LITHOSPHÄRE

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.