Überblick
Die Erdkruste setzt sich aus kontinentaler und ozeanischer Kruste zusammen. Die Dichte der kontinentalen Kruste ist geringer als die der ozeanischen Kruste, beide befinden sich in einem hydrostatischen Gleichgewicht. Gemäß dem Isostasieprinzip überragen die Kontinente das ozeanische Krustenniveau nur so weit, wie es ihrer geringeren Gesteinsdichte entspricht.
Gliederung und Merkmale der Kontinente
Die Kontinente mit dem dazugehörenden Schelfbereich, der 0 bis 200 Meter unter den Meeresspiegel reicht, bilden die oberen Teile der festen Lithosphäre. Sie haben Kerne aus metamorphen und plutonischen Gesteinen, die Schilder, Tafeln oder auch „Urkontinente“ genannt werden. Sie entstammen meist der Erdfrühzeit, dem Präkambrium. In der Karte sind die dabei entstandenen Falten- und Deckengebirgszüge als Streifen in Brauntönen dargestellt. Die inzwischen weitgehend abgetragenen und eingeebneten Urkontinente wurden seit dem Kambrium lediglich von flachen Schelfmeeren überflutet und werden daher gebietsweise von ungestörten Sedimentserien überlagert.
Die Areale der späteren Orogene, der Falten- oder Deckengebirge, stammen teils aus dem Paläozoikum, teils auch aus dem Mesozoikum und Känozoikum. Sie durchliefen nach einem Stadium der Absenkung über kontinentalem Untergrund oder in einer Randlage zwischen Kontinent und Ozean das eigentliche Stadium der Gebirgsbildung mit Metamorphose, Plutonismus und Faltung bzw. Deckenbau. Aufgrund isostatischer Heraushebung schloss sich daran die Aufwölbung an. Junge Senkungszonen begleiteten die Außenränder der so entstandenen Gebirge und nahmen deren Abtragungsschutt auf.
Ein weiteres Merkmal der Kontinente sind die seit dem Tertiär einsinkenden Grabenzonen, die häufig mit den Zentralgräben der ozeanischen Rücken in Verbindung stehen. An diesen Nahtzonen weichen kontinentale Krustenteile aktiv auseinander. Dieser Prozess ist meist mit einem Aufstieg gewaltiger Lavamengen verbunden, aus denen Plateaubasalte entstehen.
Gliederung und Merkmale der ozeanischen Kruste
Der Übergang von der spezifisch leichteren kontinentalen Kruste zur schwereren ozeanischen Kruste erfolgt unterhalb der Kontinentalhänge. Die ozeanische Kruste umfasst flach geneigte Tiefseebecken, ozeanische Rücken und Tiefseegräben. Die sich über mehr als 70 000 Kilometer erstreckenden ozeanischen Rücken verlaufen mit einer Höhe von bis zu 3 500 Metern über dem umgebenden Meeresboden als nahezu geschlossene Kette über die Tiefseebecken. Ihre schmale Kammregion wird durch einen Zentralgraben markiert, der beispielsweise auch das zum mittelatlantischen Rücken gehörende Island durchquert (s. 112.1). Rezente Spaltenbildung, verknüpft mit intensiver Vulkantätigkeit, ist das charakteristische Merkmal einer fortdauernden Krustendehnung. Die ozeanischen Rücken werden von Querstörungen zerschnitten, an denen sie seitlich versetzt sind. Der Beweis für die Spreizung der Ozeankrusten entlang den ozeanischen Rücken wurde durch die Entdeckung der paläomagnetischen Streifenmuster erbracht.
Die Ausdehnungsgeschwindigkeit ozeanischer Kruste schwankt zwischen zwei bis drei Zentimetern pro Jahr im Nordatlantik und 15 Zentimetern pro Jahr im Südpazifik. Das Modell des sich spreizenden Meeresbodens (Seafloor Spreading) erklärt sowohl das junge Alter der Vulkane in der Längserstreckung der ozeanischen Rücken als auch die kontinuierliche Alterszunahme des ozeanischen Meeresbodens in Richtung der Kontinentalränder.
Wenn in der Kammregion der ozeanischen Rücken ständig ozeanische Kruste neu gebildet wird und sich seitlich ausbreitet, so müsste sich entweder die Erde ausdehnen oder die neu entstandenen Krustenanteile müssen durch Abtauchen ozeanischer Kruste an anderer Stelle ausgeglichen werden. Dieses Abtauchen, die sogenannte Subduktion, ereignet sich in Tiefseegräben, die den Kontinenten unmittelbar vorgelagert sind oder auf der Ozeanseite konvex gekrümmter Inselbögen liegen. Aufgrund seismologischer und vulkanologischer Daten ist anzunehmen, dass sich die dichtere und damit schwerere ozeanische Kruste in den Tiefseegräben unter die leichtere Kruste eines Kontinents schiebt bzw. an einer kontinentwärts geneigten Grenzfläche unter einem Inselbogen versinkt. Als Antriebskraft dieser Bewegungsvorgänge wirkt konvektive Wärmeabgabe aus dem Erdinneren. Aufgrund der aus der Asthenosphäre aufsteigenden heißen Mantelmaterie dehnt sich die Kruste im Verlauf der ozeanischen Rücken (s. 254.3).
Bewegungen der Platten
Schon seit dem Erdmittelalter begleiten Vulkanismus und Grabenbildung das Zerbrechen der Kontinente entlang tief reichender Störungen. Paläomagnetische Messungen, paläontologische Befunde und Spuren der permokarbonischen Vereisung belegen, dass sich die heutige Lagekonstellation der Kontinente deutlich von früher unterscheidet. Der deutsche Geophysiker und Meteorologe Alfred Wegener hat aufgrund der Analogie des Küstenverlaufs in der Umrahmung des Atlantiks schon zu Beginn des 20. Jahrhunderts die Hypothese der Kontinentalverschiebung aufgestellt.
In der modernen Interpretation sind die Kontinente Teilstücke größerer lithosphärischer Platten, die passiv über der Asthenosphäre bewegt werden. Gegenüber der Wegener’schen Hypothese hat der heutige Erklärungsansatz den Vorzug, die großen Reibungskräfte an der Basis driftender Kontinentschollen durch die Annahme von konvektiven Fließvorgängen in größeren Tiefen von 60 bis 150 Kilometern besser erklären zu können (s. 254.3). Das Zerbrechen und die Drift der Kontinente sind danach das Ergebnis einer vom oberen Erdmantel ausgehenden Dynamik.
