Plattentektonik und Kontinentaldrift


Plattentektonik und Kontinentaldrift
Plattentektonik und Kontinentaldrift
 
Über zwei Jahre lang machte der Vulkan Soufrière, einer der sieben aktiven Vulkane auf der zu den Kleinen Antillen gehörenden Insel Montserrat den 12 000 Bewohnern dieser britischen Kronkolonie zunehmend klar, wer ihr eigentlicher Herr ist. Er tat dies mit kilometerhohen Rauchsäulen und heftigen Eruptionen von glühenden Gasen, Aschen und Laven. Etwa zwanzig Menschen kamen dabei ums Leben. Der Vulkan überzog viele Dörfer und schließlich auch die Hauptstadt Plymouth mit Lava und Asche. Im August 1997 entschlossen sich die Behörden zur Evakuierung des Südteils der Insel, wo die Mehrzahl der Bevölkerung lebte. Es war höchste Zeit, wie sich zeigte, denn die nun auftretenden Eruptionen übertrafen alle vorherigen bei weitem an Stärke; sie vernichteten Siedlungen und Anbauflächen. Der Süden der Insel wird für Jahre unbewohnbar bleiben. Aber nicht alle Bewohner verließen die Insel ganz; einige ließen sich im weniger gefährdeten, aber landwirtschaftlich kaum nutzbaren Norden nieder.
 
17. Juli 1998. Es ist kurz vor 19 Uhr Ortszeit, als drei gigantische Flutwellen, von Fachleuten als »Tsunami« bezeichnet, die Nordwestküste Papua-Neuguineas verwüsten. Eine knappe Viertelstunde zuvor registrieren die seismischen Stationen im Pazifikraum nördlich der Insel ein Seebeben; es hat die Stärke 7,1 auf der Richter-Skala. Die Deformation der untermeerischen Erdkruste bringt riesige Wassermassen in Bewegung. Eine extrem schnell laufende Druckwelle pflanzt sich vom Epizentrum des Bebens im Wasser fort. Sie nähert sich mit einer Geschwindigkeit von fast 800 km/h der Nordwestküste der Insel. Auf dem offenen Meer kaum als Welle wahrnehmbar, türmt sie sich im Uferbereich zu einer zehn Meter hohen Walze auf. Die schreckliche Bilanz: Ein langer Küstenstreifen der Insel wird von dem Tsunami geradezu niedergewalzt. Mehrere Tausend Küstenbewohner sterben in der Flutwelle.
 
 Geburt einer neuen Theorie
 
Statisch, praktisch unveränderlich und immer gleich, so erscheint uns gewöhnlich die Erde mit ihren Kontinenten und Meeren. Nur unverhofft eintretende gewaltige Naturkatastrophen weisen darauf hin, dass sie dynamischer ist, als es meist den Anschein hat. Dann allerdings ändert sie urplötzlich ihr Gesicht — mit verheerenden Folgen, wenn es besiedelte Gebiete trifft. Dass die Erde tatsächlich ein ausgesprochen dynamischer Planet ist, der sich ständig verändert, ja auf dem — im wortwörtlichen Sinn — zu jeder Zeit globale Umwälzungen stattfinden, ist kaum jemand wirklich bewusst.
 
Auch den meisten Geologen blieb diese Dynamik bis in die 1960er-Jahre verborgen. Als einzelne Wissenschaftler wenige Jahre zuvor Beobachtungen gemacht hatten, die das überkommene Bild infrage stellten, riefen sie mit ihren Hypothesen über dynamische Erdprozesse bei ihren Kollegen massiven Widerstand hervor. Erst ein in dieser Zeit im Rahmen des Tiefseebohrprojekts »Deep Sea Drilling Project« in Dienst gestelltes amerikanisches Bohrschiff, die »Glomar Challenger«, brachte Gewissheit. Von diesem Schiff aus konnten Bohrungen in Meerestiefen bis 6 000 m angesetzt und dann noch bis zu 750 m Bohrtiefe niedergebracht werden. Dieses ursprünglich rein amerikanische Forschungsprojekt, dem 1974 neben anderen Ländern auch die Bundesrepublik Deutschland beitrat, dauerte von 1968 bis 1983 und lieferte Resultate, die Klarheit in die Vorstellungen über die Entwicklungsgeschichte der Erdoberfläche brachten. Es revolutionierte eine ganze Wissenschaft und trug entscheidend zum Verständnis der Entstehung der Ozeane bei. Diese beruht auf gewöhnlich verborgenen Prozessen, für welche Erd- und Seebeben und Vulkanausbrüche deutlich wahrnehmbare Zeugnisse sind.
 
Eine Ahnung von diesen Prozessen gaben die Umrisse und die Lage der Kontinente auf Weltkarten. Beim Betrachten fällt die »Passgenauigkeit« der Ostküste Südamerikas mit der Küstenlinie Westafrikas auf. Sollten etwa beide Kontinente einmal eine einzige Landmasse gebildet haben? Die Frage stand im Raum. Doch zu ungeheuerlich schien die Vorstellung, dass ganze Kontinente — als wären sie Treibeis — sich über Tausende von Kilometern hinwegbewegen können. Und vor allem: Wie hätte man einen solchen Vorgang erklären und beweisen können?
 
Alfred Wegeners Verdienste
 
Die verblüffenden Übereinstimmungen fielen im Jahr 1910 auch dem Marburger Meteorologen Alfred Wegener auf. Wie andere zuvor fragte er sich, ob Südamerika und Afrika früher einmal eine zusammenhängende Landmasse gebildet haben könnten. Sollten sie vor langer Zeit auseinander gebrochen und auseinander gedriftet sein und dabei den Atlantischen Ozean gebildet haben? Wegeners Verdienst besteht darin, dass er es nicht bei den Fragen beließ, sondern sie wissenschaftlich anging. Er suchte nach Indizien, die eine Antwort geben könnten.
 
Zunächst hielt auch er den Gedanken von wandernden Kontinenten für unwahrscheinlich und verwarf ihn sogar zunächst wieder. Doch kurze Zeit später fiel ihm eine paläontologische Abhandlung in die Hand. Der Autor spekulierte darin über ehemalige Brückenkontinente, also längst versunkene Landbrücken, durch welche früher einmal die heute getrennten Kontinente verbunden gewesen sein könnten.
 
Einige Paläontologen hielten die Annahme von Landbrücken — und zwar nicht nur zwischen Amerika und Europa — für notwendig. Wiederholt stießen sie auf Fossilien identischer Tier- und Pflanzenarten in zwei Kontinenten, die heute durch tiefe Ozeane getrennt sind. Nachdem Charles Darwin Mitte des 19. Jahrhunderts die Grundlagen für die Theorie der Evolution gelegt hatte, konnte die logische Schlussfolgerung aus diesem Phänomen nur lauten: Während diese Arten entstanden und sich entwickelten, muss es zwischen zwei kontinentalen Populationen einen ungestörten Austausch über Land gegeben haben — zum Beispiel über Landbrücken hinweg.
 
Wegener war indes klar, dass größere Landbrücken, gar ganze Kontinente, nicht einfach im Meer versinken können. Schließlich schwammen die leichteren, also aus weniger dichten Gesteinen aufgebauten kontinentalen Blöcke gleichsam auf dem dichteren Gesteinsmaterial des Erdmantels. Sie konnten ebenso wenig sinken wie im Meer treibende Eisschollen oder Eisberge. Wegener deutete daher das Auftreten gleicher Fossilfunde als Indiz dafür, dass die heute getrennten Kontinente ursprünglich zusammenhingen. Er prägte für diesen »Urkontinent«, eine riesige Landmasse, die im Mesozoikum auseinander gebrochen sein musste, den Namen Pangäa. Er sprach in diesem Zusammenhang von einer »Kontinentaldrift«, einem Prozess, von dem er annahm, er dauere immer noch an.
 
Für die Geologen seiner Zeit waren Wegeners Vorstellungen völlig inakzeptabel. Doch er suchte unermüdlich nach weiteren Hinweisen aus der Paläontologie, der Paläoklimatologie, der Geologie, Geophysik, Geodäsie und der Astronomie, um seine Theorie der Kontinentaldrift zu erhärten. Dabei standen ihm noch nicht die heutigen Methoden der Seismologie, Ozeanographie und der Erforschung des Erdmagnetismus zur Verfügung. Obwohl er eine Reihe weiterer Indizien für die Relativbewegung der Kontinente zusammentrug, musste er deshalb letztlich den wissenschaftlichen Beweis für die Richtigkeit seiner Theorie schuldig bleiben.
 
Wegener gebührt auch das Verdienst, als Erster nach den antreibenden Kräften der Kontinentaldrift gefragt zu haben. Aber auch hier war er auf Spekulationen angewiesen und bemühte die in ihrer Größe völlig unzureichende »Polfluchtkraft«.
 
Hypothese einer schrumpfenden Erde
 
Zu Wegeners Zeiten prägte der österreichische Geologe Eduard Sueß die europäische Geologie mit der schon 1829 von Elie de Beaumont aufgestellten Schrumpfungstheorie. Danach sollte die sich abkühlende Erde wie ein trocknender Apfel schrumpfen, dessen Haut Runzeln bekommt — ein Bild für die Faltengebirge. Sueß postulierte, dass die bruchfähige Erdkruste in Blöcke zerfällt, die mehr oder weniger tief absinken, um der schrumpfenden Unterlage zu folgen. Man stellte sich die Kontinente als höher liegende Schollen vor, die Ozeanbecken hielt man für schon tiefer eingesunkene Gebiete.
 
Wegener wandte sich gegen die Sueß'sche Theorie mit einem scharfsinnigen Argument. Er wies darauf hin, dass ein Großteil der festen Erdoberfläche eins von zwei Niveaus bevorzugt: Die Kontinente erheben sich im Mittel 100 Meter über den Meeresspiegel, und die mittlere Tiefenlage der Meeresböden befindet sich in 4700 Meter Tiefe. Aufgrund statistischer Gesetzmäßigkeiten, so Wegeners Argument, dürfte es nach der Sueß'schen Auffassung vom zerbrochenen Schollenmosaik nur ein mittleres Niveau geben, um das die Höhen und Tiefen der Erdoberfläche gemäß einer Gauß'schen Verteilungskurve schwanken.
 
Wegener deutete damit als Erster die hypsometrische Kurve richtig, nämlich im Sinn der Isostasie, also dem Schwimmgleichgewicht der leichteren, aber dickeren kontinentalen Kruste und der dichteren, aber nicht so mächtigen ozeanischen Kruste über dem plastischen Gesteinsmaterial des Erdmantels.
 
Die geologische Fachwelt blieb lange Zeit — bis über die Mitte des 20. Jahrhunderts hinaus — dem statischen Bild von der Erde verhaftet. Lediglich dort, wo sich dynamische tektonische Prozesse nicht leugnen ließen, wie bei der Vulkan- und Gebirgsbildung, den Erdbeben und den Schollenverschiebungen, gestand man dem Erdkörper eine gewisse Beweglichkeit zu. Doch horizontale Verschiebungen ganzer Kontinente, gar globale Umschichtungen im Erdinnern — so etwas galt den meisten damaligen Geologen als absurd. Die »Stabilisten« — und damit die überwiegende Mehrheit der Geologen — blieben ihrer konservativen, auf Bewahrung angelegten Vorstellungswelt verhaftet.
 
 
Es bedurfte neuer Methoden und Beobachtungen, um zu einer neuen Sicht zu gelangen. Erst im Lauf der 1960er-Jahre war die Zeit dafür reif. Für neue Beobachtungsmöglichkeiten sorgten ganz verschiedene Zweige der Geowissenschaften, insbesondere die Seismologie, die Erforschung des Meeresbodens und erdmagnetische Messungen auf dem Meer. Ein erster Schritt, der schließlich zur Entdeckung eines Grundprozesses der Plattentektonik führte, waren Untersuchungen über die Verteilung der Tiefbebenherde auf der Erde.
 
Erdbeben zeugen von Bewegungen im Gesteinsuntergrund. Bei den meisten und bei allen größeren Erdbeben kommt es zu mechanischen Scherbewegungen an zumeist schon vorhandenen Bruchflächen innerhalb der kühlen und damit bruchfähigen Gesteine der oberen Erdkruste. Sie bildet gleichsam ein Mosaik aus größeren und kleineren Gesteinsblöcken, die durch ein Netz von Klüften voneinander getrennt sind. Druck- und Zugspannungen sowie die von diesen Kräften bewirkten Deformationen führen zu dieser Struktur.
 
Für gewöhnlich laufen solche Deformationen unmerklich und langsam ab. Solange die Gleitflächen durch Wasserfilme oder durch den feuchten Brei aus zerriebenem Gestein gut geschmiert sind und solange sich nicht Vorsprünge an den Bruchflächen ineinander verhaken, gleiten die Gesteinsmassen ruhig aneinander vorbei. Kommt es jedoch zu einer Blockade, dann entstehen Spannungen, bis die ineinander verhakten Unebenheiten, die Asperities (aus dem Englischen), wegbrechen. Die aufgestaute Spannung löst sich mit einem Ruck — ein Erdbeben findet statt. Die zum Teil Hunderte Kilometer langen Bruchflächen der Erdkruste, an denen es immer wieder zu Erdbeben kommt, zeugen davon, dass es offenbar eng umgrenzte Zonen gibt, an denen besonders starke Scherdeformationen auftreten.
 
Bis zur Mitte der 1930er-Jahre war unbekannt, dass es Erdbebenherde auch in größeren Tiefen des Erdmantels und nicht nur in der kühlen, bruchfesten Erdkruste gibt. Verbesserungen der Seismographie und des Zeitdiensts sowie der weltweite Ausbau von Observatorien erlaubten es nun, nicht nur die geographische Position eines Bebenherds an der Erdoberfläche — das Epizentrum — zu bestimmen, sondern auch dessen Tiefe, also das Hypozentrum und damit den tatsächlichen Entstehungsort des Bebens. Überrascht stellten die Seismologen fest, dass die Hypozentren mancher Erdbeben bis in Tiefen von etwa 700 Kilometer reichten. Derart tiefe Erdbebenherde traten allerdings nur in ganz bestimmten Gebieten auf.
 
Diese Beobachtung schien der Annahme zu widersprechen, dass Erdbeben nur dort auftreten können, wo die Temperaturen so niedrig sind, dass das Gestein bruchfähig bleibt. Bei einer Tiefe von etwa 20 Kilometer sah man hierfür eine physikalische Grenze. Unterhalb dieser Tiefe sollten die zum Erdinnern ansteigenden Temperaturen für ein duktiles Gesteinsverhalten, eine leichte Verformbarkeit sorgen. Spannungen sollten sich dort durch Fließprozesse und nicht durch Bruchvorgänge abbauen und Erdbeben daher auf die obere Kruste beschränkt sein.
 
Die Existenz viel tieferer Erdbebenherde gab den Geologen ein Rätsel auf, das — wie wir später sehen werden — erst die Theorie der Plattentektonik befriedigend lösen konnte. Die Vorarbeit hierfür verdanken wir dem US-amerikanischen Seismologen Hugo Benioff. Am California Institute of Technology (Caltech) in Pasadena zeichnete er 1954 alle bis dahin instrumentell erfassten Erdbebenherde in eine dreidimensionale Karte ein, die neben der Erdoberfläche als dritte Koordinate die Tiefe enthielt. Sie bot ein erstaunliches Muster: Hinsichtlich der geographischen Lage reihen sich die Epizentren der Beben zu einer perlschnurartigen Kette auf, die den Pazifischen Ozean umrandet und sich von Neuguinea über Indonesien, Hinterindien, den Himalaya, den Persischen Golf bis über den Mittelmeerraum erstreckt.
 
Noch interessanter war die räumliche Verteilung der Tiefbebenherde. Diese setzen nämlich bei den Tiefseerinnen an, die den Inselbögen des westlichen Pazifiks, den Tonga-Kermadec-Inseln und dem indonesischen Inselbogen vorgelagert sind, und bilden relativ dünne, dachartig zwischen 30º und 60º geneigte Flächen. Sie tauchen in die Tiefe des Erdmantels ab, und zwar zumeist in Richtung des angrenzenden Kontinents. Diese seismisch aktiven und mit vulkanischer Tätigkeit in Verbindung stehenden Zonen wurden Benioff-Zonen genannt.
 
Bruchfestes Gestein in 700 Kilometer Tiefe?
 
Manche Geologen suchten zunächst nach einer Erklärung für die Bruchfähigkeit des Materials in diesen Tiefen des Erdmantels. Ende der 1950er-Jahre glaubte man ausschließen zu können, dass Gesteinsbrüche Tiefbeben verursachen. Stattdessen spekulierte man etwa über explosionsartige Vorgänge. Doch es sollte sich herausstellen, dass bei diesen Tiefbeben tatsächlich kühles und daher bruchfähiges Gesteinsmaterial im Spiel ist.
 
Sofort schloss sich das nächste Rätsel an: Wie kann Gestein in Tiefen bis zu 700 Kilometer bruchfest bleiben? Eine der Hypothesen setzte Beweglichkeit im doppelten Sinn — Beweglichkeit sowohl der Erde als auch des Denkens — voraus. Für die »Mobilisten« unter den Geowissenschaftlern, die in Alfred Wegener einen ihrer geistigen Väter sahen, lag die Vermutung nahe, dass das bruchfeste Gestein von der Erdkruste bis in diese Tiefe des Mantels transportiert wurde. Eine solche Hypothese empfanden die »Stabilisten« als eine noch absurdere Idee als Wegeners Konzept vom horizontalen Driften der Kontinente. Aber auch sie sollte sich als richtig erweisen.
 
Ozeanische Gebirge
 
Ein zweites Phänomen führte die Geologen gleichsam auf direktem Weg zur Plattentektonik. Anfang der 1950er-Jahre begannen Geologen damit, die Meeresböden zu erforschen und erdmagnetisch zu vermessen. Sie nahmen die Topographie und geologische Natur der Meeresböden von Forschungsschiffen aus systematisch unter die Lupe. In den Sechzigerjahren entstanden topographische Karten von allen Ozeanböden. Auch sie zeigten ein interessantes Muster.
 
Besonders auffällig sind die mittelozeanischen Rücken. Gewaltige Gebirgsketten — es sind die größten der Erde — durchziehen die Ozeane. Im Atlantik reicht dieses untermeerische Gebirge, der Mittelatlantische Rücken, vom Europäischen Nordmeer bis in den Südatlantik. Südlich von Afrika biegt der Rücken nach Osten ab in den Indischen Ozean. Dort spaltet sich das Rückensystem in den Zentralindischen Rücken, den Arabisch-Indischen Rücken und den Bengalischen Rücken auf. Letzterer heißt auch Neunzig-Grad-Ost-Rücken, weil er fast exakt dem Meridian 90º Ost folgt. Als Indisch-Antarktischer Rücken setzt sich ein Zweig in das Südpazifische Becken fort und knickt als Ostpazifischer Rücken nach Norden ab, wo er im Golf von Kalifornien endet.
 
Zusammen mit weiteren, kleineren Verzweigungen erreicht das Gesamtsystem eine Länge von etwa 60 000 Kilometer; die mittlere Breite der Rücken beträgt 1300 Kilometer, ihre Gipfel erheben sich im Durchschnitt 2500 Meter über die angrenzenden Tiefsee-Ebenen. Von »mittel«-ozeanischen Rücken zu sprechen ist indes nur für den Atlantik, allenfalls noch für den Indischen Ozean zutreffend. Einige dieser Gesteinsketten befinden sich in ozeanischen Randlagen, wie etwa der Ostpazifische Rücken. Daher ist es sinnvoller, von ozeanischen Rücken oder Riftzonen zu sprechen. Die Bezeichnung Rift (englisch »Riss, Spalte«) bezieht sich auf ein wesentliches Kennzeichen dieser Gebirgsrücken: In ihren Kamm ist eine 20 bis 30 Kilometer breite, längs verlaufende, tiefe Zentralspalte, eben das Rift, eingesenkt. Solche Riftzonen gibt es auch auf Kontinenten, vor allem im Ostafrikanischen Grabensystem. Diese von Seen durchzogene und von Vulkanismus begleitete tektonische Störungszone setzt sich über die Afarsenke und das Rote Meer (auch hier ist eine Zentralspalte ausgebildet) in den Jordangraben fort und endet im Süden der Türkei. In diesem System zeigt sich eine beginnende Zerspaltung der Afrikanischen Platte.
 
Entstehungsgeschichte der ozeanischen Rücken
 
Die geologische Struktur dieser gewaltigen Rücken- und Spaltensysteme gab schon einen Hinweis auf ihre Entstehungsgeschichte. Ozeanische Rücken bildeten sich nämlich, weil im Lauf der Erdgeschichte ständig oder in Intervallen Basaltlava aus dem Erdmantel aufstieg, sich am Meeresboden in Form von Kissenlava verfestigte und dann offensichtlich zur Seite geschoben wurde, um dem nachfließenden Magma Platz zu schaffen.
 
Die topographische Karte der Meeresböden zeigte damit die Erde in völlig neuem Licht. Es tauchten Fragen auf, deren Beantwortung mit der Vorstellung von einer stabilen Erde nicht vereinbar war. Die nahe liegende Frage lautete: Wo bleibt all das Material der Erdkruste, wenn gigantische Mengen Magma aus der Asthenosphäre zur — untermeerischen — Erdoberfläche gefördert werden und die Erdkruste dennoch nicht an Umfang zunimmt?
 
Das Aussehen der ozeanischen Rücken legt die Vermutung nahe, dass sich von hier aus der Meeresboden durch den aufsteigenden Magmanachschub ständig erweitert. Dieses »Auseinanderquellen« oder Ausbreiten des Meeresbodens bezeichnen Geologen mit dem englischen Begriff »Seafloor-Spreading«. Den Beweis, dass es sich bei den ozeanischen Rücken tatsächlich um kilometerdicke (80 bis 100 km) Schichten von Gesteinen handelt, die sich ständig neu anlagern und dabei das ältere Material zur Seite schieben, lieferten schließlich erdmagnetische Messungen.
 
Die »magnetische Geschichte« der Erde
 
Um diesen Zusammenhang nachvollziehen zu können, muss man sich vergegenwärtigen, dass das erdmagnetische Feld sich mit der Zeit ändert. Wer einen Kompass benutzt, kennt dieses Phänomen. Wenn man die Nordrichtung mit einem Kompass bestimmen möchte, muss man sich über die Missweisung informieren. Sie gibt den Winkel zwischen der gesuchten geographischen Nordrichtung und der magnetischen Nordrichtung an, den die Magnetnadel anzeigt. Die Missweisung, deren Größe sich von Jahr zu Jahr merklich ändert, beruht auf der Säkularvariation des erdmagnetischen Felds. Hierbei handelt es sich um Änderungen des felderzeugenden mechanischen beziehungsweise elektrischen Stromsystems im äußern Kern der Erde.
 
Anfang des 20. Jahrhunderts entdeckten Geowissenschaftler, dass sich das magnetische Feld der Erde geradezu dramatisch verändern kann. So untersuchte etwa der französische Physiker Bernard Brunhes im Jahr 1905 basaltische Gesteinsproben im französischen Zentralmassiv bei Pontfarein. Überrascht stellte er fest, dass seine Proben entgegengesetzt zum heutigen Feld magnetisiert waren. An anderen Orten beobachteten Geologen dasselbe Phänomen. Immer wieder stießen sie auf »verkehrt« magnetisierte Gesteinsproben.
 
Zunächst versuchte man, die Umpolungen als spontane Ummagnetisierung der Gesteine zu erklären — ein Phänomen, das sich manchmal im Labor beobachten lässt. Doch die Altersbestimmung der Gesteine schloss diese Erklärung rasch aus. Alle umgekehrt magnetisierten Gesteine, die man über die Welt verstreut gesammelt hatte, sind nämlich jeweils nur in ganz bestimmten Epochen entstanden. Bei zufälliger Selbstumpolung hätte man hingegen umgepolte Gesteine aus allen erdgeschichtlichen Epochen finden müssen. Vor allem Basaltgesteine haben nämlich die Eigenschaft, beim Abkühlen aus der magmatischen Schmelze die Richtung des jeweils herrschenden Erdmagnetfelds »einzufrieren«. Sie bewahren über geologische Zeiten diese Orientierung als thermoremanente Magnetisierung bei.
 
Daraus ergab sich folgende Hypothese: Das Erdmagnetfeld muss sich im Lauf der Erdgeschichte wiederholt vollständig umgepolt haben. Dank der Altersbestimmung der Gesteinsproben mittels radiometrischer Methoden ließ sich so etwas wie ein »magnetischer Kalender« — also eine Zeitskala der Umpolungen im Erdmagnetfeld — erstellen. Diese Zeitskala, die durch umfangreiche Messungen immer weiter verbessert wurde, belegt, dass die beiden magnetischen Pole ihre Positionen in unregelmäßigen Zeitintervallen vertauschen, die durchschnittlich einige Hunderttausend Jahre dauern. Zeichnet man die Zeitdauer der unterschiedlich langen magnetischen Polungsperioden maßstabgetreu auf und ordnet man ihnen jeweils die Farbe Schwarz oder Weiß zu, so entsteht eine Abbildung, die dem Waren-Strichcode auf Verpackungen ähnelt.
 
Magnetischer Strichcode auf dem Meeresboden
 
Doch nun zurück zur Frage, wie sich mit erdmagnetischen Messungen das Seafloor-Spreading beweisen ließ. Eine Reihe amerikanischer Forscher benutzte die magnetische Zeitskala, um Gewissheit über die Entstehungsgeschichte der ozeanischen Rücken zu erhalten. Da diese Rücken ebenfalls aus basaltischem Gestein bestanden und daher die jeweilige Magnetisierung beim Erstarren der Gesteinsschmelze beibehalten haben mussten, sollten sie ebenfalls ein »Strichcode-Muster« zeigen, wenn man die Magnetisierung des Gesteins senkrecht zur Rückenachse verfolgte.
 
Systematisch kartierten Geologen daraufhin eine Reihe von Meeresgebieten in engen magnetischen Profilen. Zog man von den gemessenen Werten das mittlere magnetische Erdfeld ab, so blieben abwechselnd große positive oder negative Störungen übrig. Aufgezeichnet ergab sich exakt dasselbe Polungsmuster, wie man es von der magnetischen Zeitskala der an Land gefundenen Gesteinsproben kannte. Die Pionierarbeit auf diesem Gebiet leisteten 1963 die beiden britischen Geophysiker Frederick John Vine und Drummond Hoyle Matthews.
 
Seafloor-Spreading
 
Wie bereits erwähnt, steigen beim Seafloor-Spreading heiße Magmen aus dem oberen Erdmantel in den Längsachsen der ozeanischen Rücken auf. Um sich Platz zu schaffen, drücken sie, unter kontinuierlichem Anschweißen neuen Materials, die beiden durch die Zentralspalte getrennten Lithosphärenplatten auseinander. Die Lithosphäre ist die äußere starre Schicht der Erde. Sie besteht aus der Erdkruste und dem obersten Teil des Mantels und ist etwa 80 Kilometer dick. Die Lithosphäre liegt der Asthenosphäre auf und zerfällt in einzelne Platten.
 
Die seitwärts wegdriftenden Platten wachsen am Rückenzentrum immer wieder nach. Die oberste Schicht bilden Tholeiit-Basalte, Ausschmelzungen aus den Gesteinen der Asthenosphäre, die sich aus den Mineralkomponenten Plagioklas, Klinopyroxen, Olivin und Hypersthen zusammensetzen. Sobald sich das neu aufsteigende Gesteinsmaterial unter die Curie-Temperatur — sie liegt für Magnetit bei 580ºC — abkühlt, »friert« es die gerade herrschende Polarisierung des Erdmagnetfelds als thermoremanente Magnetisierung ein. Träger dieser Magnetisierung sind magnetische Minerale wie Magnetit und Hämatit.
 
Aufgrund dieses Prozesses liefern die Gesteinspakete, die zu beiden Seiten des Rückens wegdriften, eine lückenlose Dokumentation des Ablaufs der erdmagnetischen Feldumpolungen in der Form positiver oder negativer Magnetisierungen. Überlagert man nun gleichsam das am Meeresboden gemessene Streifenmuster mit der Zeitskala der magnetischen Feldumpolungen und bringt beide Streifenmuster zur Deckung, so sieht man nicht nur, dass mit zunehmender Entfernung von der Rückenachse das Alter der Gesteine zunimmt, man kann damit auch abschätzen, wie rasch sich der Meeresboden seitwärts ausbreitet; mit anderen Worten, wie schnell sich die beiden Lithosphärenplatten horizontal bewegen.
 
Alte und neue Fragen tun sich damit auf: Wo bleiben die von den Rückenachsen beidseitig weggeschobenen Platten? Nehmen die Ozeanböden ständig an Fläche zu? Wäre das Letztere der Fall, dann würde sich die Erdoberfläche ständig vergrößern, die Erde müsste also expandieren. Solche Expansionshypothesen gibt es durchaus; sie fordern zwingend, dass die Gravitationskonstante im Kosmos abnimmt, aber vermutlich trifft eher das Gegenteil zu.
 
 
Das Seafloor-Spreading und die rätselhaften Benioff-Zonen sind die Schlüssel zum Verständnis der Plattentektonik. Das erste Phänomen macht deutlich, wie Horizontalbewegungen von Lithosphärenplatten überhaupt zustande kommen. Das zweite Phänomen zeigt gleichsam die Kehrseite der Medaille: Schließlich müssen die Lithosphärenplatten, die an einer Stelle untermeerisch wachsen, an einer anderen Stelle verschwinden, wenn der Umfang der Erdoberfläche konstant bleiben soll. Das Seafloor-Spreading löst das alte Rätsel, weshalb bruchfest gebliebenes, kühles Gestein bis weit in den heißen Erdmantel vordringen kann.
 
An zwei Besonderheiten der Benioff-Zonen muss man sich nun erinnern: Sie treten nicht an beliebigen Stellen auf, sondern entlang von Gürteln, und sie zeigen an, dass bruchfeste Gesteinsmassen tief — bis zu 700 Kilometer — in den Erdmantel abtauchen. Vor diesem Hintergrund lag es nahe, in den Benioff-Zonen diejenigen tektonischen Plattenränder zu sehen, die beim Zusammenstoß mit angrenzenden Platten schräg nach unten abtauchen. Die Tiefbebenherde der Benioff-Zonen, so die Überlegung weiter, markieren die Orte, an denen die Plattenteile wieder in den Erdmantel zurücksinken. Das Abtauchen einer Platte unter eine angrenzende Platte nennt man Subduktion.
 
Nachfolgende Untersuchungen zeigten, dass viele geologische Vorgänge sich sehr gut durch das Phänomen der Subduktion erklären lassen. Die Gesteine dieser Platten kühlen auf dem Weg von den Rückenachsen zu den Benioff-Zonen so weit aus, dass ihre Dichte über derjenigen der Gesteine in der Asthenosphäre liegt. Daher müssen sie absinken. Ihre Bruchfähigkeit behalten sie jedoch noch lange Zeit bei, und zwar solange, bis ihre Temperatur wieder der des umgebenden Erdmantels entspricht, sie also viskos reagieren und damit ihre Bruchfähigkeit verlieren. Da die rund 80 Kilometer dicken lithosphärischen Gesteine relativ schlecht Wärme leiten, müssen sie sich ungefähr 10 Millionen Jahre lang aufheizen, um die Bruchfestigkeit zu verlieren.
 
Gleitet nun eine Platte zirka zehn Zentimeter pro Jahr schräg abwärts, dann hat sie nach 10 Millionen Jahren 100 Millionen Zentimeter oder 1000 Kilometer zurückgelegt. Berücksichtigt man einen mittleren Abtauchwinkel von 45º, dann stößt die unterste Plattenfront bis in ungefähr 700 Kilometer Tiefe vor — sie befindet sich damit genau in jener Tiefe, in der die tiefsten Bebenherde auszumachen sind.
 
Das heißt nun nicht, dass die subduzierten Platten auf diesem Niveau aufhören zu existieren. Ihr Gesteinsmaterial vermischt sich unter Umständen nur sehr langsam mit den umgebenden Gesteinen des Erdmantels. Es ist daher möglich, dass Fragmente der unsprünglichen Platte bis zur Kern-Mantel-Grenze absinken und sich erst dort mit dem Material der dortigen thermischen Grenzschicht vermischen; ein Beben verursachen diese Bruchstücke aber nicht mehr.
 
Prof. Dr. Klaus Strobach, Stuttgart
 
Weiterführende Erläuterungen finden Sie auch unter:
 
Plattentektonik: Antrieb durch die Mantelkonvektion
 
 
Bolt, Bruce A.: Erdbeben. Schlüssel zur Geodynamik. Aus dem Englischen. Heidelberg u. a. 1995.
 
Die Dynamik der Erde. Bewegungen, Strukturen, Wechselwirkungen, herausgegeben von Reinhart Kraatz. Heidelberg 21988.
 Frisch, Wolfgang / Loeschke, Jörg: Plattentektonik. Darmstadt 31993.
 
Geodynamik und Plattentektonik, Einführung von Peter Giese. Heidelberg u. a. 1995.
 Hohl, Rudolf / Thieme, Klaus: Wandernde Kontinente. Lizenzausgabe Rastatt 1989.
 Hsü, Kenneth J.: Ein Schiff revolutioniert die Wissenschaft. Die Forschungsreisen der Glomar Challenger. Aus dem Englischen. Hamburg 1982.
 Miller, Hubert: Abriß der Plattentektonik. Stuttgart 1992.
 
Ozeane und Kontinente. Ihre Herkunft, ihre Geschichte und Struktur, Einführung von Peter Giese. Heidelberg 51987.
 Rast, Horst: Vulkane und Vulkanismus. Lizenzausgabe Stuttgart 31987.
 Schick, Rolf: Erdbeben und Vulkane. München 1997.
 Schmincke, Hans-Ulrich: Vulkanismus. Darmstadt 1986.
 
Vulkanismus. Naturgewalt, Klimafaktor und kosmische Formkraft, Einführung von Hans Pichler. Heidelberg 21988.
 Wegener, Alfred: Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. Neuausgabe Braunschweig 1980.

Universal-Lexikon. 2012.

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