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Lexikon der Geowissenschaften: Plattentektonik

Plattentektonik

Klaus-Joachim Reutter, Berlin

Die Plattentektonik (engl. plate tectonics) ist die Theorie einer alle endogenen geologischen Phänomene umfassenden globalen Tektonik (theory of new global tectonics), der zufolge die Lithosphäre der Erde in eine Anzahl unterschiedlich großer, Kugelkalotten entsprechenden Platten unterteilt ist. Die unterlagernde, durch duktile Rheologie gekennzeichnete Asthenosphäre gestattet den aufliegenden starren, ca. 20-250 km dicken, Kontinente und Ozeane umfassenden Lithosphärenplatten, sich relativ zueinander zu bewegen: voneinander fort (=divergent), aufeinander zu (=konvergent) und aneinander vorbei (=transform). Infolgedessen sind die weitaus meisten tektonischen und magmatischen Vorgänge auf die Plattenränder konzentriert. Seismische Aktivität kennzeichnet alle drei Arten von Plattenrändern derart, daß globale Karten der Epizentren den Verlauf der Plattengrenzen deutlich wiedergeben. Morpholgisch sind sie durch begleitende Gebirge und Tiefseerinnen (konvergenter Plattenrand), ozeanische Rücken (divergenter Plattenrand) sowie große Seitenverschiebungen (Transform-Plattenrand) auffällig. An divergenten Plattenrändern dringen 77% aller Magmen auf, 13% an konvergenten Rändern. Die charakteristische tektonische und magmatische Ausgestaltung der Plattengrenzen bietet die Möglichkeit, auch fossile Plattengrenzen der erdgeschichtlichen Vergangenheit zu erkennen. Die Platten waren und sind Veränderungen in Zahl, Größe, Konfiguration sowie Bewegungsrichtung und -geschwindigkeit unterworfen.

Historie

Die zueinander passenden atlantischen Küstenlinien Afrikas und beider Amerikas hatten schon vor dem 20. Jahrhundert angeregt, ursprüngliche Zusammenhänge dieser Kontinente zu konstruieren. Alfred Wegener stellte 1912 seine Vorstellungen zu der bis in die Gegenwart andauernden Kontinentaldrift (Kontinentalverschiebungstheorie) dar, wobei er geologische Befunde, besonders die auf allen Südkontinenten verbreiteten Ablagerungen einer permo-karbonischen Eiszeit (ca. 320-280 Mio. Jahre), in die Betrachtung einbezog. Mit der Einengungstektonik junger Gebirge befaßte Geologen erkannten, daß weite Horizontaltransporte kontinentaler Krustenmassen zur Erklärung der Strukturen notwendig waren. Erst mit Beginn der sechziger Jahre brachte die vor allem in den USA vorangetriebene Erforschung der Ozeanböden den Durchbruch. Verschiedene Autoren führten Anfang der 1960er Jahre die Kontinentalverschiebung auf die Ausweitung der Ozeanböden zwischen den Kontinenten zurück, die im Bereich der Mittelozeanischen Rücken durch Neubildung ozeanischer Kruste ihren Ursprung haben sollte. Sie postulierten, daß die ozeanische Lithosphäre an den ozeanischen Tiefseerinnen wieder zurück in den Mantel sinkt. Man entdeckte, daß das auf allen Ozeanböden registrierte Streifenmuster magnetischer Anomalien symmetrisch zu den Mittelozeanischen Rücken entwickelt ist und daß die Datierung der Anomalien gestattet, das Alter der ozeanischen Kruste zu bestimmen. Die tektonischen Strukturen, namentlich die Transform-Störungen der Ozeanböden wurden 1965 geklärt, die Plattengeometrie und –kinematik 1967. 1968 wurde das Bild durch Einbindung der wesentlichen seismischen Phänomene vervollständigt. Die damit weitgehend formulierte Theorie erfuhr noch weitere Ergänzungen und Bestätigungen durch die Petrologie, die Magmenentstehung und Gesteinsmetamorphose in diese Zusammenhänge stellte, und schließlich auch durch die Paläontologie, die mit Hilfe von auseinanderdriftenden und wieder andockenden Kontinenten die Probleme der Faunenwanderungen lösen konnte. Viele Detailprobleme sind heute noch offen.

Das Plattenmuster der Erde

Das Plattenmuster der Erde (Tektonik Abb. im Farbtafelteil) zeigt sechs Großplatten (afrikanische Platte, eurasische Platte, indisch-australische Platte, pazifische Platte, amerikanische Platte und antarktische Platte) sowie eine Reihe von kleineren Platten, wie z.B. die Nasza-Platte, die arabische Platte u.a. Je nach Gewichtung trennender Strukturen lassen sich noch einige Großplatten unterteilen durch Ausgliederung einer chinesischen Platte und Unterscheidung von nord- und südamerikanischer Platte. Die Platten umfassen entweder nur Ozeane (pazifische Platte, Nasza-Platte) oder Kontinente mit ozeanischen Anteilen, letztere bedingt durch divergente Ränder in der Plattenumgrenzung. Die Kontinente verfügen über eine 35-40 km dicke, zum größten Teil stark an SiO2 angereicherte (ca. 70%) Kruste, deren Dichte wesentlich geringer ist als die der nur 7-8 km dicken basaltischen Kruste (48% SiO2) der Ozeane. Die kontinentale Kruste der Platten erstreckt sich in Form der passiven Kontinentalränder unter starker tektonischer Ausdünnung über Schelf und Kontinentalhang bis in die ozeanische Tiefe des Kontinentalfußes. Der lithosphärische Erdmantel ist unter Kontinenten überwiegend dicker ( > 100 km) als unter Ozeanen, wo er von 100 km Dicke unter alten Ozeanbecken auf nahezu 0 im Bereich von aktiven Spreizungsrücken abnehmen kann. Kontinentale und ozeanische Kruste unterscheiden sich vor allem auch durch das Alter der sie aufbauenden Gesteine. Während besonders in den Kratonen archaische Gesteine mit Altern von >2500 Mio. Jahren datiert werden können, sind die heutigen Ozeanböden nicht älter als 170 Mio. Jahre. Dies zeigt, daß im Laufe der Erdgeschichte einmal gebildete kontinentale Kruste zum größten Teil erhalten geblieben ist, während die der Ozeane durch Rückführung in den Erdmantel (Subduktion) wieder vernichtet wurde, mit Ausnahme der wenigen in den Ophiolith-Komplexen (Ophiolith) erhaltenen Reste.

Entstehung der Ozeane

Nachdem erkannt worden war, daß die parallel und symmetrisch zu den Mittelozeanischen Rücken streifenartig angeordneten magnetischen Anomalien dadurch entstanden waren, daß die die Ozeanböden bildenden Basalte zu Zeiten unterschiedlicher Polung des erdmagnetischen Feldes gebildet wurden und die Umkehrungen des Magnetfeldes zeitlich festgelegt werden konnten (Magnetostratigraphie), war damit ein Instrument zur Bestimmung des Entstehungsalters der Ozeanböden gegeben. Sie ließen sich sogar altersmäßig kartieren, da die Anomalien durch Überfliegung mit Magnetometern leicht zu messen sind. Es zeigte sich, daß a) die jüngsten Teile am Kamm der Mittelozeanischen Rücken zu finden sind, b) die ältesten Teile der Ozeane an den passiven Kontinentalrändern liegen und c) die Ozeane mit maximal 170 Mio. Jahren viel jünger sind als die sie umgebenden Kontinente. Die seismisch aktiven, durch intensiven Magmatismus ausgezeichneten Rücken, die nur in der Mitte von Ozeanen liegen, wenn diese durch passive Kontinentalränder begrenzt sind, stellen divergente oder konstruktive Plattenränder dar, wo gegenwärtig die Bildung neuer ozeanischer Lithosphäre stattfindet ( Abb. 1). Unter ihnen steigt heißer asthenosphärischer Erdmantel in elastoplastischem Fließen auf, in dem sich in 100 km Tiefe basaltische Partialschmelzen dadurch bilden, daß durch die Druckabnahme die Soliduskurve für Mantelgestein unterschritten wird. Die geschmolzenen Magmen extrudieren in Form von Pillow-Laven (Kissenlava) am Meeresboden über einem sheeted-dyke complex, der seinerseits von Gabbro unterlagert wird. Ultrabasite kristallisieren an der Basis der in geringer Tiefe liegenden Magmenkammern, während der stofflich abgereicherte asthenosphärische Mantel seitlich abwandert und zu lithosphärischem Mantel abkühlt. Infolge der unter den ozeanischen Spreizungsrücken aufsteigenden Asthenosphäre ist die Wärmestromdichte hoch. Sie nimmt zu den Flanken und den seitlichen Ozeanbecken, also mit zunehmendem Alter der ozeanischen Lithosphäre stetig ab. Entsprechend der Auskühlung gewinnt der lithosphärische Mantel an Mächtigkeit und sinkt aus isostatischen Gründen in größere Tiefe. Wärmestromdichte, Meerestiefe und Lithosphärendicke sind damit eine Funktion des Alters der ozeanischen Kruste.

Kontinentalverschiebung

Die geologische Entwicklung und die Strukturen in den mit passiven Rändern an einen Ozean angrenzenden Kontinenten lassen erkennen, daß sie ursprünglich benachbart waren. Die Entstehung des Ozeans führte zur Kontinentalverschiebung. Ein erstes Stadium in der Zerspaltung eines Kontinents ist die Anlage einer Riftzone im Inneren des Kontinents. Diesem Stadium kann, wie im Falle des ostafrikanischen Grabensystems, eine Aufwölbung des Bereichs infolge Wärmezuführung durch einen oder mehrere Manteldiapire vorangehen (aktives Rift), ebenso ein alkalibasaltischer Magmatismus. Die folgende Anlage der Dehnungsbrüche der Riftzone kann weiterhin von Vulkanismus begleitet sein. Es ist möglich, daß diese Tektonik (Taphrogenese) auch ohne vorlaufendes Hebungsstadium einsetzt (passives Rift). Im nächsten Stadium dringen basische Intrusiva in die sich dehnende kontinentale Kruste, die abzusinken beginnt. Das Meer dringt ein, und es beginnt die Bildung ozeanischer Kruste, während die Ränder der Riftzone durch weitere Dehnung, Zergleiten in Kippschollen und isostatische Absenkung infolge Krustenausdünnung und Auskühlung zu passiven Kontinentalrändern ausgebaut werden. Die während dieser Vorgänge zur Ablagerung kommenden Sedimente entwickeln sich von terrestrischen Konglomeraten und Sandsteinen zu marinen Sedimenten, die erst Flachwasserfazies zeigen, dann Tiefwasserfazies infolge weiteren Absinkens.

Die Entwicklung der Mittelozeanischen Rücken treibt die angrenzenden Kontinente weiter auseinander. Die Spreizung der Axialzone der Rücken ist die aus den Kontinenten in den Ozean verlagerte Dehnungstektonik. Im Falle eines langsam spreizenden ozeanischen Rückens (Atlantik: 40-60 mm pro Jahr) sind mit dem Zentralgraben ebenfalls Riftstrukturen gegeben. Im Falle schnell spreizender Rücken (Ostpazifischer Rücken: 180 mm pro Jahr) erfolgt die Magmenförderung so heftig, daß kein Zentralgraben mehr ausgebildet wird. Ein charakteristisches Merkmal ozeanischer Rifts ist ihre Zerlegung an Transformstörungen derart, daß ein Riftabschnitt daran endet und in einer um einige Zehner bis Hunderte von Kilometern seitwärts versetzten Position auf der anderen Seite des Bruches mit unveränderter Richtung neu ansetzt. Da die Ozeanbodenspreizung auf beiden Seiten der Transformstörung aktiv ist, schieben sich zwischen beiden Teilstücken des Rückens die Seiten der Störung aneinander vorbei. Die einzelnen Abschnitte des Spreizungsrückens sind annähernd senkrecht zur divergenten Bewegung der seitlich angrenzenden Platten orientiert; die Transformstörungen streichen dagegen genau parallel zur Bewegungsrichtung.

Subduktion

Der Entstehung neuer Lithosphäre in den Mittelozeanischen Rücken steht die Vernichtung älterer ozeanischer Lithosphäre durch Rückführung (Subduktion) in den Erdmantel an den konvergenten Plattenrändern gegenüber. Die Bewegung zweier benachbarter Platten aufeinander zu ist nur möglich, wenn an der Plattengrenze eine der beteiligten Lithosphären nach unten ausweicht. Dies ist bei Anlage des Subduktionssystems die Platte mit höherer Dichte, deren Oberfläche entsprechend morphologisch tief liegt. Es entwickelt sich so eine Platte mit abtauchendem Rand oder Unterplatte und eine Oberplatte. Diese besteht entweder ebenfalls aus ozeanischer Lithosphäre (ozeanischer Inselbogen) oder aus kontinentaler Lithosphäre (aktiver Kontinentalrand). Morphologisch ist der konvergente Plattenrand durch eine Tiefseerinne gekennzeichnet, die in der Kartendarstellung fast immer einen Bogen mit unterschiedlichem Radius von einigen 100 bis einigen 1000 Kilometern beschreibt, und zwar so, daß die konvexe Seite des Bogens zur Unterplatte weist, die konkave zur Oberplatte. Die Bogenform wird durch den Erhalt der Oberfläche der abtauchenden Platte vorgegeben (Vergleich: Kreisform der Dellen eines Pingpongballes).

Die abtauchende ozeanische Lithosphäre erleidet durch Zunahme des Druckes mit der Tiefe Veränderungen, die infolge der Auskühlung der Platte durch relativ geringe Temperaturen bestimmt sind. Zuerst wird Kluft- und Porenwasser freigesetzt, dann Kristallwasser durch Mineralreaktionen, z.B. bei der Metamorphose des Amphibolits zu Eklogit ab 70 km Tiefe. Dieses Wasser steigt in die Oberplatte auf und, wenn deren Temperatur im Mantelkeil hoch genug ist, kommt es dort wieder zur Bildung von basaltischen Partialschmelzen, die ihrerseits in die Kruste der Oberplatte aufsteigen und sich dort zum Subduktionsmagmatismus des magmatischen Bogens weiterentwickeln. Das weitere Abtauchen der Unterplatte führt in 300-400 km Tiefe zum Phasenübergang Olivin zu Spinell, und bei 650 km, an der Grenze vom oberen zum unteren Mantel, zum Übergang von Spinell zu Oxiden. Durch Reibung, Wärmeleitung aus dem umgebenden Mantel und die exothermen Mineralreaktionen erwärmt sich die abtauchende, ursprünglich kalte Lithosphäre, so daß sie sich nicht mehr vom umgebenden Mantel unterscheidet. So ist die Subduktionszone nur bis in ca. 700 km Tiefe durch die Erdbebenhypozentren der Wadati-Benioff-Zone gekennzeichnet.

Kontinentalkollision

Wird an einem aktiven Kontinentalrand nach Subduktion ozeanischer Lithosphäre ein zur gleichen Platte gehörender Kontinent in die Subduktionszone gezogen, kommt es zur Kontinentalkollision. Das spezifisch leichtere kontinentale Krustenmaterial staut sich in der Subduktionszone, wird deformiert und bildet ein Kollisionsorogen, in dem die beiden ursprünglich getrennten Platten sich zu einer verschweißen. Man vermutet, daß am Ende eines plattentektonischen Zyklus (Wilson-Zyklus) die Kontinente aller Platten zu einem Superkontinent zusammengefügt werden, der von einem einzigen Ozean umgeben ist (ein solcher Kontinent Pangäa mit umgebendem Meer Panthalassa existierte vor 250 Mio. Jahren; Kontinentalverschiebungstheorie). Die Subduktion kommt zum Erliegen, so daß die Mantelkonvektionszellen sich neu organisieren müssen. Damit setzt ein neuer Zyklus ein, der die Zerspaltung des Superkontinents zur Folge hat.

Motor der Plattenbewegung

Die Kräfte, die die Lithosphärenplatten in Bewegung halten und heißes Mantelmaterial unter den Mittelozeanischen Rücken aufsteigen und kühles in Subduktionszonen wieder absteigen lassen, sind in der Wärmeabgabe der Erde mittels Mantelkonvektionszellen zu suchen ( Abb. 2). Für die die Plattenbewegung kontrollierenden Kräfte werden zwei Modelle vorgeschlagen: a) Die vom Mittelozeanischen Rücken seitlich abströmende Asthenosphäre schleppt die Lithosphärenplatten mit und zieht sie in den Subduktionszonen nach unten; b) die Lithosphärenplatten gleiten gravitativ von der hochaufgewölbten Asthenosphäre unter den Mittelozeanischen Rücken ab (›ridge push‹) und sinken unter ihrem eigenen Gewicht in den Subduktionszonen in den Mantel zurück (›slab pull‹). Das Funktionieren der Plattentektonik hängt wahrscheinlich vom Wärmegradienten der Erde und den Dicken der Lithosphärenplatten ab. Man rechnet damit, daß sie sich erst am Ende des Archaikums vor 2500 Mio. Jahren herausbildete. Der viel höhere archaische Wärmestrom ließ möglicherweise das Entstehen von Großplatten nicht zu; die Tektonik dieser Zeit war durch die Anlage von Grünsteingürteln geprägt.

Literatur:

[1] Ampferer, O. (1906): Über das Bewegungsbild von Faltengebirgen. – Jahrbuch k.k. geol. Reichsanstalt Wien, 106, 539-622.

[2] Dietz, R.S. (1961): Continent and ocean basin evolution by spreading of the sea floor. – Nature, 190, 854-857.

[3] Hallam, A. (1972): Continental Drift and the fossil record. – Sci. American, 227/5, 56-66.

[4] Hess, H.H. (1962): History of the ocean basins. In: Engel, James & Leonard: Petrological studies. 599-620. – Denver.

[5] Isacks, B., Oliver, J. und Sykes, L.R. (1968): Seismology and the new global tectonics. – J. geophys. Res. 73, 5855-5899.

[6] MacKenzie, D.P. und Morgan, W.J. (1967): Evolution of triple junctions. – Nature 224, 125-133.

[7] Taylor, F.B. (1910): Beå of the Tertiary mountain belt on the origin of the Earth′s plan. – Bull. geol. Soc. America, 21, 179-226.

[8] Vine, F.J. and Matthews, D.H. (1963): Magnetic anomalies over oceanic ridges. – Nature 199, 947-949.

[9] Wegener, A. (1912): Die Entstehung der Kontinente. – Geol. Rundschau, 3, 276-292.

[10] Wilson, J.T. (1965): A new class of faults and their beå on continental drift. – Nature 207, 343-347.


Plattentektonik 1: Ozeanbodenspreizung und Subduktion im überhöhten Querschnitt. Plattentektonik 1:

Plattentektonik 2: zwei Modelle der Antriebskräfte der Plattenbewegung: a) durch Mantelkonvektionszellen, b) durch Schwerkraft. Plattentektonik 2:

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