Erforschung der Erde: Aufbau und Plattentektonik

Methoden zur Erforschung des Erdinneren

• Bohrungen und Bergbau: Direkte Untersuchungen sind nur bis etwa 13 km Tiefe möglich (Erdradius: 6371 km).
• Untersuchung von Gesteinen: Gesteine aus dem Erdinneren gelangen durch natürliche Prozesse wie Erosion oder Vulkanausbrüche an die Oberfläche.
• Meteoriten: Geben Aufschluss über die Zusammensetzung des frühen Sonnensystems, ähnlich der ursprünglichen Zusammensetzung der Erde.
• Seismische Methoden: Die effektivste Methode; basiert auf der Analyse seismischer Wellen, die bei Erdbeben entstehen oder künstlich erzeugt werden.

Seismische Wellen

• P-Wellen (Primärwellen): Höhere Geschwindigkeit, breiten sich in allen Medien aus (in Festkörpern schneller als in Flüssigkeiten). Die Gesteinspartikel schwingen in Ausbreitungsrichtung (Kompression/Dilatation).
• S-Wellen (Sekundärwellen): Geringere Geschwindigkeit, breiten sich nur in Festkörpern aus. Die Gesteinspartikel schwingen senkrecht zur Ausbreitungsrichtung.

Seismische Diskontinuitäten

Plötzliche Änderungen der Geschwindigkeit seismischer Wellen im Erdinneren, die auf Wechsel in der Zusammensetzung oder im Aggregatzustand hinweisen.

• Mohorovičić-Diskontinuität (Moho): Markiert die Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel. Liegt bei ca. 10 km Tiefe unter Ozeanen und 30-40 km unter Kontinenten.
• Gutenberg-Diskontinuität: Bei ca. 2900 km Tiefe. S-Wellen breiten sich nicht weiter aus, P-Wellen werden stark verlangsamt. Dies markiert die Grenze zum flüssigen äußeren Erdkern.

Schichten der Erde

Nach Zusammensetzung

• Erdkruste und Erdmantel: Bestehen hauptsächlich aus Gesteinen (Silikaten).
• Erdkern: Besteht hauptsächlich aus Metallen (Eisen und Nickel).

Nach physikalischen Eigenschaften

• Lithosphäre: Umfasst die Kruste und den obersten, festen Teil des Mantels. Starr.
• Asthenosphäre: Unterhalb der Lithosphäre; Teil des oberen Mantels. Duktil (plastisch verformbar).
• Mesosphäre: Der restliche, feste Mantel unterhalb der Asthenosphäre.
• Äußerer Kern: Flüssig.
• Innerer Kern: Fest.

Kontinentalverschiebung (Wegener)

Alfred Wegener sammelte als Erster Belege dafür, dass die Kontinente einst verbunden waren (Urkontinent Pangaea, vor ca. 200 Mio. Jahren). Er bemerkte:

• Die bessere Passform der Kontinente entlang ihrer Schelfränder (Kontinentalsockel).
• Übereinstimmende geologische Strukturen (Gebirge, Gesteinsalter) und Fossilienfunde über heutige Ozeane hinweg.

Seine Hypothese (1912): Die Kontinente "driften" auf einer darunterliegenden Schicht. Sie wurde zunächst abgelehnt, da der Mechanismus unklar war.

Strukturen des Ozeanbodens

Reliefmerkmale

• Mittelozeanischer Rücken (MOR): Ein über 60.000 km langes, unterseeisches Gebirgssystem, oft im Zentrum der Ozeane. Besitzt einen Zentralgraben (Rift Valley) und wird von Transformstörungen durchzogen.
• Tiefseegräben: Schmale, tiefe Einschnitte, meist entlang von Kontinentalrändern oder Inselbögen.

Zusammensetzung und Alter

Der Ozeanboden besteht hauptsächlich aus jungem Vulkangestein (Basalt), bedeckt von Meeressedimenten. Die jüngsten Gesteine finden sich direkt am Mittelozeanischen Rücken; das Alter nimmt mit zunehmender Entfernung vom Rücken zu.

Erdbeben- und Vulkangürtel

Erdbeben und Vulkane sind nicht zufällig verteilt, sondern konzentrieren sich in bestimmten Zonen (Gürteln), die oft zusammenfallen. Diese seismisch und vulkanisch aktiven Zonen markieren die Grenzen von Lithosphärenplatten, insbesondere Mittelozeanische Rücken, Tiefseegräben und junge Faltengebirge.

Lithosphärenplatten

Die Lithosphäre ist in mehrere starre Segmente unterteilt, die als Lithosphärenplatten (oder tektonische Platten) bezeichnet werden. Sie werden durch die seismisch aktiven Zonen voneinander getrennt.

Typen von Platten

• Nach Größe: Großplatten und Mikroplatten.
• Nach Art der Lithosphäre: Ozeanische Platten (z.B. Pazifische Platte), kontinentale Platten oder gemischte Platten (tragen Kontinente und Ozeanböden).

Subduktion

Subduktion ist der Prozess, bei dem ozeanische Lithosphäre an konvergenten Plattengrenzen (Tiefseegräben) unter eine andere Platte abtaucht und in den Erdmantel absinkt. Dort schmilzt das Material teilweise auf und führt zur Bildung von Magma, das Vulkane speist, die typischerweise auf der überfahrenden Platte parallel zum Tiefseegraben entstehen (z.B. Inselbögen, Vulkanketten auf Kontinenten).

Die Theorie der Plattentektonik

Die Theorie der Plattentektonik beschreibt die Bewegung der Lithosphärenplatten und die daraus resultierenden geologischen Prozesse. Grundprinzipien:

1. Die Lithosphäre ist in Platten unterteilt, die sich relativ zueinander auf der Asthenosphäre bewegen.
2. Die meiste geologische Aktivität (Erdbeben, Vulkanismus, Gebirgsbildung) konzentriert sich an den Plattengrenzen.
3. Ozeanboden wird an Mittelozeanischen Rücken neu gebildet (Ozeanspreizung) und an Subduktionszonen zerstört (Subduktion).
4. Die Bewegung und Interaktion der Platten führt zur Bildung von Ozeanen (Divergenz) und Gebirgen (Konvergenz, Kollision).

Arten von Plattengrenzen

Konstruktive (divergente) Grenzen

• Bewegung: Platten bewegen sich auseinander.
• Folge: Neue ozeanische Lithosphäre wird gebildet (Ozeanspreizung).
• Strukturen: Mittelozeanische Rücken, kontinentale Grabenbrüche (Rift Valleys).

Destruktive (konvergente) Grenzen

• Bewegung: Platten bewegen sich aufeinander zu (Kollision oder Subduktion).
• Folge: Ozeanische Lithosphäre wird zerstört (Subduktion).
• Strukturen: Tiefseegräben, vulkanische Inselbögen, Gebirgsketten.

Konservative (Transform-) Grenzen

• Bewegung: Platten gleiten horizontal aneinander vorbei.
• Folge: Lithosphäre wird weder neu gebildet noch zerstört.
• Strukturen: Transformstörungen (z.B. San-Andreas-Verwerfung).