Plattentektonik. Wolfgang Frisch

destruktiven Plattengrenzen wird eine Platte unter die andere hinabgebogen und in den Subduktionszonen in den tieferen, sub-lithosphärischen Mantel gezogen. Die subduzierten Plattenteile werden dabei verändert und letztlich wieder in den Mantel eingegliedert und auf diese Weise zerstört. Die Platten werden also an destruktiven Grenzen gegeneinander geführt, weshalb diese – als Pendant zu den divergierenden – auch als konvergierende Plattenränder bezeichnet werden. In größerem Maßstab kann nur ozeanische Lithosphäre aufgrund ihrer hohen Dichte in den sub-lithosphärischen Erdmantel abgeführt werden. An der Erdoberfläche drücken sich die Subduktionszonen durch tiefe Rinnen, die Tiefseerinnen, wie sie vor allem rund um den Pazifik bestehen, aus (Abb. 1.3, 1.5).

Abb. 1.3: Stark überhöhte Blockbilder durch die äußere feste Erde. Gezeigt werden die drei Arten von Plattengrenzen, Passive und Aktive Kontinentränder, ein Inselbogen, Vulkanketten, die von Heißen Flecken verursacht werden, und ein Grabenbruch. Die Platten bestehen aus Kruste und lithosphärischem Mantel. Die Reliefdaten stammen aus den Datensätzen etopo30 (Landoberfläche) und gtopo2 (Meeresboden) [Smith & Sandwell 1997].

      An konservativen Plattenrändern wird Kruste bzw. Lithosphäre weder neu gebildet noch abgeführt, die Platten gleiten vielmehr aneinander vorbei. Diese Grenzen werden auch als Transformstörungen bezeichnet – weshalb, wird in Kapitel 8 erläutert. Im kontinentalen Bereich sind Transformstörungen selten. Die Mittelozeanischen Rücken werden hingegen von zahlreichen, meist relativ kurzen Transformstörungen durchschnitten (Abb. 1.3, 1.5). Die Störungen verbinden zwei (nur scheinbar gegeneinander verschobene) Rückenabschnitte. In der Verlängerung der ozeanischen Transformstörungen finden sich wenig aktive Bruchzonen, die oft weite Strecken ins Innere der angrenzenden Platten zu verfolgen sind (Kap. 8).

      Mit Hilfe der drei Arten von Grenzen ist die individuelle Bewegung der Lithosphärenplatten erklärbar. Dabei ergeben sich aber geometrische Zwänge, da sich die Platten nicht völlig beliebig bewegen können und die Addition aller Bewegungen die Summe Null ergeben muss (Kap. 2). Global gesehen wird die Auseinanderdrift der Platten an den konstruktiven Rändern von der Aufeinanderzubewegung an den destruktiven Rändern kompensiert.

Die magnetischen Streifenmuster

      Die Entdeckung der magnetischen Streifenmuster (Abb. 1.6, 1.7) führte zum Konzept der Ozeanboden-Spreizung, also der Neubildung und Ausbreitung von Ozeanboden entlang der Mittelozeanischen Rücken, das allgemein Frederick Vine und Drummond Matthews [1963] zugeschrieben wird. L. W. Morley wollte diese Idee schon vor Vine und Matthews veröffentlichen. Das heute übliche Begutachtungssystem von eingereichten Manuskripten verhinderte aber die Publikation in Fachzeitschriften, weil die Gutachter die Idee für abwegig hielten.

Abb. 1.4: Schematische Darstellung der drei Arten Konstruktive von Plattengrenzen.

Abb. 1.5: Karte der Erde mit den wichtigsten plattentektonischen

Abb. 1.6: a) Magnetisches Streifenmuster des Ozeanbodens, dargestellt am Beispiel des Reykjanes-Rückens, eines Teils des Mittelatlantischen Rückens vor Island [Heirtzler et al. 1966]. b) Kurven der magnetischen Feldstärke entlang der Fahrtrouten von Schiffen, die quer über den Rücken fuhren. Aus den Kurven können normale Magnetisierungen (farbig dargestellt) und inverse Magnetisierungen abgelesen werden. c) Durch den Vergleich des magnetischen Streifenmusters mit einem magnetischen Standardprofil erfolgt die Datierung des Ozeanbodens, der mit zunehmender Entfernung vom Mittelozeanischen Rücken älter wird.

Abb. 1.7: Entstehung des magnetischen Streifenmusters entlang einer Spreizungsachse infolge wiederholter Umkehrung des erdmagnetischen Feldes. Die Unregelmäßigkeit der einzelnen Streifen entsteht durch das untermeerische Austreten von Basaltlaven, die sich der oft rauen Topographie anpassen.

      In den meisten Gesteinen sind Eisenoxid-Minerale wie Magnetit, Titano-Magnetit oder Hämatit oder das Eisensulfid Magnetkies enthalten. Bei der Erstarrung der basischen Magmatite der ozeanischen Kruste bilden sich vor allem Magnetit und Titano-Magnetit. Bei hohen Temperaturen sind diese Minerale unmagnetisch. Kühlen sie unter eine gewisse Temperatur, die Curie-Temperatur, ab, werden sie nach der Orientierung des herrschenden Magnetfeldes magnetisiert. Die Curie-Temperatur, benannt nach Pierre Curie, liegt für Hämatit bei 680 °C, für Magnetit und Titano-Magnetit bei 580 °C und darunter. Damit weist das Gestein eine Magnetisierung auf, die auch noch nach Millionen von Jahren gemessen werden kann. Die Proben müssen dabei „gereinigt“ werden, d. h., etwaige spätere Überprägungen, die z. B. durch Verwitterungseinflüsse entstehen können, müssen eliminiert werden. Der störende Effekt des heutigen Magnetfeldes muss bei der Messung der Probe kompensiert werden.

      Der magnetische Pol führt um den geographischen Pol (den Rotationspol der Erde) eine langsame, unregelmäßig schlenkernde Bewegung aus, die Säkularvariation genannt wird. Über einen Zeitraum von mehreren tausend Jahren gemittelt fallen die beiden Pole aber zusammen. Aus diesem Grund kann man in der Paläomagnetik die Lage der früheren geographischen Pole bestimmen, wenn genügend Proben gemittelt werden. Der heutige magnetische Südpol liegt nahe dem geographischen Nordpol. Das war nicht immer so. In sehr unterschiedlich langen Zeiträumen, die weniger als 10 000 oder mehrere Millionen Jahre dauern können, erfolgen Umpolungen: Das magnetische Dipolfeld springt um, der frühere magnetische Südpol wird zum Nordpol und umgekehrt.

      Mit Hilfe datierter Basalte und anderer Gesteine an Land hat man eine magnetische Zeitskala erstellt, die die Perioden und Epochen mit normaler (wie heute) und inverser Magnetisierung wiedergibt. Diese Magnetisierungsmuster findet man parallel und symmetrisch zu den ozeanischen Rücken nebeneinander angeordnet wieder (Abb. 1.6). Aufgrund der charakteristischen Muster normaler und inverser Magnetisierungen kann man die Streifen datieren, indem man sie mit bekannten Abfolgen vergleicht. Damit konnte nachgewiesen werden, dass sich die Streifen ozeanischer Kruste vom Mittelozeanischen Rücken weg und parallel zu diesem bilden und mit zunehmender Entfernung vom Rücken älter werden (Abb. 1.7). Es war die Auffindung dieser zu den ozeanischen Rücken symmetrischen Streifenmuster, die Anfang der 1960er-Jahre den Beweis für die Bildung und das Auseinanderdriften ozeanischer Kruste brachte und damit den Grundstein für das Konzept der Plattentektonik legte. Die magnetische Zeitskala ist nur bis zurück in den Jura genau bekannt, da ozeanische Kruste, die die Magnetisierung lückenlos speichert, nicht älter als Jura ist (Abb. 2.12). Ozeanische Kruste wird nämlich nach einem Alterungsprozess spätestens knapp 200 Millionen Jahre nach ihrer Bildung subduziert, weil sie dann so weit abgekühlt und spezifisch schwerer ist, dass sie in den tieferen Mantel absinkt (