Plattentektonik: Antrieb durch die Mantelkonvektion

Plattentektonik: Antrieb durch die Mantelkonvektion

 

Über die Grundprozesse der Plattentektonik, das Seafloor-Spreading, die horizontal sich bewegenden Lithosphärenplatten und schließlich die Subduktion in den Benioff-Zonen sowie über weitere, noch zu schildernde Details herrscht heute in der Geologie Einigkeit. Kontroversen oder zumindest unterschiedliche Auffassungen entzünden sich an der Frage, welche geologischen Kräfte die tektonischen Platten bewegen und welche thermischen Konvektionsbewegungen im Erdmantel stattfinden — mit andern Worten: wie der Motor der Plattentektonik, die Mantelkonvektion, funktioniert. Unbestritten ist, dass die Energiequelle dieser Bewegungen die Wärme im Erdinnern ist. Die Wärmeenergie stammt jeweils zur Hälfte aus dem Zerfall der natürlich radioaktiven Elemente — wie Uran, Thorium und Kalium 40 (⁴⁰K) — im Gestein des Erdmantels und aus der Restwärme, die frei wird, wenn der flüssige äußere Eisenkern an der Grenze zum festen innern Kern »ausfriert«.

 

Konvektionsströmungen im Erdmantel spielen mit Sicherheit bei den Grundprozessen der Plattentektonik eine Rolle. Doch handelt es sich dabei nicht unbedingt, wie oft postuliert wird, um geschlossene Konvektionswalzen in einem Medium, den säkularflüssigen Gesteinen des Erdmantels. Vielmehr steigt geschmolzenes Gestein in den Längsachsen der ozeanischen Rücken auf, kühlt sich ab, während es in fester Form als Lithospärenplatte über den Erdmantel wandert, und sinkt in der Subduktionszone wieder tief in den Mantel ein. Beim Absinken liegt es zunächst in »fester«, dann in säkularflüssiger, plastischer Form vor und löst sich schließlich bereits im höheren Mantel oder erst im weniger viskosen, also leichter fließfähigen Material der thermischen Grenzschicht über der Kern-Mantel-Grenze auf.

 

Als Nachschub für die gewaltigen Gesteinsmassen aus der Asthenosphäre, die in den Spalten der ozeanischen Rückenkämme aufwärts steigen und an der untermeerischen Erdoberfläche austreten, dient Material aus größerer Tiefe. Während sich der Erdmantel als Ganzes langsam hebt, gleicht das in den Benioff-Zonen absinkende Material das weiter unten entstehende Defizit aus. Geologen haben die in diesen Prozessen umgewälzten Gesteinsmengen bilanziert und festgestellt, dass die aufwärts und die abwärts sich bewegenden Gesteinsmassen gleich groß sind.

 

Einige Geologen vertreten demgegenüber die Auffassung, dass die Lithosphärenplatten nur passiv bewegt werden, wie ein Förderband, das von motorisierten Rollen angetrieben wird. Für den Antrieb sorgen nach dieser Hypothese tiefer gelegene Konvektionswalzen, die über die viskose Reibung, die sie auf die tektonischen Platten ausüben, diese horizontal verschieben. Die maßgebenden Fachleute vertreten jedoch aufgrund der gemachten Beobachtungen die zuerst dargestellte »aktive« Version. Dieses Modell fordert indes, dass man die Vorstellung aufgibt, wonach Konvektion nur in einem einphasigen System auftritt, also nur in Flüssigkeiten oder Gasen.

 

 Plumes

 

Allerdings zeigt die quantitative Bilanz der sich auf- und abwärts bewegenden Gesteinsmassen auch, dass an diesem gigantischen Austausch noch ein weiterer Konvektionsprozess beteiligt sein muss. Man könnte ihn als chaotische Konvektion bezeichnen, um damit sein Verteilungsmuster zu charakterisieren.

 

Theoretisch lassen sich Konvektionsbewegungen in zähflüssigen Medien mithilfe einer Kennziffer, der Rayleigh-Zahl Ra, charakterisieren. Sie gibt das Verhältnis des Auftriebs eines Volumens zu dem Bewegungswiderstand an, den die viskosen Reibungskräfte an diesem ausüben.

 

Wie groß die Rayleigh-Zahl sein muss, damit Konvektion einsetzt, lässt sich nur empirisch ermitteln. So zeigten Experimente, dass eine Konvektion bei Werten von Ra größer als 3·10³ auftritt. Ferner legt die Rayleigh-Zahl auch das Konvektionsmuster fest. Bei Ra-Werten zwischen 10⁵ und 10⁶ tritt exakt jenes Muster der Teilrollen auf, das sich bei der Bewegung der tektonischen Platten beobachten lässt. Steigt die Rayleigh-Zahl auf Werte von mehr als 10⁶ an, treten neue Strömungsmuster auf. Das zähflüssige Medium steigt dann in schlauchförmigen Schloten, den Plumes, Mantel-Plumes (französisch und englisch »Feder, Federbusch, Streifen«) oder Manteldiapiren auf; im Umkreis der Schlote sinkt es wieder ab.

 

Bei dieser Art der Konvektion entstehen manchmal regelmäßige Bienenwabenmuster, wie sie sich bei Flüssigkeiten beobachten lassen, die man von unten erhitzt. Oder aber das Muster wird unregelmäßig, gleichsam chaotisch, was bei der Konvektion im Erdmantel der Fall ist. Hier erreicht die wärmere und geringer viskose Gesteinsschicht über der Kern-Mantel-Grenze sehr hohe Rayleigh-Zahlen, sodass dieser Bereich zur Wurzelzone eines aufsteigenden Mantel-Plume wird. In diesem wandert das heiße Gesteinsmaterial aus der tiefen Schicht durch den gesamten Erdmantel nach oben und gelangt schließlich in die Asthenosphäre. Auf diese Weise sorgen also auch die Plumes für Nachschub an Asthenosphärenmaterial, das beim Seafloor-Spreading an die von den Rücken wegdriftenden Platten angeschweißt wird.

 

 Hot Spots

 

Noch ein weiterer Mechanismus kann dazu führen, dass Asthenosphärenmaterial an die Erdoberfläche gelangt. Diesem Phänomen verdankt zum Beispiel die Hawaii-Inselgruppe ihre Entstehung. Hier hat sich das heiße Gesteinsmaterial gleichsam durch die Lithosphärenplatte hindurchgeschweißt und an der untermeerischen Erdoberfläche Vulkane gebildet. Die größte der aus acht Hauptinseln bestehenden Gruppe, Big Island oder Hawaii, ist zugleich die südöstlichste einer 6000 Kilometer langen Kette aus insgesamt 107 Vulkanen, die sich zunächst als Hawaii-Rücken 3375 Kilometer nach West-Nordwest erstreckt, dann als Imperator-Rücken nach Norden abknickt und bei der Halbinsel Kamtschatka endet. Hawaii beherbergt mit dem Mauna Loa und dem Kilauea die beiden einzigen noch aktiven Vulkane dieser riesigen Kette; auf dem Meeresboden südöstlich von Hawaii zeichnet sich allerdings die Entstehung eines neuen Vulkans ab.

 

Dieses Phänomen und die Tatsache, dass die bereits versunkenen Vulkane oder Seamounts der Kette mit zunehmendem Abstand von der Hawaii-Inselgruppe immer ältere Gesteine aufweisen, nutzte der US-amerikanische Geologe John Tuzo Wilson, um die Theorie der »Hot Spots«, der »Heißen Flecken« zu formulieren. Für Wilson stellte die Kette eine Art geologischer »Schweißnaht« dar, die ein — bezüglich des Erdmantels — ortsfester Mantel-Plume in die sich darüber hinwegbewegende Pazifische Platte eingebrannt hatte. Verschiedene ozeanographische Expeditionen bestätigten Wilsons Hypothese von der Entstehungsgeschichte dieser Vulkankette. Demnach bewegte sich die Pazifische Platte zuerst in nördliche Richtung, später, vor etwa 70 Millionen Jahren, driftete sie nach West-Nordwest. Aus der Länge der Kette lässt sich ihre mittlere Driftgeschwindigkeit berechnen. Sie beträgt rund fünf Zentimeter pro Jahr innerhalb der letzten 70 Millionen Jahre.

 

Den geographischen Ort eines Mantel-Plumes an der Erdkruste bezeichnete Wilson treffend als Hot Spot oder Heißen Fleck. Auf Hawaii lässt sich dessen Arbeit gewissermaßen »live« verfolgen. Die aktive Vulkanflanke des Kilauea markiert dabei lediglich den Ausläufer. Südöstlich der Insel entsteht derzeit eine neue Vulkaninsel, die allerdings noch unter dem Meeresspiegel liegt.

 

Insgesamt haben Geologen inzwischen 41 Hot Spots identifiziert. Sie liegen, unregelmäßig verteilt, im Pazifischen Ozean und in Afrika sowie in dessen westlicher Umgebung. Der nördlichste Hot Spot befindet sich unter Island. Der Name der Heißen Flecken weist auf die im Bereich der Mantel-Plumes wärmere Erdkruste hin. Allerdings bilden sich nicht in jedem Fall über einem Hot Spot Vulkane. Einige dieser Stellen verraten sich lediglich durch eine aufgewölbte untermeerische Erdkruste. Diese Aufwölbungen sind Ausdruck der dynamischen Isostasie. Im Unterschied zur statischen Isostasie — also dem statischen Schwimmgleichgewicht der in das Mantelgestein eingebetteten Kontinentalblöcke — bezeichnet die dynamische Isostasie das Gleichgewicht zwischen den vertikal bewegten Gesteinskörpern und den Lasten der durch sie deformierten Erdoberfläche. Schließlich muss die Auftriebskraft einer Gesteinsmasse geringerer Dichte von einer entgegengesetzt wirkenden Kraft kompensiert werden, wenn sich eine stationäre Strömung einstellen soll. Geschähe dies nicht, dann würde etwa die Strömungsgeschwindigkeit so lange zunehmen, bis dieser Ausgleich eintritt, nämlich indem sich das Oberflächenmaterial entspechend hebt. Das heißt aber auch: Ein bis an die Kern-Mantel-Grenze in 2 900 Kilometer Tiefe hinabreichender Plume wölbt die Erdoberfläche entsprechend seiner Länge besonders stark auf; je tiefer also die Wurzelzone eines Plumes liegt, umso höher ist die Aufwölbung der Erdoberfläche.

 

 Geoid-Undulationen

 

Aufwölben oder Senken der Erdoberfläche sind somit ein Indiz für Strömungen im Erdmantel. Die herausgehobenen beziehungsweise abgesenkten Gesteinsmassen erzeugen über ihre Gravitationskräfte Anomalien im Schwerefeld der Erde, und damit Anomalien des Satelliten-Geoids, das als die eigentliche Figur der Erde gilt.

 

Als Folge des säkularflüssigen Zustands ihres Gesteinsmantels sollte die Oberfläche der Erde die Form einer rotierenden flüssigen Kugel — also eines Rotationsellipsoids — annehmen. Da jedoch die Massen ungleich zwischen den Kontinenten, den hohen Gebirgen und den tiefer liegenden Ozeanböden verteilt sind, entspricht die Form der Erde keinem idealen Rotationsellipsoid. Zwar sind die Abweichungen von der Idealform — Geologen sprechen hier von Geoid-Undulationen — deutlich flacher als die topographischen Höhenunterschiede der physischen Erdoberfläche, dennoch erreichen sie Höhen- und Tiefenabweichungen von 50 bis 100 Meter.

 

Merkwürdigerweise kommen die auffälligsten Masseanomalien, die Kontinente, im Satelliten-Geoid praktisch nicht zum Ausdruck. Hierfür sorgt die Isostasie. Die Kontinente befinden sich mit den hydromechanisch verdrängten säkularflüssigen Gesteinsmassen, in die sie eingebettet sind, im Schwimmgleichgewicht. Jede vertikale Massesäule hat somit die gleiche mittlere Dichte und verursacht daher — zumindest im größeren Abstand einer Satellitenbahn — praktisch keine Schwerestörung.

 

Anders verhält es sich über einem Mantel-Plume. Zwar hebt sich auch hier die negative Masseanomalie des Schlots mit der positiven der Aufwölbung isostatisch auf, doch der Bereich der negativen Masseanomalie liegt im Mittel viel weiter von der Erdoberfläche beziehungsweise von der Satellitenbahn entfernt als die Aufwölbung der Erdoberfläche mit ihrer positiven Masseanomalie; Letztere übt daher eine größere Schwerewirkung aus und führt so in der Bilanz zu einer positiven Geoid-Anomalie. Daher ist in Plume-Provinzen, also dort, wo die Plumes geographisch dichter beieinander liegen, die Fläche des Geoids um bis zu 80 Meter angehoben.

 

Das Geoid zeigt darüber hinaus auch die Schwereeinflüsse anderer Masseanomalien, wie sie etwa im Bereich der Benioff-Zonen existieren. Diese Einflüsse lassen sich rechnerisch erfassen. Die verbleibenden positiven Anomalien kennzeichnen Strömungsbereiche der Mantelmaterie, wie etwa unregelmäßig verteilte Plumes.

 

 Antriebskräfte der Platten

 

Bevor wir uns ein geographisches Bild von der Verteilung und den Bewegungen der Platten machen, kehren wir noch einmal zu den Kräften zurück, die die Platten antreiben. Die Energiequelle des Antriebs ist, wie bereits erwähnt, die Wärme. Sie bewirkt, dass in den ozeanischen Rückensystemen heißes und damit weniger dichtes Gesteinsmaterial aufsteigt und das Rückensystem aufwölbt. Die ozeanischen Lithosphärenplatten liegen daher nicht im Lot, sondern nehmen eine leichte Schräglage ein. Im Bereich der Rücken ragen sie höher heraus, an der gegenüberliegenden Rückenflanke sinken sie mit zunehmender Entfernung zur Rückenachse immer stärker ein. Dadurch können die Platten im Schwerefeld der Erde in Richtung ihres Gefälles fortgleiten, sofern ihre Unterlage dies erlaubt.

 

Eine solche Gleitbewegung bezeichnen Geologen als »Ridge Push« (englisch »Schub durch Rückenbildung«). Die im Rückenbereich herausgehobenen Gesteinsmassen speichern also potenzielle Energie. Platten, die keine abtauchenden Zungen, also keine Benioff-Zonen haben, werden nur durch den Ridge Push angetrieben. Sie bewegen sich deutlich langsamer als Platten mit abtauchenden Zungen, denn auf diese wirkt eine weitere Antriebskraft, der Platten-Zug oder »Slab Pull«. An den im Verhältnis zu ihrer Umgebung kühleren und damit schwereren Zungen setzen nämlich zusätzlich Zugkräfte an.

 

Zwar könnte man einwenden, dass eine abtauchende Platte aufgrund der geringen Zugfestigkeit ihrer Gesteine auseinander oder abreißen müsste, doch die angreifenden Zugkräfte sind den hydrostatischen Druckkräften, die mit steigender Tiefe zunehmen, lediglich überlagert. Die Zugkraft des Slab Pull ist also in Wirklichkeit nur eine verminderte Druckkraft; eine abtauchende Platte reißt daher für gewöhnlich nicht ab. Vielmehr zieht eine abtauchende Plattenflanke die ganze Platte hinter sich her, ähnlich einem Tischtuch, das an einer Tischkante zu stark überhängt.

 

Die Zugkraft einer abtauchenden Platte ist mehr als fünfmal so stark wie der Rückenschub. Deshalb bewegen sich Platten mit abtauchenden Zungen merklich schneller als Platten ohne diese; so etwa die Pazifische Platte: sie treibt mit bis zu zehn Zentimeter pro Jahr auf die Inselbögen des westlichen Pazifik zu, während sich andere Platten pro Jahr nur ein bis zwei Zentimeter bewegen.

 

 Geometrie der Plattendrift

 

Man kann die Lithosphärenplatten praktisch als Bruchstücke einer 80 bis 100 Kilometer dicken und steifen Schale ansehen, die auf einer Kugeloberfläche schwimmt. Für die Art der Relativ-Bewegung und der gegenseitigen Beeinflussung der Platten bestehen dann folgende Möglichkeiten:

 

Driften zwei Platten auseinander, so entsteht zwischen ihnen eine Spalte, also ein Rift — der Raum für empordringendes Gesteinsmaterial und damit für die Bildung eines ozeanischen Rückens.

 

Dort, wo sich zwei Platten seitwärts aneinander vorbeischieben, treten Scherungsflächen auf. Geologen sprechen hier von Transformstörungen (englisch »Transform Faults«).

 

Driften zwei Platten aufeinander zu, muss die dichtere (schwerere) Platte in die Tiefe ausweichen. Es entstehen die Subduktions- oder Benioff-Zonen. Ferner können die aufeinander prallenden Krustenschichten gestaucht werden — ein Faltengebirge entsteht.

 

Es gibt auch Regionen auf der Erde, in denen drei Platten aneinander grenzen. Man bezeichnet sie als Triple Junctions (englisch »Dreifachverbindungen«). An solchen Punkten kann die Geometrie der Plattenbewegungen äußerst kompliziert werden. An jeder der Plattengrenzen können nämlich andere Bewegungen auftreten. An einer Grenze bildet sich beispielsweise ein Rift, an der zweiten eine Transformstörung und an der dritten entsteht eine Subduktionszone. Umgekehrt können sich von einer Triple Junction aus auch drei Rifts in Winkeln von etwa 120º verzweigen. Vierfachberührungen treten übrigens nicht auf, das verhindern geometrische Zwänge, denen die bewegten Platten auf einer Kugeloberfläche unterworfen sind.

 

Es ist in der Geologie üblich, die Bewegung einer Platte als eine Rotation um eine Achse zu beschreiben, die durch den Mittelpunkt der Erde geht und die auf der Erdoberfläche zwei Pole markiert. Diese beiden Pole darf man nicht mit den Polen der Erdrotation verwechseln. Möchte man nun die Drift eines Kontinents beziehungsweise die Drift einer Platte auf der Erdoberfläche beschreiben, so muss man lediglich die beiden Pole der Rotationsachse bestimmen. Der Zeitverlauf der Bewegung lässt sich dann mit der Rotationsgeschwindigkeit angeben.

 

 Kontinentaldrift durch Plattentektonik

 

Alfred Wegeners Theorie der Kontinentaldrift beschrieb nur das Phänomen der bewegten Kontinente. Schließlich konnte er nicht wissen, dass auch die viel größeren ozeanischen Krustenteile der Erde in Bewegung sind. Die in Platten zerteilte Lithosphäre umhüllt lückenlos die ganze Erde. Neben den rein ozeanischen Platten gibt es auch solche, die die Kontinente tragen. Die Kontinente nehmen also an der Drift der Lithosphärenplatten passiv teil. Wegeners Kontinentaldrift erweist sich damit als Teilaspekt der Plattendrift beziehungsweise Plattentektonik.

 

Wegener umschrieb mit dem »Urkontinent« Pangäa jenen Abschnitt der Erdgeschichte, in dem es nur eine einzige Landmasse gab. Man darf sich diese jedoch nicht als bloße Zusammenfügung der heutigen kontinentalen Landmassen vorstellen. Der Umriss der heutigen Kontinente ergab sich erst, als die einheitliche Landmasse von Pangäa zerbrach, zunächst in zwei Teile. Der nördliche Teil wird als Laurasia und der südliche als Gondwana bezeichnet.

 

Wegeners Begriff vom Urkontinent ist in gewisser Weise irreführend. Denn auch Pangäa charakterisiert nur einen Zeitabschnitt im Wirken der Plattentektonik. Die tektonischen Platten begannen sich im Lauf der Erdgeschichte zu bewegen, sobald die Voraussetzungen dafür gegeben waren. Wegeners »Urkontinent« entstand also aus dem Zusammendriften ehemals anders geformter, zuvor getrennter Landmassen. Das damals Pangäa umgebende, zusammenhängende Meeresgebiet bezeichnet man als Panthalassa (griechisch »Allmeer«).

 

Der Grund für die Agglomeration der Landmassen liegt in den thermischen Konvektionsbewegungen im Erdmantel. Wenn sich mindestens ein Ozean durch Seafloor-Spreading unaufhörlich vergrößert, treiben die Kontinente schließlich an einer Stelle zusammen. Da nicht sie, sondern nur die ozeanischen Lithosphären- teile absinken können, müssen die Landmassen schließlich kollidieren.

 

 Pangäa

 

Ein Zustand mit nur einer einzigen großen Landmasse ist nicht auf Dauer thermisch stabil. Für die Wärmeabgabe der Erde stellt eine derart große Landfläche ein beträchtliches Hindernis dar, denn gegenüber der ozeanischen Lithosphäre haben die kontinentalen Plattenteile eine geringere Wärmeleitfähigkeit. Das erklärt sich aus der viel dickeren kontinentalen Kruste. Folglich staut sich die Wärme im darunter liegenden Erdmantel. Nach etwa 200 Millionen Jahren wächst der Wärmeüberschuss so stark an, dass in der Landmasse Riftbildungen einsetzen. Zunächst weiten sich die kontinentalen Riftsysteme aus, zwischen den Landblöcken bildet sich schließlich neuer Ozeanboden, und mit dem Seafloor-Spreading setzt die Kontinentaldrift erneut ein. So brach denn Pangäa vor rund 200 Millionen Jahren auf. Es entstanden die sieben größeren Teilschollen der heutigen Kontinente, die seitdem auseinander driften.

 

 Geographie der Plattendrift

 

Die Richtungen und Geschwindigkeiten, mit denen sich die Platten zurzeit bewegen, lassen sich rechnerisch ableiten, und zwar aus den erdmagnetisch gemessenen Beträgen des Auseinanderdriftens in den ozeanischen Riftsystemen. Dabei muss man berücksichtigen, dass nicht nur die Lithosphärenplatten mitsamt der in sie eingebauten Kontinente über den Erdmantel driften. Vielmehr verlagern sich mit der Zeit auch die ozeanischen Rifts selbst.

 

In der Regel lassen sich nur relative Bewegungen der Platten zueinander feststellen. In besonderen Fällen aber — das zeigt etwa das Beispiel von Hawaii — lassen sich auch Absolutbewegungen bestimmen. In diesem Fall wird Plattendrift relativ zum als ortsfest angesehenen Hawaii-Plume bestimmt; er markiert gleichsam einen absoluten Bezugspunkt.

 

Schaut man sich die gegenwärtige Aufteilung der Erdkruste an, so kann man acht Großplatten und einige kleinere Platten voneinander unterscheiden. Ebenso wie Wegeners Beschreibung vom Urkontinent ist die heutige Form und geographische Lage der Platten — im geologischen Zeitmaßstab betrachtet — nur eine Momentaufnahme. Die Pazifische Platte ist heute die größte Platte und umfasst auch den größten Teil des Pazifischen Ozeans. Der Ostpazifische Rücken begrenzt sie im Osten. Er kommt aus dem Indischen Ozean, wendet sich im östlichen Pazifik nach Norden und verschwindet schließlich im Golf von Kalifornien.

 

Von hier aus schiebt sich die Pazifische Platte nach Westen beziehungsweise nach Nordwesten. Viele Tausend Kilometer weiter nördlich taucht sie vor den Aleuten, beziehungsweise im Westen an den Inselbögen der Kurilen, Japans, der Marianen und der Tonga-Kermadec-Inseln wieder in den Erdmantel zurück. Die kleinere Nazca-Platte schiebt sich, ebenfalls vom Ostpazifischen Rücken ausgehend, ostwärts unter den südamerikanischen Kontinent. Als Folge dieser Kollision entstand die gewaltige Gebirgskette der Anden.

 

Im Süden bedeckt die Antarktische Platte mit dem Kontinent Antarktika die südliche Kalotte der Erde. Der südwestliche Rand der Pazifischen Platte grenzt an die Indische Platte, die neben Indien auch Australien trägt. Die Indische Platte quillt aus dem Antarktischen Rücken, schiebt sich nach Norden und versinkt unter dem Himalaya, dem indonesischen Inselbogen und den Salomon- und Fidschi-Inseln. Im Norden schließt sich die Eurasische Platte an, die die Kontinente Asien und Europa trägt.

 

Zu den großen Platten gehören ferner die Afrikanische, die Nordamerikanische und die Südamerikanische Platte. Einige kleinere Platten befinden sich zwischen den Großplatten, wie etwa die Karibische Platte, die Cocos-Platte, die Philippinen-Platte, die Anatolische Platte und die Arabische Platte. An der nördlichen Kalotte der Erde stoßen die Eurasische und die Nordamerikanische Platte aneinander, getrennt von der nördlichen Fortsetzung des Mittelatlantischen Rückens, der sich über das Nordpolarmeer bis in die Ostsibirische See erstreckt.

 

Viele der ozeanischen Riftsysteme zeigen eine auffällige Staffelung. Die Bewegungsgeometrie verlangt, dass die einzelnen Riftabschnitte immer wieder durch Transformstörungen einen Bewegungsausgleich erfahren, denn die Richtung des Auseinanderdriftens sollte senkrecht auf den Riftachsen stehen. Dank dieser Transformstörungen steht ausreichend Nachschubmaterial zur Verfügung, weil dadurch immer neue, instabil gelagerte Gesteinsmassen aufsteigen können. Beispielsweise schiebt sich der südliche Abschnitt des Mittelatlantischen Rückens um etwa 1,5 Zentimeter pro Jahr nach Osten. Demgegenüber verharrt Südamerika praktisch auf der Stelle, und Afrika wandert mit etwa drei Zentimeter pro Jahr nach Nordosten. Der Rücken im Indischen Ozean verlagert sich wiederum um fünf Zentimeter pro Jahr nach Nordosten.

 

Die schnellsten Bewegungen mit sieben bis zehn Zentimeter pro Jahr zeigen wie bereits erwähnt Platten mit abtauchenden Zungen, die dank des Slab Pull über eine besonders starke Antriebskraft verfügen. Beispiele hierfür sind die Pazifische und die Indische Platte. Demgegenüber bewegt sich die kontinentale Eurasische Platte mit weniger als zwei Zentimeter pro Jahr in östliche Richtung nur sehr langsam, und die Amerikanischen Platten sind praktisch ortsfest.

 

 Passive und aktive Kontinentalränder

 

Schon die topographischen Verhältnisse an den Randzonen der Kontinente legen nahe, dass hier eine jeweils andere Tektonik am Werk ist. So quellen zum Beispiel die ozeanischen Teile der Amerikanischen Platten aus dem Mittelatlantischen Rücken hervor. Fugenlos geht an den Ostküsten der amerikanischen Kontinente die sich langsam verdickende ozeanische Lithosphäre in die kontinentale Lithosphäre über. Das gleiche Bild zeigt sich östlich des Rückens, etwa an der Westküste Afrikas. Man spricht in diesem Fall von passiven Kontinentalrändern.

 

Ganz anders gestaltet sind aktive Kontinentalränder. Sie befinden sich an Subduktionszonen, also dort, wo eine ozeanische Platte auf einen Kontinentalrand zudriftet. Hier ist Tektonik von Faltengebirgsbildung, einer sehr starken Erdbebentätigkeit und von aktiven Inselbogen-Vulkanketten geprägt.

 

Der Himalaya, das größte Faltengebirge der Erde, ist das Ergebnis zweier miteinander kollidierender Platten. Bei ihm und dem nördlich sich anschließenden Hochland von Tibet kommt noch eine Besonderheit ins Spiel: Die nach Norden wandernde Indische Platte treibt den Subkontinent Indien vor sich her. Da dieser nördlichste Teil der Platte nicht in den Erdmantel abtauchen kann, schert sich die Lithosphärenplatte horizontal ab; die eigentliche kontinentale Kruste Indiens reduziert sich auf ihre basische, dichtere Unterlage. Der kontinentale Krustenspan schiebt sich nun unter die entgegenstehende kontinentale Kruste Eurasiens, die Krustenmächtigkeit verdoppelt sich, und das Hochland von Tibet hebt sich auf etwa 5000 Meter Höhe. Nur die schwere, basaltische Unterlage, also der untere Rest der Indischen Platte, taucht nach Abscherung der leichteren Gesteinsmassen in den Erdmantel ab. Die aufeinander zudriftenden Krustenteile werden frontal gestaut und türmen sich zu Faltengebirgen auf — aus der Ganges-Brahmaputra-Ebene erhebt sich schroff der Himalaya.

 

Die nach Norden vordringende Indische Platte muss dafür übrigens keine Hebungsarbeit leisten, wie man angesichts des gewaltigen Hochgebirgszugs vermuten könnte. Die Schubkräfte bewirken lediglich, dass die Gesteinsschichten gefaltet werden, was bei der geringen Geschwindigkeit — sie beträgt einige Zentimeter pro Jahr — nur wenig Deformationsenergie erfordert. Für den Hub sorgt die Isostasie, das Schwimmgleichgewicht der Krustengesteine. Bei der Kollision wird nur ein kleinerer Anteil des Gesteins gehoben, deutlich mehr Gestein wird nach unten gepresst. Dies erfordert das Schwimmgleichgewicht. Es ist wie bei einem Containerschiff: Je höher man die Frachtbehälter aufstapeln möchte, um so mehr Tiefgang muss das Schiff haben, damit es eine stabile Lage im Wasser behält.

 

 Intermittierende Plattendrift

 

Eine Lithosphärenplatte muss sich im Lauf der Zeit nicht unbedingt mit konstanter Geschwindigkeit bewegen. Betrachtet man längere Zeitabschnitte, so scheint sie sich zwar gleichmäßig zu bewegen, in Wirklichkeit jedoch bewegt sie sich schubweise. Verantwortlich hierfür sind die Antriebskräfte und die viskose Unterlage, die Asthenosphäre.

 

So stauen sich etwa an einer Subduktionszone Gesteinsspannungen zwischen den sich gegenüberstehenden Gesteinen beider Platten langsam auf, ohne dass sich die Platten relativ zueinander bewegen. Erst wenn diese Spannungen zu groß werden, kommt es an den Plattengrenzen zu Brüchen und damit zu plötzlichen Bewegungen — ein Erdbeben ist die Folge. Das wiederum zwingt die im rückwärtigen, weiter entfernten Bereich gleichmäßig herandrängende Platte, ihren weiteren Weg intermittierend fortzusetzen. Nach einer langjährigen Ruhephase gleitet sie ruckartig um zum Teil mehrere Meter weiter. Bei einer durchschnittlichen Plattendrift von 10 Zentimeter pro Jahr würde sich etwa eine Platte, die 50 Jahre lang blockiert war, mit einem Schlag um fünf Meter verschieben — ein für ein schweres Beben nicht ungewöhnlicher Betrag.

 

Doch nicht nur an den Subduktionszonen, sondern auch an den Ursprungsorten der Plattendrift, den Riftzonen, driften die Platten schubweise. Schließlich wird das aufsteigende Magma im Allgemeinen nicht gleichmäßig nach oben befördert — ein Effekt, der vom Vulkanismus her bekannt ist. Zuerst baut sich im Erdinnern ein großer Druck auf, dann erfolgt die Magma-Eruption, der Vulkanausbruch, und sinkt in der Magmakammer wieder der Druck. Aus diesem Grund sollte eine Platte an der Riftachse ebenfalls nur schubweise, also intermittierend wachsen; man spricht von einer intermittierenden Plattendrift.

 

Zum Glück für alle Bewohner der Erde (außer denen, die in einer Erdbebenzone leben), pflanzen sich schubweise Plattenverschiebungen nicht sofort über die gesamte Plattenfläche fort. Das heißt: Im (geographischen) Innern einer Platte herrscht ein weniger dramatisches Bewegungsbild. Man kann sich vereinfacht eine Lithosphärenplatte als eine elastische Schicht über der hochviskosen Asthenosphärenschicht vorstellen.

 

Das dabei entstehende Bewegungsmuster lässt sich auch mathematisch beschreiben. Im Fall einer ruckartigen Verschiebung der Pazifischen Platte an ihrer Subduktionszone ergeben sich dann folgende Effekte: Das »Nachkriechen« eines Punkts auf der Platte, der 4000 Kilometer hinter dem Ursprungsort der ruckartigen Verschiebung platteneinwärts liegt, hat erst nach 6000 Jahren etwa ein Fünftel der Ausgangsverschiebung mitgemacht. Innerhalb dieser Zeitspanne treten aber mit Sicherheit viele weitere Erdbeben auf, die natürlich auch weitere Verschiebungen verursachen. Deshalb ist die Bewegung eines Orts im geographischen Platteninnern eine aus vielen Einzelereignissen aufsummierte, verzögert nachholende, praktisch gleichmäßige Driftbewegung.

 

Diesen Effekt müssen Geologen beachten, wenn sie Messpunkte auswählen, an denen sie die Bewegung einer Platte in relativ kurzen Messintervallen von einem oder mehreren Jahren erfassen wollen. Dank der modernen Methoden der Satellitengeodäsie ist es durchaus möglich, Plattenbewegungen von wenigen Zentimetern sicher zu erfassen. Um einen möglichst realistischen durchschnittlichen Wert für die Relativbewegung einer Platte zu erhalten, müssen die Landmarken für die Messungen allerdings in der Nähe des geographischen Plattenzentrums liegen. Bei ozeanischen Platten wählt man hierfür Inseln, die möglichst in der Mitte einer Platte liegen. Eine Reihe von Messungen mit Landmarken an Plattenrändern waren erfolglos, weil über Jahre hinaus überhaupt keine Bewegungen auftraten.

 

 Messung der Plattenbewegung

 

Die Drift einer Platte lässt sich nicht nur über längere geologische Zeiträume messen. Dank der hohen Messgenauigkeit heutiger Methoden lassen sich diese Bewegungen auch über kürzere Zeiträume verfolgen. So wurden vor allem in Erdbebengebieten geodätische Netze aufgebaut, um den Mechanismen dieses geologischen Phänomens näher auf die Spur zu kommen. Dank dieser Netze und der präzisen Lasermessgeräte sind die Entfernungsmessungen äußerst präzis. Ziel ist es, mithilfe der gemessenen Verschiebungen und Deformationen der Erdkruste irgendwann einmal ein Erdbeben vorhersagen zu können. Dies ist zwar im Moment noch nicht möglich, aber die zum Teil satellitengestützten Messungen erreichen Zentimetergenauigkeit, und zwar sowohl in Bezug auf vertikale Verschiebungen der Erdoberfläche als auch hinsichtlich der gemessenen Entfernung.

 

Mithilfe einer satellitengestützten Messung konnte man beispielsweise die Bodenverschiebungen in Kalifornien verfolgen, die das Landers-Erdbeben am 28. Juni 1992 hervorgerufen hatte. Man überlagerte dazu zwei Aufnahmen des europäischen Radarsatelliten ERS-1. Die erste Aufnahme entstand vor, die zweite nach dem Beben. Durch die vom Beben verursachten Bodenverschiebungen differieren beide Aufnahmen geringfügig. Überlagert man sie, entstehen Interferenzen, aus denen man im Idealfall das Ausmaß der Bodenverschiebungen auf wenige Zentimeter genau berechnen kann.

 

Einen bedeutenden Fortschritt bei satellitengestützten Messungen hat in den letzten Jahren das Global Positioning System (GPS) gebracht. Dank diesem Satelliten-Ortungssystems lässt sich in Verbindung mit handlichen Bodengeräten — sie sind nicht größer als ein Mobiltelefon — die Position eines Punkts auf der Erdoberfläche exakt bestimmen. Auf Knopfdruck erhält der Beobachter seine geographische Position auf wenige Meter genau übermittelt. Dank diesen Geräten ist es möglich, an geeigneten Landmarken die Plattendrift etwa in Jahresabständen wiederholt zu messen.

 

Dies geschah beispielsweise 1990 und 1992 im Bereich des Tonga-Bogens. Die Landmarken lagen auf der von Osten anrückenden Pazifischen Platte, dem jenseits des Tonga-Grabens liegenden Tonga-Rücken und auf dem westlich des Lau-Beckens liegenden Lau-Rücken. Das zwischen den genannten Rücken eingeschlossene Lau-Becken gilt als kleines, aber ausgesprochen aktives Spreading-Zentrum. Es weist mit Öffnungsraten von bis zu 16 Zentimeter pro Jahr die größten jemals beobachteten Krustenverschiebungen auf und ist seit etwa sechs Millionen Jahren aktiv. Dabei wird der Tonga-Rücken — und damit auch die Subduktionszone der Pazifischen Platte — um diesen Öffnungsbetrag nach Osten bewegt. Letztere erreicht dadurch eine Subduktionsgeschwindigkeit von insgesamt etwa 24 Zentimeter pro Jahr.

 

Der für diese Region angegebene Driftbetrag der Pazifischen Platte von 9,1 Zentimeter pro Jahr am nördlichen Ende entspricht der Relativbewegung der Platte zum als ortsfest angenommenen Tonga-Bogen. Die GPS-Messungen haben damit die größten Krusten- beziehungsweise Plattenbewegungen offenbart, die bisher gemessen wurden. Allerdings sollte man dabei berücksichtigen, dass es sich hierbei um Messungen über einen sehr kurzen Zeitabschnitt handelt. Den Zahlwert solcher Messungen darf man daher keinesfalls als durchschnittliche Bewegungsgeschwindigkeit einer Platte interpretieren und ihn auch nicht direkt mit einer Berechnung der Plattendrift über geologische Zeiträume hinweg gleichsetzen.

 

Ein weiteres Beispiel aus jüngster Zeit betrifft die Bewegung der Anatolischen Platte. Für diese Messungen setzten die Geologen ebenfalls GPS-Geräte und das davon unabhängige Verfahren des Satellite Laser Ranging (SLR) ein. Schon vor diesen Untersuchungen wusste man, dass sich diese Platte relativ zur nördlich anschließenden Eurasischen Platte längs der Nordanatolischen Verwerfung westwärts bewegt. Die Nordanatolische Verwerfung verläuft nahe der Schwarzmeerküste Kleinasiens und ist ähnlich erdbebenreich wie die San Andreas Fault in Kalifornien.

 

Die Messungen zeigten nun, dass die Anatolische Platte entgegen dem Uhrzeigersinn um einen Pol an der Nordküste der Halbinsel Sinai (östlich von Port Said) rotiert. Dadurch verschieben sich die Plattengrenzen an der Nordanatolischen Verwerfung um 2,5 Zentimeter pro Jahr; die Drehgeschwindigkeit der Platte beträgt 1,2 Grad pro Million Jahre.

 

Prof. Dr. Klaus Strobach

 

Weiterführende Erläuterungen finden Sie auch unter:

 

Plattentektonik: Geophysikalische und klimatische Auswirkungen

 

Grundlegende Informationen finden Sie unter:

 

Plattentektonik und Kontinentaldrift

 

Literatur:

 

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Die Dynamik der Erde. Bewegungen, Strukturen, Wechselwirkungen, herausgegeben von Reinhart Kraatz. Heidelberg ²1988.

 Frisch, Wolfgang / Loeschke, Jörg: Plattentektonik. Darmstadt ³1993.

 

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 Hohl, Rudolf / Thieme, Klaus: Wandernde Kontinente. Lizenzausgabe Rastatt 1989.

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Ozeane und Kontinente. Ihre Herkunft, ihre Geschichte und Struktur, Einführung von Peter Giese. Heidelberg ⁵1987.

 Rast, Horst: Vulkane und Vulkanismus. Lizenzausgabe Stuttgart ³1987.

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Vulkanismus. Naturgewalt, Klimafaktor und kosmische Formkraft, Einführung von Hans Pichler. Heidelberg ²1988.