Überblick

Im Mesozoikum bestand die Erdoberfläche aus dem Superkontinent Pangaea und dem Urpazifik. Seitdem begleiten Vulkanismus, Erdbeben und Grabenbildung das Zerbrechen der Kontinente. Diese Prozesse sind derzeit in Ostafrika zu beobachten. Paläomagnetische Messungen, paläontologische Befunde und Spuren spätpaläozoischer Vereisungen belegen, dass sich die heutige Lage der Kontinente deutlich von früheren Zeiten unterscheidet. Der deutsche Geophysiker und Meteorologe Alfred Wegener hatte bereits zu Beginn des 20. Jahrhunderts die Hypothese der Kontinentaldrift anhand der Analogie des den Atlantik umrahmenden Küstenverlaufs aufgestellt. In der modernen Interpretation bewegen sich Platten passiv über der Asthenosphäre. Nach dieser Theorie sind das Brechen und die Drift der Kontinente das Ergebnis einer Dynamik, die vom oberen Erdmantel ausgeht.

Schnitt durch die Erdkruste

Das Diagramm zeigt einen Schnitt durch die Erdkruste und den obersten Teil des Erdmantels auf der Südhalbkugel. Mithilfe der im Schnitt sichtbaren Prozesse in der Litho- und Asthenosphäre lassen sich plattentektonische Prozesse sowie Vulkanismus und Erdbeben erklären.

Entlang des Abschnitts sind sechs mittlere oder große tektonische Platten dargestellt (s. 256.3). Neue ozeanische Kruste bildet sich derzeit an drei ozeanischen Rücken – im Atlantischen, Indischen und Pazifischen Ozean. Dort drängt Magma ständig in Richtung Meeresboden und breitet sich seitlich aus. Je weiter der Meeresboden von der Kammregion des Rückens entfernt ist, desto älter ist die Kruste.

Wenn in der Kammregion der ozeanischen Rücken ständig neue ozeanische Kruste gebildet wird und sich seitlich ausbreitet, dann müsste sich entweder die Erde ausdehnen – wofür es keine Hinweise gibt – oder die neu gebildeten Krustenanteile müssten durch Subduktion ozeanischer Kruste kompensiert werden. Diese Subduktion erfolgt in Tiefseegräben, die sich direkt vor den Kontinenten (im Bild: vor Südamerika) oder auf der Ozeanseite gekrümmter Inselbögen (im Bild: vor Indonesien) befinden. Dort schiebt sich die dichtere – und damit „schwerere“ – ozeanische Kruste unter die weniger dichte – und damit „leichtere“ – kontinentale Kruste. Inselbögen sind als Plattengrenzen anzusehen, die nicht an Kontinentalrändern verlaufen, sondern im Schelfbereich „fortgeschritten“ sind. Sie führen zur Trennung von Randmeeren (z. B. Südchinesisches Meer in der Abbildung).

Ursachen und Folgen der Prozesse im Erdinneren

Die treibende Kraft der Plattenbewegungen sind aufsteigende, divergierende oder absteigende, konvergierende Konvektionsströmungen in der Asthenosphäre. Entlang der Plattenränder sind oft intensive Gebirgsbildungen, Erdbeben und Vulkanismus zu beobachten (s. 256.2). Gebirge wie die Alpen, der Himalaya, der Ural, die Appalachen oder die Anden markieren Berührungspunkte zwischen zwei Platten. Kontinentale Randgebirge an aktiven Plattenrändern weisen auf eine fortschreitende Subduktion hin (Anden), während innerkontinentale Berge auf einen Verschweißungsprozess in früheren Epochen der Erdgeschichte hindeuten (Ural). Unterseeische Rücken – wie der Walfisch-Rücken, die Guineaschwelle, die Sierra-Leone-Schwelle und die Paraschwelle im Atlantik, der Hawaiirücken und der Sala-y-Gomez-Rücken im Pazifik oder der Bengalische Rücken im Indischen Ozean (s. 254.1) – sind das Ergebnis des Hotspot-Vulkanismus.