Geologie Zusammenfassung: Ursprung der Erde, Landmerkmale & Erdinneres

Biologie Zusammenfassung – Geologie

Der Ursprung der Erde (ca. 4.600.000.000 Jahre)

Der Ursprung der Erde ist eng mit der Entstehung des Sonnensystems verbunden. Alles begann mit einem Nebel (einer Ansammlung von Gas und Staub), der sich immer schneller drehte. Durch diese Drehung konzentrierte sich in der Mitte eine große Menge Wasserstoff, wodurch die Sonne entstand.

Die Akkretionstheorie besagt, dass ein Teil des Nebels zu Planetesimalen führte (verschiedene Gesteine, die im Raum schwebten). Diese kollidierten miteinander und bildeten eine geschmolzene Masse aus Gesteinen, die als die primitive Erde bekannt ist.

Die geschmolzene Masse drehte sich weiter, was zur externen Abkühlung von innen heraus führte. Durch diese Abkühlung bildete sich eine geschichtete Erde, da verschiedene Gesteinsarten entstanden. Weniger dichte Gesteine wanderten nach außen, während die dichtesten im Erdinneren verblieben.

Landmerkmale

Aufgrund ihrer Entstehung hat die Erde eine Reihe von Eigenschaften erworben:

• Die Form der Erde ist nicht perfekt kugelförmig, sondern am Äquator verbreitert und an den Polen abgeflacht. Der polare Radius der Erde beträgt 6371 km, während der Äquatorialradius 6378 km. Aus diesen Daten lassen sich viele Informationen ableiten, wie z.B. das Volumen der Erde, der mittlere Radius, die Masse, der Umfang usw.
• Die Erde rotiert um eine imaginäre Achse mit einer Neigung von etwa 23 Grad. Diese Bewegung wird als Rotation bezeichnet. Außerdem dreht sie sich um die Sonne, was zu den Jahreszeiten führt. Diese Bewegung wird als Translation bezeichnet.
• Bezogen auf die Sonne sind wir der dritte Planet in einer Entfernung von 150 Millionen km.
• Nach ihrer Struktur ist die Erde ein Planet, der aus Schichten besteht, ein Wasserplanet an der Oberfläche und durch eine Gasschicht vor äußeren Einflüssen geschützt.

Studien zum Verständnis des Erdinneren

Direkte Methoden

Direkte Methoden ermöglichen die Analyse von Proben. Untersuchungen haben ergeben, dass Oberflächengesteine eine durchschnittliche Dichte von 2,7 g/cm³ aufweisen. Dies deutet darauf hin, dass die Materialien im Erdinneren viel dichter sind.

Weitere direkte Studien umfassen die Untersuchung von Vulkanen, die uns Einblicke in die Zusammensetzung der Gesteine des Erdinneren geben.

Die Untersuchung von Meteoriten liefert uns auch direkte Informationen darüber, wie der Planet in der Vergangenheit aufgebaut war (es gibt Eis-, Eisen- und Basaltmeteoriten usw.).

Indirekte Methoden

Indirekte Methoden nehmen keine direkten Proben. Physikalische und gravimetrische Untersuchungen, wie z.B. die Messung der Schwerkraft, haben Gravitationsanomalien aufgedeckt, was darauf hindeutet, dass die Erde heterogen ist.

Darüber hinaus zeigen Untersuchungen des Erdmagnetfelds, dass ein magnetischer Kompass auf einen bestimmten Punkt zeigt. Dieser hat sich im Laufe der Geschichte verändert, was ebenfalls auf Anomalien hindeutet. Dieser Magnetismus wird durch einen festen Eisenkern (Fe) im Zentrum der Erde verursacht, der in einer Metallschmelze liegt.

Seismologie

Die Seismologie ist die Wissenschaft der Erdbeben. Sie untersucht das Erdinnere mithilfe von seismischen Wellen. Diese entstehen in der Erdkruste im Hypozentrum (Ausgangspunkt eines Erdbebens). Von dort aus breiten sich die Wellen durch das Erdinnere aus, wobei ihre Geschwindigkeit und Richtung vom durchquerten Material abhängen.

Seismische Wellen werden von Seismographen aufgezeichnet und von Seismologen untersucht.

Mithilfe der vom Seismographen erstellten Land-Grafiken können Diskontinuitäten entdeckt werden (imaginäre Flächen im Erdinneren, an denen seismische Wellen ihre Richtung und Geschwindigkeit ändern).

• Mohorovičić-Diskontinuität: Die Grenze zwischen der Kruste und dem Mantel in einer Tiefe von 30 km. Die Wellen durchlaufen eine Geschwindigkeitserhöhung.
• Repetti-Diskontinuität: Befindet sich in einer Tiefe von 670 km, wo die Wellen eine Geschwindigkeitserhöhung durchlaufen.
• Gutenberg-Diskontinuität: Befindet sich in einer Tiefe von 2900 km. S-Wellen verschwinden, während P-Wellen ihre Geschwindigkeit verringern.
• Lehmann-Diskontinuität: Befindet sich in einer Tiefe von 5100 km. P-Wellen erhöhen ihre Geschwindigkeit wieder.

Es gibt zwei Arten von seismischen Wellen:

P-Wellen (Primärwellen) sind die ersten, die von einem Seismographen erfasst werden. Sie bewegen sich schneller, ihre Bewegung ist geradlinig und longitudinal, und sie können sich durch feste und flüssige Medien ausbreiten.

S-Wellen (Sekundärwellen) sind die zweiten, die von einem Seismographen erfasst werden. Sie bewegen sich langsamer, ihre Bewegung ist transversal, und sie können sich nur durch feste Medien ausbreiten.

Erdinneren Modelle

Geochemisches Modell

Kruste: Von 0 bis 30 km Tiefe. Enthält Mineralien wie Granit, Silikat (Quarz, Feldspat, Glimmer), Aluminium, Sauerstoff usw.

Oberer Mantel: 30 bis 670 km Tiefe. Enthält Silikatgestein, das etwas dichter ist als die Kruste.

Unterer Mantel: Zwischen 670 und 2900 km Tiefe. Enthält Peridotit, Silizium und Magnesium sowie weniger Sauerstoff.

Äußerer Kern: Zwischen 2900 und 5100 km Tiefe. Enthält hauptsächlich Eisen und geringe Mengen an Nickel (flüssig).

Innerer Kern: Zwischen 5100 km und 6373 km Tiefe. Enthält hauptsächlich Eisen und Nickel (fest).

Geodynamisches und Geophysikalisches Modell

• Lithosphäre: Zwischen 0 und 150 km Tiefe. Umfasst die Kruste und einen Teil des Mantels. Ist kalt, hat niedrigen Druck und ist zerbrochen.
• Asthenosphäre: Zwischen 150 und 700 km Tiefe. In dieser Schicht steigt die Temperatur stark an. Außerdem wurden radioaktive Elemente gefunden. Sie ist eine sehr weiche und plastische Schicht, so dass die Lithosphäre in sie einsinken kann, wie im Fall der Antarktis, die untergetaucht ist, oder des Himalaya, dessen Oberfläche durch die Hitze aus dem Erdinneren nach oben gedrückt wurde.
• Mesosphäre: Zwischen 700 und 2900 km Tiefe. Ist fest, starr, mit hohem Druck und Temperatur. Wird durch den Druck weniger weich. Der tiefste Teil der Mesosphäre beginnt an der D-Schicht-Grenze.
• D-Schicht: Die Gesteine beginnen an dieser Grenze aufgrund der hohen Temperaturen zu schmelzen, da der Druck nicht in der Lage ist, die Gesteine festzuhalten. In einigen Fällen kommt die Wärme durch Strahlung heraus, was zu einer Art Vulkanismus führt.
• Äußerer Kern: Zwischen 2900 km und 5100 km. Die Physik der Materialien ist flüssig, da sie aufgrund der enormen Temperaturen geschmolzen bleiben, d.h. seit der Entstehung der Erde erhalten geblieben sind. Diese Wärme wird durch einen Konvektionsprozess verloren.
• Innerer Kern: Eisen wird aufgrund des enormen Drucks fest.

Das dynamische Modell erklärt, dass die Erde langsam durch Strahlung oder Konvektion abkühlt.

Die tektonischen Platten der Erde bewegen sich durch Konvektion im Erdinneren.

Wenn die Hitze an die Oberfläche gelangt, verursacht sie alle geologischen Ereignisse wie Erdbeben oder Vulkane. Sobald der Kern seine Wärme verloren hat, werden diese Ereignisse nicht mehr stattfinden.

Die Erdkruste

Die Erdkruste ist die oberflächliche Schicht der Erde. Sie hat eine Dicke von etwa 30 km und ist eine heterogene Schicht. Es gibt zwei Arten von Kruste:

Kontinentale Kruste

Die kontinentale Kruste ist sehr alt, da es Gesteine gibt, die 3.900.000.000 Jahre alt sind. Es gibt keine älteren Gesteine, da die Gesteine vor 4.000.000.000 Jahren vollständig geschmolzen waren. Die durchschnittliche Dichte beträgt 2,7 g/cm³. Die Kruste ist im Entstehen.

Vertikal betrachtet besteht die erste Ebene aus Sedimentgestein. Darunter befindet sich eine Ebene aus magmatischem Gestein mit massivem Granit. Im tiefsten Bereich befinden sich metamorphe Gesteine, die durch Druck entstanden sind.

Horizontal betrachtet gibt es Kratone (sehr alte und abgenutzte Gesteine, die groß, flach und sehr stabil sind) und Orogene (Gesteine, die nicht älter als 200.000.000 Jahre sind, die aktuellen Gebirgszüge und sehr instabil sind).

Die kontinentale Kruste hat eine Begrenzung am Kontinentalschelf (überflutete Gebiete mit einer Tiefe von bis zu 200 m).

Ozeanische Kruste

Die ozeanische Kruste ist sehr dünn, aber die Materialien haben eine höhere Dichte von mehr als 3 g/cm³. Diese Kruste besteht aus sehr jungen Gesteinen, die nicht älter als 200.000.000 Jahre sind.

Vertikal betrachtet besteht sie hauptsächlich aus magmatischem Gestein, wobei Basalt an der Oberfläche als Kissenlava bezeichnet wird.

Analysiert man sie, findet man einen starken Abfall, der als Kontinentalhang bezeichnet wird. Sobald man den Meeresboden erreicht, befinden sich dort die Tiefseeebenen, wo sich im Zentrum die mittelozeanischen Rücken (Unterwassergebirge, die durch Vulkane entstanden sind) befinden. In einigen Ozeanen, auch in der Nähe des Fußes des Hangs, befinden sich die Ozeangräben, die tiefe, lange und schmale U-Boot-Gräben sind (z.B. der Marianengraben mit einer Tiefe von 11 km).

Theorie der Lithosphärenplatten und ihre Grenzen

Die Lithosphäre ist eine Schicht, die die gesamte Kruste und einen kleinen Teil des Mantels umfasst. Aufgrund ihrer physikalischen Eigenschaften ist sie zerbrochen, wodurch die sogenannten Lithosphärenplatten entstehen. Sie bewegen sich aufgrund der kontinuierlichen Abkühlung der Erde durch Konvektion und Kunststoffe, auf denen sie ruhen.

Je nach Größe gibt es Makroplatten und Mikroplatten. Eine gemischte Platte besteht gleichzeitig aus kontinentaler und ozeanischer Kruste.

Typen von Plattengrenzen

Auseinanderdriftende oder konstruktive Grenzen: An diesen Grenzen entsteht neue Lithosphäre. Diese Grenzen befinden sich in Gebieten, in denen sich die Rippenachsen befinden.

Zerstörerische Grenzen: An diesen Grenzen wird ständig Lithosphäre zerstört. Sie befinden sich in den Gräben.

Neutrale oder passive Grenzen: An diesen Grenzen wird keine Lithosphäre erzeugt oder zerstört, sondern die Platten gleiten aneinander vorbei, ohne sich zu trennen oder zusammenzustoßen, was zu Transformstörungen führt.

Plattendynamik

Divergierende Grenzen: Die Rippen fallen mit den mittelozeanischen Rücken zusammen. Es handelt sich um Hotspots, an denen Vulkanismus auftritt. Daher entsteht während der Bildung eines Rückens ein Ozean. Dieser Prozess wird als Ausdehnung des Meeresbodens bezeichnet. Es handelt sich um Trennungsgrenzen.

Diese Grenzen entstehen durch Massen, die einen kleinen Riss bilden (einen Längsriss im kontinentalen Boden, der im Laufe der Zeit überläuft und sehr ungewöhnliche Seen bildet, da sein Boden zu einem Ozeanboden geworden ist, weil ständig magmatisches Material entsteht, das beide Seiten schiebt). Im Laufe der Zeit wird daraus die Mündung eines U-Boot-Rückens.

Konvergente Grenzen: Sind aktive geologische Gebiete, in denen die Lithosphäre zerstört wird. An diesen Grenzen kommt es zur Bildung von ozeanischen Rücken und Gräben aus dem kontinentalen Sedimentmaterial, das sich am Fuß des Hangs sammelt, sowie zur Bildung von Inselbögen.

An diesen Grenzen gibt es ein Phänomen der Subduktion, bei dem der dichtere Boden unter den weniger dichten Boden abtaucht. Weiterer Boden mit geringerer Dichte innerhalb der Benioff-Zone zeigt, dass in Gebieten, in denen Subduktion auftritt, mehrere Ausbrüche einer seismischen Linie auftreten.

Es kann aber auch ein Phänomen der Obduktion geben, bei dem der Ozean durch die Schließung eines Ozeans mit zwei kontinentalen Massen zusammenstößt.

Neutrale oder passive Grenzen: Die Platten haben eine Gleitbewegung, da diese Bereiche zeitgleich mit den Transformstörungen verlaufen, die aus Brüchen bestehen, die entlang eines Bergrückens verlaufen. Wenn sie jedoch mit einer Plattengrenze übereinstimmen, gibt es eine Gleitbewegung zwischen ihnen.

Alfred Wegeners Kontinentaldrift

Alfred Wegener vertrat die konsequente Idee, dass sich Kontinente bewegen können, die in der Vergangenheit zu Pangäa zusammengefasst waren. Er erklärte, dass sie vor 100.000.000 Jahren durch Ursachen vereint waren, die er wissenschaftlich nicht erklären konnte. Er trug jedoch eine große Menge an Beweisen zusammen:

• Paläontologische Beweise: Fossilien wurden in Südamerika und Afrika gefunden und als identisch befunden.
• Geographische Beweise: Es ist möglich, die afrikanische Küste an Südamerika anzupassen.
• Paläoklimatische Beweise: Es gibt Überreste alter Gletscher, die zeigen, dass alle Kontinente vereint waren.
• Geologische Beweise: Es gibt Diamantenminen, die perfekt in Afrika und Südamerika passen.

Mit dieser Theorie gilt Alfred Wegener als Vater der modernen Geologie.

Wilson-Zyklus

Dieser Zyklus beschreibt die Theorie der Plattentektonik:

1. Er hat seinen Ursprung in der kontinentalen Kruste, die sehr kalt und spröde ist. Nach Erhalt der inneren Wärmeverluste wölbt sich die Kruste, bis sie zusammenbricht und ein intrakontinentaler Riss entsteht, der sich mit Seen füllt.
2. Die Seen erreichen eine ausreichende Dichte, um einen kleinen See zu bilden, der aus der Vereinigung aller Seen im Rift entsteht. In solchen Gebieten entsteht eine neue divergente Grenze.
3. Es folgt die eigentliche ozeanische Phase der stabilen Ränder. Dieses Gebiet ist voll von Sedimenten, die täglich gesammelt werden und sich am Fuß des Hangs ansammeln.
4. In dieser Phase kommt es zu einer Subduktion, die zur Entstehung einer neuen konvergenten Grenze führt, an der die Lithosphäre zerstört wird.
5. Die Ozeane werden deutlich reduziert.
6. Schließlich kommt es zur Obduktion, wenn das Meer sowie die kontinentale Kollision verschwinden und ein neues interkontinentales Gebiet entsteht.