LITHOSPHÄRE
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PLATTENTEKTONIK II Wir werden nun die divergente und die konvergente Plattenränder genauer anschauen und einige der wichtigen geologischen Eigenschaften dieser Plattenränder analysieren. Sowohl divergente als auch konvergente Plattenränder sind mit der Aufwölbung der Erdeoberfläche von 2 bis zu 6 km assoziiert. Die riesigen sub-ozenischen Gebirgszüge sind meistens divergente Plattenränder (F1-F1a), während die meisten grossen Gebirgsketten an Land mit ehemaligen oder nochaktiven konvergenten Plattenrändern assoziiert sind (F2). Der Planet Erde - seine Form Die Referenzgestalt der Erde ist das Geoid (F3). Das Geoid ist eine Equipotentialfläche. Die Gravitationskraft ist genau gleich über dieser Fläche. In ozeanischen Gegenden entspricht das Geoid einfach der Wasseroberfläche. Um eine physikalische Idee des Geoids in kontinentalen Gegenden zu bekommen, stellt man sich einen Kanal vor, der durch alle Kontinente verläuft und so die Ozeane untereinander verbindet (F4). Der Wasserstand in diesem Kanal würde das Geoid definieren. Das Geoid ist ungefähr ein Ellipsoid, sein mittlerer Polarradius beträgt 6356,751 km und sein äquatorialer Radius ist 6378,136 km (F3). Es besteht also eine Differenz von 21,385 km. Der nördliche Polarradius ist ungefähr 33 m länger als der südliche Polarradius. Deshalb hat die Erde eine birnenförmige Gestalt. DIVERGENTE PLATTENRÄNDER Die Ozeane Die meisten Ozeane befinden sich in Ozeanbecken, die 3 bis 5 km tief sind (F5). Die mittelozeanischen Rückensysteme erheben sich auf spektakuläre Weise über die Ozeanbecken. Sie erstrecken sich über 55,000-65,000 km in den Ozeanen der Erde (F6). Die meisten Rückensysteme erheben sich 1 bis 3 km über die ozeanische Becken. An einigen wenigen Stellen erheben sich die mittelozeanischen Rückensysteme auch über den Meeres-spiegel. Zum Beispiel ist dies der Fall für Island, die St. Paul Insel im Zentralatlantik, einige Inseln des Roten Meeres und einige Teile des Afar-Dreiecks im Nordosten von Afrika (F6). Divergente PlattenränderAufbrechen der Kontinente (A) Zuerst verdünnt sich die kontinentale Kruste und wird dann von Magma durchdrungen (F7). (B) Magma intrudiert durch nahezu vertikale Brüche und bildet magmatische Kanäle oder Gänge (die sogenannten "dikes"). (C) Schliesslich ist die Verdünnung der Kontinentalmasse so weit fortgeschritten, dass die Kontinente vollständig getrennt werden und Material aus dem Mantel zwischen den aufgetrennten Kontinentalblöcken erscheint. Dieses neue Material bildet die ozeanische Kruste. (D) Sind die Kontinente einmal getrennt, so beginnen sich die Ozeanböden und die Ozeane zu entwickeln. Divergente Plattenränder - "Seafloor Spreading" Wenn der Kontinent vollständig zerbrochen ist, dann beginnt sich neuer Ozeanboden zu bilden. Er vergrössert sich durch den Einfluss folgender kontinuierlicher Prozesse (F8): Ausdünnung der Kruste entlang des zentralen Teils des Ozeans durch Auseinanderziehen und partielles Aufschmelzen; Eindringen von mafischen und ultramafischen Magmen in nahezu vertikale Bruchstrukturen; Abkühlung des Magmas und Bildung von ozeanischer Kruste; Ausdünnung der Kruste.......... etc. etc. Weil neues Ozeanbodenmaterial gebildet wird (F8), nennt man diesen plattentektonischen Prozess Ozeanbodens' oder "seafloor spreading". 'Ausweitung des Divergente Plattenränder Sedimentbecken in Europa Wenn Kontinente auseinanderdriften, sinken die ausgedünnten Plattenränder unter den Meeresspiegel (F8). a) In den von Störungen begrenzten Gräben wurden während der Trias Vulkanite und nichtmarine Sedimente abgelagert. b) Seafloor Spreading setzte ein. Die Lithosphäre unter den auseinanderdriftenden Kontinentalrändern kühlte ab und kontrahierte, so dass die Konitentalränder unter den Meeresspiegel sanken. c) Evaporite, Deltasedimente und Carbonate wurden abgelagert d) dann von Sedimenten des Juras und der Kreide überdeckt, die letztlich Verwitterungsprodukte des Kontinents darstellen. Eine solche Entstehungsgeschichte haben die Küsten des Atlantischen Ozeans in Europa, Afrika, Nordund Südamerika durchlaufen. e) In den resultierenden Sedimentbecken bildete sich ein wichtiger Teil unserer Kohlenwasserstoffreserven. Divergente Plattenränder - Beispiele Ein Anfangsstadium von Riftvorgängen bei der Trennung von Platten auf einem Kontinent lässt sich heute in Ostafrika beobachten (F10). Charakteristische Erscheinungsformen sind tektonische Gräben, begleitet von zahlreichen Abschiebungen, Vulkanismus und Erdbeben. Das Rote Meer, der Golf von Aden und der Golf von Kalifornien sind Riftzonen, die weiterhin auseinanderdriften wegen ihrer grösseren Breite und Tiefe wurden sie vom Meer überflutet (F9-F11). Die Arabische Halbinsel trennt sich im Gebiet des Roten Meeres von Afrika und die Halbinsel Niederkalifornien (Baja California) vom mexikanischen Festland. Die Riftvorgänge Meeresbodens und (Seafloor das Auseinanderdriften Spreading) entlang des des Mittelatlantischen Rückens führten zur Ausbildung einer Vulkankette und einer entsprechenden Erdbebenzone. Divergente Plattenränder - Tiefenstruktur Vor dem Aufkommen der Plattentektonik wunderten sich die Geologen über ungewöhnliche Gesteinsparagenesen, die auf den Festländern auftreten, die aus Tiefseesedimenten, submarinen Basaltlaven und basischen lnstrusivgesteinen bestehen (F12). Solche Gesteinsparagenesen werden als Ophiolithkomplexe oder kurz Ophiolithe bezeichnet. Mit Hilfe von Beobachtungsdaten, die mit Tauchfahrzeugen in grossen Meerestiefen gewonnen wurden, und anhand von Baggerproben, Tiefseebohrungen und seismischen Untersuchungen liessen sich diese exotischen Gesteine als Bruchstücke der ozeanischen Kruste erklären, die - ursprünglich am Meeresboden entstanden – durch Seafloor Spreading transportiert Plattenkollision wurden. über den und schliesslich Meeresspiegel bei einer herausgehoben Die Bildung von ozeanischer Kruste an der Achse eines mittelozeanischen Rückens ist unmittelbar mit dem dort auftretenden Trennprozess der Platten verbunden. Abbildung F13 zeigt Schemazeichnung, wie in einer ozeanische entsteht: Peridotit (Mantel) Moho Gabbro Magmakammer Sheeted Dike Komplex Basaltische Kissenlava (F14) Tiefseesedimenten stark Mantel vereinfachten und Kruste Dieser "Produktionsbereich" ozeanischer Kruste ist ~10km breit und ~10km tief und erstreckt sich über Tausende von Kilometern entlang der mittelozeanischen Rücken (F15). Die Magmakammern auf der gesamten Länge des Rückens werden periodisch immer wieder durch frisch eindringendes basaltisches Magma aufgefüllt, so dass der gesamte Prozess in Gang bleibt. Mittelozeanische Rücken sind ausserdem "Produktionsstätten" ausgedehnter Erzkörper, die reich an Eisen, Kupfer und anderen Elementen sind. Die Erze entstehen dadurch, dass Meerwasser durch das klüftige vulkanische Gestein nach unten eindringt, dort erwärmt wird und aus dem unterlagernden heissen Gestein diese Substanzen herauslöst. Mit den gelösten Stoffen angereichert, steigt das Meerwasser nach oben, und wenn es am Meeresboden wieder in den kalten Ozean ausfliesst, werden die erzbildenden Mineralien dort ausgefällt. KONVERGIERENDE PLATTENRÄNDER Konvergierende Plattenränder allgemeine Charakteristiken Entlang der konvergenten Plattenränder kollidieren die Lithosphärenplatten und bilden Subduktionszonen (F16). Plattenkollisionen bilden spektakuläre Phänomene: (a) Tiefseegräben, (b) untiefe sowie sehr tiefe Erdbeben, (c) gefährliche Vulkane, (d) Gebirgsketten. geologische An konvergierenden Grenzen, eine Platte wird subduziert und nach unten, das heisst in den darunterliegenden Mantel gezogen, wo sie schliesslich wieder aufschmilzt (F17). Kollision und Subduktion führen zur Bildung von Tiefseegräben, Gebirgen mit Falten- und Brucktektonik sowie magmatischen Gürteln. Ein magmatischer Gürtel kann ein Gebirgszug auf dem Festland oder eine Kette von Vulkaninseln auf dem Meeresboden (d.h. ein Inselbogen) sein. In einer Tiefe von 50-100km wird die subduzierte Lithosphäre erwärmt und dabei teilweise aufgeschmolzen. Sie vermischt sich mit heissem Mantelmaterial und wird so zum Magma, die teilweise aufsteigt und Vulkane speist und aufbaut. In solchen Gebieten entstehen durch die Kollision der Platten gewaltige Kräfte. Im allgemeinen äussern sie sich in Bruchtektonik, die zur Auslösung von Flach- und Tiefbeben führt, die in typischer Form an Subduktionszonen auftreten. Abbildung F17 illustriert die drei Typen von Plattenkollisionen. Die Subduktion einer ozeanischen Platte an einem Kontinentalrand führt am Rand des Kontinents zur Ausbildung einer Tiefseerinne und eines Vulkangürtels. Bei der Subduktion einer ozeanischen Platte unter eine andere ozeanische Platte bildet sich eine Tiefseerinne und ein vulkanischer Inselbogen. Eine Kontinent-Kontinent-Kollision führt zu mehrfachen Ueberschiebungen, zur Faltung und zu einer Verdoppelung der kontinentalen Kruste sowie hohen Gebirgen. Wenn zwei kontinentale Platten kollidieren, können die Kontinente wegen ihrer geringen Dichte nicht nach unten abtauchen. Gute Beispiele dafür ist die Kollision zwischen Afrika (adriatische Mikroplatte) und Europa (Alpen) und die Kollision zwischen Indien und Eurasien (Himalaya). Konvergierende Plattenränder - Ozean-Ozean Wenn eine ozeanische Platte mit einer andern ozeanischen Platte kollidiert und diese überfährt, werden mehrere komplizierte Vorgänge eingeleitet (F18). Die Sedimente der nach unten abtauchenden Platte werden grösstenteils abgeschürft und dem Rand der überfahrenden Platte angegliedert. Die kühle subduzierte Lithosphäre taucht in den darunterliegenden heissen Matel ab. In Tiefen zwischen 50 und 100 km gelangt sie in Temperaturbereiche von 1200 bis 1500oC. Ein Teil der subduzierten Platte schmilzt dort und das darin enthaltene Wasser sowie weitere flüchtige Anteile werden freigesetzt. Dieser Prozess führt anderseits dazu, dass der Hauptbestandteil des über der Subduktionszone legenden Mantelkeils, der Peridotit, ebenfalls zu schmelzen beginnt. Konvergierende Plattenränder - Ozean-Kontinent Die Gesteinsparagenesen, die bei der Kollision zwischen einer Platte mit einem Kontinenten an ihrer aktiven Plattengrenze und einer ozeanischen Platte entstehen, wenn ozeanische Kruste subduziert wird, sind im Abbildung F19 dargestellt. Am Kontinentalrand bildet sich ein Gebirgszug, aufgebaut aus einer Vielzahl von Intrusivgesteinen und Lavaergüssen. Dabei können zahlreiche Überscheibungen, an denen ganze Gesteinsstapel auf andere übergeschoben wurden, auftreten und ebenfalls zur Gebirgsbildung beitragen. Wie im Falle der Ozean-Ozean-Kollision entstammt der grösste Teil der Magmem aus aufschmelzendem Mantelkeil über der subduzierten Platte. Peridotit im Auch metamorphe Gesteine treten in diesen magmatischen Gürteln auf. Sie sind ein typisches Produkt der Rekristallisation unter hohen Temperaturen und niedrigem Druck. Solche Bedingungen herrschen dort, wo die heissen Schmelzen bis in oberflächennahe Bereiche der kontinentalen Kruste aufsteigen, wo ein niedriger Druck herrscht und infolge der zugeführten Wärme die Temperatur hoch ist. Mächtige marine Sedimente, deren Material vom Kontinent erodiert wurden, füllen die angrenzenden Beckenbereiche am Meeresboden rasch auf (F19). Beim Abtauchen der kalten ozeanischen Platte wird dieses Sedimentmaterial zusammen Ophiolithkomplexes an der mit Spänen landseitigen Wand des der Tiefseerinne abgeschürft und in Form eines sogenannten Anwachs- oder Akkretionskeil der darüberliegenden Platte angegliedert. Solche Zonen zwischen dem magmatischen Bogen auf dem Kontinent und der seewärts liegenden Tiefseerinne sind tektonisch ungeheuer kompliziert und sehr unterschiedlich gebaut. Die Ablagerungen sind intensiv gefaltet, zerschuppt und der Metamorphose ausgesetzt. Man bezeichnet eine solche chaotische Masse als tektonisches Mélange (F20a). Findet man eine Vergesellschaftung von tektonischer Mélange und Magmatismus, so ist davon auszugehen, dass dort der Rest eines ehemaligen Subduktionsereignisses vorliegt. Die wesentlichen Elemente solcher Gesteinsparagenesen wurden in den Gesteinsabfolgen vieler Gebiete nachgewiesen. Das paarweise Auftreten von Mélange und magmatischem Bogen in Abbildung F20b spricht für eine Kollision der Nordamerikanischen Platte im Osten, mit der Farallon Platte im Westen, wobei die Farallon Platte vollständig subduziert wurde. Der sogenannte Franciscan Mélange und die Batholithe der Sierra Nevada und in Idaho im Osten sind entsprechend ihrer heutigen Verbreitung gekennzeichnet. (A20) Konvergierende Plattenränder Kontinent-Kontinent Da Platten auch Kontinente tragen, kommt es auch zu Kontinent-Kontinent-Kollisionen (F21). Da beide Kontinente aufgrund ihrer geringen Dichte auf der Lithosphäre schwimmen, entwickelt sich an der Grenze, wo die Kontinente miteinander kollidieren, eine breite Zone intensiver Deformation. Sie ist gekennzeichnet durch eine Gebirgskette, in der Gesteinseinheiten von Tief- und Flachwassersedimenten auftreten, die stark gefaltet und durch zahlreiche Überschiebungen, mit teils grossen Schubweiten (bis in den 100 km Bereich), zerschert sind. Die Bildung solcher tektonischen Decken, immer eine über der anderen, hat im Bereich der Kollisionszone eine starke Verdickung der kontinentalen Kruste zur Folge. Oftmals bildet sich innerhalb der Gebirgskette darüber hinaus ein magmatischer Bogen. Das Resultat einer solchen Kollision ist eine Suturzone im Grenzbereich der beiden kollidierenden Krustenblöcke. An dieser Sutur treten häufig Ophiolithkomplexe auf, Reste eines ehemaligen Ozeans, der durch die Konvergenz der beiden Platten verschwunden ist. Gute Beispiele für Kontinent-Kontinent Kollisionen sind die Alpen und der Himalaya. Die Zentralalpen sind durch die Kollision der sogennanten Adriatischen Platten mit dem europäischen Kontinent als Teil der Eurasischen Platte entstanden. Ein grosser Teil der geologischen Entwicklung der Kontinente lässt sich nach heutiger Sicht auf Ereignisse der kontinentalen Riftbildung und Plattentrennung sowie auf die zuvor beschriebenen Formen der Plattenkollisionen zurückführen. Derzeitige Plattengrenzen Jede Platte weist irgendeine Kombination der drei Arten von Plattengrenzen auf. Wie die Karte in Abbildung F22 zeigt, ist die Nazca-Platte im Pazifik auf drei Seiten von divergierenden Grenzen umgeben, und auf einer Seite grenzt sie an die Chile-Peru- Subduktionszone. Abildung F23 zeigt einige andere Beziehungen zwischen heutigen Platten, insbesondere Mittelmeer. die Ozeanen und Kontinenten, Subduktionszone im darunter sudöstlichen Konvergierende Plattenränder Mikroplatten (Terrane) - Kontinent Mikroplatten, gelegentlich auch als "Terranes" oder "Exotic Terranes" bezeichnet, sind kleine Lithosphärenplatten, die sich in ihrer Gesteinsparagenese, der Art der Faltung und Bruchtektonik, ihrem Paläomagnetismus und ihrer Metamorphosegeschichte extrem von den angrenzenden Bereichen unterscheiden. Der Fossilinhalt, sofern vorhanden, spricht dafür, dass diese Mikroplatten aus anderen Bildungsräumen und geologischen Zeiten stammen als das umgebene Gebiet. Solche Mikroplatten sind entweder Bruchstücke anderer Kontinente oder untermeerische Tafelberge, vulkanische Inselbögen oder Späne ozeanische Kruste, die bei der Kollision von Platten von ihren Unterlagen abgeschürft und an einen Kontinent ausgeschweisst wurden (F24). Terranes, die im Verlauf der vergangenen 200 Millionen Jahre an den Westrand Nordamerikas angeschweisst wurden, bestehen aus Inselbögen, ehemaligem Meeresboden, Bruchstücken kontinentaler Kruste und marinen Sedimenten, die auf der Karte jeweils durch unterschiedliche Farben dargestellt sind (F25). Die europäischen Alpen enthalten auch einige Mikroterranes (F26). Geschwindigkeit der Plattenbewegung Abbildung 27 zeigt die relative Bewegungsraten an den verschiedenen Plattengrenzen. Diese Werte wurden auf Grund palaeomagnetischen Beobachtungen, Seafloor Spreading bedingten magmetischen Anomalien und radiometrischen Datierungen von Tiefseesedimenten eruiert. Dies sind durchschnittliche Werte für die letzten zehn bis zwanzig Millionen Jahre. Seit kurzem ist es möglich, die absoluten Bewegungen der Platten mit sehr präzisen globalen Positionierungssystemen zu messen. Einige der neusten Resultate sind in Abbildung 28 ersichtlich. Die Geschwindigkeiten, die auf diesem Bild dargestellt sind, repräsentieren den Durchschnittswert für die letzten 5 bis 10 Jahre. Obwohl es schwierig ist, die relative Geschwindigkeiten in Abbildung 27 mit den absoluten Geschwindigkeiten in Abbildung 28 zu vergleichen, sind doch die Werte in beiden Abbildungen konsistent, was wiederum zeigt, dass die Plattenbewegungen der letzten 10 bis 20 Millionen Jahre bis heute in ungefähr gleich weitergehen.
