Plattentektonik

Grundprinzip und Aufbau

Plattentektonik beschreibt heute sowohl ein geowissenschaftlich nachgewiesenes Phänomen als auch das gesamte System der großräumigen Bewegungen in der äußeren Erdhülle. Die Lithosphäre, also Erdkruste und oberster Erdmantel, ist in starre Lithosphärenplatten gegliedert. Diese liegen auf der darunter befindlichen, extrem zäh fließenden Asthenosphäre und bewegen sich auf ihr. Mit der Plattentektonik hängen vor allem die Entstehung von Faltengebirgen, Vulkanismus und Erdbeben zusammen; auch Tsunamis treten häufig als Folge plattentektonischer Vorgänge auf.

Es gibt sieben große Lithosphärenplatten: die Nordamerikanische, Eurasische, Südamerikanische, Afrikanische, Antarktische, Australische und Pazifische Platte. Die Pazifische Platte ist die einzige Großplatte ohne nennenswerten Anteil an kontinentaler Kruste. Daneben existieren kleinere Platten, etwa die Nazca-Platte, Indische, Philippinische, Arabische, Karibische, Cocos- und Scotia-Platte sowie weitere Mikroplatten. Ihre genaue Abgrenzung ist teilweise noch wenig bekannt oder ihre Existenz wird nur vermutet.

Die Platten bestehen aus kontinentaler und ozeanischer Kruste sowie dem darunterliegenden lithosphärischen Mantel. Kontinentale Kruste ist vorwiegend granitisch und spezifisch leichter als ozeanische Kruste. Deshalb sinkt sie an Subduktionszonen normalerweise nicht in den Erdmantel ab. Die Plattengrenzen können einfache Grenzen zwischen zwei Platten oder Tripelpunkte sein, an denen drei Platten zusammentreffen.

Bewegungen und Plattengrenzen

An konstruktiven oder divergierenden Plattengrenzen driften Platten auseinander. Typisch sind mittelozeanische Rücken. Dort steigt basaltisches Magma aus dem Oberen Erdmantel auf, kristallisiert und bildet neue ozeanische Lithosphäre. Dieser Vorgang heißt Ozeanbodenspreizung oder Seafloor Spreading und ist meist von unterseeischem Vulkanismus begleitet.

Mittelozeanische Rücken bilden mit rund 70.000 km Gesamtlänge die größten zusammenhängenden Gebirgssysteme der Erde. Ihre Kammregion enthält häufig einen Zentralen Graben. An der Längsachse entsteht neue Kruste; die junge Lithosphäre ist zunächst weniger dicht und liegt deshalb mehrere Tausend Meter höher als älterer Ozeanboden. Mit zunehmendem Alter und wachsender Dichte sinkt der Meeresboden weiter ab. Quer verlaufende Bruchzonen versetzen die Rückenabschnitte gegeneinander. An hydrothermalen Schloten, den Schwarzen und Weißen Rauchern, tritt überhitztes, mineralgesättigtes Wasser aus. Schwarze Raucher können Erze ablagern und sedimentär-exhalative Lagerstätten bilden.

Intrakontinentale Gräben oder Riftzonen, etwa der Ostafrikanische Graben, können als erste Phase einer Ozeanbildung gelten, sind aber keine konstruktiven Plattengrenzen im eigentlichen Sinn. Kontinentale Krustenblöcke sinken ein und verkippen. Manteldiapire heizen die Lithosphäre auf, dünnen sie aus und wölben sie domartig auf. Dadurch entstehen Spannungen und dreistrahlige Grabensysteme; einzelne Äste verkümmern, andere können zu langgestreckten Gräben zusammenwachsen. Aufsteigendes Magma verursacht den typischen alkalischen Vulkanismus. Bei weiterer Ausweitung können schmale Meeresbecken wie das Rote Meer und später große Ozeanbecken entstehen.

An destruktiven oder konvergierenden Plattengrenzen bewegen sich zwei Platten aufeinander zu. Die dichtere Platte taucht ab; dieser Vorgang heißt Subduktion. Tiefseerinnen kennzeichnen solche Zonen. Subduziert ozeanische Lithosphäre unter kontinentale Lithosphäre, entsteht der Kordilleren- oder Andentyp. Der Druck bildet am Kontinentalrand ein Faltengebirge und eine Tiefseerinne. Wasser und andere Fluide aus der abtauchenden Platte senken im darüberliegenden Mantel die Schmelztemperatur. Es entstehen basaltische Schmelzen, die aufsteigen und sich teilweise zu andesitischen bis rhyolithischen Magmen entwickeln. Diese können hochexplosive Eruptionen verursachen. Ozeanbodensedimente und basaltisches Material können als Ophiolithe abgeschert, auf den Kontinentalrand aufgeschoben und in das Gebirge integriert werden.

Subduziert ozeanische Kruste unter ozeanische Kruste, bilden sich vulkanische Inselbögen vom Marianen-Typ, beispielsweise die Marianen, Alëuten, Kurilen, japanischen Inseln sowie Kleinen und Großen Antillen. Hinter dem Inselbogen können sich Dehnungszonen, sogenannte Backarc-Becken, befinden. Sind zwei Kontinentalblöcke beteiligt und ist die dazwischenliegende ozeanische Kruste vollständig subduziert, kommt es zum Kollisionstyp. Die kontinentale Lithosphäre wird durch ausgedehnte tektonische Decken stark verdickt. Der Himalaya entstand durch den Zusammenstoß des indischen Subkontinents mit der Eurasischen Platte. Mehrphasige Orogenesen können durch die schrittweise Anlagerung von Kleinkontinenten oder vulkanischen Inselbögen, sogenannten Terranen, entstehen; Ophiolithzonen können dabei frühere Grenzen anzeigen.

An konservativen Plattengrenzen oder Transform-Störungen gleiten Platten horizontal aneinander vorbei. Es wird weder Lithosphäre gebildet noch subduziert. Nahe der Oberfläche ist die Grenze eine spröde Blattverschiebung, in größerer Tiefe geht sie in eine duktile Scherzone über. Beispiele sind die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien und die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei. Transformstörungen sind Erdbebenschwerpunkte. Auch die Querbrüche mittelozeanischer Rücken sind seismisch aktiv; nur die Abschnitte zwischen den Zentralgräben benachbarter Rückenabschnitte sind Transformstörungen im eigentlichen Sinn.

Entwicklung und Belege der Theorie

Alfred Wegener folgerte in seinem 1915 veröffentlichten Buch Die Entstehung der Kontinente und Ozeane aus der Passung der Atlantikküsten, dass die heutigen Kontinente früher Teile eines Urkontinents waren. Die Übereinstimmung ist noch genauer, wenn man die Schelfränder, also die untermeerischen Kontinentalgrenzen, betrachtet. Wegener nannte den Urkontinent Pangaea und das Auseinanderbrechen seiner Bruchstücke Kontinentaldrift. Fossilien von Cynognathus, Mesosaurus, Glossopteris und Lystrosaurus sowie weitere Belege stützten diese Vorstellung. Wegener konnte jedoch keine überzeugende Antriebskraft angeben.

Arthur Holmes schlug 1928 vor, Wärmeströme im Erdinneren könnten Platten bewegen. Otto Ampferer beschrieb 1941 Vorgänge, die Seafloor Spreading und Subduktion vorwegnahmen. Der entscheidende Paradigmenwechsel zum Mobilismus erfolgte jedoch erst etwa um 1960, vor allem durch Arbeiten von Harry Hammond Hess, Robert S. Dietz, Bruce C. Heezen, Marie Tharp, John Tuzo Wilson und Samuel Warren Carey.

Geophysikalische Untersuchungen zeigten, dass mittelozeanische Rücken vulkanisch aktiv sind und basaltische Lava, meist als Kissenlava, austritt. Paläomagnetische Messungen ergaben durch die wiederholte Umpolung des Erdmagnetfeldes ein spiegelsymmetrisches Streifenmuster beiderseits des Mittelatlantischen Rückens. Außerdem sind Sedimente auf dem Tiefseeboden mit wachsender Entfernung vom Rücken mächtiger und älter. Zusammen belegen diese Beobachtungen die Ozeanbodenspreizung.

Da sich der Erdradius nicht kontinuierlich vergrößert, muss neu gebildete ozeanische Kruste an anderer Stelle verschwinden. In den heutigen Ozeanen gibt es, abgesehen von tektonischen Sonderpositionen wie im Mittelmeer, keine Lithosphäre, die älter als 200 Millionen Jahre ist. Die Hälfte der Meeresböden ist sogar höchstens 65 Millionen Jahre alt. In den 1970er Jahren wurden Tiefseerinnen, besonders rund um den Pazifik, als Orte der Subduktion erkannt. Diese Zone wird wegen ihrer starken Erdbeben- und Vulkantätigkeit Pazifischer Feuerring genannt.

In den schräg geneigten Wadati-Benioff-Zonen zeigen seismische Reflexionsflächen, dass ozeanische Kruste unter andere Kruste geschoben wird. Tiefenbeben können Hypozentren in 320 bis 720 km Tiefe besitzen. Die etwa 100 km mächtige Asthenosphäre wird auch Low-Velocity Zone genannt, weil sich seismische P- und S-Wellen vergleichsweise langsam durch sie bewegen. Ihre geringere Festigkeit, besonders in ihrer obersten Schicht, ermöglicht das Gleiten der Lithosphäre. Satellitengeodäsie und VLBI erreichten in den 1990ern Zentimeter-Genauigkeit und lieferten einen direkten Nachweis der Kontinentaldrift. Spreizungsraten betragen einige Zentimeter pro Jahr; die Bewegungsraten großer Platten liegen zwischen 2 und 20 cm pro Jahr und stimmen weitgehend mit den geophysikalischen NUVEL-Modellen überein.

Hotspots und wichtige Folgen

Hotspots liegen nicht an Plattengrenzen. Sie werden durch thermische Anomalien im tieferen Mantel erklärt: Heißes Material steigt als Manteldiapir oder Plume auf und bildet basaltische Magmen mit charakteristischer Zusammensetzung, die als Ocean Island Basalts (OIBs) die Oberfläche erreichen. Das klassische Beispiel ist Hawaii mitten auf der Pazifischen Platte. Die Hawaii-Inselkette bis einschließlich Midway und Kure sowie der untermeerische Emperor-Rücken entstanden, weil die ozeanische Lithosphäre über einen Hotspot glitt. Aus Vulkanketten und dem Alter ihrer Laven wurden Bewegungsrichtung und Geschwindigkeit der Platten abgeleitet.

Für den Hawaii-Emperor-Rücken lassen neue Erkenntnisse jedoch vermuten, dass der Hotspot nicht ortsfest war. Paläomagnetische Daten mehrerer untermeerischer Berge weisen darauf hin, dass er sich in den letzten 80 Millionen Jahren mit durchschnittlich 4 cm pro Jahr nach Süden bewegte. Diese Geschwindigkeit ist mit Plattengeschwindigkeiten vergleichbar; die Pazifische Platte bewegt sich aktuell etwa 10 cm pro Jahr. Eigenbewegungen von Hotspots müssen daher bei Rekonstruktionen berücksichtigt werden. Unter Island treffen Hotspot-Vulkanismus und der Vulkanismus eines mittelozeanischen Rückens zusammen.

Die meisten Gebirge und vulkanischen Erscheinungen entstehen an Plattenrändern. Konvergenz kann Faltengebirge, Regional-Metamorphosen und Aufschmelzungen verursachen; Subduktion erzeugt Tiefseerinnen, Vulkangürtel und starke Erdbeben. Divergenz bildet neue Lithosphäre, während Transformbewegungen vor allem Erdbeben verursachen.

Antrieb und offene Fragen

Die Kontinentaldrift wird unter Geowissenschaftlern kaum noch bezweifelt, die genaue Ursache der Plattenbewegungen ist jedoch weiterhin Gegenstand der Diskussion. Zwei ursprünglich gegensätzliche Erklärungen werden heute eher als ergänzend betrachtet. Eine wichtige Rolle spielt die Theorie der aktiven Lithosphärenplatten; daneben werden Mantelkonvektion einschließlich Mantelplumes und möglicherweise die Erdrotation als Antriebskomponenten untersucht.

Nach der Erklärung durch Konvektionsströmungen entstehen langsame Strömungen im Mantel durch den Wärmeübergang zwischen heißem Erdkern und Erdmantel. Der Mantel wird von unten aufgeheizt; die Energie könnte teilweise noch aus der Akkretionsenergie der Erdentstehung stammen, zusätzlich tragen radioaktive Zerfallsprozesse bei. Die Reibungsenergie der Gezeitenwirkung des Mondes gilt vermutlich als vernachlässigbar. Gegen einfache Konvektionsmodelle spricht, dass erhitzte zähe Flüssigkeiten im Labor stark strukturierte, symmetrische Wabenmuster bilden, die nicht gut zur tatsächlichen Gestalt und Bewegung der Platten passen. Eine andere Modellvorstellung nimmt zwei gegenüberliegende Konvektionszentren an: eines unter Afrika und eines unter der Pazifischen Platte. Dies wird mit Dehnungsbrüchen unter Afrika und dem Größenverlust des Pazifiks verbunden. Im Wilson-Zyklus könnten sich die Kontinente im Pazifik zu einem neuen Superkontinent vereinigen, woraufhin dessen Zerbrechen und die Schließung eines neuen Superozeans folgen würde.

Die Theorie der aktiven Lithosphärenplatten erklärt die Bewegung vor allem durch Schwerkraft. Ozeanische Lithosphäre wird vom mittelozeanischen Rücken weg älter, kälter, mächtiger und dichter. Sie sinkt dadurch bereits etwas in den Mantel ein und kann leichter überschoben werden. Beim Abtauchen erhöhen Phasenübergänge, insbesondere Olivin zu Wadsleyit, bei niedrigen Temperaturen die Dichte der Platte gegenüber dem umgebenden Mantel. Die Platte kann deshalb durch ihr Eigengewicht tief in den Mantel gezogen werden, im Extremfall bis nahe an dessen unteren Rand. Diese Kraft heißt Plattenzug oder slab pull. Der Rückendruck oder ridge push entsteht an der aufgewölbten Kruste des Rückens und ist etwa um den Faktor 10 kleiner. Die tatsächliche Geschwindigkeit hängt zusätzlich von den Gegenkräften ab. Die frühere Annahme, die Reibung des konvektiven Mantels an der Plattenbasis sei die wichtigste Kraft, gilt heute nicht mehr als vorrangige Erklärung.

Rekonstruktion und andere Himmelskörper

Historische Plattenbewegungen lassen sich mit verschiedenen Methoden und Bezugssystemen bis zu einer gewissen Genauigkeit rekonstruieren. Hotspot-Bezugssysteme eignen sich vor allem für die jüngere Vergangenheit. Die ältesten Hotspot-Spuren reichen nur bis in die Kreide zurück, und Hotspots sind nur über begrenzte Zeiträume ausreichend stabil. Globale bewegliche Hotspot-Bezugssysteme modellieren die Hotspot-Bahnen und verbinden sie mit relativen Plattenbewegungen; dadurch reichen manche Abschätzungen bis etwa 150 Ma zurück.

Paläomagnetische Daten liefern Informationen über Breitengrade anhand der Inklination des Magnetfeldes und über die azimutale Ausrichtung lithosphärischer Blöcke. Für den größten Teil der Erdgeschichte kann damit die Bewegung relativ zur Erdmagnetfeldachse rekonstruiert werden, nicht jedoch die Längengrade. Für die Zeit vor der Kreidezeit bleibt die absolute Längsposition daher unbekannt. Als Ausweg wird beispielsweise Afrika, dessen Bewegung seit der Zusammensetzung Pangaeas vor etwa 320 Ma scheinbar gering war, als fixierter Anker verwendet. Die meisten heutigen Modelle sind hybrid: Hotspot-Bewegungen, Paläomagnetik und scheinbare Ankerplatten werden aneinander angepasst. Dennoch bleiben Hotspots nur bis zur Kreide wirklich gesichert und Ankerplatten jenseits der Entstehung Pangaeas nicht stabil; ältere Rekonstruktionen sind daher nur grobe relative Abschätzungen.

Auf keinem anderen Planeten oder Mond des Sonnensystems ist Plattentektonik so umfassend entwickelt wie auf der Erde. Bei Merkur, dem Erdmond und großen Monden der Gasplaneten ist die Lithosphäre im Verhältnis zur Größe vermutlich zu mächtig. Ganymed zeigt möglicherweise Ansätze einer zum Erliegen gekommenen Plattentektonik. Auf der fast erdgroßen Venus gibt es trotz starken Vulkanismus wahrscheinlich keine Plattentektonik; eine unterschiedliche thermische Entwicklung könnte wesentlich sein. Kühle Klimate begünstigen Plattentektonik, weil sie Spannungen erhöhen, die Verhärtung von Plattengrenzen hemmen und flüssiges Wasser zur Hydratation und Schwächung der Lithosphäre bereitstellen. Wasser wirkt in irdischen Subduktionszonen bis auf Kristallgitterebene reibungsmindernd.

Der Mars nimmt vermutlich eine Zwischenstellung ein. Wasser beziehungsweise Eis ist vorhanden, und Schildvulkane sowie weit gespannte Grabensysteme erinnern an Rifting. Subduktionszonen fehlen jedoch. Möglicherweise reichten innere Wärme und Mantelkonvektion nicht aus, oder der Prozess kam früh zum Stillstand. Für Europa und Enceladus wird eine Art Plattentektonik für möglich gehalten: Wasser oder duktiles Eis könnte an tiefen Störungen aufsteigen und spröde Eiskrusten seitlich verschieben, während an anderer Stelle Kruste verschluckt wird. Auf Io ist der Vulkanismus vermutlich so stark, dass stabile Plattenbereiche nicht entstehen konnten.