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Plattenkollision

Plattenkollision

Die Plattentektonik ist die derzeit wichtigste Theorie der Geologie und Geophysik für die großräumigen Abläufe in der Erdkruste. Die Plattentektonik beschreibt die Bewegungen der Lithosphären-Platten - die sogenannte Kontinentalverschiebung - und die damit verbundenen Folgen. Zu diesen zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese) und Tiefseerinnen durch den Druck der Platten, sowie die Phänomene der Erdbeben und des Vulkanismus.

Allgemeines

Vulkanismus Grundlegend für die Plattentektonik ist die fragmentierte Struktur der Lithosphäre, die in 7 große Platten gegliedert ist:
- Pazifische und Antarktische Platte,
- Nord- und Südamerikanische Platte,
- Afrikanische und Eurasische Platte,
- und Indisch-Australische Platte. Daneben gibt es noch einige kleinere Platten wie zum Beispiel die Karibische Platte, Cocosplatte, Nazcaplatte, Somaliplatte, Arabische Platte und Philippinische Platte), über deren Zusammenhang jedoch unterschiedliche Angaben vorliegen. Die Platten sind durch Mittelozeanische Rücken oder durch Tiefseerinnen (-gräben) voneinander getrennt. An den Rücken entsteht aus basaltischem Magma, das aus dem Oberen Erdmantel emporsteigt, neue ozeanische Kruste, was man Ozeanboden-Spreizung oder Seafloor Spreading nennt. In den Tiefseerinnen sinkt die Kruste wieder in den Mantel ab und wird „verschluckt“ (subduziert). Die eigentlichen Kontinentalblöcke aus vorwiegend granitischem Material werden - zusammen mit den umgebenden Ozeanböden - wie auf einem langsamen Fließband von den Spreizungszonen weg beziehungsweise zu den Subduktionszonen hin geschoben. Nur eine Kollision mit einem anderen Kontinent kann diese Bewegung aufhalten. Da die kontinentale Kruste aber spezifisch leichter als jene der Ozeanböden ist, kann sie nicht mit dieser zusammen in die Subduktionszone abtauchen.

Geschichte der Theorie der Plattentektonik

Erste Hypothesen (17.-19. Jahrhundert)

Der offensichtlichste und daher am frühesten erkannte Hinweis auf die Kontinentaldrift ist die Ähnlichkeit im Verlauf der Ostküste Südamerikas und der Westküste Afrikas. Die älteste Vermutung einer Horizontalverschiebung als Ursache stammt von dem flämischen Kartografen Abraham Ortelius, in der Ausgabe seines Atlas Theatrum Orbis Terrarum von 1596. Als Antriebskraft dieser Vorgänge hat Ortelius Erdbeben und Fluten angenommen. 1596 Häufig wird der erste Hinweis Sir Francis Bacon im Jahre 1620 zugeschrieben, doch soll Bacon sich nur auf die Ähnlichkeit der Westküsten beider Kontinente, also die atlantische Küste von Afrika und die pazifische Küste von Südamerika bezogen haben (nach Keary und Vine, Global Tectonics, 1990, Blackwell Scientific Publications, Oxford). Dagegen soll auch der Theologie-Professor Theodor Christoph Lilienthal in Königsberg angesichts der Ähnlichkeit der gegenüberliegenden Küsten Südamerikas und Afrikas 1756 die Möglichkeit erwogen haben, daß sie einstmals nahe beieinander lagen. Das Auseinanderbrechen brachte er mit einer biblischen Katastrophe in Verbindung. Alexander von Humboldt beschrieb 1801 und 1845 die Ähnlichkeit der gegenüberliegenden Küsten Südamerikas und Afrikas und spekulierte, daß der Atlantik durch einen katastrophalen Strom ausgewaschen wurde. Im Jahre 1858 ging der US-Amerikaner Antonio Snider-Pellegrini einen Schritt weiter, als er die erste Karte veröffentlichte, auf der die Alte und die Neue Welt ohne trennenden Ozean zu sehen waren. Er mutmaßte, dass es die biblische Sintflut gewesen sei, welche die Kontinente voneinander getrennt habe. Um die Jahrhundertwende wurde das Auseinanderdriften des amerikanischen und des afrikanischen Kontinents mit der Entstehung des Mondes aus dem Pazifik in Verbindung gebracht. Der österreichische Geologe Eduard Suess (1831 - 1914) vertrat in seiner Buchreihe „Das Antlitz der Erde“ zunächst die Landbrücken-Theorie, um die markanten Ähnlichkeiten zwischen bestimmten fossilen Tier- und Pflanzenvergesellschaftungen auf verschiedenen heutigen Kontinenten zu erklären. Später postulierte er jedoch die Existenz von zwei ehemals zusammen hängenden großen Landmassen. Für die südlichere von beiden prägte Suess den zuvor bereits von anderen eingeführte Namen Gondwana-Land. Dieser Kontinent habe noch im Mesozoikum alle heutigen Kontinente der südlichen Hemisphäre, einschließlich Indien, umfasst. Zu Beginn des Känozoikums aber seien große Teile dieses Kontinents abgesunken und zu Ozeanen geworden.

Alfred Wegener und seine Gegner

Känozoikum, Glossopteris und Lystrosaurus erlauben die Rekonstruktion von Gondwana und sind damit Belege für die Existenz der Plattentektonik]] In seinem 1915 veröffentlichten Buch „Die Entstehung der Kontinente und Ozeane“ ([http://caliban.mpiz-koeln.mpg.de/~stueber/wegener/ Link zur vierten überarbeiteten Auflage von 1929]) folgerte Alfred Wegener (1880-1930) aus der genauen Passung der Küstenlinien von Südamerika und Afrika, dass diese Bruchstücke eines ehemals größeren Kontinents gewesen sein könnten, der in der erdgeschichtlichen Vergangenheit auseinander gebrochen war. Die Passung ist noch perfekter, wenn man nicht die Küstenlinien, sondern die Schelfränder, also die unter Wasser liegenden Teile eines Kontinents betrachtet. Daneben sammelte Wegener weitere Argumente:
- Faltengürtel und Scherzonen aus Südamerika lassen sich in Afrika mit sehr ähnlichen Gesteinsabfolgen und Deformationsmustern vergleichen.
- Diamantlagerstätten in Südamerika und Westafrika weisen geologische Ähnlichkeiten auf.
- Auf allen Südkontinenten finden sich Klima-Zeugen der permo-karbonen Eiszeit.
- Bestimmte fossile und rezente Floren und Faunen beiderseits des Atlantiks stimmen überein:
  - Fossilien kälteliebender Landpflanzen mit zungenförmigen Blättern (Glossopteris-Flora) waren auf allen Südkontinenten verbreitet.
  - Fossile Überreste von Mesosaurus, eines im Süßwasser lebenden Reptils, konnte sowohl in Afrika als auch in Südamerika nachgewiesen werden.
  - Die Seekuh Manati kommt heute sowohl in Westafrika als auch in Mittel- und Südamerika vor. Manati] Anhand solcher Indizien rekonstruierte Wegener einen Superkontinent, den er Pangäa - Alles Land - nannte, der nicht nur die Südkontinente, sondern alle bekannten Kontinentalmassen umfasste. Nach seiner Theorie sollten die aus überwiegend granitischem Gestein bestehende, spezifisch leichtere kontinentale Kruste oder SiAl - neben Silizium ist Aluminium das vorherrschende Element des Granits - auf dem dichteren, basaltischen Untergrund, dem SiMa - das Aluminium wird im Basalt durch Magnesium vertreten - „schwimmen“, etwa so, wie ein Eisberg im Meer treibt. Als mögliche Kraft, die die Kontinente zerbrechen und auseinander treiben ließ, schlug Wegener verschiedene astronomische Kräfte vor: zum Beispiel die Abbremsung der Erdrotation durch die Gezeitenreibung des Mondes, oder Präzessionskräfte. Die „Polflucht“, das heißt, die durch die Erdrotation erzeugte Fliehkraft, sollte die Kontinentalmassen langsam in Richtung auf den Äquator zu bewegen. Aber selbst Wegener war klar, dass letztlich diese Kräfte nicht ausreichten, um die Drift der Kontinente zu erklären. Gerade deshalb wurde Wegeners Theorie zu seinen Lebzeiten von den meisten Geowissenschaftlern abgelehnt. Ein weniger wissenschaftliches Motiv von Wegeners Gegnern bestand aber wohl in den Eifersüchteleien zwischen den damals streng voneinander getrennten Teilgebieten der Geowissenschaften. Da sich Wegener ursprünglich mit Astronomie, Meteorologie und Klimatologie beschäftigt hatte, galt er vielen „echten“ Geologen als ein unqualifizierter „Quereinsteiger“.

Ab 1960: Ozeanböden, Subduktion, Erdmessung

Der Paradigmenwechsel setzte etwa um 1960 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 an 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 genau spiegelsymmetrisches „Streifenmuster“ auf beiden Seiten des Mittelatlantischen Rückens erzeugt hatte.
- 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 die basaltischen Magmen, die ständig an den Mittelozeanischen Bruchzonen austreten und erstarren, den Ozeanboden in entgegengesetzte Richtungen auseinander drücken, so dass er sich im Laufe der Zeit immer weiter ausdehnt (Sea-Floor-Spreading). Nun gibt es bis heute keine eindeutigen Anzeichen, dass sich der Radius der Erde im Laufe ihres Bestehens signifikant vergrößert hätte, wie es in der alten Expansionshypothese gefordert wurde. Dies legte den Gedanken nahe, dass die neu gebildete ozeanische Kruste an anderer Stelle wieder vernichtet werden müsse.
- Dafür spricht, dass man bis heute keinen Ozeanboden entdeckt hat, der älter als 200 Millionen Jahre wäre. Die Hälfte aller Ozeane ist nicht einmal älter als 65 Millionen Jahre. Hiermit wurde die alte, fixistische Vorstellung widerlegt, nach der die Ozeane uralte Einsturzbecken seien, die sich, wie die Kontinente, schon bald nach Formung der ersten festen Kruste um die glutflüssige Urerde, gebildet hätten. Als Ort der Vernichtung ozeanischer Kruste wurden in den 1970er Jahren die Tiefseerinnen erkannt, die besonders den Pazifischen Ozean umgeben. Wegen ihrer 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 anscheinend schwere 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 der starken Reibung zwischen den absinkenden Platten und dem umgebenden Gestein erklärt, die schließlich zum Zerbrechen und Aufschmelzen der subduzierten Platte führt.
- Als Substrat, auf dem sich die Kruste seitlich verschieben kann, gilt die rund 100 km mächtige „Low-Velocity Zone“ (Asthenosphäre), in der sich die seismischen „P- und S-Wellen“ nur langsam ausbreiten. Dies erklärte man mit der Existenz von teilweise aufgeschmolzenem, fließfähigen Gesteinspaketen unterhalb der starren, 70-120 km mächtigen Lithosphäre. Die neuen Methoden der Satellitengeodäsie und des VLBI, die sich in den 1990ern der cm-Genauigkeit näherten, liefern nun einen direkten Nachweis der Kontinentaldrift. Die Geschwindigkeit der Ozeanboden-Spreizung beträgt im Mittel einige Zentimeter pro Jahr, variiert aber zwischen den einzelnen Ozeanen. Die geodätisch ermittelten Driftraten zwischen den großen Platten liegen zwischen 2 und 20 cm und stimmen mit den geophysikalischen NUVEL-Modellen weitgehend überein. Zusammenfassend lässt sich sagen: Alfred Wegener (1880-1930) postulierte schon 1915, dass die verhältnismäßig leichten, granitischen Gesteine der kontinentalen Kruste wie Keile auf die dichteren, zähflüssigeren Basalte der ozeanische Kruste wirken und beide zusammen mit dem oberen Erdmantel als Lithosphärenplatten auf der Asthenosphäre 'schwimmen'. Doch erst um 1970 konvergierten die Befunde der einzelnen Geowissenschaften, und das Plattentektonik-Modell konnte die älteren Theorien zur Gebirgsbildung und zur Struktur der Erdoberfläche ablösen. Diese Theorien waren die auf der Kontraktionshypothese aufbauende Geosynklinal-Theorie, die Expansionstheorie und die Pulsationshypothese. 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 gebunden sind.

Mittelozeanische Rücken

Die Mittelozeanischen Rücken werden heute (als so genannte Rücken und Schwellen) als die größten zusammenhängenden Gebirgssysteme des Planeten Erde angesehen. Dort herrschen aber expansive Kräfte vor, sodass die Gesteine nicht gefaltet werden. Stattdessen herrscht Bruchtektonik mit der Bildung von tektonischen Gräben und Horsten vor. Charakteristisch für die Mittelozeanischen Rücken sind Transform-Störungen, die die vulkanisch aktiven Zentralgräben in unregelmäßigen Abständen etwa rechtwinklig zerschneiden und die einzelnen Abschnitte gegeneinander versetzen. Auch die Transformstörungen sind seismisch aktiv, weil sich hier die tektonischen Spannungen entladen, die durch Plattenbewegungen schräg zu den zentralen Rücken aufgebaut werden. Ein bekanntes Beispiel ist die erdbebengefährdete San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien, die die kleine Gorda-Platte von der Pazifischen Platte trennt. Ein eigentümliches vulkanische Phänomen, das an die Mittelozeanischen Rücken gebunden ist, sind die Black Smoker, hydrothermale Schlote, an denen überhitztes, mineralgesättigtes Wasser austritt.

Intrakontinentale Gräben

Auch die tektonischen Gräben, die wie das Rift-Valley in Ostafrika als die allererste Phase der Ozeanbildung aufgefasst werden, sind mit vulkanischer Aktivität verbunden. Charakteristisch ist hier die Aufwölbung der umgebenden kontinentalen Kruste, die zur Heraushebung von ausgedehnten Grundgebirgs-Massiven, oder Schilden führt. Gerade die ungewöhnliche durchschnittliche Höhenlage des Afrikanischen Schildes lässt viele Wissenschaftler vermuten, dass sich unter dem afrikanischen Kontinent eine stationäre Wärmequelle befindet, die die Kruste aufwölbt und zerreißt. Bei zunehmender Ausweitung der Bruchzonen bilden sich schmale, langgezogene Meeresbecken, wie das Rote Meer, die sich mit der Zeit zu echten Ozeanen ausweiten können.

Kordilleren- oder Andentyp

Der klassische Kordillerentyp der Kettengebirge findet sich über den Subduktionszonen, in denen ozeanische Kruste direkt unter kontinentale Kruste subduziert wird, wie an der Westküste Amerikas. Hier herrschen besonders komprimierende Bedingungen, die die Gesteinspakete herausheben, in tektonischen Decken über einander schieben und falten. In größeren Tiefen kann es in diesen Zonen durch die erhöhten Drucke und Temperaturen auch zu Regional- Metamorphosen und Aufschmelzungen (Anatexis) kommen. Es ist nicht ganz klar, warum die Subduktion an der Ostküste Asiens, und in den Tiefseerinnen des West-Pazifiks, wie dem Marianen- und dem Tonga-Graben, zur Bildung von gekrümmten Inselbögen, wie den Aleuten, oder den japanischen Inseln führt. Wahrscheinlich ist die relative Geschwindigkeit der auf einander treffenden Platten entscheidend. Während der amerikanische Kontinent die Pazifische Platte mit großer Geschwindigkeit überfährt, können sich zwischen den asiatischen Inselbögen und dem vorlagernden Kontinent noch sogenannte „Back-arc Basin“ entwickeln. In beiden Fällen werden jedoch die subduzierten Platten in der Hitze des Oberen Mantels aufgeschmolzen und die erhitzten andesitischen bis granitischen Magmen dringen durch die Gesteine der überlagernden Faltengebirge bis an die Oberfläche. Dort speisen sie die zum Teil hochexplosiven vulkanischen Eruptionen. Bei der Kollision von kontinentaler mit ozeoanischer Kruste wird der Ozeanboden nicht immer vollständig subduziert. Kleine Reste von Meeresbodensedimenten und basaltischem Material (Ophiotlithe) werden zu Weilen bei der Subduktion von ihrer Unterlage 'abgeschabt' und versinken nicht im Oberen Mantel. Statt dessen werden sie, zusammen mit den Gesteinen des Kontinentalrandes, deformiert, gefaltet und in die jeweiligen Gebirgsgürtel integriert. In der Regel werden diese Gesteinspakete keilförmig auf den Kontinentalrand aufgeschoben (Akkretionskeil) und werden Teil der kontinentalen Kruste. Besonders an der Westküste Nordamerikas finden sich Anzeichen, dass die Kontinente auch durch die Kollision mit 'Mikrokontinenten' und mit Inselbögen (Überbegriff: Terranes) immer mehr Kruste ansetzen. Wenn in einem Faltengebirge, wie etwa dem Himalaja. oder den Alpen, Ophiolithe gefunden werden, so deutet dies somit auf die ehemalige Existenz von ganzen Ozeanen hin, die zwischen zwei Kontinentalplatten verschwunden sind.

Kollisionstyp

Wenn die ozeanische Kruste zwischen zwei Kontinentalblöcken vollständig subduziert worden ist, kommt es zum Kollisionstyp der Gebirgsbildung, wie zum Beispiel beim Zusammenstoß des indischen Subkontinents mit der eurasischen Landmasse im Himalaya. Das Bild kann aber bei schrägem Aufeinandertreffen der Blöcke und Vorhandensein von „Mikrokontinenten“ wie der Apenninhalbinsel im Mittelmeer viel komplizierter werden. Es scheint, dass ozeanische Mittelmeerkruste zeitweilig sowohl unter die Afrikanische als auch unter die Eurasische Platte subduziert wurde, während die Iberische Halbinsel, der Sardo-korsische Block und die Apenninhalbinsel zwischen den großen Kontinentalblöcken im Gegenuhrzeigersinn rotiert wurden. Last, but not least existieren auch Gebiete wie die südostasiatische Inselwelt oder die Karibik, in denen zwei ozeanische Platten in gegenläufigem Sinn unter eine andere ozeanische Platte subduziert werden. Nicht zufällig gehören die vulkanischen Eruptionen in diesen Gegenden zu den gewaltigsten überhaupt.

Hot-Spots

Es ist nicht ganz klar, wie der sogenannte Hot spot-Vulkanismus in dieses Bild passt. Sowohl auf Island, wie auf Hawaii, werden aus stationären Magmakammern im Oberen Mantel, den sogenannten Diapiren oder Plumes, basaltische Laven gefördert. Während Island jedoch genau auf dem Mittelatlantischen Rücken liegt und vielleicht aktiv an der Spreizung des Nordatlantiks beteiligt ist, befindet sich Hawaii mitten in der Pazifischen Platte. Die langen Inselketten des Südpazifiks erklären sich dadurch, dass die ozeanische Lithosphäre kontinuierlich über einen stationären Hot Spot geglitten ist, dessen Vulkanschlote in regelmäßigen Abständen den Ozeanboden durchschlagen haben. Zumindest für die Inseln von Hawaii weisen neue Erkenntnisse darauf hin, dass es sich dort nicht um einen stationären, sondern um einen beweglichen Hot-Spot handelt. Die Wissenschaftler untersuchten die Ausrichtung des magnetischen Feldes im ehemals geschmolzenen Gestein, welches beim Erstarren das zu dem Zeitpunkt vorherrschen Magnetfeld quasi einfriert. Die Ergebnisse decken sich nicht mit der bisherigen Annahme, sondern legen die Vermutung nahe, dass sich die Wärmequelle unter der tektonischen Platte bewegt.

Ursachen der Plattentektonik und ungelöste Probleme

Wissenschaftler Wenn die Realität der Kontinentaldrift unter Geowissenschaftern 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. Die heute am meisten vertretene Meinung geht von langsamen Konvektionsströmen aus, die sich durch den Wärmeaustausch zwischen dem heißen Erdmantel und der kühleren Erdkruste bilden. Die Energie für die Aufheizung des Magmas liefern wahrscheinlich radioaktive Zerfallsprozesse. Die Reibungsenergie der Gezeitenwirkung des Mondes auf den Erdkörper kann wohl vernachlässigt werden. Leider bilden Konvektionsströme unter Laborbedingungen, zum Beispiel in erhitzten zähen Flüssigkeiten, sehr hoch strukturierte und symmetrische Formen aus, wie etwa Bienenwabenmuster. Dies lässt sich kaum mit der tatsächlich beobachteten Gestalt der geotektonischen Platten und ihren Bewegungen vereinbaren. Andere Autoren unterstreichen eher die Wirkung der Gravitation auf die Bewegung der Platten. Während sich die ozeanische Kruste von den Mittelozeanischen Rücken entfernt und auskühlt, nimmt auch ihre Dicke und Dichte ständig zu. Schließlich sei der Punkt erreicht, an dem sie unter dem eigenen Gewicht „von selbst“ wieder in den Mantel abtaucht. Die basaltischen Magmen an den Mittelozeanischen Rücken würden somit den Ozeanboden nicht aktiv auseinander drücken, sondern die Spalten öffnen sich passiv, durch den seitlichen Zug zu den Subduktionszonen hin. Die Aufschmelzung der Magmen an den Mittelozeanischen Rücken beruht nach diesen Vorstellungen eher auf seitlicher Druckentlastung als auf erhöhtem Wärmefluss aus der Tiefe. 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 der Pangäa gegenüber gelegen sei. 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 Pangäa würde wieder auseinander brechen, um den neuen Superozean, der sich aus Atlantik, Indischem und Arktischem Ozean gebildet hätte, ein weiteres Mal zu schließen.

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 einfach zu dick, um in Form von Platten mobil sein zu können. Allerdings zeigt Ganymeds Kruste Ansätze einer zum Erliegen gekommenen Plattentektonik. Jedoch ist bei der fast erdgroßen Venus 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“. Man weiß, dass an den Subduktionszonen der Erde nicht nur ein aus abgescherten Sedimenten bestehender Akkretionskeil in die Tiefe gezogen wird, sondern mit ihnen jährlich Milliarden Tonnen Wasser. Auf der Venus ist es einfach nicht vorhanden. Der Mars dagegen scheint eine Zwischenstellung zu beanspruchen. Wasser bzw. Eis ist vorhanden und man vermeint, 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 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. Die 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 weiches Eis könnte bei beiden Himmelskörpern an linearen Schwächezonen aufsteigen, das stahlharte 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, was Mechanismen der Krustenerneuerung erfordert. Der Vulkanismus auf Io dagegen scheint derartig stark zu sein, dass stabile Krustenbereiche in der Art der Platten erst gar nicht entstanden sind.

Plattenverschiebungen in der Erdgeschichte

Wir wissen, wie schnell und wohin sich die großen Platten derzeit bewegen und verschiedene Indizien erlauben uns, ihre Wege in der Vergangenheit zu rekonstruieren. Wegen ihrer Trägheit benötigen sie Dutzende von Jahrmillionen, um zum Stillstand zu kommen und noch länger, um ihre Bewegung umzukehren.

Verschiebungen in der Vergangenheit


- Man geht davon aus, dass die Landmasse der Erde vor zirka 320 Millionen Jahren im Wesentlichen zwei Kontinente umfasste, nämlich Gondwana und Laurasia.
- Vor rund 250 Millionen Jahren waren beide zum Riesenkontinent Pangäa zusammengewachsen, der vom Riesenozean Panthalassa umgeben war, und in den sich von Osten das Tethysmeer wie eine riesige Bucht hinein erstreckte.
- Vor etwa 135 Millionen Jahren brach die Kontinentalmasse auseinander. Das Tethysmeer öffnete sich weiter nach Westen und trennte einen Südkontinent ab, der wieder als Gondwana bezeichnet wird. Der Nordkontinent zerfiel durch die Öffnung des Nord-Atlantiks in die beiden Teile Nordamerika und Eurasien.
- Bis vor ca. 100 Millionen Jahren hat sich der Zerfallsprozess der Kontinente weiter fortgesetzt. Vor allem der große Südkontinent hat sich in Südamerika, Afrika, Indien, Antarktis und Australien aufgespalten. Das Tethysmeer trennt nach wie vor die Nordkontinente von den Südkontinenten.

Verschiebungen in der Zukunft

Alle geologischen Beobachtungen weisen darauf hin, dass die Platten weiter dynamisch sind. Es lässt sich nicht genau vorhersagen, wie die Landmassen in 200 Millionen Jahren auf der Erdoberfläche verteilt sein werden. Voraussagen lassen sich anhand einer Extrapolation der aktuellen Bewegungen erstellen:
- In 20 Millionen Jahren wird sich Ostafrika vom übrigen Afrika abspalten und dabei einen neuen Ozean bilden. Spanien löst sich von Frankreich und dreht sich dabei leicht im Uhrzeigersinn. Australien und Neuseeland schieben sich schnell nordwärts, so dass Nordaustralien nun am Äquator liegt. Das Schwarze Meer ist vollständig vom Mittelmeer abgeschnitten und der Golf von Akaba hat sich bis zur Türkei geöffnet.
- In 40 Millionen Jahren wird Afrika weiter Richtung Norden wandern und die Mittelmeerregion komplett umgestalten, Sizilien wird nach Norden verschoben und liegt in Küstennähe vor Rom. Spanien dreht sich weiter im Uhrzeigersinn von Frankreich weg. Mitteleuropa könnte entlang des Rheins auseinander brechen. Australien wandert weiter Richtung Südostasien. Der Atlantik wird breiter, denn Amerika entfernt sich weiter von Europa und Afrika.
- In 50 Millionen Jahren löst sich ein Teil Kaliforniens entlang der San-Andreas-Verwerfung vom amerikanischen Festland und wandert nach Nordosten. Nordamerika mit Grönland rückt zunächst nach Westen, dreht sich dann im Uhrzeigersinn und driftet nach Süden. So gelangt Grönland in die gemäßigte Zone südlich des 60. Breitengrades und wird wirklich grün.
- In 80 Millionen Jahren wird Afrika so weit nach Norden vorgedrungen sein, dass in Folge des Schubs nach und nach an die Stelle des Mittelmeers eine neue Gebirgskette getreten sein wird und damit werden endgültig die letzten Spuren der Antike verschwunden sein. Australien ist in der Zwischenzeit mit Japan kollidiert, Neuseeland hat die Tropen erreicht und die Antarktis steuert auf Australien zu.
- In 90 Millionen Jahren sind Nord- und Südamerika getrennt. Nordamerika verlagert sich südlich an die Seite Südamerikas.
- In 150 Millionen Jahren ist das gesamte Grönland südlich Perus bei ungefähr 30 Grad südlicher Breite angelangt.
- In 200 Millionen Jahren hat sich die Antarktis Mexiko so stark angenähert, dass beide am Äquator liegen und die Antarktis wie zuletzt im frühen Mesozoikum üppig bewachsen sein wird. Ostafrika kollidiert mit Indien, Madagaskar trifft auf Südostasien. Neufundland befindet sich bereits bei 10 Grad nördlicher Breite und bewegt sich weiter auf den Äquator zu, den Florida auf seinem Weg nach Süden bereits hinter sich gelassen hat. Südamerika hat sich im Uhrzeigersinn um 90 Grad gedreht. In den letzten 200 Millionen Jahren haben sich Skandinavien und die Britischen Inseln langsam in südöstliche Richtung bewegt.

Allgemein

Indien wird sich noch einige Zeit unter den Himalaya schieben und vielleicht völlig unter Tibet verschwinden. Dafür werden im Norden die Erhebungen in der Mongolei weiter wachsen und schließlich wird sich eine ausgedehnte Gebirgskette bis zum Baikalsee vorschieben. Große Veränderungen sind vor Australien zu erwarten, das rasch nach Norden driftet und sich wahrscheinlich unter die Sunda-Inseln schieben wird. Diese wachsen dann zu einer neuen Gebirgskette empor, die auf die Australische Platte aufgleitet. In der Seenplatte des ostafrikanischen Rift Valley, dem südlichen Teil des Great Rift Valley, ist die Entstehung eines neuen Ozeans zu beobachten, der sich mit dem Roten Meer vereinen wird. Als Folge wird sich eine neue kontinentale Platte von Afrika abspalten und weiter nach Osten driften. Das Rift Valley wird dann ein neuer mittelozeanischer Rücken sein. Der Atlantik wird sich weiterhin entlang des mittelozeanischen Rückens öffnen. Im Gegenzug wird sich der Pazifik sukzessive verkleinern und in ferner Zukunft vollständig verschwinden. Der Pazifik ist ein Überbleibsel von Panthalassa - jener Ozean, der einst den Superkontinent Pangäa umgab. Der mittelozeanische Rücken des Nordpazifik wurde unter Nordamerika subduziert, vor Südamerika steht dieser Prozess kurz bevor. Es ist davon auszugehen, dass sich dies fortsetzen wird.

Literatur


- Wolfgang Frisch, Martin Meschede: Plattentektonik, Primus-Verlag, 2005. 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.
- Miller, H.(1992): Abriß der Plattentektonik. - Enke, Stuttgart, 149 S.
- A. Wegener (1912): Die Entstehung der Kontinente, in Geologische Rundschau - Zeitschrift für allgemeine Geologie, Band III Heft 4, Verlag von Wilhelm Engelmann, 9. Juli 1912.
- Rainer Kind, Xiaohui Yuan: Kollidierende Kontinente. Physik in unserer Zeit 34(5), S. 213 - 217 (2003), ISSN 0031-9252

Siehe auch


- Meerestief, Meerestiefe
- Rücken und Schwellen, Transformstörung
- Tiefsee, Tiefseebecken, Tiefseegraben
- Geodynamik, Satellitengeodäsie

Weblinks


- [http://natours.ch/gl/zeit/kv.htm Grobe Skizzen zur Plattentektonik]
- [http://www.urweltmuseum.de/museum/geologie/Uhr/uhrstart.htm Animation zur Plattentektonik] (Flash-Format)
- [http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/tectonics.html Animation zur Plattentektonik] (GIF-Format, Englisch)
- [http://www.scotese.com/earth.htm Entwicklung der plattentektonischen Situation während des Phanerozoikums] (Englisch)

Videos

Real Video (Aus der Fernsehsendung Alpha Centauri):
- [http://www.br-online.de/cgi-bin/ravi?v=alpha/centauri/v/&f=020331.rm Soll man sich ein Haus auf Mallorca kaufen?] Kategorie:Geologie Kategorie:Historische Geologie Kategorie:Vulkanismus Kategorie:Geophysik ja:プレートテクトニクス ko:판구조론 ms:Plat tektonik

Geologie

Die Geologie (von griechisch γη, ge „Erde“ und λογος, logos „Wort“) ist die Wissenschaft vom Aufbau, von der Zusammensetzung und Struktur der Erde, ihren physikalischen Eigenschaften und ihrer Entwicklungsgeschichte, sowie der Prozesse, die sie formten und auch heute noch formen. Die Bezeichnung Geologie im heutigen Sinn findet man zuerst 1778 bei Jean-André de Luc (1727–1817). Horace-Bénédict de Saussure (1740–1799) führte Geologie im Jahr 1779 als feststehenden Begriff ein. Davor war der Begriff Geognosie gebräuchlich. Geognosie Das Material, mit dem sich Geologen hauptsächlich beschäftigen, sind Gesteine. Im Gelände, oder unter Tage, gliedert der Geologe die aufgeschlossenen (offen zugänglichen) Gesteine, an Hand von äußeren Merkmalen, in definierte Einheiten. Diese Kartiereinheiten müssen sich bei dem gewählten Maßstab auf einer geologischen Karte, oder in einem geologischen Profil, darstellen lassen. Durch Extrapolation kann er so vorhersagen, wie die Gesteine im Untergrund gelagert sind. Die genauere Untersuchung der Gesteine (Petrografie, Petrologie) findet aber meist im Labor statt. Mit den einzelnen, z.T. mikroskopisch kleinen, Bestandteilen der Gesteine, den Mineralen, befasst sich die Mineralogie. Mit dem Fossilinhalt, die Paläontologie. Die Geologie hat vielfältige Berührungspunkte mit anderen Naturwissenschaften, die als Geowissenschaften zusammen gefasst werden. Selbst die Mathematik hat einen speziellen Zweig, die Geostatistik, hervorgebracht, der besonders im Bergbau Verwendung findet. Aber auch in anderen Feldern der Geowissenschaften werden oft statistische Methoden angewandt. Im Grenzgebiet zur Astronomie bewegt sich die Planetengeologie, die sich seit Beginn der Erforschung unseres Sonnensystems mit Sonden und Satelliten, mit fremden Himmelskörpern zu beschäftigen beginnt.

Geschichte der Geologie

Siehe Geschichte der Geologie.

Allgemeine Geologie

Die allgemeine Geologie befasst sich mit den Kräften, die auf den Erdkörper einwirken und zur Gesteinsbildung beitragen. Jedes Gestein kann an Hand seiner spezifischen Ausbildung (Gefüge, Struktur) einer der drei großen Gesteinsfamilien zugeordnet werden: Sedimentite, Magmatite und Metamorphite. Jedes Gestein kann durch geologische Vorgänge in ein Gestein der jeweils anderen beiden Familien umgewandelt werden, (siehe dazu: Kreislauf der Gesteine). Die Prozesse, die an der Erdoberfläche wirken, werden als exogen, die im Erdinneren als endogen bezeichnet. Die exogene Dynamik führt zur Bildung von Sedimentgesteinen. Dies geschieht durch
- physikalische Erosion anderer Gesteine durch Wind, Wasser oder Eis, und Massenbewegungen großer Gesteinsmengen unter dem Einfluss der Schwerkraft,
- chemische Verwitterung,
- physikalische Ablagerung des zerkleinerten Materials (Detritus), z.B. als Sand,
- chemische Ausfällung von Evaporiten (wie z.B. anorganische Kalke, Gips, Salz) und
- biogene Bildung von Sedimenten (wie die meisten Kalksteine oder Diatomit).
- Ein eigenes, komplexes Gebiet exogener Prozesse behandelt die Bodenkunde. Die endogene Dynamik führt zur Bildung von Metamorphiten und Magmatiten. Sie beginnt mit der
- Erhöhung des Drucks, unter der andauernden Ablagerung von weiteren Sedimenten auf die unterlagernden Schichten. Durch Entwässerung, Kompaktion und Verfestigung (Diagenese) wird aus den Lockersedimenten festes Gestein, wie z.B. Sandstein.
- Die Verformung von Gesteinen und die Rekristallisierung von Mineralen unter zunehmend höheren Temperaturen und Drücken wird als Metamorphose bezeichnet. Dabei bleibt das Gestein aber zunächst noch in festem Zustand. Aus magmatischen Gesteinen und grobkörnigen Sedimenten entstehen dabei oft Gneise, aus feinen Sedimenten Schiefer.
- Schließlich kann es aber doch zur Aufschmelzung der Gesteine kommen (Anatexis). Glutflüssige Magmen steigen dann wieder aus dem Erdmantel auf.
- Wenn die Magmen in der Erdkruste stecken bleiben und erkalten, bilden sich Plutonite, z.B. aus Granit, wenn sie die Erdoberfläche erreichen, kommt es zur Bildung von Vulkaniten wie Lava oder vulkanische Asche. Die Bewegungen, die die Oberflächengesteine in die Tiefe verfrachten, verformen und falten, aber gleichzeitig die Tiefengesteine wieder an die Oberfläche bringen, sowie die Spuren, die diese Kräfte in den Gesteinen hinterlassen, wie Faltung, Scherung und Schieferung, werden von der Tektonik und der Strukturgeologie untersucht.

Historische Geologie

Die historische Geologie erforscht die Geschichte der Erde im Allgemeinen und die Entwicklungsgeschichte (Evolution) der Lebewesen im Besonderen. Um aus der heutigen Situation Rückschlüsse auf die Vergangenheit ziehen zu können, bedienen sich die Geologen des Prinzips des Aktualismus. Dieses lässt sich in einem Satz zusammenfassen: Der Schlüssel zur Vergangenheit ist die Gegenwart. Auf die geologische Wirklichkeit angewandt: Findet ein Geologe alte Gesteine, die z.B. fast identisch mit ausgeflossenen Laven eines heute aktiven Vulkans sind, dann geht er davon aus, dass es sich bei dem gefundenen Gestein ebenfalls um vulkanisches Material handelt. Allerdings lässt sich der Aktualismus nicht auf alle Gesteine anwenden. Z.B lässt sich die Bildung von Eisenerzlagerstätten (BIF—„Banded Iron Formations“) heute nicht mehr beobachten, da sich die chemischen Bedingungen auf der Erde derart geändert haben, dass die Entstehung solcher Gesteine nicht mehr stattfindet. Andere Gesteine bilden sich eventuell in solchen Tiefen, dass ihre Bildung außerhalb des Zugriffs des Menschen liegt. Um die Entstehung solcher Gesteine zu verstehen, greifen die Geowissenschaftler auf Laborexperimente zurück. Geologen unterscheiden sich von anderen Naturwissenschaftlern in ihrer Haltung gegenüber der Zeit. Physiker und Chemiker beobachten Vorgänge, die oftmals nur Bruchteile von Sekunden andauern: eine rasch ablaufende chemische Reaktion wie eine Explosion oder radioaktiver Zerfall von Atomkernen. Die Bildung eines Gebirges, oder die Ablagerung mächtiger Sedimentschichten, kann aber mehrere Dutzend Millionen Jahre dauern. Um sich in diesen riesigen Zeiträumen zurechtzufinden, wurde die geologische Zeitskala entwickelt. (siehe auch geologische Zeitskala (Tabelle)) Als Instrument zur Entwicklung einer geologischen Zeittafel oder -skala benutzen Geologen die Stratigraphie. Die Grundlage der Stratigraphie bildet ein einfaches Prinzip: die Lagerungsregel. Eine Schicht im Hangenden ('oben') wurde später abgelagert, als die Schicht im Liegenden ('unten'). Allerdings sollte beachtet werden, dass ursprünglich horizontal abgelagerte Schichten durch spätere tektonische Bewegungen verstellt oder sogar überkippt sein können. In diesem Fall ist man auf die Existenz von eindeutigen Oben-Unten-Kriterien angewiesen, um die ursprüngliche Lagerung zu bestimmen. Weiterhin gilt, dass Schichten, die solche verstellten Gesteine mit einer Diskordanz, dh. schiefwinklig zur Schichtung, überlagern, ebenfalls jünger sind als letztere. Dasselbe gilt aber auch für magmatische Gänge und Intrusionen aus der Tiefe, die die Schichten von unten durchschlagen. Bei der Erstellung eines stratigraphischen Profils werden besonders Erkenntnisse der Paläontologie angewandt. Wenn die Reste eines bestimmten Lebewesens (Fossil) nur in ganz bestimmten Schichten auftreten, gleichzeitig aber eine weite, überregionale Verbreitung haben, und möglichst unabhängig von örtlichen Variationen der Ablagerungsbedingungen (Fazies) sind, dann spricht man von einem Leitfossil. Alle Schichten, in denen sich diese Leitfossilien finden, haben somit das selbe Alter. Nur wenn keine Fossilien vorhanden sind muss man Zuflucht zur Lithostratigraphie nehmen. Dann kann die Zeitgleichheit bestimmter Schichten nur bei seitlicher Verzahnung nachgewiesen werden. Um tektonische Abläufe zu rekonstruieren, untersucht der Geologe den Versatz und die Verformung der Gesteine durch Klüftung, Schieferung, Störung und Faltung. Auch hier sind diejenigen Strukturen die jüngsten, die die anderen durchschlagen, aber selbst nicht versetzt sind. Die Kunst ist hier Verwickeltes einfach, Ruhendes bewegt zu sehen. (Hans Cloos) Ein prinzipielles Problem ist die Tatsache, dass man mit obigen Methoden nur eine relative Zeitskala (Geochronologie), ein Vorher-Nachher der verschiedenen Gesteinsbildungen, aber keine absoluten Datierungen erhält. Zwar hatte man schon früh versucht die Sedimentationsraten bestimmter Gesteine zu schätzen, aber leider steckt die meiste Zeit ja nicht in den Schichten selbst, die sich in relativ kurzer Zeit gebildet haben können, sondern v.a. in den Lücken zwischen den Schichten und in den Diskordanzen zwischen verschiedenen Schichtpaketen. Deshalb reichte die absolute Zeitskala, die mit Hilfe von Jahresringen in Bäumen (Dendrochronologie, oder durch Auszählung der Warven-Schichtung in Ablagerungen der letzten Eiszeit gewonnen wurden, nur wenige tausend Jahre zurück. Erst mit der Entdeckung der natürlichen Radioaktivität fanden sich zuverlässige Methoden für die absolute Datierung, auch von ältesten Gesteinen. Siehe auch: Rubidium-Strontium-Methode, Kalium-Argon-Methode, Radiokarbon-Methode.

Angewandte Geologie

Die angewandte Geologie gliedert sich in eine Vielzahl unterschiedlichster Felder, die sich sowohl unter einander als auch mit anderen Wissenschaften verzahnen. Der Nutzen besteht nicht nur in der effizienten Ausbeutung der natürlichen Ressourcen der Erde, sondern auch in der Vermeidung von Umweltschäden und der Frühwarnung vor Naturkatastrophen, wie Erdbeben, Vulkanausbrüchen und Tsunamis. Siehe: Geowissenschaften Einige wichtige Teilgebiete der angewandten Geologie sind beispielsweise:
- Hydrogeologie
- Ingenieurgeologie
- Lagerstättenkunde Es besteht eine enge Verzahnung angewandter geologischer Gebiete mit anderen Disziplinen, wie z.B. Bauingenieurwesen, Bergbau- und Hüttenwesen, Materialkunde oder Umweltschutz.

Liste bedeutender Geologen


- Georgius Agricola (1494 - 1555)
- Friedrich August von Alberti (1795 - 1878)
- Leopold von Buch (1774 - 1853)
- Johann Georg von Charpentier (1786 - 1855)
- Hans Cloos (1885 - 1951)
- Alcide Dessalines d'Orbigny (1802 - 1857)
- James Dwight Dana (1813 - 1895)
- Bartholomäus Eberl (1883-1960)
- Rudolf Falb (1838-1903)
- Karl von Fritsch (1838 - 1906)
- Gerard Freiherr von de Geer (1858 - 1943)
- James Hutton (1726 - 1797)
- Charles Lyell (1797 - 1875)
- Albrecht Penck (1858 - 1945)
- Karl von Raumer (1783 - 1865)
- William Smith (1769 - 1839)
- Hans Stille (1876 - 1951)
- Eduard Suess (1831 - 1914)
- Otto Martin Torell (1828 - 1900)
- Alfred Wegener (1880 - 1930)
- Abraham Gottlob Werner (1749 - 1817)

Siehe auch


- Geowissenschaften
- Geschichte der Geologie
- Liste geologischer Begriffe
- Wollaston-Medaille
- Geological Society of London

Literatur


- Frank Press und Raymond Siever (3. Aufl. 2003): Allgemeine Geologie, Spektrum Akademischer Verlag, ISBN 3-8274-0307-3 (Originalausgabe: Understanding Earth, W.H.Freeman & Co. New York)
- Heinrich Bahlburg, Christoph Breitkreuz: Grundlagen der Geologie., 2. Aufl. 2003. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, ISBN 3-8274-1394-X
- Georg Agricola: Vom Berg- und Hüttenwesen, Dünndruckausgabe im dtv, ISBN 3-423-06086-7.
- Helmut Hölder (1989): Kurze Geschichte der Geologie und Paläontologie, Springer-Verlag, ISBN 3-540-50659-4
- Hans Murawski und Wilhelm Meyer (11. Aufl. 2004): Geologisches Wörterbuch, Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, ISBN 3-8274-1445-8
- Steven M. Stanley: Historische Geologie, Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, ISBN 3-86025-009-4. (Originalausgabe: Earth and Life through Time, W. H. Freeman, New York)
- Alan Cutler: Die Muschel auf dem Berg, Knaus, ISBN 3813501884

Weblinks


- [http://www.chgeol.org CHGEOL - Schweizer Geologen Verband]
- [http://www.geoforum.ch GEOforumCH - Die Platform für Geowissenschaften der Akademie der Naturwissenschaften Schweiz]
- [http://www.erlebnis-geologie.ch Erlebnis Geologie]
- [http://www.g-o.de g-o.de – Internetmagazin für Geo- und Naturwissenschaften]
- [http://www.geologieinfo.de/geolexikon/ Geo-Glossar - Wörterbuch für Begriffe aus der Geologie, Mineralogie, Paläontologie...]
- [http://www.vulkanweg.de/geo-lexikon_a.html Geo-Lexikon]
- [http://www.geosciences-forum.com/ Geosciences-Forum: Geologie]
- http://themenpark-umwelt.baden-wuerttemberg.de
- [http://www.geodienst.de/geschichte.htm Personen und Daten zur Geschichte der Geologie und Paläontologie]
- [http://www.eldey.de/Geologie/geologie.html Texte zur allgemeinen Geologie und regionalen Geologie Islands]
- [http://elm-asse-kultur.de/html/geologie.html Zur Geologie des norddeutschen Raums] Kategorie:Naturwissenschaft ! ja:地質学 ko:지질학 nb:Geologi th:ธรณีวิทยา

Erdkruste

Die Erdkruste ist die äußerste Schicht der Erde, vergleichbar der Haut eines Apfels. Unter ihr liegen der feste bzw. zäh-plastische Erdmantel und darunter auf halbem Weg zum Mittelpunkt der Erdkern. Letzterer ist in einen flüssigen und einen inneren, festen Bereich unterteilt. Die Erdkruste setzt sich aus einem Mosaik vieler Erdplatten zusammen, deren Bewegung (einige Zentimeter pro Jahr) in der Theorie der Plattentektonik beschrieben wird. Erdbeben entstehen, wenn sich Spannungen in der Erdkruste ruckartig abbauen. Es werden zwei Typen von Erdkruste unterschieden: die kontinentale Erdkruste (Sial genannt, da sie, nebst Sauerstoff, hauptsächlich aus Silizium und Aluminium besteht) und die ozeanische Erdkruste (Sima genannt, da sie, nebst Sauerstoff, hauptsächlich aus Silizium und Magnesium besteht). Sie unterscheiden sich in ihrer Entstehung, in ihrer Zusammensetzung und in ihrer Dicke. Ozeanische Erdkruste entsteht an auseinander driftenden Plattengrenzen am Meeresgrund (Mittelozeanische Rücken MOR), wo Magma austritt und erstarrt. Das hier entstehende ozeanische Erdkrustengestein, hauptsächlich aus Basalt (basisch) bestehend, hat eine relativ hohe Dichte, was mit der geringen Dicke der ozeanischen Erdkruste von 5-7 km einhergeht. Kontinentales Erdkrustengestein, bestehend hauptsächlich aus Granit ("sauer", SiO2 >66%), ist das Endprodukt eines Prozesses, der weniger dichte Mineralien im Laufe der Erdzeit zur Erdoberfläche transportiert hat. Vulkanismus hat dabei eine bedeutende Rolle gespielt, aber auch Metamorphose und chemische Umwandlungen bei Verwitterungsprozessen, die zur Ablagerung von Sedimenten führen. Die kontinentale Erdkruste hat eine Dicke von 30 - 60 km; wegen ihrer geringen Gesteinsdichte (Mittel 2,7 g/cm³) „schwimmt“ sie höher im Erdmantel als die dichtere ozeanische Kruste. Da sich Gesteine bei geologisch langsamen Bewegungen plastisch verhalten, hat sich im Laufe der Jahrmillionen fast ein Gleichgewicht eingestellt. Diese Isostasie und seismische Methoden zeigen, dass die Erdkruste unter Gebirgen 2x dicker ist als unter Ebenen. 93 der chemischen Elemente findet man in der Erdkruste mitsamt Ozeanen und Atmosphäre. Sauerstoff macht dabei mit 49,5 % (Gewicht) den größten Teil aus, gefolgt von Silicium mit 25,8 % und Aluminium mit 7,6%. Weitere wichtige Bestandteile: Eisen (4,7 %), Calcium (3,4 %), Natrium (2,6 %), Kalium (2,4 %), Magnesium (1,95 %). Alle anderen machen jeweils unter einem Prozent aus. Ozeanisches Erdkrustengestein besteht hauptsächlich aus Basalt und Gabbro. Ozeanische Kruste entsteht laufend an den mittelozeanischen Rücken durch die Ozeanbodenspreizung. Dieser Prozess wird nach unserem heutigen Wissen durch Konvektionsströme im Erdmantel vorangetrieben. Zwei ozeanische Lithosphärenplatten weichen dabei typischerweise mit Geschwindigkeiten von einigen Millimetern bis Zentimetern im Jahr auseinander (Spreizungsrate). Siehe auch: Geologie, Geophysik, Erdschwerefeld, Lithosphäre Lithosphäre Kategorie:Geologie Kategorie:Erde ja:地殻 ms:Kerak bumi simple:Crust th:เปลือกโลก

Lithosphäre

Die Lithosphäre (feste Gesteinshülle, von griechisch λίθος líthos „Stein“ und σφαίρα sfära „Kugel“) umfasst die Erdkruste und Teile des Erdmantels. Die Mächtigkeit der Lithosphäre kann von wenigen Kilometern bei mittelozeanischen Rücken bis über 200 km bei alten kontinentalen Schilden variieren, und beträgt im Mittel etwa 100 km. Sie besteht aus sieben großen Lithosphärenplatten: der pazifischen, antarktischen, nord- und südamerikanischen, afrikanischen, eurasischen und indisch-australische Platte. Daneben gibt es noch etliche kleinere Platten, wie zum Beispiel die Karibische Platte, Cocosplatte, Nazcaplatte, Somaliplatte, Arabische Platte und Philippinische Platte, über deren Zusammenhang jedoch unterschiedliche Angaben vorliegen.

Dynamik

Diese recht spröden Platten "schwimmen" auf der vergleichsweise duktilen Asthenosphäre (Isostasie) und befinden sich in ständiger Bewegung, die nach heutigem Wissensstand durch thermische Konvektionsströmungen im Erdmantel verursacht wird und Geschwindigkeiten von 1 bis 20 Zentimeter pro Jahr erreicht. Die Dynamik, Bewegung und Ausbildung dieser Platten wird durch die Plattentektonik beschrieben. Diese Bewegungen führen
- bei konvergierenden (zueinanderdriftenden) Platten zum
  - Hinabgleiten der schweren ozeanischen Lithosphäre unter die kontinentale (Subduktion), wodurch Tiefseerinnen und Gebirgszüge entstehen (Bsp: Japanische Inseln und Japangraben, Anden und Peru- bzw. Atacamagraben).
  - Hebung riesiger Faltengebirge durch Kollision zweier Kontinentalplatten (Bsp: Himalaya, Alpen). Hierbei wird häufig bei einer der beiden beteiligten Platten die Kruste vom lithosphärischen Mantel abgetrennt (Delamination).
- bei divergierenden (auseinanderdriftenden) Platten zu Spalten in den Ozeanen, die durch aufsteigendes und sofort erstarrendes Magma gefüllt werden und dabei entlang der mittelozeanischen Rücken ständig neue ozeanische Kruste bilden (Ozeanbodenspreizung). Unterwassergeysire produzieren dabei am Ozeanboden große Mengen an Gasen und heißen mineralische Lösungen, wodurch in diesen Gebieten schwarz oder weiß „rauchende“ Türme, so genannte Black Smoker oder White Smoker, entstehen (siehe Lost City).
- bei Platten mit Relativbewegungen zueinander kommt es zu Verschiebungen bzw. gegenseitigen Verzahnungen der Platten und dadurch in der Folge oft zu starken Erdbeben. Beispiele für solche Transformstörungen sind an den mittelozeanischen Rücken zu finden. Alle diese Gebiete sind in unterschiedlichem Ausmaß durch Erdbeben und Vulkanismus gekennzeichnet.

Siehe auch:


- Plattentektonik
- Geologie Kategorie:Bodenkunde Kategorie:Geowissenschaft Kategorie:Geologie Kategorie:Ökologie Kategorie:Geophysik ja:リソスフェア

Kontinentalverschiebung

Die Kontinentaldrift, auch Kontinentalverschiebung genannt, bezeichnet die in der Plattentektonik begründete Bewegung, Vereinigung und Aufspaltung von Kontinenten. Kontinenten] Von besonderem Interesse sind jene Perioden der Erdgeschichte, in welchen alle Kontinente zu einer Landmasse vereint waren oder in denen der so genannte Superkontinent wieder auseinanderbrach. Man spricht auch von Superkontinent-Zyklen, von denen fünf oder sechs im Laufe der Erdgeschichte postuliert werden. Allerdings sind nur der letzte (mit dem Namen Pangäa bezeichnete) und der vorletzte (unter den Namen Rodinia oder Vendium bekannte) Superkontinent allgemein akzeptiert. Wenn die derzeitige Bewegung der Kontinente unvermindert anhält, wird in etwa 60 Millionen Jahren Australien gegen Asien stoßen und man kann in etwa 300 Millionen Jahren die Bildung eines neuen Superkontinents, manchmal Pangaea ultima genannt, erwarten. Die geologischen Schichten, die zwischen Perm und Jura entstanden, erlauben die Rekonstruktion des zu jener Zeit auseinandergebrochenen Superkontinents Pangäa. Dagegen ist die Rekonstruktion von Rodinia, die Ende des Präkambriums auseinanderbrach, weniger gut gesichert. Zu den Mechanismen des Vorgangs siehe Plattentektonik

Literatur


- Rainer Kind, Xiaohui Yuan: Kollidierende Kontinente. Physik in unserer Zeit 34(5), S. 213 - 217 (2003), ISSN 0031-9252

Weblinks


- [http://www.ucmp.berkeley.edu/geology/tectonics.html Animationen zur Kontinentaldrift]
- [http://www.kontinentalverschiebung.de Erläuterungen zu Kontinentalverschiebung] Kategorie:Geologie Kategorie:Historische Geologie ko:대륙이동설 ja:大陸移動説 ms:Teori hanyutan benua

Faltengebirge

]]Faltengebirge entstehen, wenn mindestens zwei Platten der Erdkruste gegeneinander verschoben werden, was dazu führt, das diese unter enormen Druck aufgefaltet und empor gedrückt werden. Dieser Jahrmillionen andauernde Vorgang wird durch tektonische Spannungen in der Erdkruste verursacht, die stetigen Druck- und Zerrbewegungen ausgesetzt sind. Faltengebirge sind die häufigste Hochgebirgsform auf der Erde. Im Unterschied dazu stehen die Bruchschollengebirge - eine häufig in Mitttelgebirgen anzutreffende Form, bei der sich die Schollen entlang der Bruchzonen als Ganzes heben oder senken, ohne dass es zur Faltung kommt. Außer auf der Erde entstehen Faltengebirge auch auf anderen Himmelskörpern, sofern diese über eine feste Kruste mit flüssigem Kern - Voraussetzung für die Plattentektonik - verfügen. Auf dem Erdmond gibt es daher keine Faltengebirge.

Faltengebirge (u.a.)

Afrika


- Atlas
- Ruwenzori

Asien


- Altai
- Himalaja
- Kaukasus
- Pamir

Australien


- Great Dividing Range

Europa


- Alpen
- Balkan
- Jura
- Karpaten
- Pyrenäen
- Teutoburger Wald wirklich Faltengebirge ?!
- Thüringer Wald wirklich Faltengebirge ?!

Eurasien


- Ural
- Kaukasus

Nordamerika


- Appalachen
- Rocky Mountains
- Sierra Madre Occidental
- Sierra Madre Oriental

Südamerika


- Anden

Siehe auch


- Gebirge
- Mittelgebirge
- Hochgebirge Kategorie:Gebirge Kategorie:Geologie

Tiefseerinne

Tiefseegräben (engl.: trenches), in der Geologie Tiefseerinnen genannt, sind langgestreckte, aber relativ schmale Vertiefungen des Meeresbodens. Sie stellen die am tiefsten gelegenen Abschnitte der Erdoberfläche dar. Im Marianengraben wurden Tiefen von 11.000 m unter NN gemessen. Tiefseerinnen entstehen in der Erdkruste, wenn tektonische Platten zusammenstoßen und eine unter die andere geschoben wird. An solchen Subduktionszonen taucht eine Platte in einem Winkel von bis zu 90° nach unten hin ab. Der Tiefseegraben markiert die Stelle, an der die beiden Platten aufeinander treffen, beispielsweise eine kontinentale und eine ozeanische Platte. Dabei liegen die tiefsten Punkte des Grabens noch 3.000 bis 4.000 m unter dem Niveau des umgebenden Ozeanbodens. Die Subduktion der Platten ist begleitet von vulkanischen Aktivitäten und Seebeben, die verheerende Flutwellen und Tsunamis hervorrufen können.

Geschichte des Begriffs

Erst in den späten 40er- und frühen 50erjahren des 20. Jahrhunderts begann man, eine Vorstellung von der Morphologie jener ungeheuren Tiefen zu entwickeln, die zu den spektakulärsten Erscheinungen an der Oberfläche der Erde gehören. Mehr als die Hälfte der Erdoberfläche ist der Tiefsee zuzurechnen, entzog sich aber wegen der für den Menschen lebensfeindlichen extremen Verhältnisse lange Zeit der Beobachtung und Forschung.

Challenger

Ende des 19. Jahrhunderts nahm mit der Verlegung der Transatlantikkabel das Interesse an der Bathymetrie, der Vermessung der subaquatischen Landschaften, enorm zu. Aber auch nach der berühmten Challenger-Expedition (1872 - 1876), die am 23. Februar 1875 im Marianengraben den mit 8.164 m bis dahin tiefsten gemessenen Punkt der Weltmeere ausgelotet hatte, verwendete man den Begriff Tiefseegraben noch nicht, sondern sprach allgemein von einem Meerestief (engl.: ocean deep). Einer der tiefsten Punkte der Erde, eine im Jahr 1951 von der Besatzung des englischen Vermessungsschiffs Challenger II im Marianengraben in einer Meerestiefe von 10.899 m mittels Echolot (10.863 m per Drahtlotung) ermittelte Stelle, erhielt den Namen Challengertief. Erst in den 20erjahren des vergangenen Jahrhunderts wurde der Begriff Graben für geologische Strukturen verwendet. Geologen, die an den Grabenkämpfen des Ersten Weltkriegs teilgenommen und den Graben als klaren Einschnitt und als Grenze erlebt hatten, prägten diesen Begriff. Als Erster verwendete Johnstone im Jahre 1923 in seinem Lehrbuch über Ozeanographie („An Introduction to Oceanography“) den Begriff Graben (engl.: trench) für die langgestreckten, aber eng begrenzten Rinnen am Grund der Tiefsee.

Allgemeines

In den meisten Nachschlagewerken (z.B. in Lexika und Atlanten) und Medien werden diese Tiefseerinnen, die sich innerhalb oder am Rand von Tiefseebecken bzw. zwischen Tiefseeschwellen und -rücken befinden, als Gräben bzw. Tiefseegräben bezeichnet; so geschieht dies meist auch im allgemeinen Sprachgebrauch und der Ausdrucksweise der Geowissenschaften. Dies ist jedoch aus der Sicht der Tektonik falsch, weil tektonische Gräben durch Dehnung entstehen, der Subduktionsprozess jedoch durch Konvergenz gekennzeichnet ist. Im Unterschied zu einem Meerestief sind Tiefseerinnen meist sehr langgestreckt und können als das „untermeerische“ Gegenteil zu den auf den Land liegenden Hochgebirgen betrachtet werden. Wegen der Bewegung der Erdplatten kommt es häufig zu untermeerischen Vulkanausbrüchen und zu Seebeben, die verheerende Flutwellen und Tsunamis hervorrufen können.

Tiefseerinnen sortiert nach Ozeanen

Die 6 tiefsten Tiefseerinnen der Erde, von denen eine über 11 km tief ist und die anderen je über 10 km tief sind, sind der Marianengraben (bis 11.034 m), der Tongagraben (bis 10.882 m), der Japangraben (bis 10.554 m), der Kurilengraben (bis 10.542 m), der Philippinengraben (bis 10.540 m) und der Kermadecgraben (bis 10.047 m); sie befinden sich alle im westlichen Pazifik. Beispiele für im Ozean und seinen Rand- bzw. Nebenmeeren liegende Tiefseerinnen (alphabetisch sortiert) sind:

Arktischer Ozean

Im Nordpolarmeer befinden sich keine Tiefseerinnen (aber Tiefseebecken).

Atlantischer Ozean

Tiefseerinnen im Atlantik mit Karibik sind:
- Kaimangraben (bis 7.680 m tief; Teil der Karibik; zwischen den Kaimaninseln im Norden, dem Südosten von Kuba im Nordosten, Haiti im Osten, Jamaika im Südosten, Honduras und dem Golf v. Honduras im Südwesten und dem Yucatanbecken im Westen und Nordwesten)
- Puerto-Rico-Graben [bis 9.219 m tief (Milwaukeetief = tiefste Stelle des Atlantik); zwischen dem Nordamerikanischen Becken in der Sargassosee im Nordwesten, Norden und Nordosten, dem Guyanabecken im Osten und Südosten und den zu den Inseln über dem Winde gehörenden Leewardinseln im Südosten, Puerto Rico im Süden und der Dominikanischen Republik im Südwesten und Westen]
- Romanchegraben (bis 7.730 m tief; stellt die Nahtstelle von Nord- und Südatlantischen Rücken im Rahmen des Mittelatlantischen Rückens dar; dort befindet er sich ziemlich genau auf dem Äquator zwischen dem Sierra-Leone-Becken im Norden und Nordosten, dem Südatlantischen Rücken im Osten und Südosten, dem Nördlichen Brasilianischen Becken im Süden und Südwesten und dem Nordatlantischen Rücken im Westen und Nordwesten)
- Süd-Sandwich-Graben [bis 8.264 m tief (Meteortief); zwischen der Südgorgenschwelle im Nordwesten, der Süd Sandwich-Schwelle im Nordosten, dem Atlantisch-Indischen-Südpolarbecken im Süden, den Südsandwichinseln im Südwesten und Südgeorgien im Westen]

Indischer Ozean

Tiefseerinnen im Indik sind:
- Javagraben (siehe Sundagraben)
- Sundagraben (auch Javagraben genannt; bis 7.455 m tief; zwischen Sumatra im Nordwesten, Java im Norden, unter anderen Lombok, Sumbawa und Sumba im Nordosten, der Timorsee im Osten, dem Nordaustralischen Becken im Südosten, dem Nordwestaustralischen Becken und der Weihnachtsinsel im Süden und Südwesten und dem Keelingbecken im Westen)
- Timorgraben (bis 3.310 m tief; Teil der Timorsee; zwischen Timor im Norden, den Tanimbar-Inseln im Nordosten, der Arafurasee im Osten, der eigentlichen Timorsee im Süden und Pulau Rote im Westen) : Bezüglich des Indiks sei noch ein Meerestief erwähnt, die zwar kein Teil einer Tiefseerinne ist, aber die tiefste Stelle dieses Ozeans: :: Diamantinatief (8.047 m = tiefste Stelle des Indik; innerhalb des Südostindischen Beckens südwestlich des australischen Perth)

Pazifischer Ozean

Tiefseerinnen im Pazifik sind:
- Alëutengraben (bis 7.822 m tief; zwischen den Alëuten im Norden, der Alaska-Halbinsel im Nordosten, dem Nordpazifischen Becken und -Rücken im Süden bzw. Süd-Süd-Westen, Kamtschatka hinter dem Kurilengraben im Westen und den Kommandeurinseln im Nordwesten)
- Atacamagraben [bis 8.065 m (Spencer-F.Byrd-Tief) tief; zwischen der südamerikanischen Küste im Norden und Osten, dem Ostausläufer der Osterschwelle im Süden und dem Chilebecken im Westen]
- Boningraben (bis 9.156 m tief; zwischen dem Japangraben im Norden, dem Nordwestpazifischen Becken im Nordosten, dem Marcus-Necker-Rücken im Osten, dem Marianenbecken im Südosten, dem Marianengraben im Süden und dem Philippinenbecken im Westen)
- Chilegraben (siehe Atacamagraben)
- Guatemalagraben (siehe Mexikograben)
- Fidschigraben (bis 6.150 m tief; zwischen der Hunterschwelle im Norden und Nordosten, dem Fidschibecken im Osten, Südosten und Süden, der Neukaledonienschwelle im Südwesten und Neukaledonien im Westen)
- Japangraben [bis 10.554 m (Ramapotief) tief; zwischen Japan im Westen, Nordwesten und Norden, dem Kurilengraben im Nordosten, dem Nordwestpazifischen Becken im Osten, dem Boningraben im Süden und dem Philippinenbecken im Südwesten]
- Kermadecgraben (bis 10.047 m tief; Südteil des Kermadec-Tonga-Grabens; zwischen dem Tongagraben im Norden, dem Südpazifischen Becken im Osten, Südosten und Süden, der Nordinsel von Neuseeland im Südwesten und dem Kermadec-Tonga-Rücken mit den Kermadecinseln im Westen)
- Kermadec-Tonga-Graben (siehe Kermadecgraben und Tongagraben)
- Kurilengraben [auch Kurilen-Kamtschatka-Graben genannt; bis 10.542 m (Witjastief 3) tief; zwischen Kamtschatka im Norden, den hinter dem Alëutengraben liegenden Kommandeurinseln im Nordosten, dem Nordwestpazifischen Becken im Osten, Südosten und Süden, dem Japangraben sowie der japanischen Insel Hokkaido im Südwesten und den Kurilen im Westen bzw. Nordwesten]
- Kurilen-Kamtschatka-Graben (siehe Kurilengraben)
- Marianengraben [bis 11.034 m (Witjastief 1 = tiefste Stelle des Pazifik und des Weltmeeres) tief; 10.916 m (Triestetief); 10.899 m (Challengertief); zwischen dem Boningraben im Norden, dem Marianenbecken im Osten, den Karolinen im Süden, dem Yapgraben im Südwesten und den Marianen im Westen]
- Marshallgraben (bis 7.315 m tief; als Teil des Fanningbeckens liegt er zwischen dem Marcus-Necker-Rücken im Norden, dem eigentlichen Fanningbecken im Osten, den Gilbertinseln im Süden und den Marshall-Inseln im Westen)
- Mexikograben (bis 6.662 m tief; auch Guatemalagraben genannt; zwischen der der Pazifik-Küste von z.B. Mexiko, Guatemala und El Salvador im Nordwesten, Norden und Nordosten und dem Guatemalabecken im Südwesten)
- Neuhebridengraben (bis 7.570 m tief; zwischen Vanuatu im Norden und Osten, dem Fidschigraben im Südosten, Neukaledonien im Süden und Südwesten und dem Neuhebridenbecken im Westen)
- Neupommern-Bougainville-Graben [bis 9.142 m tief (Planettief); zwischen Neuirland im Norden, der salomonischen Insel Bougainville im Osten, dem Salomonenbecken im Süden und Neubritannien im Westen und Nordwesten]
- Palaugraben (bis 8.138 m tief; zwischen dem Philippinenbecken im Nordwesten und Norden, den Yap-Inseln mit dem Yapgraben im Nordosten, dem Westkarolinenbecken im Südosten und Süden und den Palau-Inseln im Westen)
- Perugraben (bis 6.369 m tief; zwischen der südamerikanischen Küste im Norden und Osten, der Nazcaschwelle im Südosten und Süden und dem Perubecken im Südwesten und Westen)
- Philippinengraben [bis 10.540 m tief (Galatheatief); 10.497 m (Cape-Johnson-Tief); 10.400 m (Emdentief); zwischen dem Philippinenbecken im Norden und Osten, Halmahera im Süden und den Philippinen im Westen]
- Phoenixgraben (bis 7.315 m (Hilgardtief) tief; als Teil des Fanningbeckens liegt er östlich der Phönix-Inseln)
- Ryūkyū-Graben (bis 7.507 m tief; zwischen den Ryūkyū-Inseln im Nordwesten, Kyushu im Norden, dem Philippinenbecken im Osten und Süden und Taiwan im Westen)
- Santa-Cruz-Graben (bis 7.388 m tief; zwischen den Santa-Cruz-Inseln im Nordosten, Vanuatu im Südosten, dem Korallenmeer im Südwesten und San Cristobal im Nordwesten)
- Tongagraben [bis 10.882 m tief (Witjastief 2); 10.647 m (Horizontief); Nordteil des Kermadec-Tonga-Grabens; zwischen den Samoainseln im Norden, dem Südpazifischen Becken im Osten, dem Kermadecgraben im Süden und dem Kermadec-Tonga-Rücken mit den Tongainseln im Westen]
- Yapgraben (bis 8.597 m tief; zwischen dem Philippinenbecken im Norden, dem Marianengraben im Nordosten, den Karolinen im Osten, dem Westkarolinenbecken im Süden, dem Palaugraben im Südwesten und den Yap-Inseln im Westen)

Südlicher Ozean

Im Südlichen Ozean, also im Südpolarmeer bzw. jenseits des 60. südlichen Breitengrads liegt nur der äußerste südliche Ausläufer dieser Tiefseerinne, die in Richtung Norden in den Atlantik übergeht:
- Süd-Sandwich-Graben (siehe obig unter Atlantischer Ozean)

Tiefseerinnen sortiert nach Meerestiefe

Angegeben sind nur die tiefsten Stellen der einzelnen Tiefseerinnen der jeweiligen Ozeane. Fettgedruckt sind nur die tiefsten Tiefseerinnen der einzelnen Meere, die bis auf den Indik (siehe hier) jeweils deren tiefste Stelle darstellen. # Marianengraben (bis 11.034 m), Pazifik # Tongagraben (bis 10.882 m tief), Pazifik # Japangraben (bis 10.554 m), Pazifik # Kurilengraben (bis 10.542 m), Pazifik # Philippinengraben (bis 10.540 m tief), Pazifik # Kermadecgraben (bis 10.047 m tief), Pazifik # Puerto-Rico-Graben (bis 9.219 m tief), Atlantik # Boningraben (bis 9.156 m tief), Pazifik # Neupommern-Bougainville-Graben (bis 9.142 m tief), Pazifik # Yapgraben (bis 8.597 m tief), Pazifik # Süd-Sandwich-Graben (bis 8.264 m tief), Atlantik # Palaugraben (bis 8.138 m tief), Pazifik # Atacamagraben (bis 8.064 m tief), Pazifik # Alëutengraben (bis 7.822 m tief), Pazifik # Kaimangraben (bis 7.680 m tief), Atlantik # Romanchegraben (bis 7.730 m tief), Atlantik # Neuhebridengraben (bis 7.570 m tief), Pazifik # Ryūkyū-Graben (bis 7.507 m tief), Pazifik # Sundagraben (bis 7.455 m tief), Indik # Santa-Cruz-Graben (bis 7.388 m tief), Pazifik # Marshallgraben (bis 7.315 m tief), Pazifik # Phoenixgraben (bis 7.315 m tief), Pazifik # Mexikograben (bis 6.662 m tief), Pazifik # Perugraben (bis 6.215 m tief), Pazifik # Fidschigraben (bis 6.150 m tief), Pazifik # Timorgraben (bis 3.310 m tief), Indik

Siehe auch


- Becken (Geologie)
- Becken (Geomorphologie)
- Echolot
- Lotung
- Meerestief
- Meerestiefe
- Ozeanografie
- Plattentektonik
- Schwelle
- Subduktion
- Tauchboot
- Tiefsee
- Tiefseebecken Kategorie:Geologie ja:海溝

Erdbeben

Als Erdbeben wird die Erschütterung der Erde bezeichnet. Dies ist die Folge eines plötzlichen, meist nur wenige Sekunden andauernden Bruches des die Erdkruste aufbauenden Gesteins und der dadurch freigesetzten Energie, die sich in Form von seismischen Wellen durch die Erde ausbreitet. Der Ort des Bruches wird auch Erdbebenherd genannt und dessen Position in der Tiefe als Hypozentrum bezeichnet. Die zur Darstellung in Landkarten verwendete Projektion des Herdes auf die Erdoberfläche wird Epizentrum genannt. Nach internationaler Übereinkunft wird dabei der Beginn des Bruches angegeben, welcher sich aber über mehrere Kilometer erstrecken kann und in seiner Gesamtheit als Herdfläche bezeichnet wird. Unterseeische Erdbeben werden fälschlicherweise auch als Seebeben bezeichnet. Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heißt Seismologie. Erdbeben sind Naturereignisse, aber wenn dabei jemand zu Schaden kommt nennt man sie Naturkatastrophen. Seismologie

Entstehung von Erdbeben

Erdbeben entstehen durch dynamische Prozesse der Erde. Eine Folge davon ist die Plattentektonik, also die Bewegung der Lithosphärenplatten, welche die Erdkruste und den obersten Erdmantel umfassen. Insbesondere an den Plattengrenzen, wo sich verschiedene Platten auseinander (Spreizungszone), aufeinander zu (Kollisionszone) oder aneinander vorbei (Transformverwerfung) bewegen, kommt es zum Aufbau gewaltiger Spannungen innerhalb des Gesteins, wenn sich die Platten in ihrer Bewegung verhaken und verkanten. Wird die Scherfestigkeit der Gesteine überschritten, entladen sich dann plötzlich diese Spannungen durch ruckartige Bewegungen der Erdkruste (tektonische Beben). Die dabei freigesetzte Energie kann die einer Wasserstoffbombe um das Hundertfache übertreffen. Da die aufgebaute Spannung nicht auf die unmittelbare Nähe der Plattengrenze beschränkt ist, kann der Entlastungsbruch in seltenen Fällen auch im Inneren der Platte auftreten, wenn das Krustengestein eine Schwächezone aufweist. Erdbeben können ferner z.B. durch den Aufstieg von Magma unterhalb von Vulkanen ausgelöst werden oder auch durch Förderung von z.B. Erdgas, da die Druckveränderung wiederum auch die Spannungsverhältnisse im Gestein beeinflusst. Weiter können Erdbeben auch durch einstürzende unterirdische Hohlräume im Bergbau entstehen (Gebirgsschlag). Sowohl vulkanische Beben als auch Gebirgsschläge sind jedoch von der Energiefreisetzung weitaus limitierter als tektonische Beben. Eine Voraussetzung für das Auftreten von Erdbeben ist das Vorhandensein spröden, bruchfähigen Gesteins. Die Temperatur nimmt im Erdinneren jedoch stetig zu, wodurch das Gestein mit zunehmender Tiefe immer weniger spröde reagiert und schließlich deformierbar wird. Erdbeben sind daher meist auf die obere Schicht der Erdkruste beschränkt. Manchmal lassen sich Beben bis in Tiefen von bis zu 700 km lokalisieren. Dieser scheinbare Widerspruch geht auf die Subduktion von Lithosphärenplatten zurück: Kollidieren zwei Platten, wird die dichtere der beiden unter die leichtere gedrückt und taucht in den Erdmantel ab. Da die Erwärmung des Gesteins der abtauchenden Platte (auch als Slab bezeichnet) wesentlich langsamer voranschreitet als deren Abwärtsbewegung , kann das Krustenmaterial bis in oben genannte Tiefen bruchfähig bleiben. Die Hypozentren innerhalb der abtauchenden Platte erlauben somit Rückschlüsse auf die Position des Slab in der Tiefe (sogenannte Benioff-Zone). Erdbeben erzeugen verschiedene Typen von Erdbebenwellen, die sich durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen (bzw. Seismometern) überall auf der Erde aufgezeichnet werden können. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerstörungen (z.B. Gebäudeschäden, Spaltenbildung) an der Erdoberfläche sind auf die sogenannten Oberflächenwellen zurückzuführen, die eine elliptische Bodenbewegung auslösen. Durch Auswertung der Stärke und Laufzeiten von Erdbebenwellen kann nicht nur die Position des Erdbebenherdes bestimmt werden, sondern es werden auch Erkenntnisse über das Erdinnere gewonnen. Die Positionsbestimmung unterliegt als Messung an Wellen der gleichen Unschärfe, die aus Wellenphänomenen in anderen Bereichen der Physik bekannt sind. Im Allgemeinen nimmt die Unschärfe der Ortsbestimmung mit zunehmender Wellenlänge zu, das bedeutet: Eine Quelle von langperiodischen Wellen kann nicht so genau lokalisiert werden wie eine Quelle von kurzperiodischen Wellen. Da schwere Erdbeben den größten Teil ihrer Energie im langperiodischen Bereich entwickeln, kann besonders die Tiefe der Quelle nicht genau bestimmt werden. Die Seismogramme sind Aufzeichnungen der Erdbebenwellen. Seismogramm (1) Atombombenexplosion auf Mururoa, 5.9.1995, Magnitude 4,8, Seismogramm (2) Starkes Erdbeben bei den Nikobaren, 24.7.2005, Magnitude 7,3, Seismogramm (3) Erdbeben indischer Ozean ("Tsunami-Erdbeben"), 26.12.2004, Magnitude 9,3. Die oben gezeigten Seismogramme sollen einen visuellen Eindruck unterschiedlicher Erdbeben - Magnituden vermitteln und wurden nicht nach wissenschaftlichen Aspekten ausgewählt. Durch unterseeische Erdbeben, bei der Eruption ozeanischer Vulkane oder durch unterseeische Erdrutsche können so genannte Tsunamis ausgelöst werden: Durch die plötzliche vertikale Verlagerung großer Teile des Ozeanbodens entstehen Wellen, die sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 800 Kilometer pro Stunde fortbewegen. Auf dem offenen Meer sind Tsunamis kaum wahrnehmbar, gelangt die Welle jedoch in flacheres Wasser, kann sich der Wellenberg auf bis zu 100 Meter Höhe erheben. Am häufigsten entstehen Tsunamis im Pazifik. Deshalb besitzen die an den Pazifik angrenzenden Staaten ein Tsunami-Frühwarnsystem.

Historisches

Schon in der Antike fragten sich Menschen, wie Erdbeben und Vulkanausbrüche entstehen. Man schrieb diese Ereignisse häufig Göttern zu (in der griechischen Mythologie dem Poseidon). Manche Wissenschaftler im alten Griechenland glaubten, die Kontinente schwämmen auf Wasser und schaukelten wie ein Schiff hin und her. Andere Leute glaubten, Erdbeben brächen aus Höhlen aus. In Japan gab es den Mythos von einem Drachen, der den Erdboden erzittern ließ und auch noch Feuer spie, wenn er wütend war. Im europäischen Mittelalter schrieb man Naturkatastrophen dem Wirken Gottes zu. Mit der Entdeckung und Erforschung des Magnetismus entstand die Theorie, man könne Erdbeben wie Blitze ableiten. Man empfahl daher Erdbebenableiter nach Art der ersten Blitzableiter. Erst Anfang des 20. Jahrhunderts kam die heute allgemein anerkannte Theorie von der Plattentektonik und der Kontinentaldrift durch Alfred Wegener auf, dessen Erklärungsmuster zunächst jahrzehntelang nicht anerkannt wurden.

Bestimmung der Erdbebenstärke

Die Erdbebenstärke wird anhand der makroseismischen Intensitätsskala EMS-98 und der Europäischen Makroseismischen Skala (Grünthal, 1998) bestimmt. Die folgende Darstellung ist verkürzt:
- I: Nicht fühlbar
- II: Kaum bemerkbar, nur sehr vereinzelt von ruhenden Personen wahrgenommen.
- III: Schwach, von wenigen Personen in Gebäuden wahrgenommen. Ruhende Personen fühlen ein leichtes Schwingen oder Erschüttern.
- IV: Deutlich, im Freien vereinzelt, in Gebäuden von vielen Personen wahrgenommen. Einige Schlafende erwachen. Geschirr und Fenster klirren, Türen klappern.
- V Stark, im Freien von wenigen, in Gebäuden von den meisten Personen wahrgenommen. Viele Schlafende erwachen. Wenige werden verängstigt. Gebäude werden insgesamt erschüttert. Hängende Gegenstände pendeln stark, kleine Gegenstände werden verschoben. Türen und Fenster schlagen auf oder zu.
- VI: Leichte Gebäudeschäden, viele Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Einige Gegenstände fallen um. An vielen Häusern, vornehmlich in schlechterem Zustand, entstehen leichte Schäden wie feine Mauerrisse und das Abfallen von z. B. kleinen Verputzteilen.
- VII: Gebäudeschäden, die meisten Personen erschrecken und flüchten ins Freie. Möbel werden verschoben. Gegenstände fallen in großen Mengen aus Regalen. An vielen Häusern solider Bauart treten mäßige Schäden auf (kleine Mauerrisse, Abfall von Putz, Herabfallen von Schornsteinteilen). Vornehmlich Gebäude in schlechterem Zustand zeigen größere Mauerrisse und Einsturz von Zwischenwänden.
- VIII: Schwere Gebäudeschäden, viele Personen verlieren das Gleichgewicht. An vielen Gebäuden einfacher Bausubstanz treten schwere Schäden auf; d.h. Giebelteile und Dachgesimse stürzen ein. Einige Gebäude sehr einfacher Bauart stürzen ein.
- IX Zerstörend, allgemeine Panik unter den Betroffenen. Sogar gut gebaute gewöhnliche Bauten zeigen sehr schwere Schäden und teilweisen Einsturz tragender Bauteile. Viele schwächere Bauten stürzen ein.
- X: Sehr zerstörend, viele gut gebaute Häuser werden zerstört oder erleiden schwere Beschädigungen.
- XI: Verwüstend, die meisten Bauwerke, selbst einige mit gutem erdbebengerechtem Konstruktionsentwurf und -ausführung, werden zerstört.
- XII: Vollständige Verwüstung, kein von Menschenhand geschaffenes Bauwerk hält stand.

Standortabhängige Erdbebenstärke (Intensitäten)

Die erste international benutzte Skala zur Erfassung und Einschätzung von Erdbeben war die Mercalliskala. Sie beruht vor allem auf der subjektiven Einschätzung der Erdbebenstärke und auf Beobachtungen. Diese Beobachtungen schließen die Auswirkungen von Erdbeben auf Natur und Bauwerke ein. (Makroseismik). Da es damals noch keine Geräte zur Messung der Erdbebenstärke gab, war die Einteilung in verschiedene Schweregrade entsprechend subjektiv und ungenau. Später wurden die ersten Intensitätsskalen zur MSK-Skala und zur [http://www.gfz-potsdam.de/pb5/pb53/projekt/ems/kurz.htm EMS-98] Skala weiterentwickelt. Zur Kennzeichnung der Stärke von Erdbeben dienen Skalen, von denen zum Beispiel die von Mercalli und Sieberg 12 Stufen angibt (Mercalliskala), darunter:
- Unmerklich: nur von Seismographen registriert
- Leicht: von wenigen Personen bemerkt
- Mäßig: leichte Bewegung von Möbeln, Klirren von Gläsern und Fenstern
- Stark: von allen mit Schrecken wahrgenommen, leichte Risse in Bauwerken
- Zerstörend: Schornsteine fallen ein, schwere Mauerrisse, Bodenrisse
- Große Katastrophe: Kein Werk von Menschenhand hält stand, große Veränderungen der Erdoberfläche Die Mercalliskala wurde später zur