktives Gas, das in Bohrlöchern entsteht).
• Zunahme der Anzahl lokaler Mikroseismen.

Allerdings ist die aktuelle seismische Vorhersage noch fehlerhaft. Es gibt noch keine genauen Methoden zur Detektion.

Vulkanismus und Gesteinsverformung

Vulkane und Eruptionsrisiko

Vulkanismus ist ebenfalls mit Lithosphärenplattengrenzen verbunden, obwohl er auch im Platteninneren auftreten kann. Auf der Iberischen Halbinsel gibt es vulkanische Aktivität, wenn auch geologisch jüngsten Ursprungs. Die Kanarischen Inseln hatten Eruptionen bis vor Kurzem (die letzte auf La Palma im Jahr 1971, Vulkan Teneguía).

Die Gefahr eines Ausbruchs hängt mit der Viskosität der Lava zusammen: Je höher die Viskosität, desto höher ist ihre Brisanz (Explosivität). Die Explosion von Magma hängt von seiner Viskosität und seinem Gasgehalt ab. Wenn das Magma zähflüssig und sehr gasreich ist, explodiert es heftig und schleudert Fragmente von flüssigem Magma und herausgerissenen Gesteinen aus dem Schlot.

Arten von Vulkanausbrüchen

• Effusiv (Cushing): Freisetzung von Material, das die Wände des Vulkans hinabgleitet (Lava). Aufgrund ihrer langsamen Geschwindigkeit sind sie für Menschen ungefährlich.
• Explosiv: Sie sind viel gefährlicher und können heiße Wolken (die sich mit 100 km/h am Fuß des Vulkans bewegen) oder Regen aus Asche und feinem Material, genannt Lapilli, erzeugen.

Die im Erdinneren erzeugte Wärme ist verantwortlich für die innere Dynamik. Diese innere Hitze, kombiniert mit Druck, führt dazu, dass Material schmilzt oder in andere Gesteine und Mineralien umgewandelt wird, sodass ihre Bedingungen den neuen thermodynamischen Gegebenheiten entsprechen.

Verformung von Gesteinen

Wenn ein Gestein einer Belastung (Stress) ausgesetzt ist, reagiert es auf drei Arten:

• Elastische Verformung: Nachdem die Belastung, die zur Verformung führte, verschwindet, kehrt das Gestein in die Ausgangsposition zurück.
• Plastische Verformung: Das Gestein verformt sich und kehrt nicht in die Ausgangsposition zurück.
• Bruch: Die Trennung in Fragmente.

Die Verformung hängt von mehreren Faktoren ab, wie der Intensität der Belastung, der Beschaffenheit des Gesteins, dem Druck, der Temperatur und der Zeit.

Es gibt zwei Arten von fundamentalen Belastungen, denen Gesteine ausgesetzt sind:

• Kompression: Führt dazu, dass Gesteinsformationen verkürzt werden.
• Spannung (Zug): Führt dazu, dass Gesteinsformationen verlängert werden.

Falten (Folds)

Sie sind das Ergebnis einer plastischen Verformung durch Druckfestigkeit, die dazu führt, dass Schichten wellenartig gefaltet werden.

Elemente einer Falte

• Axialebene: Imaginäre Oberfläche, die durch das Scharnier verläuft.
• Scharnier: Linie der maximalen Krümmung einer Falte.
• Flanken: Bereiche der Falte zwischen zwei aufeinanderfolgenden Scharnieren; die Seiten der Falten.
• Kamm (Cresta): Bereich, der die höchsten oder niedrigsten Punkte einer Falte enthält.
• Achsenspur: Schnittpunkt der Axialebene mit der topografischen Oberfläche.
• Vergenz: Neigung der Axialebene.

Klassifikation der Falten

Je nach Stellung der Schichten im Kern der Falte:

• Antiklinale: Wenn die ältesten Schichten im Kern der Falte liegen. (Merksatz: Die Falte hat die Form eines A).
• Synklinale (Mulde): Wenn die jüngeren Schichten im Kern der Falte erscheinen.

Je nach Grad der Kompression der Flanken:

• Isopach: Die Seiten zeigen keine Verdickung oder Verdünnung.
• Anisopach: Sie weisen eine Ausdünnung an den Flanken auf.

Nach der Konvergenz:

• Aufrecht (Rektum)
• Apt
• Liegend
• Liegerad

Störungen (Fallas)

Wenn die Belastung, der das Gestein ausgesetzt ist, ausreicht, um es zu brechen und die Fragmente zu verschieben, entsteht eine Störung (Verwerfung).

Teile einer Störung

• Störungsfläche: Oberfläche der Verschiebung der beiden Blöcke. Sie ist in der Regel eine gekrümmte Oberfläche und ist in Bezug auf die Vertikale geneigt.
• Sprunghöhe: Verschiebung zwischen den beiden Blöcken. Kann in vertikaler Richtung oder entlang der Störungsfläche gemessen werden.

Arten von Störungen

• Normalstörung: Wenn die Störungsfläche oder das Einfallen zum abgesunkenen Block hin geneigt ist.
• Aufschiebung (Reverse Störung): Wenn die Störungsfläche oder das Einfallen zum angehobenen Block hin geneigt ist.
• Blattverschiebung (Horizontalverschiebung): Wenn die Verschiebung der Blöcke nicht vertikal erfolgt und weder ein Block angehoben noch abgesunken ist; die Blöcke bewegen sich horizontal.

Verband von Falten und Störungen

• Antiklinorium: Vereinigung von Falten, die ein positives Relief verursachen (Vereinigung von Antiklinalen).
• Hauptmulde (Synklinorium): Vereinigung von Falten, die ein negatives Relief verursachen (Vereinigung von Synklinalen).
• Deckenfalten (Mantos Folding): Vereinigung von liegenden Falten, die bei der Kollision zweier tektonischer Platten große Gebirgsformationen bilden.
• Horste: Tektonische Störungen, die durch die Vereinigung von Blöcken entstehen und ein erhabenes Relief erzeugen.
• Gräben: Vereinigung von Störungen, die dazu führen, dass Blöcke versinken und ein negatives Relief erzeugen.

Klüfte (Gelenke)

Dies sind Frakturen, die in Gesteinen auftreten, wenn die relative Verschiebung zwischen den Blöcken Null oder sehr gering ist (eine nicht entwickelte Störung, bei der keine Verschiebung stattgefunden hat).

Gesteinsentstehung und Metamorphose

Ursprung der Gesteine

• Magmatische oder magmatische Gesteine
• Metamorphe Gesteine
• Sedimentgesteine

Magmatismus

Magma ist eine geschmolzene Mischung aus Mineralien und chemischen Verbindungen, die hauptsächlich aus Silizium besteht. Diese Mischung setzt sich aus festen, flüssigen und gasförmigen Elementen zusammen. Sie bildet Mineralien, die als Silikate bezeichnet werden. 80% des Magmas entsteht an konstruktiven Rändern (Rücken) und der Rest in Subduktionszonen. Ein kleiner Teil bildet sich in der Mitte der Platten, den sogenannten „Hot Spots“.

Bowen’sche Kristallisationsreihe

Die Mineralien kristallisieren nicht alle gleichzeitig aus einem Magma. Das erste Mineral, das kristallisiert, ist der Olivin, und später, wenn die Temperatur abnimmt, kristallisieren die verbleibenden Mineralien.

Einmal gebildet, haben die Mineralien zwei Möglichkeiten: Sie ändern ihre Zusammensetzung progressiv (kontinuierliche Reaktionsreihe) oder sie reagieren mit dem flüssigen Magma und bilden ein anderes Mineral mit einer komplizierteren Struktur (diskontinuierliche Reaktionsreihe).

• Diskontinuierliche Reaktionsreihe (Melanokrate/schwarze Mineralien): Olivin, Pyroxene, Amphibol, Biotit.
• Kontinuierliche Reaktionsreihe (Leukokrate/helle Mineralien): Plagioklas (von Calcium zu Natrium).

Wenn das Magma abkühlt, beginnt das Ende des einen Minerals, das nächste zu bilden. Zuerst entsteht Calcium-Plagioklas; wenn das Magma weiter abkühlt, erscheint Natrium-Plagioklas.

Herkunft und Evolution von Magmen

Magmen stammen aus Gesteinen des oberen Mantels oder der tiefen Kruste. Die in Vulkanlava gemessenen Temperaturen liegen zwischen 700 und 1200 °C. Die Asthenosphäre (Schmelzzone im oberen Mantel) liegt an den Rücken sehr nahe an der Oberfläche und hat Temperaturen von 1000–1500 °C. Der Anstieg des Drucks mit zunehmender Tiefe bewirkt, dass die Schmelzpunkte der Mineralien steigen. In vielen Fällen führt eine Temperaturerhöhung zu einer teilweisen Schmelze, und das magmatische Fluid hat eine andere Zusammensetzung als das ursprüngliche Gestein.

Prozesse der Magma-Evolution

Die wichtigsten Prozesse, die die ursprüngliche Zusammensetzung des Magmas verändern und verschiedene andere Gesteine erzeugen können, sind:

• Gravitative Differenzierung: Die gebildeten Kristalle fallen auf den Boden der Magmakammer.
• Migration von Flüssigkeiten oder magmatischen Gasen: Durch den Druck auf das Magma können einige Flüssigkeiten oder Gase in höhere Bereiche aufsteigen.
• Assimilation: Das Magma wird auf seinem Weg zur Oberfläche verunreinigt und ändert seine Zusammensetzung, indem es Gesteine unterschiedlicher Zusammensetzung schmilzt und aufnimmt.

Typen von Magmen

Geologen glauben, dass es zwei Grundtypen von Magmen gibt, aus denen alle magmatischen Gesteine stammen:

• Basaltmagma (säurearm): Stammt aus der Schmelze des Mantels. Sie sind arm an Kieselsäure.
• Granitmagma (säurereich): Gebildet durch die Schmelze der tiefen Kruste. Sie sind reich an Kieselsäure.

Magmatische Gesteine

• Plutonite (Tiefengesteine): Sie bilden sich, wenn ein Magma aus dem Erdinneren aufsteigt, abkühlt und erstarrt, bevor es die Oberfläche erreicht. Beispiele: Granit, Granodiorit, Gabbro.
• Vulkanische Gesteine (Ergussgesteine): Sie entstehen, wenn ein Magma die gesamte Kruste durchdringt und ohne Verfestigung austritt. Das Magma kühlt schnell ab. Beispiel: Basalt.

Metamorphe Gesteine

Wenn ein Gestein jeglicher Art (plutonisch, vulkanisch oder sedimentär) enormen Belastungen, hohen Temperaturen oder beidem gleichzeitig ausgesetzt ist, erfährt es signifikante Veränderungen in seiner Zusammensetzung, Struktur oder beidem. Diese Veränderung führt zur Bildung von Mineralien, die den neuen thermodynamischen Bedingungen entsprechen. Das neue Gestein, das aus verschiedenen Mineralien gebildet wird, heißt Metamorphit. Eine Voraussetzung für den metamorphen Prozess ist, dass Druck und Temperatur nicht so groß sind, dass sie eine Gesteinsschmelze verursachen, da in diesem Fall plutonische Gesteine entstehen würden.

Metamorphe Mineralien

Im Allgemeinen sind die Hauptmineralien metamorpher Gesteine die gleichen wie die magmatischer Gesteine, obwohl sie einige spezielle Mineralien aufweisen:

• Andalusit, Sillimanit und Disthen: Sie haben die gleiche chemische Formel (Aluminium, Silizium und Sauerstoff), entstehen aber unter unterschiedlichen Temperaturen und Drücken.
• Granate: Eine Reihe von Eisensilikaten.
• Staurolith: Ein hydratisiertes Aluminiumsilikat des Eisens.
• Chlorit: Hat eine ähnliche Struktur wie Biotit.

Intensität der Metamorphose

Metamorphe Zonen sind Bereiche im Erdinneren, die durch die Temperatur definiert sind, die oft mit der Tiefe zunimmt. Man unterscheidet:

• Epizone (niedriggradige Metamorphose): Temperaturen zwischen 200 und 450 °C.
• Mesozona (mittlere Metamorphose): Temperaturen zwischen 450 und 650 °C.
• Catazona (hochgradige Metamorphose): Temperaturen von 650 °C bis zum Schmelzpunkt des Gesteins.

Arten der Metamorphose

Die Klassifizierung erfolgt basierend auf Druck, Temperatur und der Intensität, mit der jeder Faktor wirkt.

• Versenkungsmetamorphose: Der entscheidende Faktor ist der vertikale Druck aufgrund der Schwerkraft.
• Dinamometamorphose: Entsteht, wenn gerichteter Druck der dominierende Faktor ist.
• Kontakt- oder thermische Metamorphose: Der limitierende Faktor ist die Temperatur. Sie entsteht, wenn ein heißes Magma die umgebenden Gesteine rekristallisiert.
• Regionale Metamorphose: Sie ist die häufigste. Wirkende Faktoren sind Zeit, Druck und Temperatur. Betrifft große Bereiche der Erdkruste, sowohl in Subduktionszonen als auch in Kollisions-Orogenen.
• Metasomatose: Entsteht, wenn Wasser, beladen mit verschiedenen Produkten, insbesondere aus heißen Gebieten, in die Gesteine fließt und Reaktionen verursacht, die die Zusammensetzung des Gesteins verändern.

Struktur metamorpher Gesteine

Da diese Gesteine aus kristallisierten Mineralien bestehen, sind sie kristalline Gesteine. Es können zwei Strukturtypen gefunden werden:

• Nicht-blättrig (massig): Diese Gesteine sind leicht mit Plutoniten und sogar mit Sedimenten zu verwechseln. Beispiele: Quarzit, Marmor.
• Blättrig (geschiefert): Dies ist das charakteristische Merkmal.

Die sehr feine Kristallgröße führt zu einer schieferigen Struktur, der Schieferung (z. B. Schiefertafeln). Mittelkörnige Kristalle ergeben eine gröbere Bänderung, die Schieferung genannt wird (z. B. Schiefer). Grobe Kristalle sind in dickeren Bändern oder Streifen gruppiert, den Gneisen, die helle und dunkle Farben aufweisen (z. B. Gneis).

Seismische Wellen und Erdstruktur

Haupttypen seismischer Wellen

Es gibt drei Haupttypen von seismischen Wellen:

• P-Wellen (Primär- oder Hauptwellen): Sie sind die schnellsten. Sie vibrieren in der gleichen Richtung wie die Ausbreitungsrichtung.
• S-Wellen (Sekundärwellen): Sie sind langsamer als P-Wellen. Sie vibrieren senkrecht zur Ausbreitungsrichtung. Sie können Flüssigkeiten nicht durchqueren.
• Oberflächenwellen: Sie erreichen die Oberfläche und führen zu Katastrophen. Es gibt zwei Arten von Oberflächenwellen:
  • R-Wellen (Rayleigh): Bewegen die Substratpartikel in einer kreisförmigen Bewegung auf und ab, was zu einer Verschiebung nach vorne und hinten führt.
  • L-Wellen (Love): Führen zu einer seitlichen Bewegung, die senkrecht zur Ausbreitungsrichtung schwingt.

Merkmale seismischer Wellen

• Je größer die Dichte des durchquerten Materials, desto geringer ist die Wellengeschwindigkeit; je höher die Steifigkeit, desto größer ist ihre Geschwindigkeit.
• S-Wellen breiten sich nicht in Flüssigkeiten aus.
• Die Bahnen der P- und S-Wellen sind in bestimmten Bereichen der Erde gekrümmt und werden beim Übergang von einem Medium zum anderen mit sehr unterschiedlichen Eigenschaften gebrochen (z. B. an der Kern-Mantel-Grenze).

Diskontinuitäten und Erdaufbau

Die Untersuchung seismischer Wellen zeigt, dass die Erde eine geschichtete Struktur hat. Jeder plötzliche Wechsel in der Geschwindigkeit der Wellenausbreitung deutet darauf hin, dass sie in eine neue Art von Material oder einen Zustand mit unterschiedlicher Viskosität eintritt. Diese scharfen Unterschiede werden Diskontinuitäten genannt.

• Die erste liegt bei 10 km unter den Ozeanen und 30–40 km unter den Kontinenten. Sie trennt die Kruste vom Mantel und heißt Mohorovičić-Diskontinuität.
• Die zweite befindet sich in etwa 670 km Tiefe, heißt Repetti-Diskontinuität und markiert den Übergang zwischen oberem und unterem Mantel.
• Die dritte liegt bei 2.900 km und wird als Gutenberg-Diskontinuität bezeichnet. Sie trennt den Kern vom Mantel.
• Die vierte Diskontinuität tritt bei 5.100 km auf und heißt Wiechert-Lehmann-Diskontinuität (trennt äußeren und inneren Kern).

Geochemische Gliederung der Erde

92% der Erde bestehen aus Eisen (34,6%), Sauerstoff (29,2%), Silizium (15,2%) und Magnesium (15,2%). Diese Chemikalien verbinden sich zu Mineralien und verteilen sich in größeren Schichten:

• Kruste (Cortex): Die äußerste Schicht, zwischen 8 und 70 km dick. Hier konzentrieren sich die leichteren Elemente.
• Mantel (Manto): Nimmt die größte Masse der Erde ein und reicht bis 2.900 km Tiefe. Der Anteil der schweren Elemente ist höher als in der Kruste.
• Kern (Core): Nimmt den Mittelpunkt der Erde ein. Hier findet sich der höchste Prozentsatz dichter Elemente wie Eisen.

Dynamische Gliederung der Erde

Basierend auf dem Verformungsverhalten der Materialien werden vier Schichten unterschieden:

• Lithosphäre: Die äußerste Schicht von starrer und spröder Natur. Geschätzte durchschnittliche Dicke beträgt 100 km. Sie besteht aus der Erdkruste und dem obersten Teil des oberen Mantels.
• Asthenosphäre: Hat eine durchschnittliche Dicke von 200 km. Bildet den unteren Teil des oberen Mantels. Wird auch als Kanal niedriger Geschwindigkeit bezeichnet, da die seismische Wellengeschwindigkeit in ihr drastisch abnimmt.
• Mesosphäre: Entspricht dem Rest des Mantels.
• Endosphäre: Deckt sich mit dem Kern.

Struktur und physikalisch-chemische Beschaffenheit

Es gibt zwei grundlegende Arten von Kruste: ozeanische Kruste und kontinentale Kruste.

Die Ozeanische Kruste

• Sie hat eine wesentlich geringere Dicke als die kontinentale Kruste (maximal 12 km).
• Ihr äußerer Bereich wird durch Sedimente gebildet.
• Darunter liegt eine Schicht aus vulkanischen Gesteinen basaltischer Zusammensetzung, die durch die Abkühlung des geschmolzenen Teils des Mantels an der Oberfläche entstehen.
• Der tiefste Teil der ozeanischen Kruste ist Gabbro, ein Gestein, das eine langsame Abkühlung im Erdinneren durchlaufen hat und dessen gesamtes Volumen aus Kristallen besteht.
• Die ozeanische Kruste ist im Vergleich zur kontinentalen Kruste jung.

Die Kontinentale Kruste

• Sie bildet die Kontinente und den Kontinentalschelf (die untergetauchten Ränder).
• Im Gegensatz zur ozeanischen Kruste ist die kontinentale Kruste sehr alt (bis zu 4.000 Millionen Jahre).
• Es gibt drei verschiedene Bereiche:
  • Oberfläche: Gefaltete (oder ungefaltete) Sedimentgesteine.
  • Zwischenzone: Metamorphe Gesteine mittlerer Intensität mit Plutonen (Granit).
  • Tiefenzone: Hochgradige Metamorphite, die durch Druck und Temperatur sowie basische Intrusionen entstanden sind.

Der Mantel

• Für seine Untersuchung gibt es weniger Beweise als für die Kruste.
• Er reicht bis 2.900 km Tiefe.
• Er besteht aus ultramafischen Gesteinen, die arm an Siliziumdioxid und reich an Olivin und Pyroxen sind.
• Eine seiner wichtigsten Eigenschaften ist seine Dynamik, da Konvektionsströme auftreten, die die innere Wärme an die Oberfläche transportieren.

Der Kern

• Der äußere Kern ist flüssig.
• Die Temperatur kann etwa 4000–5000 °C betragen.
• Der Kern erzeugt ein Magnetfeld, das seit etwa 3.500 Millionen Jahren in den Gesteinen aufgezeichnet ist.
• Er soll hauptsächlich aus Eisen bestehen.

Historische Theorien und Plattentektonik

Ursprung der Gebirge: Kontraktion vs. Mobilität

Bis in die frühen 60er Jahre, als man begann, den Meeresboden besser zu verstehen und die Daten des Erdmagnetismus zu interpretieren, war die wissenschaftliche Gemeinschaft zwischen zwei Denkschulen gespalten: der Kontraktionstheorie und der Mobilitätstheorie.

Die Kontraktionstheorie basierte auf der Geosynklinaltheorie, die besagte, dass sich in schmalen, aber kilometerlangen Linien im Laufe der Zeit riesige Mengen an Sedimenten ansammelten, die durch horizontale Druckkräfte (Kontraktion) aufstiegen und gefaltete Gebirgsketten bildeten. Die Idee, dass die Erde infolge der Abkühlung langsam schrumpfte, wurde jedoch durch die Entdeckung der Radioaktivität der Erde und damit der Möglichkeit einer Wärmequelle im Inneren des Planeten in Frage gestellt.

Die Mobilitätstheorie stützte sich auf die alte Idee der Kontinentalverschiebung, obwohl die größte Schwierigkeit darin bestand, dass keine ausreichenden Daten zur Rechtfertigung der Bewegung der Landmassen geliefert wurden. Aber 1911 stellte Wegener, ein deutscher Meteorologe, mit einer Fülle von Argumenten und Fakten die Idee auf, dass die Kontinente nicht fixiert waren, sondern sich im Laufe der geologischen Zeit verschoben hatten.

Wegeners Theorie, bekannt als Kontinentaldrift, beschrieb, wie ein großer Urkontinent, den er Pangäa nannte, in viele kleinere Kontinente zerbrach. Diese Kontinente bewegen sich im Laufe der Zeit und bilden die heutigen Landmassen und Gebirge.

Die Theorie der Plattentektonik (Wilson, 1965)

Nach der 1965 von Wilson vorgeschlagenen Theorie ist die Erde wie ein Puzzle in eine Reihe von starren Einheiten, den Lithosphärenplatten, unterteilt. Die Platten sind durch ein Netzwerk von seismischen und vulkanischen Gürteln, Ketten von Seebergen und vulkanischen Inselbögen über die gesamte Erdoberfläche getrennt. Es ist allgemein anerkannt, dass die Erde in 12 Platten unterschiedlicher Größe unterteilt ist. Es gibt rein ozeanische Platten, obwohl es üblich ist, dass Platten einen kontinentalen Teil (gebildet aus kontinentaler Lithosphäre) und einen ozeanischen Teil haben.

Plattengrenzen

Platten können sich trennen, kollidieren oder seitlich aneinander vorbeigleiten. Die Bereiche, in denen dies geschieht, werden jeweils genannt: Mittelozeanische Rücken, Subduktionszonen und Transformstörungen. In diesem Zusammenhang können drei Arten von Grenzen oder Rändern unterschieden werden:

• Konstruktive Grenzen (Rücken): Dies sind Gebiete, in denen ständig ozeanische Lithosphäre geschaffen wird. Sie liegen meist in der Mitte der Ozeane. Das Material kommt aus dem Inneren. Die Platten trennen sich.
• Destruktive Grenzen (Subduktionszonen): Dies sind Bereiche, in denen Platten zerstört werden, indem die ozeanische Lithosphäre unter die kontinentale Lithosphäre eindringt (Subduktionszone genannt). Sie befinden sich in der Regel in der Nähe der Kontinentalränder. Subduktion tritt auch auf, wenn zwei ozeanische Platten konvergieren. Die Platten kollidieren und eine sinkt unter die andere. Das Material wird im Inneren geschmolzen.
• Konservative Grenzen (Transformstörungen): Dies sind Plattengrenzen, an denen die Lithosphäre weder erzeugt noch zerstört wird. Es sind Ränder, die die relative Bewegung der Platten durch Bruchlinien, sogenannte Transformstörungen, ermöglichen. Parallele Verschiebung der Blöcke.

Beweise für die Plattentektonik

• Passende Küstenlinien: Wenn man die Kontinente auf der Ebene der Abgrenzung des Kontinentalschelfs (etwa 2.000 m unter dem Meeresspiegel) zusammenfügt, ist die Übereinstimmung der Massen sehr groß.
• Passende Gesteinsformationen auf fernen Kontinenten: Es gibt eine Übereinstimmung von Gesteinen, die älter als 100 Millionen Jahre sind, der Zeit, in der die Trennung des ursprünglichen Kontinents (Pangäa) begann.
• Die Kontinuität der Alpenkette und die Ausrichtung der Faserbrüche: Die jüngsten Gebirgsketten, die Alpen, entstanden vor etwa 25–30 Millionen Jahren. Es ist bemerkenswert, dass ihre Verteilung über die Erde zu keiner Zeit unterbrochen wird. Bei älteren Gebirgsketten, die während der Herzynischen Faltung (vor über 300 Millionen Jahren) entstanden, sind die Störungen größer, aber ihre Kontinuität kann geschätzt werden, wenn die Kontinente zusammengefügt werden.