Die Welt, in der wir leben

Planet Erde

Die junge Erde war ein rotglühender Ball aus flüssigem Gestein, der aber schnell auskühlte, so dass bald eine erste Basaltkruste und ein erster Urozean entstehen konnten. Das flüssige Wasser führte zur Entstehung von Granit und der ersten Kontinente. Gewaltige geologische Kräfte haben seither das Gesicht der Erde immer wieder verändert: auf großen Platten treiben die Kontinente auf dem zähflüssigem Magma des Erdinneren.

Einen tiefen Blick in die Geschichte der Erde erlaubt der Grand Canyon, Arizona, USA: Die Gesteine an der Basis sind bis zu zwei Milliarden Jahre alt. Foto: Tenji, >> wikipedia commons, abgerufen 19.4.2013.

Die Entwicklung der Erde

Nachdem die Erde vor mehr als 4,5 Milliarden Jahren >> entstanden war, wurden die leichten Gase, die um die entstehende Erde eine erste Uratmosphäre gebildet hatten, von den Sonnenwinden der jungen Sonne weggeblasen. Daher hat die Erde (wie die anderen Gesteinsplaneten) eine andere chemische Zusammensetzung als die ursprüngliche Gas- und Staubwolke, aus der sie entstanden ist: Die häufigsten chemischen Elemente auf der Erde sind Eisen (32,1 Gewichtsprozent), Sauerstoff (30,1 Prozent; überwiegend in chemischen Verbindungen wie den Silikaten gebunden), Silizium (15,1 Prozent), Magnesium (13,9 Prozent) - diese vier machen schon über 90 Prozent der gesamten Erdmasse aus. Eine weitere wichtige Rolle beim Aufbau der Gesteine spielen noch Calcium (1,5 Prozent) und Aluminium (1,4 Prozent).

Das chemische Verhalten dieser Elemente bestimmt den Aufbau der Erde. Chemische Verbindungen sind besonders stabil, wenn ihre äußere Hülle 2, 10 oder 18 Elektronen besitzt (mehr >> hier). Sauerstoff besitzt 8 Elektronen in seiner Hülle und "sucht" in chemischen Verbindungen zwei weitere Elektronen, es ist der wichtigste "Elektronenakzeptor" auf der Erde. Der wichtigste Elektronenlieferant ("Elektronendonator") ist Silizium, das 14 Elektronen in seiner Hülle besitzt und davon gerne vier abgibt - ein Siliziumatom kann beispielsweise mit zwei Sauerstoffatomen ein Quarzmolekül (Siliziumdioxid) bilden: Quarz ist das zweithäufigste Mineral auf der Erde; und das häufigste zum Beispiel an Sandstränden. Noch häufiger ist die Verbindung von Silizium und Sauerstoff mit Metallen wie Aluminium, Magnesium und Calcium (allesamt Elektronenlieferanten), genannt Silikate. Zu ihnen gehören die Feldspate, das häufigste gesteinsbildende Mineral. Eisen ist chemisch das vielseitigste der häufigen Elemente: Eisen ist ein Elektronenlieferant, kann aber sowohl zwei ("zweiwertiges Eisen") als auch drei Elektronen ("dreiwertiges Eisen") abgeben und außerdem metallische Bindungen eingehen. (Auch Silizium, Magnesium und Aluminium können metallische Bindungen eingehen, dies geschieht jedoch in der Natur fast nie, da hierfür enorme Energie aufgewendet werden muss.)

Die junge Erde war aufgrund eines heftigen Bombardements durch Himmelskörper, bei deren Einschlag Bewegungsenergie in Wärme umgewandelt wurde, und der weitaus größeren Menge an hoch radioaktiven Isotopen als auf unserem heutigen "alten" Planeten, die viel mehr Wärme als heute durch radioaktiven Zerfall produzierten, anfänglich so heiß, dass die Gesteine geschmolzen waren. Dadurch wurde die Bildung eines großen zusammenhängenden Körpers erleichtert. In flüssigen Planeten trennen sich die Materialien nach ihrem Gewicht: Die schweren Metalle Eisen und Nickel (1,8 Prozent der Erdmasse) sanken ins Zentrum ab, die leichteren Silikate steigen dagegen auf (Geologen nennen diesen Prozess Differentiation). Aus dieser Auftrennung der Materialien erklärt sich der heutige >> Aufbau der Erde aus konzentrischen Schalen mit einem metallischen Kern.

Mit dem Aufstieg der Silikate wurde auch Wärme aus dem Erdinneren an die Oberfläche transportiert, von der aus sie in den Weltraum abgestrahlt wurde. Es war also nur eine Frage der Zeit, bis sie an der Oberfläche soweit abgekühlt war, dass die flüssigen Gesteine  kristallisieren konnten. Mit der Entstehung der Gesteine beschäftigt sich die Petrologie, ein Teilgebiet der Geowissenschaften. Eines der ersten Minerale, die auf der jungen Erde und auf dem Mond kristallisierten, dürfte das magnesiumreiche Silikat Olivin gewesen sein. Olivin ist schwerer als die umgebende Gesteinsschmelze, so dass es in diese hinabsinkt. Dadurch verändert sich ihre Zusammensetzung: sie wird ärmer an Magnesium und reicher an Calcium und Aluminium. Auf dem Mond bildete sich als nächstes das calcium- und aluminiumreiche Silikat Anorthit, das leichter ist als die Gesteinsschmelze: ein erste feste Oberfläche entstand. Noch heute bildet Anorthit den Hauptbestandteil der Mondhochländer ("Terrae"). Auf der feuchteren Erde mit ihrer dickeren Magmaschicht entstanden dagegen magnesiumreiche Pyroxene, die sich mit Olivin vermischten und ein Gestein namens Peridotit bildeten. Auch Peridotit ist dichter als die flüssige Magmaschicht und konnte daher keine dauerhafte Erdkruste formen. Das versinkende Peridotit wurde wieder aufgeschmolzen - Gesteine schmelzen aber nicht homogen, sondern einige Bereiche schmelzen vor anderen. Beim Peridotit haben diese Schmelzen einen höheren Calcium- und Aluminiumanteil - es entstanden Plagioklase, aluminium- und calciumreiche Minerale, die zusammen mit Pyroxenen Basalt bildeten. Basalt ist weniger dicht als die flüssige Magma. So entstand möglicherwiese bereits vor 4,4 Milliarden Jahren eine erste Basaltkruste. Diesen Zeitpunkt schließen die Petrologen aus dem Alter des ältesten Zirkonkristalls, das in den Jack Hills in Australien gefunden wurden: dieser bildete sich bei Temperaturen, bei denen Basalt fest wird. Zirkone sind extrem widerstandsfähig, so dass sie auch mehrfaches erneutes Einschmelzen im >> Kreislauf der Gesteine überstehen; und sie enthalten Spuren von Uran, so dass man ihr >> Alter messen kann. Diese erste Kruste wurde aber wohl noch regelmäßig durch Einschläge von Meteoriten zerstört oder durch die bei den Einschlägen entstehende Hitze aufgeschmolzen; Gesteine aus dieser Zeit konnten jedenfalls noch nicht gefunden wurden.

Der genaue Verlauf der Gesteinsbildung unterhalb der Erdoberfläche ist noch nicht im Detail bekannt - die Temperaturen und der Druck können im Labor noch nicht erreicht werden. Wir wissen heute, dass der unter der Erdkruste liegende Gesteinsmantel der Erde in drei Schichten unterteilt werden kann und der metallische Erdkern in einen äußeren und einen inneren Bereich; mehr dazu >> hier. Zeitgleich mit der Ausbildung der Schichten im Inneren der Erde bildete sich auf der Erde erneut eine Atmosphäre: Im Unterschied zur ersten Uratmosphäre, die aus Gasen des Sonnennebels bestand, wurde diese zweite Uratmosphäre durch Ausgasungen aus dem Erdmantel gebildet. Vulkane waren damals wesentlich häufiger als heute, da die Magmen durch die dünne und heiße Erdkruste leichter austreten konnten. Die zweite Uratmosphäre bestand überwiegend aus Wasserdampf, Kohlendioxid und Stickstoff und Verbindungen wie Methan, Ammonium und Schwefelwasserstoff. Sie scheint aber keinen freien Sauerstoff enthalten zu haben; dies schließt man aus den Kieseleisenerzen, die in dieser Zeit entstanden sind und die zweiwertiges, nicht oxidiertes Eisen voraussetzen.

Woher kommt das Wasser auf der Erde?

Ungeklärt ist bisher, woher der Wasserdampf kam. War Wasser in den Gesteinen der Erde gebunden; stammte dieses also aus der Gas- und Staubwolke der Erdentstehung und wurde beim Aufschmelzen freigesetzt? Warum aber gibt es dann auf der Erde mehr Wasser als auf unseren Nachbarplaneten? Manche Forscher glauben ohnehin, dass die Gas- und Staubwolke zu heiß war, um bedeutende Mengen enthalten zu haben; und der Wasser sei erst nach der Entstehung der Erde durch Kometen und Asteroiden aus Eis während des >>  "Großen Bombardements" vor 4,1 - 3,8 Milliarden Jahren auf die Erde gekommen. Wahrscheinlich trugen beide Prozesse zum heutigen Wassergehalt auf der Erde bei - wie groß welcher Anteil war, ist jedoch umstritten. (Und übrigens auch, wie viel Wasser es auf der Erde gibt: Unbekannte Mengen an Wasser verbergen sich tief im Erdinneren; bei den üblichen Angaben zur >> Wassermenge wird dieses nicht betrachtet.)

Woher er auch immer stammte: Der Wasserdampf in der zweiten Uratmosphäre führte jedenfalls zu Wolkenbrüchen, die weit stärker waren als die stärksten heutigen Tropenregen - und 40.000 Jahre lang anhielten. Das Wasser verdampfte sofort wieder, als es auf die heiße Erdoberfläche fiel. Niemand weiß genau, wann die Erde soweit abgekühlt war, dass das Wasser liegenblieb und sich ein Urozean bildete, dessen Volumen vermutlich doppelt so groß war wie das des heutigen Ozeans; und da es noch keine Kontinente gab, dürfte er  große Teile der Erdoberfläche bedeckt haben. Manche Petrologen glauben, ein Urozean sei schon vor 4,4 Milliarden Jahren entstanden (wofür der Anteil am Isotop Sauerstoff-18 in dem oben erwähnten Zirkonkristallen aus den Jack Hills spricht, der auf eine niedrige Erdtemperatur hinweist). Andere glauben daran nicht, aber spätestens vor 4,2 Milliarden Jahren, darauf deuten alte Sedimente hin, dürfte es flüssiges Wasser auf der Erdoberfläche gegeben haben. Nur die höchsten Vulkane ragten aus dem Meeresspiegel heraus. Der nahe Mond führte zu kurzen Tagen und heftigen Gezeiten; und anfänglich war der Urozean - warm gehalten von einem heißen Untergrund - wohl auch noch heiß.

Die Entstehung der Kontinente

Wasser auf der Erdoberfläche drang durch Risse auch in die Basaltkruste ein, und Wasser senkt die Schmelztemperatur von Basalt. Wie oben beim Peridotit beschrieben schmilzt auch Basalt partiell, die Schmelze hat eine andere Zusammensetzung als das Ausgangsgestein. Sie war reicher an Silizium, aber auch an Natrium und Kalium. Sie war zudem leichter als Basalt und stieg daher an die Oberfläche, wo sie zu Granitgestein erstarrte. Dieses schwamm ähnlich Eisbergen auf Wasser auf dem dichteren Basalt des Erdmantels; im Laufe der Zeit entstanden so Granit-Inseln. Wie diese immer größer und schließlich zu Proto-Kontinenten, den Vorläufern der heutigen Kontinente werden konnten, konnte aber erst mit der allgemeine Akzeptanz der >> Theorie von der Plattentektonik erklärt werden: Die Basaltkruste wurde von den in der früheren heißeren Erde sehr aktiven Konvektionsströmen im Erdinneren bewegt und immer wieder eingeschmolzen; das leichtere Granit blieb aber an der Oberfläche, die Granit-Inseln lagerten sich aneinander und wurden immer größer - so entstanden Proto-Kontinente, die Vorläufer der späteren Kontinente. Diesen Prozess nennen die Petrologen Kratonisierung (nach “Kraton”, dem Fachbegriff für alte Festlandskerne in den heutigen Kontinentalplatten). Die ältesten bekannten Gesteine sind 4,28 Milliarden Jahre alt; sie stammen aus dem Kanadischen Schild, dem Kern des heutigen Nordamerika. Sehr alte Schilde finden sich auch in Westaustralien und Grönland; etwa sieben Prozent des heutigen Gesteins in den Kontinenten stammt aus dem Archaikum, der Zeit bis vor 2,5 Milliarden Jahren. Die Kratone sind der Schlüssel zum Verständnis der Erdgeschichte: spätere Veränderungen kann man oftmals räumlich und zeitlich zuordnen, und erhält so ein Bild von den Veränderungen auf der Erde im Verlauf der Erdgeschichte (mehr >> unten). Wann sich die Proto-Kontinente erstmals zu einem Kontinent zusammengelagert haben, ist unklar: Möglich ist, dass sich die Landmassen vor rund 3,1 Milliarden Jahren zu einem ersten "Superkontinent" (so wird ein Kontinent genannt, der fast alle Landmassen umfasst; wobei dieser wohl kleiner war als das heutige Australien) namens "Ur" vereint waren.

Zugleich begann die Erosion: Die aufgrund des hohen Gehalts an Kohlendioxid in der Atmosphäre sehr sauren Niederschläge zersetzten das Gestein - Feldspate verwitterten zu lehmreichen Böden - und die intensiven Gezeiten griffen die Küsten an - erste Sandstrände entstanden. Die Erosion setzte Salze und Mineralien frei, das dabei gebildete Natriumcarbonat reagiert mit Calciumchlorid zu Calciumcarbonat und Kochsalz. Das freigesetzte Salz blieb im Wasser, weshalb das Meerwasser noch heute salzig ist; das entstandene Calciumcarbonat gehört zu den ältesten Sedimenten. Der Himmel war noch nicht blau, sondern rötlich: Die Farbe einer Kohlendioxidatmosphäre. Das Auswaschen des Kohlendioxids durch die Niederschläge führte mit der Zeit zu einer Abkühlung der Erde, da es die Konzentration dieses >> Treibhausgases in der Atmosphäre verringerte.

Vor 3,5 Milliarden Jahren, so zeigen Gesteine, war zudem das Erdmagnetfeld ausgebildet - der Erdkern bildete spätestens zu dieser einen festen inneren und flüssigen äußeren Bereich, der wie ein Geodynamo wirkt. Mehr dazu im folgenden Abschnitt.

Der Aufbau der Erde

Das Innere der Erde ist schwerer zugänglich als der Mond: Niemand ist je im Erdinneren gewesen. Selbst die tiefste Bohrung erreichte keine 13 Kilometer Tiefe; dort wird es so heiß und der Druck so hoch, dass das Bohrgerät weich wird. Aber schon aus dem Gewicht der Erde (siehe >> oben) und der sich daraus ergebenden Dichte von 5,5 g/cm³ (Granit hat nur eine Dichte von 2,7 g/cm³, eisenreiches Vulkangestein von bis zu 3,5 g/cm³) schloss 1896 der deutsche Physiker Emil Wiechert, dass die Erde einen Kern aus Eisen und Nickel haben müssen - schließlich bestehen manche Meteoriten aus Eisen und Nickel; und diese deutete er als Planetenbruchstücke.

Wiechert ist auch der Begründer der Seismologie: Sie untersucht von Erdbeben ausgelöste Schockwellen (sogenannte seismische Wellen), die von verschiedenen Schichten im Erdinneren gebrochen werden und sich in heißem Gestein langsamer als in kälterem Gestein fortbewegen. Mit entsprechenden Sensoren und Computern zur Auswertung können die Seismologen so ein dreidimensionales Bild des Erdinneren erzeugen (ähnlich wie es die Computertomographie mittels Röntgenstrahlung vom Körperinneren macht). Wiecherts Schüler Beno Gutenberg zeigt 1914, dass mit dieser Methode, dass die Grenze zwischen Erdmantel und Erdkern in 2.900 Kilometern Tiefe liegt. Bereits 1910 hatte der kroatische Seismologe Andrija Mohorovicic die Grenze zwischen Erdkruste und Erdmantel entdeckt. Das heute aktuelle Bild zeigt eine Erde, die wie eine Zwiebel aus verschiedenen Schalen besteht:

Der Aufbau des Erdinneren. Eigene Abbildung.

Ganz außen liegt die Erdkruste aus leichtem Gestein (Dichte 2,7 – 3 g/cm³), deren Dicke von fünf bis 80 Kilometer schwankt: Sie ist also wirklich nur die Haut der Zwiebel; eine Haut allerdings, auf der alle Kontinente, Inseln und Ozeane (und auch alle Lagerstätten für Kohle und Öl) liegen. Sie ist der kühlste Teil der Erde und darum spröde, und schwimmt auf dem dichteren, unter ihr liegendem Erdmantel. Dieser ist etwa 2.900 Kilometer dick und besteht aus schwerem Gestein (Dichte 4,5 g/m³). Sein Hauptbestandteil sind Olivine, Eisen- Magnesium-Silikate, die mit anderen Mineralen das Mantelgestein Peridotit bilden. Der Erdmantel wird in drei Bereiche unterteilt: Der obere Bereich ist etwa 400 km dick, dann folgen ein etwa 250 km dicker Übergangsbereich und ein innerer Bereich. Diese Einteilung spiegelt die Umwandlung der Olivine zum Erdmittelpunkt wider – ihre chemische Zusammensetzung bleibt gleich, aber ihre Struktur ändert sich durch den zunehmenden Druck im Erdinneren: Bei einem Druck von 140.000 Kilogramm pro Quadratzentimeter (oder 14 Gigapascal, wie es in SI-Einheiten heißen muss), wie er in 410 Kilometer Tiefe herrscht, der Grenze zum Übergangsbereich, werden sie zu Wadsleyit; bei 18 Gigapascal zu Ringwoodit (dieser Druck herrscht in 520 Kilometer Tiefe; auch hier ist bei der Auswertung seismologischer Wellen eine Schicht zu erkennen, die im Vergleich aber weniger markant ist). Bei 23 Gigapascal (entspricht einer Tiefe von 660 Kilometern, der Grenze zum inneren Bereich) zerfällt Ringwoodit in zwei andere Minerale (Perovskit und Magnesiowüstit). Das Gestein im Erdmantel ist nicht fest, sondern sehr zähflüssig (>> mehr). Am unteren Rand des Erdmantels gibt es eine weitere, D’’ genannte Schicht, die aber nicht überall vorhanden ist. Sie scheint - ähnlich wie die Lithosphäre - aus einer Reihe von Platten zu bestehen.

Ganz innen folgt schließlich der Erdkern aus Eisen und Nickel; er hat einen Durchmesser von rund 6.800 Kilometern und eine Dichte von 10 – 12 g/cm³. Dass der Kern aus Eisen und Nickel besteht, wird aus seiner Dichte (nur Eisen ist schwer genug und im Universum in ausreichender Menge vorhanden, um so einen Kern zu bilden) und aus der Untersuchung von Eisenmeteoriten geschlossen, die zwischen sieben und 15 Prozent Nickel enthalten. Diese Eisenmeteoriten, so vermutet man, sind die Reste von Eisenkernen aus Himmelskörpern, die in der Frühzeit unseres Sonnensystems zertrümmert wurden (>> Hintergrundinformation: Die Entstehung des Sonnensystems). Auch die Temperatur des Erdkerns muss man indirekt erschließen: Sie muss an der Grenze zwischen innerem und äußerem Kern der Schmelztemperatur des Eisens bei dem gegebenen Druck von 3,5 Millionen Kilogramm pro Quadratzentimeter - also 3,5 Millionen Mal so hoch wie an der Erdoberfläche - entsprechen; diese hängt aber von den Annahmen über die im Kern enthaltenen Verunreinigungen ab. Daher schwanken die Vermutungen über die Temperatur von 5.000 bis 6.500 Grad Celsius - im Inneren der Erde ist es in jedem Fall mindestens so heiß wie die Oberfläche der Sonne. Der innere Kern ist durch den enormen Druck trotzt der hohen Temperatur fest; der äußere Erdkern jedoch flüssig. Durch die Hitze und die Erddrehung wird das flüssige Eisen im äußeren Kern in Bewegung versetzt und gleitet um das feste Eisen des inneren Kern; und dadurch wirkt das elektrisch leitfähige Eisen wie ein Geodynamo: Die Bewegungen erzeugen ein Magnetfeld. Der Erdkern bildete spätestens vor 3,5 Milliarden Jahren einen festen inneren und flüssigen äußeren Bereich aus; seither schützt dieses Erdmagnetfeld die Erde vor den Sonnenwinden, die von diesem zum größten Teil um die Erde herumgelenkt werden (>> mehr). Dieser Dynamo scheint zu schwanken, so dass das Magnetfeld gelegentlich seine Ausrichtung ändert.

Das Magnetfeld der Erde. Abbildung nach einer Abbildung
der Universität Bremen, >> wikipedia, gemeinfrei.

Die Plattentektonik

Eine dynamische Erde - die Erklärung der Plattentektonik

Die heute anerkannten tektonischen Haupt- und einige der kleineren Platten. Die Pfeile geben die Bewegungsrichtung an; mit dicken roten Punkten sind Subduktionszonen dargestellt (siehe unten im Text). Die beiden dünn gepunkteten Linien zeigen unsichere Verläufe an. Eigene Grafik nach verschiedenen Quellen.

Die wichtigsten Lithosphärenplatten, aus denen die Erdkruste heute besteht, sind oben abgebildet. Die Plattengrenzen werden von den mittelozeanischen Rücken markiert; sie liegen versteckt unter dem Ozean und sind mit 65.000 Kilometern Länge das größte Gebirgssystem der Welt. An diesen Rücken tritt heißes, aufgeschmolzenes Gestein aus dem Erdmantel aus und bildet neue ozeanische Kruste. Das Gestein stammt aus dem oberen Bereich des Mantels; aber die Energie zum Schmelzen kommt tief aus dem Erdinneren, aus dem Grenzbereich zwischen Erdkern und Mantel - dort wird wie zu Entstehungszeit der Erde durch den Zerfall radioaktiver Elemente immer noch Wärme nachgeliefert. In den letzten 4 Milliarden Jahren ist der Erdkern nur um 150 Grad abgekühlt. Die im Inneren heiße Erde strahlt nach dem Zweiten Hauptsatz der Thermodynamik Wärme ins kalte All ab; dazu müssen die Wärmeströme aber durch Tausende Kilometer Metall und Gestein aus dem Inneren an die Oberfläche gelangen. Den größten Anteil daran hat die Konvektion.

Da die Muster, die entstehen, wenn aus der Tiefe Wärme sprudelt, immer die gleichen sind, kennen wir den Vorgang von einem Topf heißer Suppe auf dem Herd: Heiße Flüssigkeit steigt auf, wird von nachdrängender Flüssigkeit zur Seite geschoben, kühlt an der Oberfläche ab und sinkt wieder nach unten - so entstehen “Konvektionszellen”. Aber nur das Prinzip ist vergleichbar; im Erdmantel geht es ja um Gestein: Gesteine scheinen fest, sind in Wirklichkeit aber zähflüssig – sehr zähflüssig, so wie auch Glas zähflüssig ist; Fenster werden im Laufe der Zeit unten messbar dicker, und an mittelalterlichen Kirchenfenstern kann man dieses manchmal sogar sehen - die Schlieren sind nichts anderes als Spuren des Glasflusses. Die Konvektionszellen im Erdmantel bewegen sich daher nur mit wenigen Zentimetern im Jahr - ein Umlauf dauert 100.000 Jahre.

Unterhalb der mittelozeanischen Rücken fließt das aufgestiegene Gestein zu den Seiten (siehe die Abbildung unten) und zieht dabei die auf ihm liegenden Platten mit sich. Ein Teil des heißen, aufgeschmolzenen Gesteins aus dem Erdinneren füllt die Lücke zwischen den Platten – dies ist der Mechanismus der Neubildung von ozeanischer Kruste. Daher ist diese an den mittelozeanischen Rücken am jüngsten und wird mit zunehmender Entfernung immer älter. Und weil die Erde nicht größer wird, muss die Kruste anderswo abgebaut werden: Dies geschieht, wo die ozeanische Platte an einer benachbarten Platte auf den Rand eines stabilen Kontinents trifft. Hier taucht die schwerere ozeanische Kruste unter die leichtere kontinentale Kruste und geht wieder in den Erdmantel ein; dieser Vorgang wird als Unterschiebung oder „Subduktion“ bezeichnet, diese Bereiche heißen daher Subduktionszonen.

Die Ausdehnung des Meeresbodens: Durch Konvektionszellen werden die
Platten auseinander gezogen; heißes Magma tritt in mittelozeanischen
Rücken aus und lagert sich an die Platten an: neue Erdkruste entsteht.
In Subduktionszonen wird die ozeanische Kruste wieder in den Erdmantel
zurückgeführt. Eigene Abbildung nach Fortey, Der bewegte Planet.

In den Subduktionszonen endet nicht alles Material im Erdmantel; ein Teil wird an die Kontinentalplatten angelagert – diese wachsen. So entstanden im Laufe der Zeit aus den ursprünglichen Mikrokontinenten die heutigen Kontinente. Das eintauchende Material wird wieder erhitzt; ein Teil lagert sich als Magma an die Kontinentalplatte an und bildet dort große Granitkörper. Manchmal tritt es aber auch aus: Subduktionszonen sind daher immer Bereiche mit vielen Vulkanen; der pazifische Feuergürtel gibt dieser Tatsache einen drastischen Namen. Sie sind auch Zonen häufiger Erdbeben; diese entstehen, wenn sich Spannungen zwischen den kollidierenden Platten lösen.

Ozeanische und kontinentale Erdkruste unterscheiden sich vor allem durch das Material: Ozeanische Kruste entsteht an mittelozeanischen Rücken aus Magma und besteht daher ausschließlich aus Basaltgestein. Sie ist zwischen fünf und zehn Kilometer dick und da sie immer wieder ins Erdinnere zurückgeführt wird, ist sie vergleichsweise jung – sie ist nirgendwo älter als 200 Millionen Jahre. (Das heißt auch, dass zwei Drittel der Erdoberfläche zur einen Zeitraum von rund vier Prozent der Erdgeschichte umfassen - ein Glück für die Geologen, denn alle alten Gesteine finden sich auf den Kontinenten.) Basalt mit seiner Basis aus Eisen- und Magnesiumsilikaten führt dazu, dass ozeanische Kruste dichter ist als kontinentale Kruste, die mehr leichtere Elemente wie Aluminium enthält. Daher taucht - wie oben dargestellt - ozeanische Kruste in den Subduktionszonen unter die Kontinente. Deren Kruste besteht aus vielen verschiedenen Gesteinen, je nach ihrer Entstehung kann man magmatische Gesteine, Sedimentgestein und metamorphe Gesteine unterscheiden. Kontinentale Kruste ist im Mittel 30 bis 40 Kilometer dick, manchmal auch bis 80 Kilometer: Wenn bei der Bewegung der Platten zwei Kontinentalplatten aufeinander treffen, taucht keine unter, sondern die Platten kollidieren.

Dabei werden in der Art einer „Knautschzone“ Gebirge aufgefaltet – vereinfacht gesagt; die Gebirgsbildung ist tatsächlich ein viel komplexerer Vorgang. Er zieht sich über Jahrmillionen hin, durch Druck und Temperatur entstehen ganz neue (metamorphe) Gesteine; statt Knautschzone sprechen Geologen daher lieber von Krustenverkürzung. An den Orten dieser Verkürzung wird die leichte Kontinentalkruste dicker, und dadurch gewinnt sie Auftrieb: Neben der Auffaltung ist das Heben der leichten Kontinentalkruste durch das Material im Erdmantel verantwortlich für die Höhe von Gebirgen. Gebirgsbildung ist immer mit plattentektonischen Vorgängen verbunden: Vor 70 Millionen Jahren begann die Entstehung der Anden und die Kaskadenkette durch die Subduktion von ozeanischer unter die kontinentale Kruste am Westrand Amerikas; aus der Kollision von zwei Kontinentalplatten enstanden der Himalaya (seit vor 45 Millionen Jahren die Indische Platte mit Asien kollidierte) und die Alpen (als vor 30 Millionen Jahren die Afrikanische Platte mit Europa zusammenstieß) – und immer noch werden diese Gebirge weiter in die Höhe gehoben.

Gebremst wird ihr Wachstum nur von der Erosion - dem Abtrag von Gestein durch Wind, Regen, Eis und Schnee. Wenn die Auffaltung aufhört, wirkt nur noch die Erosion; daher sind alte Gebirge wie der Ural abgerundet und niedriger. Allerdings sind sie nicht so niedrig, wie sie es aufgrund der Erosion alleine wären: da die Erosion einen Massenverlust bedeutet, werden die Gebirge leichter, und die entlastete Erdkruste hebt sich - diesen Vorgang nennen Geologen Isostasie. Wenn 30 Zentimeter Gestein abgetragen werden, hebt sich die Erdkruste um 25 Zentimeter, der Höhenverlust beträgt also nur fünf Zentimeter.

Die Entwicklung der Kontinente

Wenn die Lithosphärenplatten sich bewegen und die Kontinente sich verändern, kann die >> heutige Verteilung der Landmassen nur eine Momentaufnahme sein. Wir hatten oben bereits gesehen, dass die Kerne der Kontinente von alten Gesteinen ("Kratonen") aus dem Archaikum gebildet werden. Die Konvektionsbewegungen im Erdmantel waren damals vermutlich viel stärker als heute; und ob die Bewegung an der Oberfläche der heutigen Plattentektonik entsprach, weiß niemand. Am Anfang waren die Platten wohl kleiner und bewegten sich schnell. Wie die alten Kerne die mehrere Milliarden Jahre lange Erdgeschichte unbeschadet überstanden haben, ist noch umstritten, ebenso wie die Rolle der "Kiele", einer Schicht aus Mantelmaterial, die sich unter ihnen befindet und tief in die Astenosphäre reicht.

Die ältesten Kratone sind der Schlüssel zum Verständnis der Bewegung der Kontinente im Laufe der Erdgeschichte. Sie wurden nämlich im Laufe der Erdgeschichte immer wieder verändert - durch das Zusammentreffen und Auseinanderbrechen von Kontinenten; oder durch das Eindringen jungen magmatischen Gesteins. Bei diesem kann man Alter und Ort bestimmen - zum Alter siehe >> hier; den Ort kann anhand magnetischer Minerale herausfinden, die sich am Erdmagnetfeld ausrichten: dieses ist nämlich je nach geografischer Breite unterschiedlich stark zur Horizontalen geneigt (parallel am Äquator, senkrecht an den Polen, siehe >> Abb.). So können die Paläogeographen auf die Position der Kratone im Laufe der Erdgeschichte rückschließen. Wenn Kratone kollidierten, entstanden dort typische Spuren wie die „Grünsteingürtel“, Bereiche mit grün gefärbtem, metamorphem Gestein am Rande der alten Kontinentalschilde; auseinanderbrechende Kontinente sind an Sandsteinen an den Rändern (entstanden aus Sedimenten an den Kontinentalrändern) zu erkennen. Zusammen ergibt sich eine Bild vom Gesicht der Erde im Laufe der Zeit - ein Bild, dass noch viel genauer wird, seit im >> Kambrium die Häufigkeit und Zahl von Fossilien stark zunahmen.

Der erste Urkontinent >> Ur ist noch rein hypothetisch. Deutlicher sind die Hinweise auf einen Superkontinent namens Kenorland, der vor 2,7 bis 2,5 Milliarden Jahren entstanden sein könnte. Vor 2,4 Milliarden Jahren wäre dieser wieder zerbrochen; und vor 1,9 bis 1,5 Milliarden Jahren wäre der nächste Superkontinent entstanden (über dessen Namen noch keine Einigkeit besteht, Columbia - nach einem Fundort am Columbia-River - ist der am häufigsten verwendete). Dieser Kontinent hat wohl am Äquator gelegen und war heiß und trocken. Vor 1,6 Milliarden Jahren brach dieser Superkontinent wieder auseinander; dabei wurde auch der Vorläufer des heutigen Nordamerika, der Kontinent Laurentia, zusammengefügt (hierüber gibt es einen Aufsatz des Geologen Paul Hoffmann mit dem schönen Titel „The United Plates of America“ – Die Vereinigten Platten von Amerika). Die Bruchstücke entfernten sich 200 Millionen Jahre lang voneinander, um sich dann wieder anzunähern: Vor 1,2 bis 1 Milliarde Jahren entstand mit Rodinia der nächste Superkontinent. Die Existenz von Rodinia wird heute von den meisten Geologen anerkannt;  bei der Kollision der Vorläuferkontinente entstand die Grenville-Gebirgskette; sie durchzieht des Osten des heutigen Nordamerikas und liegt heute im östlichen Kanada und in den Adirondacks im US-Bundesstaat New York an der Oberfläche. Die Position und die Lage der einzelnen Schilde sind aber durchaus umstritten; in den meisten Modellen lag Rodinia am Äquator, das Landesinnere war heiß und trocken wie das heutige Australien. Rodinia muss von einem weltumspannenden Ozean, genannt Mirovia, umgeben gewesen sein.

Vor rund 850 Millionen Jahren begann der Superkontinent Rodinia zu zerbrechen. Zuerst trennten sich der Kongo- und der Kalahari-Kraton vorn der Landmasse, vor 800 Millionen Jahren der Westafrikanische Kraton. Vor 750 Millionen Jahren teilte sich der verbleibende Rest des Kontinents; die entstehenden Platten wurden vom Südpol zum Äquator bewegt und spalteten kleine Splitter ab; warme und flache Meeresgebiete bildeten sich. Diese Veränderungen der Lage der Kontinente führte zu einer Serie gewaltigen Eiszeiten, die als >> Schneeball Erde bekannt wurden - und ein Beispiel für das komplexe Zusammenwirken geologischer Zyklen, des Lebens und anderer Erdsysteme ist.

Zu Beginn des Kambriums vor 541 Millionen Jahren war Rodinia in einen großen südlichen Kontinent namens Gondwana, der die heutigen (Teil-) Kontinente Südamerika, Afrika, Antarktis, Australien, Madagaskar und Indien vereinigte, und weitere kleinere Kontinente, die heute die Kerne Nordamerikas und Europas bilden, zerfallen (>> hier). Diese wanderten nach Norden, das spätere Nordamerika und Europa vereinigten sich (>> hier), später kam das heutige Sibirien hinzu. Vor ungefähr 300 Millionen Jahren vereinigte sich das nach Norden getriebene Gondwana mit diesem Kontinent und bildete einen neuen Superkontinent, Pangäa genannt (>> hier). Dabei wurde ein Meer zwischen dem heutigen Afrika und Amerika geschlossen; bei dem Zusammenstoß falteten sich die Appalachen auf. Vor 175 Millionen Jahren begann der Zerfall dieses Superkontinents (>> hier): zuerst spaltete sich Laurentia wieder von Gondwana ab, wobei der Atlantik entstand. Die Antarktis und Australien spalteten sich als nächstes ab, dann Indien, dass sich nach Norden bewegte und schließlich gegen Asien prallte, wobei sich der Himalaya auffaltete. Letztendlich führte der Zerfall von Pangäa zur heutigen Verteilung der Landmassen auf der Erde.

Neben solchen langsamen Vorgängen, die nur in geologischen Zeiträumen wirksam wurden, gab es aber auch plötzliche Ereignisse wie Vulkanausbrüche, die das Klima auf der Erde auf einen Schlag verändern konnten. Das Zusammenwirken der Bestandteile des Ökosystems Erde sollte die Entwicklung des Lebens und die Geschichte des Menschen prägen. Schon vor mindestens 3,5 Milliarden Jahren geschah nämlich etwas, was fortan untrennbar mit der Entwicklung der Erde verbunden war: Es gab >> Leben auf der Erde.

Das globale Ökosystem - weiter mit:
>> Die Voraussetzungen für Leben auf der Erde

© Jürgen Paeger 2006 – 2020