Der Aufbau unseres Planeten und die Prozesse in Mantel und Kruste

Der Begriff Geologie ( Geognosie ) wurde erst in der zweiten Hälfte des 18. Jahrhunderts eingeführt. Geologie ist also, als solche, eine junge Wissenschaft, da wichtige Beobachtungen seit der Antike unbeachtet blieben.

Schon Strabo( 63v. Chr.-23n. Chr.), ein griechischer Geograph, erklärte marine Fossilien in Gebirgen durch Hebungen und Senkungen der Länder.

Avicenna(980-1037), ein arabischer Philosoph, beschrieb Abtragung und Sedimentation durch Wasser und schrieb die Gebirgsbildung erdinneren Kräften zu.

Hier hingegen glaubte man in früheren Zeiten, die Fossilien als Hinterlassenschaften von Wesen der Unterwelt erklären zu können. Diese sollten vor langer Zeit die Abdrücke verursacht haben, die durch Abkühlung verfestigt und durch Abtragung des darüber liegenden Gesteins freigelegt wurden. Die Schlussfolgerung war, dass man nicht allzu tief graben durfte, wollte man nicht in die Feuer der Hölle stürzen.

Heute weiß man, dass im Inneren der Erde wirklich hohe Temperaturen herrschen, die ein direktes Vordringen, zusammen mit der zunehmenden Plastizität der Gesteine, über ca. 12 km, bis jetzt verhindert haben.

Der innere Kern unseres Planeten besitzt wahrscheinlich eine Temperatur von etwa 5000°C bei einer Dichte von etwa 12g cm³ und ist fest; er besteht aus Eisen und Nickel mit Beimischungen geringer Mengen schwererer Elemente. Er reicht vom Erdmittelpunkt bis in 5100 km. Um diesen Kern liegen konzentrisch weitere Schichten.

So umschließt den inneren Kern der äußere Kern mit einer Dicke von 2200 km. Dieser soll aus einer Eisen- Nickel- Schmelze mit Beimengungen von O, Si, S, K und anderer Elementen mit 4000°C und einer Dichte von ~ 10g cm³ bestehen. Die hohen Temperaturen im Kern und damit die Plastizität werden unter anderem durch radioaktiven Zerfall erhalten.

Der äußere Kern soll auch den Dynamo des Erdmagnetfeldes darstellen, das sich im Mittel alle 250 000 Jahre umpolt. Man vermutet in seinen oberen Bereichen Konvektionsströmungen, die durch Corioliskräfte an die Rotationsachse gebunden sind. Diese Strömungen werden, durch unterschiedliche Rotationsgeschwindigkeiten, da die Erdoberfläche sich etwas schneller als der äußere Erdkern drehen soll, begründet.

Der äußere Kern wird nach außen in einer Tiefe von 2900 km durch eine Diskontinuität, (D“- layer) die eigentlich Wiechert-Gutenberg-Diskontinuität genannt wird, vom unterem Mantel abgegrenzt, der nur noch ~ 5,5g cm³ Dichte aufweist und 3500°C warm sein soll.

Der untere Mantel besteht, so nimmt man an, aus viskosem - plastischem Mg, Fe, und Silikaten (und vielleicht deren Oxiden und Sulfaten).

Der obere Mantel, der bis zur Gutenberg-Zone unter die Lithosphäre reicht, wird durch eine Übergangszone in 400 – 600 km Tiefe vom unteren Mantel unscharf abgrenzt. In dieser liegen die tiefsten Erdbebenherde mit 700 km Tiefe und dort wird auch die eintauchende Lithosphäre durch thermische Vorgänge assimiliert.

Die Temperatur beträgt unter der Lithosphäre nur noch 1500°C und die Dichte liegt bei ~ 3,5g cm³. Der hier befindliche Bereich, in 80 –250 km Tiefe, der somit Bereiche des oberen Mantels umfaßt, wird Asthenosphäre genannt. Die Asthenosphäre ist die bedeutendste Region der Schmelzentstehung deren Material aus Mg, Fe, mit Al, Ca und Silikaten besteht.

Die Kruste selbst besitzt, als ozeanische- wegen der basaltischen Zusammensetzung als Sima (Silicium ,Magnesium ) bezeichnet, eine sehr geringe Dicke von nur 8-10 km, auf der noch bis zu einem Kilometer mächtige Sedimentschichten aufliegen können, während die Dichte mit ~3,3 g cm³ größer ist als die der kontinentalen Kruste. Diese wird, wegen der vorwiegenden granitischen - Silicium, Aluminium Zusammensetzung -Sial genannt und wiegt nur durchschnittlich 2,8 g cm³, bei einer Dicke von 10-30 km die unter jungen Gebirgen bis auf ca. 60 km anwachsen kann.

Die Kruste bildet mit Teilen des oberen Mantels zusammen die Lithosphärenplatten die Driftbewegungen vollführen. Die Lithosphäre reicht von der Oberfläche unterschiedlich tief, (von 25 – 180 km ) und liegt auf der Gutenberg-Zone auf, die, wegen der Verlangsamung der Erdbebenwellen, auch ,,Low velocity zone“ genannt wird. Hier treten Gesteinsschmelzen auf da die Temperaturen und Druckbedingungen nahe am Schmelzpunkt silikatischer Mantelgesteine wie Peridotit liegen.

-Knirsch-

Nun zu den Bewegungen der Lithosphäre - die Kruste bewegt sich nicht alleine, sondern mit der darunter liegenden Masse die sich zusammen über die Asthenosphäre verschieben. Die Bewegungen der Lithosphärenplatten werden durch Strömungen im oberen Mantel, der sie mit sich trägt, verursacht. Nach einem anderen Modell ist ein ,,ridge push“ und ,,slab pull“ Effekt für die Bewegungen verantwortlich. Ersteres meint den Druck der ,,abrutschenden“ Platten am MOR, und letzteres den Zug an den Platten durch Subduktionszonen, beides gravitativ bedingt. Wenn an die Oberfläche aufsteigende Magmen die Kruste durchbrechen, wird sie nur gering angehoben, da diese seitwärts ausweicht. Geschieht dies, wie in den allermeisten Fällen, einem Ozeanboden, wird es sea floor spreading genannt. Dies führt dazu, dass neue Kruste gebildet wird.

An den Subduktionszonen werden schwerere ozeanische Krustenteile unter leichtere kontinentale (die auch nach dem Isostasieprinzip weiter in den Mantel hinein reichen ) gefahren. Darauf befindliche Sedimente werden in der Benioffzone so kompaktiert, dass es zur Diagenese kommt, einer Vorstufe der Metamorphose, die durch Wasserauspressung, Um- u. Auskristallisation, sowie Zementation gekennzeichnet ist.

Spannungen und eventuell auftretende spontane Strukturveränderungen (Phasenübergänge) in der abtauchenden Lithosphäre können bis zu 700km tiefen Erdbeben führen, doch darunter sollte die Masse solchermaßen plastisch sein, das ruckartige Spannungsausgleiche nicht mehr vorkommen. Da fast überall die gesamte Sima subduziert wird, sind die noch an der Ober-fläche antreffbaren Flächen relativ jung, nämlich nur ca. 200 Millionen Jahre.

-Blubber-

Jene Gesteine, welche den Ozeanboden bilden und abtauchen, enthalten noch größere Mengen an Wasser. Dieses Wasser erniedrigt den Schmelzpunkt der Gesteine und fördert somit das Aufsteigen von Schmelzen. Diese bahnen sich, wegen des geringeren spezifischen Gewichtes aufgrund der durch die Reibung, der adiabatischen Erwärmung und des Zuflusses von Material aus tieferen Bereichen erhöhten Temperaturen zum Teil einen Weg durch die, über diesem Bereich liegende, Lithosphärenplatte. Dieses Aufsteigen geschieht ganz ähnlich wie der Aufstieg von Magmakammern über einem Hot Spot durch aufschmelzen von darüber liegendem Gestein (Intrusion genannt) und Wiedererstarrung (Rekristallisation) unter der Kammer. Kommt es beim Aufstieg von, vor allem wasserreicher Schmelzen, deren Wasser bei hohen Drücken und hohen Temperaturen ein aggressives Lösungsmittel ist, zu Gesteinsmobilisationen, wird dieses Anatexis genannt. Dieses kann auch bei anderen Verformungen der Kruste wie Regionalmetamorphosen (zB. Kontinent-Kontinent Kollisionen) geschehen.

[ Metamorphosen sind im allgemeinen Umwandlungen durch Veränderungen des Druckes und/ oder der Temperatur ohne Änderung des chemischen Inhalts im festen Zustand. Eine weitergehende Aufschmelzung, also bis zur Neubildung von Magma, wird auch Palingenese (griech. Pa`lin = von neuem; ge´nesis = Entstehen) genannt.]

Orthogneise (durch Gebirgsbildung verschieferte, eingedrungene saure Schmelzen), Granite, Grauwacken, Paragneise (durch Metamorphose aus Sedimentgesteinen hervorgegangen) so wie Tonsteine bzw. Phyllite (aus tonigem Edukt hervorgegangenes Metamorphit), schmelzen schon bei Temperaturen von 650-700°C, bei Anwesenheit von Wasser und unter Drücken von 5kbar. Diese Umgebung kann man normalerweise in etwa 25-30km Tiefe erwarten, doch in Orogenen-Zonen (gebirgsbildungs Zonen) kommen diese Voraussetzungen auch schon in höheren Krustenbereichen vor.

Palingene Magmen können an ihrem Entstehungsort erstarren oder durch die höhere Mobilität und der, aufgrund der Aufschmelzung, geringeren Dichte in höhere Bereiche aufsteigen und dort als Plutone erstarren oder sogar zur Oberfläche durchbrechen und Oberflächenvulkanismus hervorrufen. Während des flüssigen Zustandes sind Änderungen in der chemischen Zusammensetzung durch Assimilation und Differentation möglich, generell sind diese Schmelzen sliziumreich.

-Zisch-

An den Subduktionszonen ist oft Oberflächenvulkanismus zu beobachten, der vermutlich auch dadurch hervorgerufen wird, dass durch die abtauchende Plattenkante eine Strömung in der Asthenosphäre entsteht, die wärmeres Material aus tieferen Bereichen an die Übergangszone zwischen Sima und Sial befördert, welche ohnehin durch Deformation, Zerscherung, Faltung und Metamorphosevorgängen geschwächt ist. (Siehe Abb. III a ) Durch diese Schwächezonen kann dann Magma aufsteigen und es werden an der Oberfläche Vulkanite (Erguß-, Effusivgesteine) gebildet; Ganggesteine entstehen beim Erstarren von primären und sekundären Schmelzen in Spalten und Gängen. Durch die schon erwähnten Plutonite entstehen Tiefen - und Intrusivgesteine, die grobkörnig auskristallisieren; deren Ausprägung aber je nach Temperatur und Druck sehr verschieden ausfallen kann.

Durch einsickerndes Grundwasser, dass durch poröse Gesteinsschichten bis zu undurchlässigen und warmen Schichten gelangt, können Geysire und andere heiße Quellen wie Solfatare, die viele gelöste Mineralien transportieren und verschieden genutzt werden, entstehen.

Literatur

Bögl, Harald (1986): Geologie in Stichworten 4. Auflage, Verlag Ferdinand Hirt ,Abbildung III –S.60

Jacobshagen, Volker; Arndt, Jörg; Götze, Hans- Jürgen; Mertmann, Dorothee und Wallfass, Carin M. (2000) : Einführung in die geologischen Wissenschaften, Verlag Eugen Ulmer Stuttgart

Richter, Dieter (1992) : Allgemeine Geologie 4. Auflage, De Gruyter Lehrbuch, Abbildung II – S.273 ; IV – S.275 u. S.269

Siehl, Agemar (1996) : Umweltradioaktivität, Verlag Ernst, Abbildung I