Geschichte der Erde. Von den Anfängen des Planeten bis zur Entstehung des Lebens (Beck Wissen)

Die Frage nach der Entstehung der Erde, ihrem Aufbau und ihrer Stellung im Kosmos zählt zu den ältesten Fragestellungen überhaupt. Ihre Beantwortung hat – lange bevor die modernen Naturwissenschaften sich des Themas annahmen – nicht nur Eingang in viele Mythen und künstlerische Darstellungsformen der frühen Menschheit gefunden, sondern war stets auch ein besonders heftig und kontrovers diskutierter Gegenstand zum Beispiel zwischen Theologen, Philosophen und Astronomen. Heute wird die Diskussion um die Struktur der Erde, um ihre Anfänge und Entwicklung glücklicherweise sehr viel weniger emotional geführt, nicht zuletzt, weil die verschiedensten Wissenschaften ein sehr detailliertes und überzeugendes Bild von der Evolution des Planeten Erde anzubieten haben. Dieses Buch faßt den heutigen Erkenntnisstand über die Geschichte, den Aufbau und die weitere Entwicklung der Erde zusammen, es erläutert die Entstehung und Bewegung der Kontinente, beschreibt zentrale Arbeitsmittel der Geologie und Geophysik und geht auf die Anfänge des Lebens auf der Erde ein. Dr. Rolf Meissner ist Diplom-Meteorologe und Professor für Geophysik. Nach Gastprofessuren an den Universitäten von Mainz und Hawaii lehrte und forschte er bis zu seiner Emeritierung 1996 am Institut für Geophysik der Universität Kiel. Wissenschaftlich beschäftigt er sich hauptsächlich mit dem Aufbau und der Evolution der Erdkruste, mit der geologischen Erforschung der Planeten sowie mit der Erkundung von Bodenschätzen.

Rolf Meissner

GESCHICHTE DER ERDE Von den Anfängen des Planeten bis zur Entstehung des Lebens

Verlag C.H.Beck

Mit 52 Abbildungen und 2 Tabellen

Die Deutsche Bibliothek – CIP-Einheitsaufnahme Meissner, Rolf: Geschichte der Erde : von den Anfängen des Planeten bis zur Entstehung des Lebens / Rolf Meissner. Orig.-Ausg. – München : Beck 1999 (C. H. Beck Wissen in der Beck’schen Reihe ; 2110) ISBN 3 406 43310 3

Originalausgabe ISBN 3 406 43310 3 Umschlagentwurf von Uwe Göbel, München © C. H. Beck’sche Verlagsbuchhandlung (Oscar Beck), München 1999 Gesamtherstellung: C. H. Beck’sche Buchdruckerei, Nördlingen Gedruckt auf säurefreiem, alterungsbeständigem Papier (hergestellt aus chlorfrei gebleichtem Zellstoff) Printed in Germany

Inhalt Vorwort ..............................................................................

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1. Die Wurzeln – Eine Einleitung ....................................

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2. Die Entstehung der Erde ..............................................

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3. Erde und Mond werden geformt ..................................

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4. Der Aufbau der Erde und die Rolle der Seismologie...

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5. Bewegung und Form, Schwere und Gezeiten der Erde

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6. Das Magnetfeld der Erde .............................................

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7. Vom Atom zum Mineral – Vom Mineral zum Gestein

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8. Die frühe Entwicklungsgeschichte der Erde (Archaikum und Proterozoikum) .................................

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9. Radioaktive Altersangaben und ihre Bedeutung..........

54

10. Die Plattentektonik.......................................................

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11. Die Erdkruste ...............................................................

69

12. Die Bildung von Gebirgen und Becken .......................

80

13. Neue Erkenntnisse – Neue Begriffe.............................

88

14. Das Phanerozoikum (600 Ma bis heute) – Tektonische Ereignisse und die Rolle der Paläontologie ......

97

15. Die Entwicklung des Lebens........................................

104

16. Unsere Bodenschätze: Begrenzte Ressourcen..............

114

Weiterführende Literatur....................................................

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Glossar ...............................................................................

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Register ..............................................................................

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Vorwort Nach der griechischen Mythologie entstand die Erde, Gaia, aus dem Chaos, eine Vorstellung, die sich mit unserem modernen Weltbild gut vereinbaren läßt. Danach verdichtete sich auf einem der äußeren Arme unserer Galaxis (der Milchstraße) eine gewaltige Wolke aus rotierendem Gas und Staub und fiel zusammen, in der Mitte die große Sonne bildend und in ihrer Umgebung die viel kleineren Planeten. Der dritte Planet, von innen gezählt, ist unsere Erde. Eine glückliche Kombination von Größe und Sonnenabstand ermöglichte schon früh die Bildung flüssigen Wassers, die Grundlage allen Lebens. Ob die Erde eine Scheibe ist oder eine Kugel, ob sie das Zentrum kreisender Gestirne oder nur ein kleiner Planet im Umlauf um die Sonne ist, hat die Menschen vieler Kulturkreise seit einigen tausend Jahren beschäftigt. Gestalt und Größe der Erde, ihre Stellung im Sonnensystem und ihre innere Struktur wurden in den letzten Jahrhunderten enträtselt. Über ihre Entwicklung und ihre Dynamik hat erst das jetzige Jahrhundert näheren Aufschluß gegeben. Der alte Ausspruch von Heraklit (um 500 v. Chr.) „Πάντα ρ‛ εĩ“ (Panta rhei) = „Alles fließt, alles ist in Fluß“ gilt auch für unsere Erde. Damit findet ein jahrhundertealter Streit zwischen den „Fixisten“ und den „Mobilisten“ unter den Geowissenschaftlern ein Ende. Denn Oberfläche und innere Schichten der Erde sind ständig in Bewegung, langsam zwar mit Geschwindigkeiten von Millimetern oder Zentimetern pro Jahr; aber pro Hunderten oder Tausenden von Millionen Jahren kommen gewaltige Entfernungen zusammen. Der berühmteste Mobilist zu Anfang dieses Jahrhunderts war Alfred Wegener. Er führte sehr viele Beobachtungen aus den Geo- und den Biowissenschaften zusammen und zeigte, wie sich unsere Kontinente in den letzten 200 Millionen Jahren bewegt hatten. Er war der große Generalist und Vorläufer für das sich später formende Konzept der „Plattentektonik“ oder „Globalen Tektonik“. Diese entwickelte sich wirklich zu 7

einem – und vielleicht dem einzigen – Paradigma der Geowissenschaften in diesem Jahrhundert. Es strahlte weit in die Nachbarfächer aus und drang in seiner Bedeutung tief in das Bewußtsein der Menschen ein. Es vereinigt eine große Zahl von Beobachtungen aus allen Teilen der Welt, und es erklärt so unterschiedliche Phänomene wie die Großtektonik, die Bewegung kontinentaler und ozeanischer Platten, die Bildung von Faltengebirgen und Sedimentbecken, die Verteilung von Erdbeben und Vulkanen und die Bildung von Lagerstätten, die ja für unsere Energieversorgung und für einen behutsamen Umgang mit unseren Ressourcen eine zunehmende Rolle spielen. Um alle diese Prozesse zu verstehen, benötigen wir einige Kenntnisse über die Struktur der Erde und über ihre Eigenschaften. Selbst die Entstehung und Entwicklung des Lebens ist mit der Formung und dem Werdegang der Erde auf vielfältige Weise verknüpft. So soll dieses Buch die Evolution und den Aufbau unserer Erde verdeutlichen und die Entwicklung unserer Ideen und Erkenntnisse schildern.

1. Die Wurzeln – Eine Einleitung Einleitend erscheint ein kleiner geschichtlicher Rückblick interessant. Daß die Erde rund sei und keine Scheibe, wie es alte Philosophien und frühe Religionen glauben machten, wurde schon von Thaies von Milet um 600 v. Chr. behauptet. Pythagoras schrieb 50 Jahre später, daß auch Mond und Sonne rund seien und sich Merkur und Venus um die Sonne drehten, eine Vorahnung des von Kopernikus fast 2000 Jahre später entwickelten heliozentrischen Weltsystems. Eratosthenes, Lehrer an der griechischen Universität von Alexandria, berechnete etwa um 200 v. Chr. aus der unterschiedlichen Länge des Sonnenschattens in Alexandria und im 30 km südlich liegenden Syene recht genau Umfang und Durchmesser der Erde. Zwar benutzte Ptolemäus etwa 150 Jahre n. Chr. in Alexandria wieder das geozentrische Weltsystem, doch beschrieb er mit seiner Epizykel-Theorie sehr genau die Stellung der bekannten Planeten. Nach ihm gerieten die griechischen Erkenntnisse in Vergessenheit, und dem mehr praktischen Sinn der Römer lag die Weiterentwicklung naturwissenschaftlicher Ideen und Erkenntnisse fern. Erst das Ende des Mittelalters ließ mit einer Änderung der Denkweisen den Beginn einer rasanten Entwicklung naturwissenschaftlicher Erkenntnisse zu. Man verließ sich nicht mehr ausschließlich auf alte überlieferte Schriften, z. B. auf Aristoteles (300 v. Chr.), sondern machte eigene und neue Beobachtungen. Etwa alle 100 Jahre wurden die Menschen mit umwälzenden Entdeckungen überrascht. Kopernikus, um 1500, begründet das heliozentrische Weltsystem, Kepler stellt um 1600 seine Planetengesetze auf; Galilei beobachtet, fast zur gleichen Zeit, das sich bewegende Planetensystem zum ersten Mal mit einem Fernrohr und hat seine Theorien von der sich bewegenden Erde gegenüber der Kirche zu verteidigen. Newton erklärt um etwa 1750 durch sein Gravitationsgesetz die Keplerschen Gesetze. Kant und Laplace, um 1800, postulieren die Entstehung unseres Sonnensystems durch den Kollaps einer 9

Wolke aus Staub und Gas. Wenig später erklärt Gauß das Magnetfeld der Erde und zerlegt es in einen großen inneren und einen kleinen äußeren Anteil. Weitere physikalische, geochemische und seismologische Studien im 19. und zu Beginn des 20. Jahrhunderts erkennen den Aufbau des Erdkörpers, seinen metallischen, hauptsächlich aus Eisen bestehenden Kern, seinen silikatischen Mantel und die dünne Erdkruste. Parallel zu diesen, zumeist physikalischen, Grundlagen unserer heutigen Erkenntnisse entwickelten sich die geologischen Fundamente. Der griechische Geschichtsschreiber Herodot erkannte, daß der Nil sein Delta allmählich durch „Aufschlikkung“ vergrößert und vorbaut. Erst anderthalb Jahrtausende später, nachdem die Berichte des Alten Testaments über die Entstehung der Erde und des Lebens zögernd aufgegeben wurden, waren es Ärzte und Naturforscher, unter ihnen Agricola zu Beginn des 16. Jahrhunderts, die aus den Erfahrungen des Bergbaus Schlüsse auf das Innere der Erde zogen. Ende des 18. Jahrhunderts ist es James Hutton, der den Grundstein der modernen geologischen Entwicklung legt. Er erkennt die fast unvorstellbare Langsamkeit des Ablaufs geologischer Prozesse und ihre wesentlichen Bestandteile, seien es die Erdwärme oder glutflüssige Magmen, die Sedimentgesteine und die Versteinerungen, die auf den langen Entwicklungsweg der Erde hindeuten. Alexander von Humboldt bringt zu Beginn des 19. Jahrhunderts viele neue und exotische Beobachtungen von seinen Forschungsreisen mit, und fast zu gleicher Zeit etabliert Werner ein noch heute verwendetes System der Minerale, Gesteine und Lagerungsformen. Der große Pionier der biologisch-erdgeschichtlichen Entwicklung ab Mitte des letzten Jahrhunderts ist Charles Darwin. Seine „Entstehung der Arten“, seine Theorien vom „survival of the fittest“ begründen ein ganz neues Verständnis der mit Leben erfüllten Erdgeschichte der letzten 600 Millionen Jahre (abgekürzt Ma). Er gilt als ungekrönter König der Wissenschaft der modernen Entwicklung alles Lebenden. Seine Impulse für die Paläontologie, die seitdem als erfolgreiche Symbiose von Geologie und Biologie die Entwicklung von Pflanzen, Tieren und Menschen studiert, waren gewaltig. 10

Anfang dieses Jahrhunderts entwickelte sich zwischen den physikalischen einerseits und den geologischen und biologischen Wissenschaften andererseits eine spannende Auseinandersetzung. Während Theologen noch glaubten, aus dem Alten Testament ein Erdalter zwischen 4000 und 14000 Jahren ableiten zu können, berechnete der prominente Physiker Lord Kelvin aufgrund des aus dem Innern der Erde ausströmenden und gemessenen Wärmeflusses das Erdalter auf 25 Millionen Jahre. Die Radioaktivität als Wärmequelle war zu dieser Zeit noch nicht entdeckt. Aber aus der Ablagerung von Sedimenten, die ja eine gewaltige Zeit brauchen, um beispielsweise ein viele Kilometer tiefes Sedimentbecken zu formen, errechneten britische Geologen ein Mindestalter von etwa 100 Millionen Jahren. Darwin, hierin seiner Lehre von der Entstehung der Arten folgend, forderte mindestens 200 Millionen Jahre. Selbst die Entdeckung der Radioaktivität durch Rutherford (1907) fing mit einer Schätzung von nur 500 Millionen Jahren an. Dieser Wert sollte sich durch die stetigen und entscheidenden Verbesserungen der radioaktiven Altersbestimmungen in den nächsten 70 Jahren unseres Jahrhunderts noch verzehnfachen. Die (physikalischen) Methoden der Altersbestimmungen sind heute zu einer der wichtigsten Methoden innerhalb der Geowissenschaften geworden und können die Bewegungen von Kontinenten und Ozeanböden nachweisen, worüber in diesem Buch noch berichtet werden wird.

2. Die Entstehung der Erde Die Kant-Laplacesche Theorie ist auch heute noch die Grundlage unserer Erklärungen für die Entstehung des Sonnensystems, obwohl sie natürlich durch die Entwicklungen der Astrophysik und der Astronomie, der Geochemie und der Kosmochemie sowie der Physik mit ihren immer genaueren Altersbestimmungen und Spektraluntersuchungen erweitert worden ist. Tabelle 1 gibt zunächst eine grobe Übersicht über 11

die Ereignisse, die zur Bildung und Entwicklung der Erde geführt haben. Man ist sich recht sicher, daß eine Supernova, ein zusammenbrechender gigantischer Stern, einige 10Omal größer als unsere Sonne, vor 6–9 Milliarden (= 109) Jahren eine riesige Wolke aus Staub und Gas hinterlassen hatte. Diese Wolke enthielt bereits die gleichen chemischen Elemente, die wir heute in unserer Galaxis, der Milchstraße, und im Sonnensystem antreffen. Sie besteht zu 99% aus den leichten Gasen Wasserstoff (H) und Helium (He) und nur zu einem Prozent aus schwereren Elementen. Tab. 1: Wichtige Ereignisse zur Bildung und Evolution der Erde. Ereignis

Jahre vor heute

Urknall Galaxien entstehen Quasare entstehen Ur-Wolke unseres Sonnensystems entsteht Sonnenwolke beginnt zu kollabieren Bildung von Sonne und Planeten Formative Phase, Meteoritenbombardement Archaikum, Bakterien und Algen bilden sich (im Meer), Beginn der Photosynthese Proterozoikum, vom Einzeller zum Mehrzeller; O2 auch in Atmosphäre langsam ansteigend; CO2 langsam abnehmend; erste Großkontinente Paläozoikum, Organismen mit Skelett, Leben vom Meer zum Land; Reptilien, später Dinosaurier Mesozoikum, Extinktionen und Neuentwicklungen vieler Arten, frühe Vögel und Säuger Känozoikum, Aussterben (Extinktion) und Neuentwicklungen, Säuger werden zahlreicher, frühe Pferde Hominiden, Homo sapiens

15 ± 5x109 12 ± 3 x 109 10 ± 2 x 109 6 – 9 x 109 4,7 x 109 4,6 x 109 4,6 – 3,9 x 109 3,9 – 2,5 x 109

2,5 – 0,6 x 109 600 – 230 x 106 230 – 65 x 106 65 – 0 x 106 5,5 x 106 0,1 x 106

Alle Zeitangaben werden hier in Milliarden Jahren (109 Jahre = Gigajahre = Ga) oder in Millionen Jahren (Ma oder 106 Jahre) angegeben.

Der Sonnennebel umkreiste auf einer recht weit außen liegenden Bahn das Zentrum unserer Galaxis. Dazu braucht er etwa 250 Ma (= 106) Jahre, wie das auch heute noch für den Um12

lauf unseres Sonnensystems um das Zentrum der Milchstraße gilt. Was den Nebel veranlaßte, vor etwa 4,6–4,7 x 109 Jahren zusammenzubrechen, ist nicht bekannt. Wahrscheinlich kam der Anstoß von einer weiteren Supernova, und eine kritische Dichte des Nebels wurde überschritten. Die anfänglich nur leicht rotierende Wolke erreichte beim Zusammenziehen eine hohe Rotationsgeschwindigkeit, ähnlich dem Schlittschuhläufer, der seine Arme und Beine näher zur Drehachse bewegt. Längs scheibenförmiger elliptischer Bahnen entsteht ein Gleichgewicht zwischen Schwerkraft und Zentrifugalkraft. Materie außerhalb dieser Scheibe unterliegt keinem Gleichgewichtszustand und stürzt entweder zur Mitte oder entflieht. Unter dem Einfluß der Schwerkraft kommt es zu einer kritischen Massenansammlung im Zentrum, zur späteren Sonne. Die sich hier akkumulierende Masse und die entstehende hohe Temperatur werden so groß, daß ein nuklearer Fusionsprozeß einsetzt, der den Wasserstoff (H) zu Helium (He) verbrennt und uns seit dieser Zeit mit Strahlung (und Wärme) versorgt. Weiter außen kondensiert Restmaterie zu Planeten, die terrestrischen (erdähnlichen) Planeten innen, die großen, vorwiegend gasförmigen Körper weiter außen. Die leichten Gase H und He konnten sich auf den relativ kleinen inneren Planeten nicht halten. Auch war der nach dem Kollaps noch übriggebliebene „Sonnennebel“ innen recht heiß, und ein starker „Sonnenwind“ blies die leichten, flüchtigen Elemente nach außen, wo sie sich in der kälteren Umgebung um die Kerne von Jupiter, Saturn und Uranus festsetzten und zu riesigen Masseansammlungen führten. Diese war bei Jupiter so groß, daß fast auch ein Fusionsprozeß hätte einsetzen können. In diesem Falle wäre eine „Doppelsonne“ entstanden, wie wir sie in unserer Galaxis sehr häufig beobachten. Es hätten keine geordneten Umlaufbahnen für die Planeten, keine kontinuierliche Klimageschichte und kein Leben entstehen können. Ein besonders interessanter Aspekt entwickelt sich aus der Frage nach der chemischen Zusammensetzung von Sonne und Planeten. Denn sie erscheinen auf den ersten Blick sehr unter13

schiedlich. Trotzdem ist ihr Ausgangsmaterial verblüffend ähnlich. Aus der Astrophysik mit ihren Spektraluntersuchungen wissen wir, daß die Sonne fast nur aus Wasserstoff (H) und Helium (He) besteht und daß sie diese leichten Gase wegen ihrer riesigen Masse an sich binden kann, wie es ja auch die großen äußeren Planeten können. Der in der Sonne einsetzende Fusionsprozeß verbrennt H zu He und hat schon etwa die Hälfte seines Brennstoffs H in den vergangenen 4,6 x 109 Jahren verbraucht. Wir verdanken der durch den Fusionsprozeß entstehenden Strahlung Licht und Wärme. Zwar nimmt die Strahlung kontinuierlich zu, doch bisher nur langsam und wird erst in etwa 3–4 x 109 Jahren ein kritisches Ausmaß erreichen, das die Ozeane unserer Erde verdampfen lassen wird. Abbildung 1 zeigt die Verteilung chemischer Element in unserem Sonnensystem und darüber hinaus in unserer Galaxis. Die zu beachtende sägezahnähnliche Verteilung hängt mit der atomphysikalischen Symmetrie und der Instabilität verschiedener Elemente zusammen und soll uns jetzt nicht interessieren. Verblüffend ist, daß sowohl die (physikalischen) Spektraluntersuchungen der Sonne (und ähnlicher Sterne) als auch die geochemischen Untersuchungen an Meteoriten, Erde, Mondund Planetenmaterie die gleiche Verteilung der Elemente ergeben haben, mit Ausnahme der leichten und flüchtigen Elemente, vor allem H und He. Diese sind in der Sonne (auch in Jupiter und Saturn) 1000mal stärker vertreten als die nächsthäufigen Elemente (Skala von Abb. 1 ist logarithmisch!). Interessant ist die relativ große Häufigkeit von Eisen (Planeten, einschließlich der Erde, haben metallische Kerne). Aber auch Silizium (Si) und Schwefel (S), Sauerstoff (O) und Kohlenstoff (C) sind relativ häufig vertreten und werden uns bei der Besprechung der Entwicklung der Erde noch stark beschäftigen. Die schweren oder metallischen Elemente, aus denen sich der Erdkörper geformt hat und die auch im Sonnenspektrum zu beobachten sind, müssen wir aus dem ursprünglichen Sonnennebel „geerbt“ haben. Die Sonne selbst kann in ihrem Fusionsprozeß nur Helium produzieren. Nur eine Supernova, 14

Abb. 1: Relative Häufigkeiten chemischer Elemente in unserem Sonnensystem aus Spektraluntersuchungen und chemischen Analysen an Meteoriten. Man beachte die logarithmische Skala! (Wasserstoff ist fast 10000mal stärker vertreten als Sauerstoff.)

mindestens 100mal größer als unsere Sonne, ist in der Lage, die schweren Elemente zu erzeugen. Der frühe Kollaps einer Supernova vor etwa 6 bis 9 Ga in unserem Bereich der Galaxis muß demnach das Inventar der Elemente dem Sonnennebel hinterlassen haben. Als weitere Erbschaft der anfänglich heftig rotierenden Staub- und Gaswolke haben alle Planeten den gleichen Umlaufsinn und liegen auf nahezu scheibenförmigen elliptischen Bahnen, die der Erde auf der „Ekliptik“, wie ihre Bahn um die Sonne seit Mitte dieses Jahrtausends genannt wird. Abbildung 2 zeigt unser Sonnensystem und die Umläufe der Planeten, die seit ihrer Entstehung weitgehend gleichgeblieben sind. Die Bahnen folgen exakt den Keplerschen und Newtonschen Gesetzen. Das Alter der Zusammenballung, und 15

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damit die Entstehung von Sonne und Planeten, ist durch radiogene, d.h. absolute Altersbestimmungen an Meteoriten, im Sonnenspektrum und an Modellaltern von Mond und Erde, recht genau auf 4,6 x 109 Jahre ermittelt worden. Die Methode der Altersbestimmungen beruht auf dem bekannten Zerfall instabiler Elemente mit Halbwertszeiten zwischen 104 und einigen 1010 Jahren. Sie stellt für die Erforschung der gesamten Evolution der Erde eine der wichtigsten Methoden dar und wird uns noch intensiv beschäftigen. Die gewaltigen Größenunterschiede zwischen Sonne, äußeren und inneren Planeten sind in Abbildung 3 verdeutlicht. Wir beschränken uns im folgenden auf die uns benachbarten „erdähnlichen“, d.h. die terrestrischen oder inneren Planeten, die durch den Asteroidengürtel zwischen Mars und Jupiter von den äußeren Planeten getrennt sind. Ein Vergleich mit Mond und Nachbarplaneten ist schon deswegen interessant, weil sie ja alle ursprünglich aus gleichem chemischen Material bestanden, aber sehr unterschiedliche Entwicklungen durchlaufen und ganz verschiedene Oberflächen und Atmosphären entwickelt haben. Denn die beginnende Ära der Mond- und Planetenmissionen in der zweiten Hälfte unseres Jahrhunderts mit ihren vielfältigen geophysikalischen, geologischen, chemischen und mineralogischen Untersuchungen, die in der direkten Inspektion des Mondes durch die Apollo-Astronauten 1969 bis 1972 einen Höhepunkt erreichte, hat uns eine vergleichende Planetologie entwickeln lassen, die auch für das Verständnis der Entwicklung unserer Erde von enormer Wichtigkeit wurde. Es war schon erwähnt worden, daß der innere Aufbau der terrestrischen Planeten – zu denen wir auch unseren Mond rechnen – einander recht ähnlich ist. Das wissen wir einmal aus astrophysikalischen Beobachtungen der Masse und der mittleren Dichte, sodann aber aus der Verfolgung der verschiedenen Orbiter-Missionen um Mond, Venus und Mars. Denn kleine Schwankungen der beobachteten Orbiter-Umlaufbahnen sind auf Anomalien des Schwerefeldes, diese wiederum auf Dichteanomalien im Innern des Planeten zurückzuführen. Für die Erde und den Mond verfügen 17

Abb. 4: Schematischer Aufbau der inneren Planeten. Der Erdkern ist aufgrund seismologischer Daten in einen flüssigen und einen festen Teil gegliedert. Die Erdkruste wurde stark vergrößert gezeichnet.

wir über zusätzliche seismologische Beobachtungen, die das Material und die Grenzflächen im Innern genau beschreiben. So zeigt Abbildung 4 den inneren Aufbau der terrestrischen Planeten. Man erkennt, daß – mit Ausnahme des Mondes – eine Differenzierung in metallische, vorwiegend eisenreiche Kerne, in silikatreiche Mäntel und in dünne, aus leichten Silikaten bestehende Krusten stattgefunden hat, ähnlich wie in einem Hochofenprozeß. Diese Differenzierung in schwere Eisenkerne, Mäntel und leichte Krusten muß in einer sehr frühen, heißen Anfangsphase erfolgt sein. Einmal sieht man auf den Planeten noch Zeugen sehr früher Magmaozeane, zum anderen gibt es zahlreiche frühe Einschlagskrater. Diese hätten nicht überlebt, wenn die Differentiation mit der Bildung riesiger Eisenkerne erst später erfolgt wäre. Diese Zeit des heftigen Meteoritenbombardements ist auf gewisse, relativ kleine Mengen von chaotisch umherfliegendem Gesteinsmaterial zurückzuführen, dem es nicht gelungen war, von den sich bildenden Massezentren von Sonne und Planeten eingefangen zu werden. Diese Mengen werden auch „aecretional tail“ genannt. Dieses Restmaterial umkreiste die Sonne, 18

auch die Planeten und Monde, auf elliptischen Umlaufbahnen und kollidierte irgendwann, aber bevorzugt vor 3,9 x 109 Jahren, mit den Planeten. Diese Zeit von 4,6 bis 3,9 x 109 Jahren wird auch die „formative“ Phase genannt. Es ist interessant, daß der Asteroidengürtel zwischen Mars und Jupiter heute noch aus einer großen Zahl von Gesteins- und Eisentrümmern besteht und es hier nie zur Bildung eines Planeten gekommen ist, vermutlich wegen der starken Störungen, die der große Jupiter auf die Umlaufbahnen der Asteroiden ausübt. Aus diesem Gürtel kommen die meisten Meteoriten, die auch heute noch eine gewisse Gefahr für die Erde darstellen. Sie bestehen – ähnlich wie die terrestrischen Planeten – aus Gestein, vorwiegend Silikaten, und Eisen. Eisenmeteoriten ließen schon zu Anfang des vorigen Jahrhunderts einen massiven Eisenkern der Erde vermuten, zumal die durch Astronomie (Keplersche Gesetze) und Geophysik (erste Schweremessungen) bekanntwerdende mittlere Dichte ρ der Erde einen Wert von über 5 g/cm3 ergab, während die Dichte bekannter Gesteine einen Wert von 3,3 g/cm3 nicht überstieg. Meteoriten haben ein Entstehungsalter von 4,6 x 109 Jahren und liefern damit einen direkten Beweis für die Zusammenballung (= Akkretion) der Materie aus dem Sonnennebel.

3. Erde und Mond werden geformt Da der Mond im Abstand von nur etwa 400 000 km die Erde umkreist, lautete eine der zahlreichen Entstehungstheorien, daß er aus der Erde „entsprungen“ sei, etwa in der Frühzeit, als sich die Erde noch schneller drehte und sich der Mond noch näher an der Erde befand. Das ist allerdings physikalisch nicht möglich; doch brachten Vergleiche zwischen Erd- und Mondgesteinen in der Zeit des Apollo-Programms immer erstaunlichere Ähnlichkeiten zutage. Die Verteilung chemischer Elemente, Mineralien und Gesteine war bis auf wenige Ausnahmen identisch. Zwar besitzt der Mond kein Wasser und keine Atmo19

Abb. 5: Die formative Phase (bis 3,9 x 10’ Jahre).

Sphäre – er ist zu klein und zu leicht, um diese oder andere flüchtige Stoffe zu halten –, auch hat er offenbar viel weniger Eisen und eine viel geringere mittlere Dichte (3,34 g/cm3) als die Erde (5,52 g/cm3). Seine Dichte ist sogar kleiner ist als die mancher Meteoriten, doch ähnelt er in den meisten seiner physikalischen und chemischen Eigenschaften sehr unserem Erdmantel. Alle diese Beobachtungen lassen sich erklären, wenn man bedenkt, daß im frühen Zustand der sich bildenden planetaren Körper ein großes Durcheinander herrschte und kleine und größere Brocken von Materie chaotisch durcheinanderflogen und zum Teil miteinander kollidierten. Kurz nach der Akkretion (der Zusammenballung) der Erde, als ihr Eisenkern schon fast entwickelt war, muß ein Mars-großer Körper mit ihr kollidiert sein und das Material für den sich bildenden Mond aus dem Erdmantel herausgeschleudert haben. Solche und ähnliche Kollisionen erklären auch die unterschiedliche Rotationsgeschwindigkeit der Planeten, wenn ein seitlicher großer Einschlag ihre Rotation beschleunigt (Mars, Erde), sie fast ganz bremst (Merkur) oder sogar umkehrt (Venus). Auf dem Mond bilden sich jedenfalls schon bei etwa 4,4 x 109 Jahren die ersten Gesteine, während die sich langsamer abkühlende Erde erst bei 4,0 x 109 Jahren die allerersten Gesteine zeigt. Diese kühlten sich aus einer Gesteinsschmelze ab und haben durch Zufall Meteoriteneinschläge, Vulkanismus und tektonische Prozesse überlebt. 20

Abbildung 5 zeigt die wichtigsten Ereignisse aus der formativen Phase. Da der kleine Mond früh erkaltete und erstarrte, zeigt er uns in seinen hellen Terrae, den Hochländern, die Zeugnisse des starken frühen Meteoritenbombardements. Die größere Wärme und Dynamik der Erde hat die frühe Bekraterung durch interne Prozesse wie Vulkanismus, Konvektion und Tektonik vernichtet. Ob der Mond einen kleinen metallischen Kern hat, ist ungewiß. Zwar hat er (nach Messungen im Apollo-Programm) zwischen 4 und 3 x 109 Jahren ein kleines Magnetfeld besessen, das auch durch einen Dynamoprozeß in einem metallischen Kern – ähnlich wie auf der Erde – erzeugt worden sein könnte, aber es werden auch andere Ursachen diskutiert. Wir befassen uns im folgenden intensiver mit dem Mond, denn hier sehen wir die gewaltigen Einschläge, vor allem in den Hochländern (Terrae), und riesige Magmaüberflutungen in den Tiefländern und Becken (Maria), die alle in der Frühzeit des Mondes, in der formativen Phase und in den folgenden 1000 Millionen Jahren, das Bild seiner Oberfläche geprägt haben. Von der Erde ist uns aus dieser Zeit fast nichts bekannt. Hatte man vor dem Beginn des amerikanischen Apollo-Programms das Alter der Oberfläche allenfalls relativ bestimmen können, so brachten die absoluten Altersdatierungen der Proben, die in verschiedenen Landschaften des Mondes gesammelt worden waren, ein recht genaues Bild der Mondentwicklung. Die Differentiation der Terra-Kruste und die ersten Gesteine sind 4,4–4,2 x 109 Jahre alt. Gewaltige Einschläge zwischen 4,3 und 3,9 x 109 Jahren höhlten riesige Becken (die runden Mare-Becken) aus. Diese Becken füllten sich nach und nach mit basaltischer Lava, die aus Tiefen von 300 bis 500 km nach oben drängte. Besonders die späten, runden Mare-Becken bilden starke Maxima der Schwerkraft, wie man es aus den verschiedenen umlaufenden Orbitern gemessen hat. Auch der Vorgang des Vulkanismus war vor etwa 3 x 109 Jahren beendet, und seit dieser Zeit ist der Mond tektonisch tot, abgesehen von einigen kleinen, durch die mächtigen Gezeiten der Erde hervorgerufenen tiefen Mondbeben und 21

Abb. 6: Die Vorderseite des Mondes: Die dunkel gefärbten Bereiche (Maria) sind basaltische Tiefländer. Basaltische Laven haben die Vertiefungen ausgefüllt, die etwa vor 3,9 x 109 Jahren von großen Einschlägen geschaffen worden waren. Die hellen Bereiche (Hochländer) stellen Anorthosit-Kruste dar und sind relativ alt (bis 4,4 x 10’ Jahre). Sie zeigen die Einschlagkrater zahlloser Meteoriten.

den durch thermische Spannungen ausgelösten oberflächennahen Beben. Abbildung 6 zeigt eine Ansicht der Vorderseite des Mondes, auf denen die hochliegenden und hellen Terrae und die tiefliegenden dunklen Maria gut zu erkennen sind. Die auch in jüngster Zeit noch vereinzelt auftretenden Einschlagkrater zeigen sich durch ihr helles Auswurfmaterial, das in verschiedene Richtungen über weite Entfernungen zu beobachten ist. Die Rückseite des Mondes besteht fast nur aus hellem und bekratertem Terra-Material. In der Nähe des Südpols ist mit etwa 13 km Tiefe und fast ohne Lava-Füllung das wohl tiefste Becken im bekannten Teil unseres Planetensystems. Viele Krater am Südpol haben nie das Sonnenlicht gesehen, so daß man hier seit langem gefrorenes Wasser vermutet. Kürzlich wurde diese Theorie durch Spektraluntersuchungen des Orbiters „Clementine“ erhärtet. Die Unterschiede zwischen Vorder- und Rückseite des Mondes in bezug auf Chemismus, Mareflutungen, Höhenunterschiede, Schwere und Krustendicke sind so 22

groß, daß eine seitliche Verschiebung mächtiger Massen in der formativen Phase der Mondentwicklung angenommen wird, Bewegungen, die eine (sehr frühe) Art Plattentektonik vermuten lassen, die allerdings durch die schnelle Erkaltung des Mondes bald erstarrte. Die Analyse der zeitlichen Abfolge des Meteoritenbombardements – nach 3,9 x 10 9 Jahren deutlich abebbend, aber nicht ganz aufhörend – ist verwendet worden, um aus den gut verfolgbaren Einschlagsraten für den Mond auch die Einschlagsraten und damit die Kollisionsgefahr für die Erde abzuschätzen. Einzelne Meteoriten, meist aus dem Asteroidengürtel kommend, laufen auf für die Erde gefährlichen Bahnen. Man schätzt, daß alle 100 bis 200 Millionen Jahre ein katastrophaler Einschlag die Erde trifft, wie er auch schon in der Vergangenheit zu Extinktionen, aber auch zur Bildung neuer Lebensformen angeregt hat. Es mag als ein glücklicher (?) Umstand angesehen werden, daß die Entwicklung der Hominiden in den letzten 5–6 Millionen Jahren nicht durch einen gewaltigen Einschlag gestört wurde. In einem weltweiten Beobachtungsprogramm wird derzeit versucht, gefährliche Meteoriten frühzeitig zu orten und möglicherweise in Zukunft unschädlich zu machen.

4. Der Aufbau der Erde und die Rolle der Seismologie Wir verlassen mit diesem Kapitel die zeitliche Abfolge der Erdentwicklung, gehen also noch nicht von der formativen Phase (4,6–3,9 Ga) ins Archaikum (3,9–2,5 Ga), sondern befassen uns zunächst mit dem Aufbau der Erde. Abbildung 7 zeigt den schalenförmigen Aufbau des Erdkörpers, dessen Grenzen fast kugelförmig sind. Wenn auch der Schalenaufbau im Laufe der Zeit im wesentlichen gleichgeblieben ist, so gibt es doch kleine Veränderungen, die mit der Wärmeentwicklung unseres Planeten zusammenhängen. Vulkanismus und heiße Quellen zeigen uns ja, daß die Erde auch heute noch in ihrem 23

Abb. 7: Der Aufbau der Erde.

Innern warm ist. Aber in der Entstehungsphase und in der formativen Phase war sie noch bedeutend heißer. Es war der Einfall von Materie (das Meteoritenbombardement), der wachsende Druck der Schwerkraft und die damals noch stärkere Strahlung des radioaktiven Zerfalls, besonders die der Elemente Uran, Thorium und Kalium, welche die Erde zunächst stark erwärmt hatten. Aber durch verschiedene Prozesse, zunächst starken Vulkanismus und eine flüssige Konvektion im ganzen Erdinnern, die später in eine kriechende (= Festkörper-)Konvektion und schließlich in Wärmeleitung überging, fließt Wärme nach außen ab. Durch diese Prozesse, zu denen, wie wir später (Abschnitt 10) sehen, auch noch die Plattentektonik beiträgt, kühlt sich die Erde ab, zu Beginn relativ schnell, später langsamer. Man schätzt die heutige Temperatur im Zentrum der Erde auf über 5000°, an der KernMantel-Grenze auf 3000° bis 4000° C. Betrachten wir den schalenförmigen Aufbau der Erde (Abbildung 7), so sehen wir im Zentrum den (fast) festen inneren Kern, umhüllt vom flüssigen, äußeren Kern, dem Sitz unseres Magnetfeldes (siehe auch Abschnitt 6). Im Laufe der Erdgeschichte mag sich der feste Teil des Kerns etwas auf Kosten des flüssigen Teils vergrößert haben, denn man braucht eine 24

Antriebskraft für den „Geodynamo“. Die beim Verfestigen freiwerdende Energie könnte diese Rolle spielen. Andererseits ist die Stärke unseres Magnetfeldes seit mindestens 3 x 109 Jahren ziemlich konstant geblieben. Der Übergang vom metallischen Kern zum silikathaltigen Mantel stellt die bedeutendste Material- und Temperaturgrenze der Erde dar. Um den flüssigen Kern herum, wie erst in den letzten Jahren durch die Seismologie entdeckt, liegt eine besondere Übergangszone, die sogenannte D’’-Schicht. Sie ist bis zu 200 km mächtig und zeigt einen Temperaturunterschied von etwa 1000° C zwischen unterstem Mantel und oberstem Kern. Auch ist sie seitlich sehr unterschiedlich und stellt offenbar für die kriechenden Bewegungen im Erdmantel eine Grenzschicht dar: Absinkende kalte Lithosphärenplatten, die starren oberen 150–200 km mächtigen Gesteinschichten der Erde (Abschnitt 10), können offenbar durch besondere tektonische Prozesse bis zu dieser maximalen Tiefe gelangen, und heiße Blasen, sogenannte „Plumes“, scheinen von hier aufzusteigen. Solche Bewegungen verlaufen, verglichen mit der Konvektion im flüssigen Erdkern, recht langsam, doch steigen Plumes bis in die Nähe der Oberfläche auf und sind der Ursprung vieler vulkanischer Erscheinungen, während sich das Absinken von (ozeanischen) Lithosphärenplatten auf die aktiven Kontinentalränder mit ihren „Subduktionszonen“ beschränkt (Abschnitt 10). Innerhalb des Mantels sind noch zwei weitere Grenzflächen zu beobachten. In etwa 750 km Tiefe ist eine Phasen- und Materialgrenze vom Spinell (oben) zum Perowskit; in etwa 400 km Tiefe ist eine Phasengrenze vom Olivin zum Spinell. Hier ändern sich stets Dichte und seismische Geschwindigkeiten, bei der unteren Grenzfläche sogar um bis zu 8 %, so daß oft von einer Barriere für Konvektionen gesprochen wird und schon in den 20er Jahren hier die Grenzfläche zwischen oberem und unterem Mantel definiert wurde. Die Grenzfläche zwischen der dünnen Erdkruste und dem Erdmantel ist die zweite bedeutende Grenze innerhalb der Erde. Sie ist nach dem ungarisch-österreichischen, später jugoslawischen Seismologen 25

Abb. 8: Verlauf seismischer Strahlen von Kompressions-(P)-Wellen, die von einem Erdbeben (oben) ausgehen (stark vereinfacht). Nur die P-Wellen laufen durch den flüssigen äußeren Kern.

Mohorovicic benannt, der sie 1910 aus Erdbebenwellen von Nahbeben ableitete. Sie wird heute meist kurz als „Moho“ bezeichnet. Es ist eine Grenzfläche in Chemismus, Gestein und Rheologie. Entsprechend groß sind die Unterschiede in den seismischen Geschwindigkeiten und den Dichten. Die Kruste ist dünn, basaltisch und jung unter den Ozeanen, sie ist dick, gneissisch-granitisch und zum Teil sehr alt unter den Kontinenten. In jungen Kollisionszonen kann sie bis zu 70 km mächtig werden. Hierüber wird später näher berichtet (Abschnitt 12). Abbildung 8 zeigt die Dichte im Erdinnern, wie man sie aus seismologischen Untersuchungen und aus Messungen der Schwere und des Trägheitsmoments berechnet hat. Fast alle der erwähnten Fakten wurden durch die seit Beginn dieses Jahrhunderts aufblühende Seismologie erarbeitet. 26

Von einem Erdbebenherd gehen sogenannte seismische Wellen aus. Ein Beobachter in der Nähe eines Bebens kann sie deutlich spüren, oft schreckhaft empfinden (Abbildung 8). Aber wie alle Wellen, verlieren auch die seismischen Wellen mit der Entfernung ihre Kraft. Unterhalb einer bestimmten Amplitude kann man sie nur noch mit Instrumenten, sog. Seismographen, registrieren. So entstanden Anfang dieses Jahrhunderts die ersten „Erdbebenwarten“, in denen riesige Seismographen mit RußSchrieben die ersten, oft weit entfernten Erdbeben lokalisieren konnten. In Potsdam registrierte Rebeur-Paschwitz schon 1889 mit einem selbstentwickelten Seismographen ein Erdbeben in China. Wie theoretisch vorhergesagt, sah man in den Registrierungen verschiedene Arten von Wellen. Da gibt es zunächst zwei Arten von Raumwellen, eine schnellere „P“ (von lat. Prima unda) und eine langsamere „S“ (von Secunda unda). „P“ ist eine Kompressionswelle, d.h., die Teilchen schwingen in Fortpflanzungsrichtung, ähnlich wie beim Schall; „S“ ist eine Transversal- (oder Scher-)Welle, d.h., die Teilchen schwingen senkrecht zur Fortpflanzungsrichtung, ähnlich wie beim Licht. Da die Geschwindigkeit, mit der die Wellen laufen, generell mit der Tiefe zunimmt, werden die seismischen Wellenstrahlen laufend gebrochen, und zwar „vom Lot weg“ (Snellius’ Gesetz). Nur wenn Schichten mit niedriger Geschwindigkeit auftreten, werden sie „zum Lot hin“ gebrochen. Das passiert zum Beispiel bei Eintritt einer P-Welle in den (flüssigen) Kern. Abbildung 9 zeigt ein sog. Laufzeitdiagramm mit drei (relativ nahen) Registrierungen (vereinfacht), und Abbildung 10 zeigt P-Wellen- und S-Wellen-Geschwindigkeiten und Dichten in der Erde. Die S-Welle dringt gar nicht in den äußeren Kern ein, da eine Flüssigkeit keinen Schermodul hat. Diese Beobachtungen waren ein direkter Beweis für die im Innern der Erde für PWellen. Strenggenommen sind es die elastischen Konstanten, der sog. Kompressionsmodul und der Schermodul, die im Mantel generell mit der Tiefe zunehmen und die Geschwindigkeit und die Krümmung der seismischen Strahlen bestimmen. 27

Abb. 9: Ein einfaches Laufzeitdiagramm. Es zeigt die Raumwellen (P und S) sowie Oberflächenwellen eines Erdbebens. Die Seismogramme der drei Stationen A, B und C werden entsprechend dem Abstand vom Erdbebenherd aufgetragen. Starke Erdbeben werden heute weltweit von mehr als 10000 Stationen registriert.

Neben den beiden Raumwellen P und S gibt es noch die Oberflächenwellen. Auch von ihnen gibt es wieder zwei Arten, die nach ihren theoretischen Erfindern „Love“- und „Rayleigh“-Wellen genannt werden. Die Oberflächenwellen verlieren auf ihrem Weg weniger Energie als die Raumwellen und umrunden die Erde oft mehrmals. Ihre meist große Energie macht sie zu den gefährlichen Wellen, die für die meisten Opfer an Menschenleben und Gebäudeschäden verantwortlich sind. Sie sind vorwiegend tieffrequent und können in 28

Abb. 10: Geschwindigkeiten und Dichten in unserer Erde, aus seismologischen und theoretischen Studien abgeleitet. Der langsame Anstieg der nur leicht gekrümmten Kurven wird durch steigenden Druck erzeugt und deutet homogenes Material an.

Küstennähe, in Meeresbuchten oder in Gebäuden gefährliche Resonanzschwingungen anregen, was zu katastrophalen Konsequenzen führen kann. In Abbildung 9 war das Prinzip von Laufzeitkurven dargestellt. Etwa 100mal mehr seismische Einsätze, teils reflektierte, teils gebrochene oder von P zu S und von S zu P umgewandelte Wellen sind in einem modernen Laufzeitdiagramm aufgezeichnet. Die Seismologen arbeiten heute mit mehr als 10000 Seismographenstationen weltweit. Heute verwendet man sog. Breitbandstationen, die das ganze Spektrum eintreffender Wellen aufzeichnen können. Mit einer Anzahl flächenhaft verteilter Seismometer, sog. Arrays, kann man – ähnlich wie bei einem Antennen-Array – eine Richtwirkung erzielen und Signale aus einem bestimmten Gebiet verstärken. Die moderne Computertechnologie nutzt eine große Datenmenge von vielen Erdbeben, um daraus eine seismische „Tomographie“ zu erstellen, in der – ähnlich wie in der Medizin – ein Körper durchleuchtet wird. Immer mehr Feinheiten über das Erdinnere und seine Grenzflächen treten zutage. Zum Beispiel wurde die D’’-Schicht erst in den letzten Jahren ent29

Abb. 11: Die einfachsten Formen der Eigenschwingung der Erde. Die tatsächlichen Auslenkungen sind nur Bruchteile eines Millimeters. S = Sphärische Schwingungen, T = Torsionschwingungen.

schlüsselt, und immer mehr Daten über den (doch nicht so ganz) festen inneren Erdkern werden bekannt. Er rotiert etwas schneller als der übrige Teil der Erde, vermutlich eine Erbschaft der früher insgesamt schneller rotierenden Erde, deren Schwung sich durch die Gezeitenreibung, im wesentlichen vom Mond herrührend, ständig etwas verlangsamt (Abschnitt 10). Eine wissenschaftlich interessante Erweiterung der Oberflächenwellen sind die Eigenschwingungen der Erde. Man weiß aus der Physik, daß jeder Körper, wenn er angeregt wird, schwingen kann. Bei der Erde ist die Anregung ein starkes Erdbeben. Mathematisch kann man die Eigenschwingungen auch als eine Überlagerung von umlaufenden Oberflächenwellen erklären. Es gibt zwei Arten von Eigenschwingungen, und ihre Perioden sind unabhängig vom Ort der Anregung. Die längste Periode (tiefste Frequenz) beträgt knapp 54 Minuten. 30

Es ist die sog. „Football Mode“, benannt nach der Form des amerikanischen (elliptischen) Footballs. Abbildung 11 zeigt drei einfache Eigenschwingungen. Man kann solch tieffrequente Schwingungen nicht fühlen, aber mit Seismometern oder mit Gravimetern messen. Aus der Analyse der über 100 verschiedenen Grund- und Oberschwingungen lassen sich sogar Feinheiten der Dichteverteilung in der Erde verfolgen, denn zusätzlich zu den elastischen Konstanten wirkt die Schwerkraft auf die Schwingungen ein. Kleine Abweichungen kommen durch die Rotation der Erde zustande, so daß sich die Eigenschwingungen etwas „ aufspürten „. So hat die junge Wissenschaft „Seismologie“ viele Geheimnisse des Erdinnern enträtselt. Auch für die oberen Schichten der Erde, die Erdkruste und den obersten Teil des Erdmantels, spielt sie – zusammen mit der aus ihr hervorgegangenen Reflexions- und Refraktionsseismik – eine wichtige Rolle, wie später erwähnt wird (Abschnitt 11).

5. Bewegung und Form, Schwere und Gezeiten der Erde Die bei der Rotation der Erde (etwa 24 Stunden pro Tag) entstehende Zentrifugalkraft bestimmt ihre Figur, die nicht ganz einer Kugelgestalt entspricht, sondern mehr ein Rotationsellipsoid darstellt, mit einer Aufwölbung am Äquator und einer Abflachung von etwa 20 km am Pol. Geophysikalisch nennt man die gemittelte Oberfläche ein „Geoid“ und meint damit, daß die Hauptkräfte, Zentrifugalkraft und Schwere, eine Gleichgewichtsfläche bilden. Diese war nicht immer gleich, sondern in früheren Zeiten, als die Erde noch schneller rotierte und der Mond ihr näher war als heute, noch stärker elliptisch verformt. Als Folge der Gezeitenreibung, am Schluß dieses Abschnitts erwähnt, verlangsamt sich die Rotation der Erde stetig. Hier muß einleitend auf die Beiträge Newtons zur Schwere hingewiesen werden. In seiner Theorie der Gravitation stellt 31

er fest, daß sich ganz allgemein zwei Massen gegenseitig anziehen mit einer Kraft, die proportional den beiden Massen und umgekehrt proportional dem Quadrat des gegenseitigen Abstandes ist. Diese Entdeckung war auch deshalb von enormer Bedeutung, weil sie nicht aus Beobachtungen des täglichen Lebens abzuleiten war. Das liegt daran, daß die universelle Gravitationskonstante sehr klein ist und die Masse der Erde (und der Gestirne) so groß ist. Bekanntlich gehorcht auch ein vom Baum fallender Apfel oder eine auf einer schiefen Ebene rollende Kugel dem Newtonschen Gravitationsgesetz, aber das war nicht sofort evident. Newton wandte sein Gesetz sowohl auf die Astronomie, z.B. auf den Umlauf der Planeten um die Sonne und den Umlauf des Mondes um die Erde, an, aber auch auf die Figur der Erde. Er fand heraus, daß die Gleichgewichtsbedingung Gravitationskraft (Schwerkraft) = Zentrifugalkraft für die Formung der Erde eine wahrhaft universelle Bedeutung hat. Wie erwähnt, ist für die Erde das Geoid eine Gleichgewichtsfläche, d.h. eine Äquipotentialfläche. Das Geoid wird in guter Näherung durch die Meeresoberfläche repräsentiert, von Strömungen, Gezeiten und Wellen einmal abgesehen. Kontinente und Gebirge ragen darüber hinaus und beeinflussen durch ihre Schwerewirkung das Geoid. Aber auch Dichteunregelmäßigkeiten im Untergrund und die Tiefe der Ozeanböden (Tiefseegräben) bestimmen die Abweichungen des (physikalischen) Geoids vom (mathematischen) Referenzellipsoid. Sie betragen bis zu 100 km. Dies beeinflußt die unterschiedliche Schwerkraft auf der Erde, was sich auch auf die Umläufe der Satelliten auswirkt. Die Rotation der Erde zusammen mit den Schwerefeldern von Sonne und Mond erzeugt die Gezeiten. Sie treten periodisch auf und bewirken die bekannten Effekte von Ebbe und Flut in den Meeren. Da der Mond der Erde so viel näher ist als die Sonne, erzeugt er trotz seiner kleinen Größe etwa doppelt so starke Gezeitenkräfte wie die Sonne. Ziehen beide Gestirne in gleiche Richtung (was bekanntlich bei Neumond oder Vollmond der Fall ist), haben wir Springflut, ziehen sie 32

Abb. 12: Die Gezeiten der Erde, erzeugt durch den Mond. Gezeitenreibung führt zu einer stetigen Rotationsverlangsamung der Erde und zu einem größer werdenden Abstand des Mondes (z. Zt. 4 cm/Jahr). S = Schwerpunkt des Erde-Mond-Systems, ω = Drehgeschwindigkeit der Erde.

um 90° versetzt, haben wir Nippflut. Es ist auch bekannt, daß Ebbe und Flut in Buchten und unregelmäßigen Küstenlinien bis auf viele Meter anwachsen können, während sie im offenen Meer oder abgeschlossenen Meeresbecken 0,5 bis 1 Meter kaum übersteigen. Weniger bekannt ist die Tatsache, daß auch die feste Erde Gezeiten aufweist, und zwar mit der gleichen Periodizität wie die Meeresgezeiten. Allerdings werden sie wegen der Elastizität der festen Erde weniger groß, doch bewegen wir uns, je nach Breite, Küstennähe und Phase der Gezeiten, täglich etwa 20 bis 60 cm auf und nieder. Abbildung 12 zeigt den Gezeitenwulst, der durch den Mond erzeugt wird, schematisch. Man ahnt, daß sich die Erde unter den „Bremsbacken“ der Meeresgezeiten hindurchdrehen muß. Die dadurch entstehende Reibung auf den Erdkörper ist die Ursache der steten Verlangsamung der Erdrotation. Der größte Teil dieser Gezeitenreibung entsteht in den geringen Tiefen der Schelfmeere, vor allem in der Beringsee. Wegen des Gesetzes von der Erhaltung des Drehimpulses entfernt sich der Mond auf seinem Umlauf um die Erde immer weiter von ihr fort, z. Zt. etwa 4 cm pro Jahr, wie theoretisch berechnet und mit Reflexion von Laserstrahlen gemessen. Eine simple Rückwärtsrechnung 33

zeigt den Mond vor 1–2 x 109 Jahren in der Nähe der Erdbahn, was aber durch viele Fakten widerlegt wird. Vermutlich waren einfach die Schelfgebiete der Erde in der Vergangenheit kleiner als heute und die Gezeitenreibung weniger groß. Man weiß heute, daß der kleinste Abstand Mond – Erde kurz nach der Formung des Mondes auftrat, und hat errechnet, daß sich die junge Erde mit etwa 10 Stunden pro Tag (statt der heutigen 24 Stunden) gedreht hat und ihre Gestalt stark elliptisch war. Der stetigen Rotation der Erde ist eine Reihe von Unregelmäßigkeiten überlagert, die zu Beschleunigungen, Verlangsamungen der Rotation oder Änderungen der Rotationsachse führen und die man heute bis zu Bruchteilen von Sekunden oder Zentimetern verfolgen kann. Der sog. Chandler Wobble mit einer Periode von 14 bis 15 Monaten und einer Abweichung der Achse bis zu sechs Metern ist besonders spektakulär. Man hat über die Ursachen solcher Unregelmäßigkeiten lange gerätselt und neigt heute der Meinung zu, daß Strömungen und unregelmäßiges Driften“ von Luftdruckanomalien, Meeresströmungen und Wind das ganze Spektrum der Schwankungen von Sekunden bis Jahren erzeugen können. Zusätzlich beobachtet man eine jährliche Periode, die durch die Vegetation auf der Nordhalbkugel erzeugt wird. Das fallende Laub im Herbst und das Sprießen neuer Zweige im Frühjahr beschleunigt bzw. verlangsamt die Rotationsgeschwindigkeit unserer Erde meßbar.

6. Das Magnetfeld der Erde Wie zumindest jeder Seemann weiß, verläuft das Magnetfeld in unseren Breiten etwa Nord-Süd und kann mit einem Kompaß (einer drehbaren magnetisierten Nadel) der Richtung nach gemessen werden. Offenbar waren die Chinesen die ersten, die 100 bis 200 Jahre nach Christus die Polrichtungen mit einer Magnetnadel verfolgt haben. Diese Erkenntnis scheint über die Araber in die Mittelmeerländer gekommen zu 34

Abb. 13: Das Erdmagnetfeld (vereinfacht). MP = magnetische Pole, R. A. = Rotationsachse der Erde, G. Ä. = Geomagnetischer Äquator. Er ist nicht gleich dem geographischen Äquator. Die äußere Form des Erdmagnetfeldes ist so, als wenn ein Stabmagnet im Kern verankert wäre. Tatsächlich arbeitet im flüssigen äußeren Kern ein Geodynamo.

sein. Denn hier wurde von Seeleuten schon früh, wie auch später von den Wikingern, das Magnetfeld der Erde als Navigationshilfe benutzt. Einen richtigen Kompaß benutzte um 1600 Gilbert, der Leibarzt der Königin Elisabeth. Von ihm stammt der Satz: „Die ganze Erde ist ein Magnet.“ Schon 40 Jahre später wurde in Schweden ein Kompaß zur Erzsuche verwendet, denn man hatte erkannt, daß Abweichungen von der Nord-Süd-Richtung durch Eisenverbindungen im Untergrund entstehen können. Mitte des 19. Jahrhunderts war es Gauß, der eine umfassende Theorie des Erdmagnetfelds aufstellte. Er zeigte durch eine mathematische Entwicklung in sog. Kugelfunktionen auf, daß fast das ganze magnetische Erdfeld aus dem Innern kommt und nur ein kleiner Teil einem Außenfeld zugeordnet werden kann. 35

Tatsächlich läßt sich das Erdmagnetfeld so beschreiben, als ob ein kleiner, starker Stabmagnet im Zentrum der Erde vorhanden wäre (Abbildung 13). Diese Erklärung fällt aber aus physikalischen Gründen fort, da alle Stoffe ihre magnetischen Eigenschaften verlieren, wenn sie erhitzt werden. Das passiert oberhalb des sog. Curie-Punktes, der etwa bei 400° bis 600° C liegt. Eine solche Temperatur wird aber in der Erde schon in 30 bis 60 km Tiefe erreicht, und im Zentrum steigt die Temperatur auf weit über 4000° C. Man muß also auf die zweite Möglichkeit, ein Magnetfeld zu erzeugen, zurückgreifen. Dies ist der sog. Dynamoprozeß, in dem durch Drehen einer Spule in einem Magnetfeld ein elektrischer Strom erzeugt wird, wie dies auch jeder FahrradDynamo tut. Nach Maxwell umgibt sich jeder elektrische Strom mit einem Magnetfeld. Bei geschickter Führung des Stroms läßt sich ein anfänglich schwaches Magnetfeld enorm verstärken. Dies ist sowohl theoretisch berechnet wie auch durch viele Versuche mit Scheiben- und Zylinderdynamos experimentell bestätigt worden. Ein großer „Geodynamo“ wird im flüssigen äußeren Erdkern vermutet. Flüssiges Eisen kann strömen und ist zudem gut leitend. Bei geeigneter Form, etwa bei zylindrischen Zellen in Nord-Süd-Richtung und schraubenförmigen Bewegungen, ist die Entstehung des Erdfeldes als sog. Dipolfeld möglich. Allerdings wird über die genaue Funktionsweise des Geodynamos noch gestritten, zumal diese Vorgänge sehr schwierig zu berechnen sind, da hydrodynamische und elektromagnetische Gesetze ineinandergreifen. Vor allem sind die Umkehrungen des Magnetfeldes, teils häufiger wie zur Zeit (etwa sechs Umkehrungen pro 1 Million Jahre), teils über 20 Millionen Jahre ausbleibend, noch recht schwierig zu verstehen. Bei diesen Umkehrungen wird der magnetische Nordpol zum Südpol und umgekehrt. Doch weiß man aus paläomagnetischen Untersuchungen, daß das Erdfeld mindestens 3,5 x 109 Jahre mit etwa gleichförmiger Stärke existiert, daß es stets etwa 50 % normal und 50 % invers war und daß es zu 98 % 36

Abb. 14: Die Elemente des Erdmagnetfeldes. D = Deklination, I = Inklination, H = Horizontalintensität, B = Magnetfeld mit Komponenten x, y und z.

aller Zeiten als Dipolfeld auftrat. Die Magnetfeldumkehrungen dauern „nur“ einige 1000 Jahre. Abbildung 13 zeigt vereinfacht das heutige magnetische (Dipol-)Feld der Erde. Unter den terrestrischen Planeten besitzt außer der Erde nur der kleine Merkur mit seinem relativ großen Eisenkern ein Magnetfeld. Der Mond hatte in seiner Frühzeit ein kleines Magnetfeld, vermutlich auch ein Dipolfeld. Die großen äußeren Planeten, insbesondere Jupiter und Saturn, verfügen über starke Magnetfelder, offenbar auch durch einen Dynamoprozeß erzeugt; Jupiters Feld ist normal, Saturns Feld invers magnetisiert. Das magnetische Feld ist ein sog. Vektorfeld, d.h., man braucht zu seiner Beschreibung drei Größen. Meist nimmt man seine Feldstärke H, seine Inklination I und seine Deklination D (siehe Abbildung 14). Auch die durch das Feld erzeugte Magnetisierung der Gesteine läßt sich mit diesen drei Größen beschreiben, wobei nur anstelle der Feldstärke H die Magnetisierung M tritt. Meistens, vor allem im Routinebetrieb der Geomagnetiker und Geologen, werden nur die Winkel D und I der Magnetisierung bestimmt, welche die Richtung einer rezenten oder alten („Paläo“-)Magnetisierung anzeigen. Doch gibt es im wissenschaftlichen Bereich eine Reihe experimenteller Verfahren, auch die Stärke des ursprünglichen, die Magnetisierung erzeugenden Feldes zu bestimmen, was für 37

Studien der Feldumkehrungen oder in der Planetologie von Wichtigkeit ist. Obwohl die meisten gesteinsbildenden Minerale nicht magnetisch sind, zeigen doch alle Gesteine meßbare magnetische Eigenschaften. Das liegt am Vorhandensein kleiner Mengen Eisenoxyde (oder sulphidischer Minerale). Am stärksten magnetisiert ist das Mineral Magnetit (FeaCU). Das Interessante an der Gesteinsmagnetisierung ist, daß sie einmal sehr stabil ist (man spricht auch von einer „remanenten“ Magnetisierung) und daß sie zum anderen die Entwicklung einer „magnetischen Zeitskala“ erlaubt. Denn ein magmatisches Gestein, das sich aus einer Schmelze (über den Curie-Punkt hinaus nach unten) abkühlt, oder ein Sediment, das sich im Meer oder einem See ablagert und langsam verfestigt, magnetisiert sich in Richtung des herrschenden Magnetfeldes. Diese (remanente) Magnetisierung bildet die Grundlage des Paläomagnetismus. Betrachtet man eine Abfolge von untereinanderliegenden Gesteinen mit zunehmendem Alter, etwa in einer Bohrung, so kann man oft um 180° unterschiedliche Magnetisierungsrichtungen feststellen. Diese Umkehrungen entsprechen den Umkehrungen des Erdmagnetfeldes in der Erdgeschichte. Inzwischen hat man aus Millionen von Proben verschiedenen Alters aus allen Erdteilen eine magnetische Zeitskala entwickelt, in der große und kleine Umkehrungen des Erdmagnetfeldes genau erfaßt sind. Die letzte Feldumkehr fand vor etwa 30000 Jahren statt. Der Homo sapiens konnte z.B. schon mit Feuer umgehen. Dabei erhitzte er Gegenstände, die bei ihrer Abkühlung unter den Curie-Punkt die Richtungen des damals herrschenden Magnetfeldes annahmen. Diese Beschäftigung mit Feuerstätten und Öfen der Vor- und Frühgeschichte führte zu einer Variante des Paläomagnetismus, dem Archäomagnetismus, mit dem wir Entwicklungen der Menschheitsgeschichte einordnen und datieren können. Ist ein Gesteinskomplex irgendwo auf der Südhalbkugel entstanden und wandert der zugehörige Kontinent nach Norden (etwa wie Indien), so nimmt er seine remanente Magnetisierung mit. Weiß man sein Entstehungsalter – etwa aus radio38

Abb. 15: Die Paläoinklination zeigt S-N-Bewegungen eines Kontinents. Die Pfeile zeigen die Richtung des Erdmagnetfeldes an. (a) Der Kontinent K liegt auf der Südhalbkugel und wird in Richtung des herrschenden Magnetfeldes magnetisiert (Paläoinklination Ip). (b) Der Kontinent ist nach Norden gewandert und hat seine remanente Magnetisierung, einschließlich seiner Paläoinklination beibehalten. Diese ist ungleich der heutigen Inklination I (siehe Pfeile).

aktiven Altersdatierungen (Abschnitt 8) –, so kann man aufgrund einer Reihe von Proben die Geschwindigkeit ausrechnen, mit welcher der Kontinent nach Norden gedriftet ist. Allerdings geht das nur in Nord-Süd-Richtung. Aus der (Paläo-)Inklination kann man direkt auf die Breite schließen (Abbildung 15). Leider verbietet es das Dipolfeld der Erde, daß man Verschiebungen in Ost-West-Richtung erkennen kann, da das Magnetfeld ja überall etwa in Nord-Süd-Richtung verläuft. Immerhin kann man aus der (Paläo-)Deklination erkennen, ob und wie sich ein Kontinent gedreht hat. Seit etwa Mitte des 20. Jahrhunderts hat man die Technik zur Bestimmung der Magnetisierung gewaltig verbessert. Konnte man zu Beginn nur die starke Magnetisierung von magmatischen Gesteinen bestimmen, wurde es in den 70er Jahren möglich, auch die 100- bis 1000mal schwächere Magnetisierung von Sedimentgesteinen (nächster Abschnitt) zu 39

Abb. 16: Die Magnetisierung der Ozeanböden der letzten 10 Ma. Positive (normale) Magnetisierung (dunkel) und negative (inverse) Magnetisierung (hell) zeigen die Umkehrungen des Erdmagnetfeldes an. Die magnetischen Streifen sind symmetrisch zur Rückenachse. Beispiel vom atlantischen Rücken südlich Islands.

bestimmen. Darauf beruht ein ganz neuer Zweig in den Geowissenschaften, nämlich die Magnetische Stratigraphie. In kontinuierlich abgelagerten Sedimenten erkannte man das 40

Abb. 17: Oberes Bild: Die verschiedenen Abstände der magnetischen Streifen geben die verschiedenen Spreading-Geschwindigkeiten an (t-xDiagramm). Die Zahlen rechts sind Spreading-Geschwindigkeit in cm pro Jahr. Unteres Bild: Das (symmetrische) Magnetisierungsmuster der magnetischen Streifen.

ganze Muster der Feldumkehrungen; man konnte zwischen Bohrungen korrelieren und die Sedimentationsrate vieler Gebiete genau bestimmen. In letzter Zeit hat man erkannt, daß ein gewisser Prozentsatz der Sedimentmagnetisierung nicht durch magnetische Minerale, sondern durch Bakterien mit magnetischen Spurenstoffen erzeugt wird. Auch diese magnetotaktischen Bakterien richten sich im herrschenden Magnetfeld aus. Die bedeutendste Entdeckung, die mit der Magnetisierung der Ozeanböden zusammenhängt, leitete die Theorie der Plattentektonik ein und stellte sie auf eine gesicherte Basis. Die Idee des „Sea-floor-Spreading“ wurde geboren. Man hatte zunächst mit Schiffsmessungen und einem Magnetometer im Schlepp systematische Änderungen der Meeresbodenmagnetisierung aufgezeichnet. Beiderseits großer vulkanischer Rücken in den Ozeanen waren die magnetischen Signale symmetrisch 41

angeordnet und zeigten das gleiche Muster von normal und invers magnetisierten Zonen, die man schon auf Land beobachtet und mit einer zeitlichen Zuordnung versehen hatte (die magnetische Zeitskala). Von dieser Erkenntnis war es nur ein Schritt zu der Folgerung, daß längs der Rücken, besonders aus ihrem „Gipfeltal“, quasi kontinuierlich magmatisches Material ausfließt, sich verfestigt und zur Seite bewegt wird. Bei der Verfestigung kühlt es sich unter den Curie-Punkt ab und wird in Richtung des gerade herrschenden Feldes magnetisiert. Wie auf ein laufendes Magnetband werden die Informationen (normal oder invers) aufgesprochen und (nach jeder Seite des Rückens) weitergeführt (siehe Abbildung 16 und 17). Aus dem seitlichen Abstand der bekannten und datierten magnetisierten Zonen, d. h. aus der Dichte des magnetischen Streifenmusters, ließ sich unschwer die Bewegung des Ozeanbodens ausrechnen. Das magnetische Streifenmuster ist z.B. im Pazifik relativ weit auseinandergezogen, da er mit fast 10 cm/Jahr wandert, während es im Atlantik recht dicht zusammenliegt, da dieser sich nur mit 1–2 cm/Jahr bewegt. In beiden Fällen wird neues magmatisches Material von den Rücken aus seitlich bewegt und magnetisiert. Mit diesem Mechanismus des „Sea-floorSpreading“ war eine Ursache für die Mobilität von Ozeanen und Kontinenten gefunden. Eine weitere wird in Abschnitt 10 behandelt.

7. Vom Atom zum Mineral – Vom Mineral zum Gestein Atome (von griechisch atomos = unteilbar) wurden lange Zeit als kleinstmögliche Einheit der Materie angesehen. Seit Beginn dieses Jahrhunderts weiß man, daß die Masse eines Atoms im Atomkern konzentriert ist, der wiederum aus positiv geladenen Protonen der Ladung +1 und neutralen Neutronen besteht. Die Summe aus Protonen und Neutronen be42

stimmt die Atommasse. Die positiven Ladungen der Protonen werden durch (fast masselose) umlaufende Elektronen mit der Ladung –1 kompensiert. Die Anzahl der Protonen im Kern bestimmt die chemischen Eigenschaften. Man nennt sie auch die Kernladungszahl oder Ordnungszahl (sie war in Abbildung 1 auf der Abszisse aufgetragen). Meist ist die Zahl der Neutronen etwa gleich derjenigen der Protonen. Weicht sie etwas ab, so hat man verschiedene (stabile oder instabile) Isotopen des gleichen Elementes. Verliert ein Atom eines oder mehrere seiner Elektronen, verliert es seine Neutralität und wird zum positiven Ion. Fängt es Elektronen ein, entsteht ein negatives Ion. Es entsteht eine Art von Bindung, wenn sich zwei (oder mehrere) unterschiedlich geladene Ionen vereinen. Es gibt verschiedene Arten von Bindungen, und der Zusammenhalt der Ionen bestimmt die Härte eines Minerals. Die Wissenschaft Mineralogie befaßt sich mit der Entstehung von Mineralien und ihren physikalischen und chemischen Besonderheiten. Minerale entstehen durch Kristallisation. Dabei bildet sich um zunächst mikroskopisch kleine Kristallisationskeime eine geometrische Struktur, die sog. Kristallstruktur, eine Ordnung der Ionen oder Atome im dreidimensionalen Raum. Kristallisation schreitet fort, solange genügend Platz und genügend Ausgangsmaterial da ist und sie nicht durch andere Kristallisationen behindert wird. Ähnlich, wie Eiskristalle sich aus Wasser unterhalb des Erstarrungspunktes (Gefrier- oder Schmelzpunktes, 0° C) bilden, kristallisieren sich gesteinsbildende Mineralien ebenfalls aus einer flüssigen Ausgangsmasse. Dies ist meist ein Magma, und der Erstarrungspunkt (oder Schmelzpunkt) liegt bei 600 bis 1300° C, je nach Chemismus, Spurenstoffen und Wassergehalt. Die Regelmäßigkeit und Schönheit von Kristallen haben von jeher die Menschen begeistert. Da größere Kristalle zum Wachsen Platz benötigen, trifft man sie meist in Spalten, Klüften und Höhlen an. Von den vielen in der Natur vorkommenden Mineralien sind nur etwa zehn gesteinsbildend. Diese sind zu mehr als 99 % in Erdkruste und oberem Mantel vertreten. An erster 43

Abb. 18: Schematischer Aufbau des Silizium-Tetraeders, SiO4 (2 verschiedene Ansichten). Das kleine Siliziumion ist von 4 relativ großen Sauerstoffionen umgeben.

Stelle stehen Verbindungen von Silizium (Si) und Sauerstoff (O), gefolgt von den Oxiden; das sind Verbindungen von O mit einem Metall und Karbonaten aus Kalzium (Ca), Kohlenstoff (C) und einigen anderen Elementen. Dabei sind die Elemente O mit fast 47% und Si mit fast 28% prozentual die häufigsten Elemente, gefolgt von Aluminium (Al) mit 8%. Die Häufigkeit von O und Si zusammen steigt von 75 % sogar auf 93 %, wenn man noch das Oxid SiO2, z. B. in der Form von Quarz, hinzunimmt. Alle Mineralien vom kleinsten bis zum größten ordnen sich in bestimmten, symmetrischen Gerüsten oder Strukturen. So ist der Grundbaustein aller Silikate ein Tetraeder (siehe Abbildung 18), d.h., in der Mitte befindet sich ein Si-Ion, umgeben von vier O-Ionen. Die Tetraeder formen wiederum verschiedene Strukturgruppen in Form von Ringen, Ketten, Bändern, Schichten etc. (siehe Abbildung 19). Erst in einer Tiefe von etwa 400 km geht das dominierende Mineral des oberen Mantels, Olivin (Mg2SiO4 und Fe2 SiO4), in die dichtere Packung des Spinells über und bildet damit eine wichtige seismische Grenzfläche innerhalb des oberen Mantels, wie bereits in Abschnitt 4 erwähnt. Ein Mineral ist in seiner chemischen Zusammensetzung und seinen physikalischen Eigenschaften meist recht homogen. Im Unterschied zu organisch gewachsenen Organismen oder zu labormäßig hergestellten Stoffen spricht man oft von „natürlich vorkommend“ oder „anorganisch geschaffen“, wenn man die Minerale der Erde 44

Abb. 19: Ringstrukturen (nur ein Beispiel für die verschiedensten Strukturmodelle). Silizium-Tetraeder sind in Ringen angeordnet und teilen sich je zwei Sauerstoffionen mit ihren Nachbarn.

meint. Aber die Übergänge sind fließend. So ist z. B. Calziumcarbonat, CaCO3, das aus Meerwasser ausgefällt wird, ein echtes, natürlich vorkommendes Mineral. Aber der Kalk einer Muschelschale besteht ebenfalls aus CaCCb, und man sagt dann „biogener Calcit“ oder – falls im Labor hergestellt – „synthetischer Calcit“. Vermutlich hat das Wachstum von Tonmineralien in der Frühzeit der Erde die erste Entwicklung von primitivem Leben mit seiner Fähigkeit zur Selbst-Replikation gefördert (Abschnitt 15). Gesteine sind zusammenhängende, vielkörnige Einheiten aus einem oder (meistens) mehreren Mineralen. Gesteinseinheiten sind ein wesentlicher Teil der festen Erde. Die Bildung von Mineralien und Gesteinen geht Hand in Hand und oft gleichzeitig vonstatten. Das Erscheinungsbild von Gesteinen hängt größtenteils vom Anteil der wichtigsten Mineralien ab, aber auch das Gefüge spielt ein Rolle. Dieses gibt die Form, Größe und Anordnung der Minerale und Mineralgruppen an und hängt von der Entstehungsgeschichte ab, wobei Zeitdauer, Druck (Tiefe) und Temperatur eine dominierende Rolle spielen. Im allgemeinen unterscheidet man in der Mineralogie drei Gesteinstypen, welche die drei wesentlichen gesteinsbildenden Prozesse kennzeichnen. Magmatische Gesteine entstehen direkt aus der Kristallisation eines (silikatischen) Magmas bei Temperaturen oberhalb von 600° C. Lavaströme und Aschenablagerungen sind bekannte 45

Beispiele für diese Gesteinsgruppe. Bei Abkühlung beginnt die Kristallisation der verschiedenen Mineralien. Falls dieser Prozeß in einer gewissen Tiefe vor sich geht und ausreichend Zeit zur Kristallisation vorhanden ist, wie beispielsweise bei den Graniten, entstehen Kristalle, die viele Millimeter Größe (und mehr) erreichen können. Diese in der Tiefe entstandenen magmatischen Gesteine nennt man Intrusivgesteine. Sie kühlen zunächst langsam ab und können durch verschiedene tektonische Prozesse gelegentlich an die Oberfläche kommen. Demgegenüber kühlen sich die an der Oberfläche ausgeworfenenen Aschen oder ausfließenden Laven relativ schnell ab, und es entsteht ein feinkörniges magmatisches Gestein, das als Effusivgestein bezeichnet wird. Ein Beispiel ist der dunkle Basalt, der beim Abkühlen durch Kontraktion eine sehr symmetrische, meist sechseckige, säulenförmige Struktur ausbildet. Sedimentgesteine, auch „Sedimente“, bestehen aus mechanisch oder biologisch angehäuften Fragmenten, die ihrerseits aus bereits vorhandenen Gesteinen oder Mineralien gebildet werden. Dies geschieht auf chemischem Weg, meist durch Ausfällung aus Wasser in Meeren und Seen („subaquatisch“), gelegentlich auch durch Windeinfluß auf Land („subaerisch“). Ihre oberflächennahe Entstehung aus einem losen Sediment, z.B. aus Sanden, Tonen, Kiesen oder Skelettresten, führt über eine Verfestigung („Diagenese“), in Abhängigkeit von wachsender Tiefe, zu den Sedimentgesteinen, wie Sandstein, Tonschiefer, Konglomerat und Kalkstein. Durch Verwitterung werden Sedimente zerstört, „erodiert“, und oft in große Entfernungen transportiert. Gewisse Bestandteile können in Lösung gehen und neue chemische Verbindungen bilden. Hierzu gehören das Steinsalz und der Calcit, während die rein mechanisch abgelagerten Sedimente auch als klastische Sedimente bezeichnet werden. Charakteristisch für Sedimentgesteine ist ihre oft parallele und nahezu horizontale Schichtung, zumindest bei tektonisch ruhiger Subsidenz eines Beckens. Allerdings können einsetzende tektonische Kräfte, seien es Kompression oder Zerrung, gewaltige Verstellungen, Verwerfungen 46

und damit eine sehr unruhige Lagerung bewirken. Die sich hierbei ausbildenden Steilstellungen, wie z. B. in den Alpen zu beobachten, sind spektakulär. Die Verwerfungen zwischen den Blöcken sind meist komplex und erfordern ein genaues Studium. Sedimentbecken enthalten all unsere Kohlevorräte und Kohlenwasserstoffe. Erdöl und Erdgas sammeln sich an strukturell besonders ausgezeichneten Strukturen (Abschnitt 16). Große Sedimentbecken erreichen Tiefen von über 10 km (Norddeutsches Becken) und sogar fast 30 km Tiefe (MichiganBecken), wenn eine starke und schnelle Vertiefung (Subsidenz) mit magmatischen Einlagerungen gekoppelt ist. Metamorphe Gesteine sind aus magmatischen oder sedimentären Gesteinen durch hohe Temperatur und Versenkungstiefe (Druck) hervorgegangen. Sie wurden durch Deformation und Rekristallisation modifiziert, „metamorphisiert“. Sie stellen also nachträgliche Bildungen dar, die sich in bezug auf ihren Mineralbestandteil und/oder ihre Struktur vom Ausgangsgestein unterscheiden. Marmor (metamorphisierter Kalkstein) und Schiefer (metamorphisierter Ton) sind typische Beispiele metamorpher Gesteine. Aus einer chemischen Analyse läßt sich oft durch gewisse Ähnlichkeiten auf das Ausgangsmaterial schließen. Bei großräumigen, tiefreichenden Umwandlungen spricht man von Regionalmetamorphose. Diese läßt sich oft plattentektonisch deuten und findet sich stets an den Rändern aktiver Konvergenzzonen. Im Gegensatz hierzu ist die Kontaktmetamorphose mehr lokal ausgebildet und bezieht sich auf Umwandlungen in einer Kontaktzone in der direkten Umgebung eines aufsteigenden heißen Magmas. Die häufigsten Mineralien in einem metamorphen Gestein sind die Silikate, da sie ja sowohl in den magmatischen wie in den Sedimentgesteinen dominieren. Es gibt je nach Intensität verschiedene Grade einer Metamorphose und entsprechend mehrere Typen metamorpher Umwandlungen, die man als metamorphe Fazies bezeichnet. Sie können eindeutig den Temperatur- und Druckbereichen zugeordnet werden, in denen sie gebildet wurden. So entsteht zum Beispiel 47

Abb. 20: Die drei großen Gesteinsgruppen: (a) magmatisches, (b) sedimentäres und (c) metamorphes Gestein. Entstehung durch (a) Erstarrung und Kristallisation aus einer Schmelze, (b) Verwitterung, Abtragung, Sedimentation, u. U. Versenkung und Diagenese, (c) Rekristallisation unter hohen Temperaturen und Drücken (in tiefer Kruste oder oberem Mantel).

die sog. Blauschieferfazies unter hohem Druck und niedriger Temperatur, wie sie etwa in einer schnell subduzierenden ozeanischen Platte angetroffen wird (Abschnitt 10). Die sog. Granulitfazies entsteht bei mittleren Drücken und hohen Temperaturen, und die (dichte) Eklogitfazies entsteht bei hohen Drücken und hohen Temperaturen und wird uns beim Studium der Erdkruste (Abschnitt 11) noch beschäftigen. Die Beziehung zwischen den drei Grundtypen der Gesteine ist manchmal fließend. Der Schotte James Hutton stellte vor etwa 200 Jahren den Kreislauf der Gesteine vor, der auch heute noch – leicht modifiziert – seine Gültigkeit hat. Zum Beispiel kann magmatisches Gestein in großen Tiefen durch Aufschmelzen anderer Gesteine entstehen. Sedimentgesteine, die durch Absenkung diagenetisch verfestigt werden, können schon bei Temperaturen weit unter 600° C schmelzen und/ oder metamorphisiert werden. Abbildung 20 zeigt Beispiele für die drei besprochenen Gesteinsarten; Abbildung 21 schildert in Anlehnung an Hutton den Kreislauf der Gesteine. 48

Abb. 21: Der Kreislauf der Gesteine, zurückgehend auf Hutton (um 1790). Verwitterung, Sedimentierung, Versenkung, Metamorphose oder Aufschmelzen (Magmatit), Deformation und Verwitterung.

8. Die frühe Entwicklungsgeschichte der Erde (Archaikum und Proterozoikum) Der Formung von Erde und Mond (Abschnitt 3) war bei 3,9 x 109 Jahren weitgehend abgeschlossen (formative Phase). Es folgt die erste große geologische Epoche, das Archaikum, das von 3,9 bis 2,5 x 109 Jahre dauerte, an das sich das Proterozoikum von 2,5 bis 0,6 x 109 Jahre anschließt. Die allerersten Gesteine, die das anfängliche starke Meteoritenbombardement und den heftigen Vulkanismus überlebt haben, finden wir in den ältesten Einheiten der Erde, den Kratonen, bei 4,0 x 49

109 Jahren. Einzelne Minerale können sogar bis 4,2 x 109 Jahre zurückdatiert werden. Zu Beginn des Archaikums ließ das starke Meteoritenbombardement deutlich nach. Einige große Einschläge trafen noch die Vorderseite des Mondes, wahrscheinlich von vorher im Mond-Orbit umlaufenden großen Gesteinsbrocken erzeugt, und schufen die kreisrunden Mare-Becken Mare Imbrium, Serenitatis, Humorum, die im Archaikum mit basaltischer Lava aus einigen hundert Kilometern Tiefe gefüllt wurden. Aber diese beckenbildenden großen Einschläge läuteten das Ende des starken Meteoritenbombardements im Erde-Mond-System ein. Es gibt keinen Zweifel, daß die Erde in ihrer Frühzeit ebenfalls – und wegen ihrer größeren Masse noch stärker – von Meteoriten getroffen wurde. Die große Erde kühlte sich nur langsam ab. Heftige Bewegungen teils flüssiger, teils sich langsam verfestigender Materie im Erdmantel (Konvektion) gingen mit verbreitetem Vulkanismus einher. Die Erdoberfläche wurde ständig neu gebildet. Zu dieser Zeit war die Leuchtkraft der Sonne noch etwa 10% schwächer als heute, aber es gab auch noch nicht die heutige Stickstoff-Sauerstoff-Atmosphäre. Wie unsere Nachbarplaneten besaß die Erde eine CO2-Atmosphäre, die für eine starke Absorption und eine nur geringe Rückstreuung des Sonnenlichts sorgte, was die damals geringere Leuchtkraft der Sonne kompensierte. Die Exhalationen aus den Vulkanen bestanden aber nicht nur aus CO2, sondern auch aus H2O. So formte sich schon früh Regen, und bald begann Wasser, die ersten Tümpel und Ozeane zu bilden (neuerdings vermutet man, daß ein Teil des Wassers auch durch Einschläge von eishaltigen Kometen auf die Erde gebracht wurde). Schon bald nach Ende des starken Meteoritenbombardements sind bei etwa 3,8 x 109 Jahren die ersten Zeichen primitiven Lebens in den Ozeanen zu entdecken. Es gibt aus der Zeit zwischen 3 und 4 x 109 Jahren grünlich-blaue, sogenannte Stromatolithenkalke, deren bogenförmige, nach oben gewölbte Lamellen mit großer Wahrscheinlichkeit von Algenkolonien, vermutlich Blaualgen, herrühren. Abbildung 22 zeigt ein Beispiel. Diese ersten Organismen erzeugten durch 50

Abb. 22: Archaische Stromatolithenkalke zeigen die allerersten Spuren von Leben. Die bogenförmigen, nach oben gewölbten Schichten werden als Reste fossiler Blaualgenkolonien (Cynobakterien) angesehen.

Photosynthese Sauerstoff, der aber lange Zeit nicht in die Atmosphäre gelangte, sondern sich mit den seinerzeit großen Mengen an zweiwertigem Eisen zum unlösbaren Oxid des dreiwertigen Eisens, Fe2O3, verband. Aus dieser Zeit stammen die gebänderten Eisenerze, auch BIFs (Banded Iron Formations) genannt, die nur im Archaikum und frühen Proterozoikum zu finden sind und die weltweit reichsten Erzlagerstätten bilden. Abbildung 23 zeigt eine Probe, deren rot-blaue Farbschichten aus Hämatit und Kieselschiefer bestehen. Da Mittel-, Süd- und West-Europa recht junge Kontinentbildungen sind (Abschnitt 13), finden sich hier leider keine Erzvorkommen aus der Frühzeit der Erde. Gleichzeitig mit der Sauerstoffproduktion im Meer wurde im Archaikum und Proterozoikum das in der Atmosphäre befindliche CO2 langsam ausgewaschen und ins Meer gespült, wo es mit dem Schlamm der Ozeane in Karbonate, vor allem in Kalksteine, überführt wurde. Erst bei etwa 2 x 109 Jahren im Proterozoikum sehen wir Zeichen, daß der im Meer gebildete Sauerstoff langsam in die Atmosphäre dringt. Es treten zu dieser Zeit die sog. kontinentalen Rotsedimente auf, die leicht gebänderte Formen haben und darauf schließen lassen, 51

Abb. 23: Archaische gebänderte Eisensteine (Eisenerz enthaltend) bilden die größten Eisenvorkommen der Erde. Durch die Photosynthese der ersten Organismen erzeugt, verbindet sich der freiwerdende Sauerstoff mit schwimmendem Eisen zum unlöslichen Oxid des dreiwertigen Eisens.

daß zu dieser Zeit schon etwas mehr als 1 % des heutigen Sauerstoffs in die Atmosphäre gelangt war und ebenfalls das dreiwertige Eisenoxid FdCh bildete. Abbildung 24 zeigt ein Beispiel der erst im Proterozoikum entstehenden kontinentalen Rotsedimente. Der Sauerstoff, geschaffen durch die Photosynthese, begünstigte auf Schelfen und in Flüssen die Entwicklung von Sauerstoff-atmenden Mehrzellern. Außer den für die Frühzeit charakteristischen Gesteinen, Stromatolithenkalken und gebänderten Eisenerzen im Meer, kontinentalen Rotsedimenten auf Land, gibt es andere Anzeichen für eine hohe Temperatur in der Nähe der Erdoberfläche. Einmal gibt es die sog. Grünsteingürtel aus mafischen Gesteinen, grüne, längliche Körper, die zu ihrer Bildung eine hohe Temperatur benötigen und vom frühen Archaikum bis über die Mitte des Proterozoikums auftreten. Auch gibt es das Auftreten 52

Abb. 24: Kontinentale Rotsedimente entwickelten sich im Proterozoikum, als der Sauerstoff langsam in die Atmosphäre kam. Die abgebildeten roten Sandsteine haben ihre Farbe vom Oxid des dreiwertigen Eisens.

von gebänderten Gneisen, granulitisch und amphibolitisch, die chemisch an die Terra-Landschaften auf dem Mond erinnern. Noch höhere Temperaturen als die Grünsteingürtel benötigten die sog. komatiitischen, das sind magnesiumreiche Laven aus dem oberen Mantel, die sich fast ganz auf die Zeit des Archaikums beschränken. Ein Anzeichen für die mit hohen Temperaturen einhergehende Konvektion sind die Kimberlite (vor allem in den Schilden Südafrikas), die eine kalte Entstehungsgeschichte andeuten. Ihre Nähe zu den (Hochtemperatur-)komatiitischen Laven läßt ihre Bildung auf einem absteigenden Ast einer kleinräumigen Konvektionszelle vermuten. Im Proterozoikum, also ab 2,5 x 109 Jahre, gibt es für die Erde gewaltige Veränderungen. Die Lithosphäre wird (durch langsame Abkühlung) dicker; die Erdkruste zeigt zu Beginn das stärkste Wachstum, es bilden sich große Rifts, mobile Gürtel, große Schelfgebiete und mächtige Gebirgsketten. Im Norden Europas bildeten sich ab 1,93 x 109 Jahren die SkelefteGebirge. Südwestlich hiervon und immer jünger werdend, gibt es zwischen 1700 und 1530 x 106 Jahren eine massive Granitbildung, wie in der Nähe einer Subduktionszone, und zwischen 53

1,2 und 0,9 x 109 Jahren bildet sich ein sehr langer Gebirgszug (Grenville, Dalsladisch, Svekofennisch), der durch ein gewaltiges Zusammenwachsen vieler großer und kleiner Kontinente entstand und von ganz Amerika bis nach Südschweden zu verfolgen ist. Der sich bildende Superkontinent erhielt den Namen Rodinia. Bereits hier gibt es Anzeichen moderner Plattentektonik. Auch treten nun die ersten Blauschiefer auf, die wir vorher nie beobachten. Ihre Entstehung verdanken sie einer Hochdruck-Niedrigtemperatur-Umgebung, wie wir sie nur in ozeanischen Subduktionszonen finden (Abschnitt 10). Auch zeigen sich die ersten Ophiolite, Zeugen einer Ozean-Kontinent-Kollision. Der Superkontinent Rodinia existiert länger als Wegeners Kontinent Pangäa, nämlich von etwa 1000 bis 650 x 106 Jahre, bis er in einzelne Teile auseinanderbricht. Auch in der Atmosphäre vollziehen sich große Veränderungen. Gegen Ende des Proterozoikums ist der Anteil des Sauerstoffs auf fast den heutigen Wert angestiegen, und auch das CO2 ist weitgehend aus der Atmosphäre ausgewaschen und in den Karbonaten der Meere eingebaut worden. Auch das Edelgas Argon, das aus dem Zerfall von Kalium entsteht, reichert sich wie der Sauerstoff in der Atmosphäre an, wenn auch in viel geringerer Konzentration (Abschnitt 15). Das Leben selbst hat durch seine Photosynthese die ganze Atmosphäre verändert. Allerdings hat die Evolution des Lebens noch keine Schalen und Hartteile entwickelt, aufgrund derer man im beginnenden Phanerozoikum (etwa 600 x 106 Jahre) die Entwicklung des Lebens verfolgen kann (Abschnitt 14).

9. Radioaktive Altersangaben und ihre Bedeutung Seit der Entdeckung der Radioaktivität durch Rutherford 1905 haben sich die Methoden der Altersdatierung, der sog. Geochronologie, d. h. die Bestimmung absoluter Alter für bestimmte geologische Ereignisse, enorm weiterentwickelt. Heute ist es eine der spektakulärsten Methoden der Geowissen54

scharten. So kann man zum Beispiel die ältesten Gesteine der Erde bei 4 x 109 Jahren bis auf drei Stellen hinter dem Komma bestimmen! Die Akzeptanz der neuen physikalischen Methode durch die Geowissenschaftler war in den ersten 50 Jahren nur langsam. Es mußten zunächst spezielle Spektrometer entwickelt werden, welche die einzelnen Teilchen analysieren konnten, geochemische Besonderheiten und Schmelzpunkte von Mineralen und Gesteinen mußten verstanden und die komplexe Temperaturgeschichte vieler Gesteine mußte berücksichtigt werden. Heute gibt es spezielle Labors, die sich auf nur ein bis zwei Methoden der Altersbestimmungen konzentrieren, oft getrennt nach bestimmten Methoden für große Alter, um die Evolution der Erde zu untersuchen, und Methoden für kleinere Alter, die zum Verständnis der Klimaentwicklung in den letzten paar 100000 Jahren notwendig sind. Die zu untersuchenden Proben können heute sogar flüssig oder fest sein. Selbst die seltenen Erden, z. B. Samarium und Neodynium, die zwar wenig radioaktive Elemente aufweisen, aber in fast allen Gesteinen vertreten sind, lassen sich massenspektrometrisch untersuchen und geben wertvolle Daten, besonders im Hinblick auf die Entstehung der Erdkruste. Zusammen mit den Uran-Blei- und den Rubidium-Strontium-Methoden haben sie sich zu den wichtigsten Untersuchungsmethoden für große Alter entwickelt. Nur wenige Methoden für die Bestimmung kleiner Alter, wie z. B. die 14C-Methode, benötigen keine Massenspektrometer. Die physikalische Basis der Altersbestimmungen ist die Beobachtung, daß die Atomkerne vieler Elemente instabil sind, besonders dann, wenn die Anzahl der Protonen (Z) und Neutronen (N) des Atomkerns ungleich ist. Das Atomgewicht (oder die Massenzahl) A ist gleich der Zahl der Neutronen und der Zahl der Protonen (A = Z + N). Viele Atomkerne mit ungleichen N und Z wandeln sich spontan durch die Emmission von Teilchen und Energie um, wodurch Z und N verändert werden. Von einem Mutterelement entsteht so ein Tochterelement. Diese Tochter mag stabil sein, oder sie mag in eine 55

weitere Tochter zerfallen, ein Prozeß, der erst endet, wenn eine stabile Tochter erreicht ist. Es gibt drei Arten von Zerfallsprozessen, die mit α-, β- und γ-Strahlen einhergehen. a-Strahlen erniedrigen Z und N des Mutterelementes um je zwei Einheiten, β-Strahlen erhöhen es um je eine Einheit (Abbildung 25), während y-Strahlen keine Änderung von N oder Z bewirken. Es würde zu weit führen, die Gesetze des radioaktiven Zerfalls im einzelnen zu erläutern. Mutterelemente zerfallen mit der Zeit exponentiell, Tochterelemente wachsen dementsprechend an. Für die beiden Zerfallsreihen 235U und 238U und die zugehörigen Töchter (die aus je einer sehr langen Zerfallsreihe hervorgehen) 235Pb und 206 Pb ist dies in Abbildung 26 dargestellt. Wie man sieht, haben die beiden Urane sehr große Halbwertszeiten tH (die Zeit, in der das Mutterelement auf die Hälfte zerfallen ist), und man kann aus ihnen die ältesten Gesteine und die Entstehung der Erde berechnen. Man geht zur Bestimmung des Alters von dem bekannten Zerfallsgesetz aus, daß nämlich die Zerfallsrate dM/dt proportional dem vorhandenen Mutterelement M ist: – dM/dt = λt Das entstehende radiogene Tochterelement D ist dann D = Mo–M mit Mo = anfänglich vorhandenes Mutterelement. Mit der bekannten Lösung des Zerfallsgesetzes durch eine Exponentialfunktion und einige Umstellungen sowie durch eine „Eichung“ der radiogenen Tochter durch Division durch ein nichtradiogenes Isotop D’’ des gleichen Elementes erhält man endlich: D/Dn = (Do/Dn) + (M/Dn) x λt mit M = Mutterelement, D = Tochterelement, Dn = stabile (nichtradiogene) Tochter, t = Alter (Zeit), λ = Zerfallskonstante, λ = tH/ln2, Do/Dn ist in etwa konstant und wird als Initialwert bezeichnet. Die Tochter- und Mutterelemente werden im Massenspektrometer bestimmt. Die Gleichung für D/Dn hat die Form einer 56

Abb. 25: Alpha-(a)- und Beta-(ß)-Zerfall. Bei Gamma-(y)-Strahlung bleiben Z, N und A gleich. Z = Anzahl der Protonen; N = Anzahl der Neutronen; A = Atomgewicht = Z+N

Abb. 26: Der Zerfall der beiden langlebigen Urane und die Entwicklung ihrer Töchter (Blei). Das Verhältnis Mutter zu Tochter erlaubt die Bestimmung des absoluten Alters.

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Abb. 27: Zwei Arten der radioaktiven Altersbestimmungen. In (a) gibt die Steigung der Isochrone das absolute Alter an. (b) zeigt die Entwicklung verschiedener Mutter/Tochter-Verhältnisse mit der Zeit.

Geraden y = b + a · x, wenn man D/Dn (= y) auf der Ordinate und entweder M/Dn oder λ · t auf der Abszisse aufträgt. Im ersten Fall erhält man aus λt eine Steigung und kann daraus t bestimmen, im zweiten Fall erhält man je nach Größe des M/Dn-Verhältnisses verschiedene Geraden mit unterschiedlicher Steigung. Allerdings braucht man dazu verschiedene Minerale des gleichen Gesteins oder verschiedene Gesteine des gleichen Gesteinskomplexes (Abbildung 27). Für die Praxis komplizieren sich die Untersuchungen dadurch, daß die verschiedenen Minerale bei unterschiedlichen Bildungstemperaturen geschlossene Systeme werden, aber inzwischen kennt man diese Temperaturen und kann manchmal sogar den Weg des Gesteins im Untergrund nachvollziehen, d. h. den sogenannten p-T-t-Weg verfolgen (p = Druck, T = Temperatur und t = Alter), wobei man allerdings die Versenkungstiefe (mit dem Druck p) durch besondere chemische Gleichgewichtsbedingungen, sog. chemische Barometer oder Thermobarometer, errechnen muß. Wir müssen uns noch fragen, welches Alter nun t wirklich darstellt. Physikalisch ist das Alter t die Zeit, von der ab die radioaktiven Uhren in einem geschlossenen System zu laufen 58

beginnen. „Geschlossen“ heißt, daß im System keine Mutteroder Tochterelemente wegwandern. Zum Beispiel kann ein (magmatisches) Gestein erst dann als geschlossenes System gelten, wenn es erstarrt ist. Die Erstarrung ist der Zeitpunkt, den wir messen. Zu Beginn der radioaktiven Altersdatierungen gab es große Probleme mit Metamorphosen. Wenn ein Gestein wieder erwärmt wird, mögen einige Minerale abwandern, und zwar bevorzugt jene mit einem niedrigen Schmelzpunkt. Solange sie im Gesteinskomplex verbleiben, mögen die Gesteinsalter noch richtig sein. Die Mineralalter geben dann den Zeitpunkt des Metamorphoseendes (mit erneuter Verfestigung und Schließung des Systems) an. Kommt es allerdings zu einer Anatexis, d.h. zu einer generellen Schmelze, wird man nur die erneute Erstarrung messen können. Auch aus diesem Grunde sind die ältesten Gesteine der Erde (4 x 109 Jahre) so selten. Sie sind durch einen glücklichen Zufall einer (erneuten) Metamorphose entgangen. Geschlossene Systeme sind aber nicht auf Minerale und Gesteine beschränkt. Folgende Einheiten können als geschlossene Systeme betrachtet werden: ein Meteorit, eine Klasse von Meteoriten, eine Gesteinseinheit, die kontinentale oder die ozeanische Kruste, der Erdmantel, die ganze Erde (oder Mond oder Planet), das Planetensystem. Man muß nur repräsentative Proben dieser Systeme sammeln können, um zum Beispiel die Bildung kontinentaler Kruste aus dem Mantel heraus verstehen zu können. Dies ist aber im Laufe der Zeit weitgehend gelungen, und man kann heute durch verschiedene Verfahren die Zusammenballung des Urnebels, die Bildung des Erdkerns und verschiedene Phasen der Krustenbildung bestimmen. Die Zeit der Zusammenballung und Formung der planetaren Körper wird zuverlässig durch Altersbestimmungen an Meteoriten ermittelt. Die verschiedenen Arten von Meteoriten liefern alle dasselbe mittlere Alter von 4,6 x 109 Jahren, und nur ganz wenige sind geringfügig älter, wohl aus einer Zeit stammend, als die Zusammenballung noch nicht abgeschlossen war. Auch für Magmen aus dem Erdmantel kann man inzwischen eine Reihe von Feinheiten und Unterschieden feststellen, nämlich, 59

ob sie an Spurenstoffen angereichert oder abgereichert sind, also aus vorherigen dynamischen Prozessen hervorgegangen sind (Subduktionen oder Riftstadien). Eine wichtige Anwendung der radioaktiven Methoden der Altersbestimmung bezieht sich auf Bewegungen tektonischer Einheiten, z.B. ozeanischer oder kontinentaler Platten oder Mikroplatten (nächster Abschnitt). Während paläomagnetische Studien (Abschnitt 6) und Analysen tektonischer Strukturen wie großer Gebirgsgürtel, Rifts oder Kontinentalränder Angaben über die Lokationen der tektonischen Vorgänge liefern, ergeben die Altersangaben den Zeitpunkt eines Prozesses, z.B. eines (magmatischen) Riftvorgangs, wenn ein Kontinent sich teilt, oder einer Kollision von Kontinentteilen. Aus der Zeitdifferenz zwischen Rift und Kollision und aus der Differenz der Lokationen erhält man die mittlere Geschwindigkeit, mit der sich ein Kontinent oder der Teil eines Kontinents bewegt hat. Die Annäherung von Kontinenten wird auch durch paläontologische Methoden verfolgt, wenn Flora und Fauna auf den Schelfgebieten sich immer ähnlicher werden (Abschnitt 14). Es gibt noch eine Reihe von radioaktiven Methoden der Altersbestimmungen mit kurzen und extrem kurzen Halbwertszeiten. Für Alter bis knapp 100000 Jahren hat sich die 14CMethode bewährt. Es ist die einzige Methode, in der das ursprünglich vorhandene Mutterelement (14Co) verwendet werden kann (wenn auch mit Korrekturen durch das herrschende Magnetfeld, Sonnenaktivität etc.). Der Grund hierfür ist, daß sich das 14Co unter dem Einfluß von Strahlung seinerseits laufend aus einem Isotop des Stickstoffs (14N) neu bildet. Es wird in Pflanzen durch die Photosynthese, in Menschen und Tieren durch Atmung ständig aufgenommen und ausgetauscht. Erst beim Absterben oder Tod erfolgt kein Stoffwechsel mehr und damit auch keine Atmung; das 14C zerfällt nun (mit einer Halbwertszeit von tH = 5730 ± 40 Jahren). Viele organische Ablagerungen, Torfe, Moore, Baumreste, aber auch Skelette aller Art, lassen sich so altersmäßig bestimmen. Sowohl für die Archäologie als auch für die Vor- und Frühgeschichte und 60

die Klimaforschung wurden wichtige Altersangaben gewonnen. Schließlich läßt sich mit stabilen Isotopen des Sauerstoffs, insbesondere aus dem Verhältnis des schweren 18O zum leichteren 16O Sauerstoff, die Temperatur der Luftblasen in Eiskernen oder Bohrproben genau bestimmen, und auch die stabilen Isotope des Kohlenstoffs lassen sich zur Ableitung der Temperatur- und Klimageschichte verwenden (Abschnitt 15).

10. Die Plattentektonik Es wurde im Vorwort schon erwähnt, daß im vorigen und zu Beginn dieses Jahrhunderts die Fixisten und die Mobilisten unter den Geowissenschaftlern erbitterte Gefechte austrugen. Alfred Wegener konnte zwar die Bewegung von Kontinenten und ihre frühere Zusammengehörigkeit aufgrund der Ähnlichkeit von Küstenlinien, der Verfolgung von Gebirgsketten, der Ähnlichkeit von Flora und Fauna plausibel machen, doch wurden seine physikalischen Vorstellungen scharf angegriffen. Zum Beispiel führte (Lord) Jeffreys immer wieder die Präsenz seismischer Scherwellen in Erdkruste und Erdmantel als Beweis dafür an, daß diese Einheiten hart, rigide und elastisch seien und nicht etwa flüssig und daß sie kein „Schwimmen“, keine Bewegung von Wegeners „Sial“ auf „Sima“ erlaubten. Was Jeffreys noch nicht wußte, war die „viskoelastische“ Natur einer Zone im oberen Erdmantel, die sich kurzfristigen Belastungen – wie seismischen (Erdbeben-)Wellen gegenüber – elastisch, langanhaltenden Kräften gegenüber aber durchaus plastisch verhält. Erst in den 70er Jahren erkannte man die „Weichheit“ jener kriechfähigen Schicht zwischen etwa 150 und 300 km Tiefe und nannte sie Asthenospbäre, nachdem die Seismologen durch immer feinere Untersuchungen für diese Tiefen schon in den 30er und 40er Jahren eine Zone niedriger Geschwindigkeiten für Kompressions- und Scherwellen ausgemacht hatten. Diese war zwar nun tiefer als die Verschiebungszone, die Alfred Wegener vermutet hatte, erlaubte aber offenbar 61

großräumige Bewegungen der über ihr liegenden, relativ starren Platte, auch Lithosphäre oder Lithosphärenplatte genannt. Erst nach dem Ende des Zweiten Weltkrieges, als die Angloamerikaner einen Teil ihrer großen Kriegsflotte für wissenschaftliche Ziele einsetzten, fand man durch Echolotmessungen die großen untermeerischen Gebirgsgürtel, z.B. den langen mittelozeanischen Rücken im Atlantik. Seine tektonische Bedeutung blieb lange im unklaren. Erst als man in den frühen 60er Jahren die geheimnisvollen Rücken mit Magnetometern untersuchte, die hinter Forschungsschiffen hergezogen wurden, fand man die magnetischen Streifen, die schon in Abschnitt 6 beschrieben wurden. Vine und Matthews aus Cambridge stellten ihre Theorie des „Sea-floor-Spreading“ auf. Die alternativ + (Nord) oder – (Süd) ausgerichtete Magnetisierung des Meeresbodens kommt durch das in unregelmäßigen zeitlichen Abständen sich umkehrende magnetische Dipolfeld der Erde zustande. Es magnetisiert die längs der Rücken austretenden, sich zur Seite bewegenden und erstarrenden Magmen in Richtung des jeweils herrschenden magnetischen Feldes. Da man die zeitliche Einordnung der Magnetfeldumkehrungen von Land her schon kannte und genau datiert hatte, war es ein leichtes, die (horizontal) angeordneten ozeanischen Streifen mit den (meist) vertikal ausgerichteten Lagen unterschiedlicher Magnetisierungsrichtungen von vulkanischen Lagen auf Land zu vergleichen und exakt zu korrelieren. Aus den bekannten Altersdatierungen t und At und den nun beobachteten Abständen x und Breiten Ax der magnetischen Streifen bestimmte man die Geschwindigkeit des sich seitwärts bewegenden Meeresbodens viele Jahre, bevor man durch Bohrungen das wahre Alter feststellte (vergleiche auch Abb. 16 und 17). Wenn nun aber in den ozeanischen Rücken ständig neues Material aufsteigt und zur Seite abgeführt wird, müßte es ja irgendwo wieder abtauchen, wenn man nicht eine ständige Expansion der Erde postuliert (tatsächlich existierte eine solche Theorie kurzfristig in den 70er Jahren, ehe sie durch physikalische und planetologische Argumente ad absurdum geführt wurde). 62

Abb. 28: Die starre Lithosphäre (Kruste und oberster Mantel) auf der kriechfähigen Asthenosphäre.

Zunächst müssen wir uns über die Mächtigkeit des in den Rücken austretenden Materials klarwerden. Nicht nur die ozeanische Kruste, sondern die ganze ozeanische Platte (Lithosphäre) wird hier neu geschaffen. Sie ist in der Nähe der warmen Rücken nur etwa 50 km mächtig, verdickt sich aber seitlich unter Abkühlung und erreicht an den Ozeanrändern bis zu etwa 150 km Mächtigkeit. Dies kann man aus Abschätzungen des Temperaturverlaufs und aus der Beobachtung von ozeanischen Erdbeben ableiten. Erdbeben können ja nur im starren, bruchfähigen oberen Teil der Lithosphäre auftreten und folgen in etwa einer 850°-C-Isolinie der Temperatur (einer Isotherme), die sich zur Seite hin absenkt. Außerdem weiß man, daß Mantelmaterial ab etwa 1250° C weich wird, weswegen man diese Isotherme auch als Untergrenze der „thermischen“ Lithosphäre und Beginn der Asthenosphäre bezeichnet (Abbildung 29 zeigt die heutigen (Lithosphären-) Platten, und Abbildung 30 beschreibt die Entstehung ozeanischer Platten vom aktiven Rücken bis zur Subduktionszone). Die Beobachtung, daß die ozeanische Lithosphäre in sog. Subduktionszonen in den Mantel zurückgeführt wird, wurde 63

Abb. 29: Die Lithosphärenplatten der Erde und ihre Grenzen (Ränder). Ozeanischer Rücken = divergente Ränder mit flachen und schwachen Erdbeben; Subduktionszonen = konvergente Ränder mit tiefen und starken Erdbeben-Strike-slip-Verwerfung (z. B. San Andreas) = massenerhaltend mit flachen und starken Erdbeben.

Abb. 30: Schnitt durch Lithosphäre und Asthenosphäre ozeanischer Platten von ihrer Entstehung am ozeanischen Rücken bis zu ihrem Abtauchen in Subduktionszonen. Oz = Ozean; Ko = Kontinent; A = Asthenosphäre; Sed. = Sedimente; ECL = Eklogit-Übergang; MORB = Mittelozeanischer Rücken Basalt; M =Moho.

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erst nach der Erkenntnis des Sea-floor-Spreading erarbeitet. Zwar hatte man schon in den frühen 60er Jahren tiefe Erdbeben, bis zu 700 km Tiefe an einigen Rändern des pazifischen Ozeans, beobachtet, doch dauerte es noch bis zum Ende der 60er Jahre, bis man klar erkannte, daß die ozeanischen Platten in (meist) schrägen „Abtauch“- oder Subduktionszonen im Mantel verschwinden. Erdbeben begleiten ihren Weg, in geringen Tiefen stark und oft katastrophenartig, nach unten schwächer werdend. Ein bedeutendes Jahr war 1964, als in Alaska und in Peru sehr starke Erdbeben auftraten, die mit neu entwickelten langperiodischen Seismometern registriert wurden. Nun sah man nicht nur, daß die ganze Erde in (kleine) Eigenschwingungen geriet, auch den Erdbeben- oder Bruchmechanismus konnte man berechnen. Daraus erkannte man, daß die Geschwindigkeit der am Rücken entstehenden Platte etwa die gleiche war wie die längs der Brüche an den Subduktionszonen abtauchende Platte. Die relativ kalte ozeanische Platte, die ihre geringe Temperatur während des relativ schnellen Versenkungsvorgangs lange beibehält, bleibt so bis in große Tiefen bruchfähig. Für sehr große Tiefen der Beben kommen allerdings noch andere Bruchmechanismen, wie Phasenumwandlungen, in Frage. Da Erdbeben von tektonischen Spannungen ausgelöst werden, wurden diese näher untersucht, denn ähnlich gewaltige Kräfte und Spannungen sind ja auch für die Bewegung der Platten notwendig. In der Nähe der Rücken, die ja von den internen Kräften stets hochgehoben werden, gibt es den sog. ridge push, der die Platte wie auf einem Schlitten abwärts und zur Seite bewegt. Hier gibt es eine Menge meist schwacher Dehnungsbeben. In den Subduktionszonen, wo die Platte kälter und schwerer wird als ihre Umgebung, entsteht ein slab pull, wozu auch noch komplizierte Phasenumwandlungen beitragen. Hier gibt es schwere Kompressionsbeben. So ähnelt die sich bewegende ozeanische Platte (Abb. 30) einem Eisenbahnzug mit zwei Lokomotiven, eine vorne ziehend (slab pull), eine von hinten drückend (ridge push). 65

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Am pazifischen Rand sind noch weitere interessante Phänomene zu beobachten. Hier ereignen sich mehr als 90 % aller schweren Erdbeben. Es kommt zu starken Kompressionen in der ozeanischen und der benachbarten kontinentalen Platte und zu langen Brüchen. Während fast überall rund um den Pazifik ozeanische Platten abtauchen, kommt es in Kalifornien zu einem „Vorbeischrammen“ der ozeanischen Platte. Auch hierbei kommt es zu schweren Erdbeben. Ganz allgemein fand man heraus, daß Erdbeben die Platten begrenzen, die sich zueinander, auseinander oder aneinander vorbei bewegen. Entsprechend kennt man unterschiedliche Erdbeben, nämlich Kompressionsbeben an konvergenten Plattenrändern, Dehnungsbeben an divergierenden und sog. Strike-slip-Beben an weitgehend gleichbleibenden Plattenrändern (wie z. B. längs der berühmten San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien oder der nordanatolischen Verwerfung in der Türkei). Abbildung 31 zeigt eine Karte der wichtigsten Bebengürtel der Erde, und man sieht die Konzentration rund um den Pazifik. Die Ränder sind fast überall, außer in Kalifornien, konvergente Plattenränder mit einer Ozean-Kontinent-Kollision mit Subduktion und Vulkanismus. Die Geschwindigkeiten der sich bewegenden Platten kann man, wie besprochen, anhand der Größe und des Abstandes der magnetischen Streifen (Abb. 17), neuerdings auch durch Satellitenmessungen, ausrechnen. Die Platten sind recht starr und bewegen sich mit etwa 1–10 cm pro Jahr. Das erscheint nicht viel, doch kommen in einigen Millionen Jahren gewaltige Entfernungen zusammen, z.B. 100 bis 1000 km in nur 10 Millionen Jahren. Da der pazifische Kontinentalrand in Südamerika mindestens 300 Millionen Jahre aktiv war, sind dort ozeanische Platten von etwa 30000 km Länge, 6000 km Breite und 100 bis 150 km Mächtigkeit unter dem Kontinent verschwunden. Diese gewaltige Menge an subduziertem, ozeanischem Material wird bis tief in den Erdmantel geführt, zum Teil sogar bis an die Grenze zum Erdkern in 3000 km Tiefe, wie es die Seismologen mit ihrer seismischen Tomographie gefunden haben (Abschnitt 4). 67

Ein kleiner Teil der abtauchenden ozeanischen, mit Wasser angereicherten Kruste wird allerdings in Tiefen zwischen 100 und 200 km aufgeschmolzen. Die entstehende Schmelze dringt nach oben und schmilzt kontinentales Krustenmaterial auf. Es bildet sich eine Mischung aus kontinentaler (sialischer) und ozeanischer (basaltischer) Lava. Man nennt sie andesitisch, weil sie große Teile der Anden bestreitet. Der andesitische oder auch basaltische Vulkanismus rund um den Pazifik ist der Grund, warum der Pazifikrand auch als „Ring of Fire“ bezeichnet wird. Zwar haben die vielen Vulkane mit den Erdbeben direkt nichts zu tun, wohl aber mit der aktiven Plattengrenze und der Subduktion. So erkannte man in den 70er und 80er Jahren das heutige Mosaik der Platten (Abb. 29) und konnte auch auf frühere plattentektonische Prozesse zurückschließen. Durch paläomagnetische Messungen und Altersdatierungen (Abschnitte 6 und 9) sowie durch eine Rückrechnung heutiger Bewegungsraten erlebte auch Alfred Wegeners Konzept von „Pangäa“ eine späte Rechtfertigung. Denn man sah, daß zwischen etwa 300 bis 200 Millionen Jahren tatsächlich alle Kontinente im Superkontinent Pangäa vereint waren. Die langsame Öffnung des Atlantik, im Süden und in der Mitte beginnend, leitete den Zerfall Pangäas ein. Der Nordatlantik öffnete sich erst bei etwa 65 Millionen Jahren und erlaubte noch eine weitere Zeitspanne den Austausch von Flora und Fauna über die Landbrücke des Island-Faröer-Rückens. Eine spezielle Variante der Plattentektonik entwickelte sich in den 80er Jahren. Man erkannte, daß es heute und in der Vergangenheit zusätzlich zu den sieben großen Platten (Eurasien, Afrika, Nord- und Südamerika, Australien, Pazifik mit Nasca-und Cocos-Platte, Abbildung 29) eine Anzahl von ozeanischen und kontinentalen „Mikroplatten“ gab. Diese Mikroplatten oder Terrane sind topographische und geologische Anomalien, die sich entweder im Ozean gebildet haben oder von einem Kontinent durch Riftbildung am Rande abgespalten wurden. Sie bewegen sich mit der Drift des Ozeans, bis sie irgendwann an einen Kontinent stoßen und sich, meist 68

unter Gebirgsbildung, an diesen anlagern (s. auch Abschnitt 13). Auch in Mitteleuropa bestimmte übrigens die Anlagerung von Terranen die geologische Entwicklung und hinterließ als kollabiertes Rumpfgebirge unsere Mittelgebirge zurück. Ich habe schon in Abschnitt 8 zu erklären versucht, wie sich die heutige Plattentektonik im mittleren Proterozoikum entwickelte. Ophiolitgesteine, die Zeugen früherer Ozean-Kontinent-Kollisionen und Blauschieferfazies, die Zeugen steiler Subduktion, finden wir erst seit etwa 1200 Ma. Große Rifts und Schelfe sind seit etwa 1500 Ma nachzuweisen. Erst im späten Proterozoikum und im folgenden Phanerozoikum entwickelte die Plattentektonik tiefe und steile Subduktionszonen mit ozeanischen Ophioliten und Blauschieferfazies.

11. Die Erdkruste Im vorigen Kapitel, insbesondere in Abb. 28, haben wir die beiden Grundeinheiten der Plattentektonik kennengelernt: die starre Lithosphäre und die kriechfähige Asthenosphäre. Die Erdkruste ist der obere Teil der Lithosphäre, deren unterer Teil zum oberen Mantel gehört. Die Erdkruste enthält anderes Gesteinsmaterial als der Erdmantel, sie ist also chemisch und petrologisch unterschiedlich. Vor allem unterscheidet sie sich vom Erdmantel durch ihre niedrigeren seismischen Geschwindigkeiten und ihre Dichten, zwei Parameter, die von den Geowissenschaftlern als klassische Unterscheidungsmerkmale verwendet werden, seit Mohorovicic 1909 die Existenz einer Kruste nachgewiesen hatte. In Abbildung 32 sind die unterschiedlichen Krustentypen dargestellt. Es sind die Geschwindigkeiten der P-Wellen in km/s und die Dichten in g/cm3 angegeben. Etwa die oberen 10 km der Erdkruste enthalten alle mit Bohrgeräten erreichbaren oder abbaubaren Bodenschätze, vom Grundwasser, Kohle, Öl und Gas in den Sedimenten (Abschnitt 7) bis hin zu den Erzen (Abschnitt 16). Die Sedimente, die in Becken bis über 10 km mächtig werden können, 69

Abb. 32: Die unterschiedlichen Typen der Erdkruste. Die Sedimente (S) haben i.a. kleine Geschwindigkeiten V und Dichten ρ, granitisch-gneissische Gesteine (G) haben VP von 5,7–6,3 km/s und ρ-Werte von 2,7–2,8 g/cm3 , gabbroische (Ga) und granulitische Gesteine (GAG) haben VP von etwa 6,5–7,1 km/s und Q-Werte von etwa 2,9–3,0 g/cm3 , und die Peridotite (Pe) des obersten Mantels (unterhalb M) haben Vp-Werte zwischen 7,8 und 8,4 km/s und o-Werte von 3,2–3,4 g/cm3, je nach Temperatur und Anisotropie. O = Ozean; Seh = Schelf; Va = Varisziden; Oro = Orogen (z.B. Alpen); Maria = Mondbecken; Ba = Basalt; AnGA = Anorthositischer Gabbro; PyPe = Pyroxenit-Peridotit.

werden auch zur Kruste gerechnet, obwohl man manchmal zwischen Sedimenten und der darunterliegenden kristallinen Kruste unterscheidet, die meist aus metamorphen Gesteinen besteht. Während die Krustenmächtigkeit unter den Ozeanen mit 5–7 km am geringsten ist, kann sie in jungen Gebirgsgürteln (Orogenen), wie z.B. im Tibet-Himalaya-Gebiet, bis über 70 km mächtig werden (und ist auf der Mondrückseite sogar 120 km dick, wie man aus verschiedenen Schwereuntersuchungen durch Mond-Orbiter weiß). Während die Geschwindigkeiten und Dichten die wichtigsten Kennzeichen der Kruste sind, die beide mit steigendem Druck, d. h. mit der Tiefe, zunehmen, bestehen die Gesteine in der kontinentalen Kruste aus Sedimenten, Gneisen, Graniten und nach unten hin aus Granodioriten, Gabbros und Amphiboliten, während sich in der dünnen ozeanischen Kruste unter den Meeressedimenten Basalte und Gabbros befinden. Ent70

sprechend ist Sid mit über 60 % in der kontinentalen und knapp 50 % in der ozeanischen Kruste vertreten, und Al2O3 bestreitet mit etwa 15 % die zweithäufigste Verbindung. Der hohe Anteil von Silizium und Aluminium hatte in den 20er Jahren zu dem Begriff Sial geführt, das nach Alfred Wegener über dem darunterliegenden Sima (Silizium-Magnesium) schwimmen sollte, eine Hypothese, die später durch die Plattentektonik modifiziert wurde (Lithosphäre „schwimmt“ auf Asthenosphäre). Allerdings kann man die Oberkruste der Erde mit ihren Geschwindigkeiten von etwa 6 km/s und Dichten um 2,7 g/cm3 durchaus als sialisch bezeichnen, während die untere Kruste stärker mafisch ausgeprägt ist. Die Kruste ist das Produkt eines globalen und sogar planetaren Differationsprozesses (Abb. 4). Sie ist im Laufe der Entwicklung durch Schmelzprozesse und Magmenbildung aus dem Erdmantel heraus entstanden. Zwar gibt es in Subduktionszonen ein gewisses Recycling, wenn Krustenmaterial in den Mantel zurückgeführt wird, aber während der ganzen Entwicklung der Erde haben magmatische Prozesse überwogen. In den divergierenden Plattenrändern (den ozeanischen aktiven Rücken) werden auch heute noch gewaltige Mengen (basaltischen) Krustenmaterials erzeugt, und auch in den kontinentalen oder ozeanischen großen vulkanischen Provinzen entsteht immer wieder neue Kruste. Basaltischer Vulkanismus entsteht durch Schmelzen im oberen Mantel, wobei tektonische Prozesse, wie z.B. Extension durch Druckentlastung, die Schmelzbildung fördern. Diese Art des Vulkanismus trägt zum Krustenwachstum am meisten bei. Sie ist mit einem ruhigen und ungefährlichen Ausfließen von Lava verbunden, wie wir es von den ozeanischen Rücken, von Hawaii oder vom Ätna her kennen. Dagegen ist ein andesitischer Mischvulkanismus oder sialischer Vulkanismus explosiv und gefährlich. Er ist oft an aktive Kontinentalränder mit Subduktionszonen gebunden, an denen wasserhaltige basaltische Kruste in der Tiefe aufschmilzt, nach oben drängt und sich hier mit sialischem kontinentalem Krustenmaterial vermischt. Die Vulkane am Pazifikrand, z.B. in den Anden und Japan 71

(Abschnitt 10), oder auch am Stromboli oder Vesuv sind bekannte Beispiele. Zwar gibt es gewisse Vorhersagemöglichkeiten . durch verschiedene geophysikalische Verfahren, welche die Aufblähung oder Inflation des Vulkankegels messen können, aber nicht immer folgt auch eine Explosion. Wir stellen aber fest, daß vulkanische Prozesse, die in gewissen Epochen der Erdgeschichte noch weitaus gewaltiger waren als heute, die wesentlichen Beiträge zur Vergrößerung der Erdkruste geleistet haben. Während wir in Abschnitt 4 die (passive) Seismologie als wichtigste Untersuchungsmethode zur Erforschung des Erdinnern diskutiert hatten, werden zur Untersuchung der (relativ dünnen) Erdkruste vorwiegend aktive seismische Methoden angewandt; d.h., man wartet nicht auf ein Erdbeben, sondern erzeugt künstlich seismische Wellen durch Sprengungen oder Vibratoren. Dieser „Ableger“ der Seismologie entwickelte sich schon in den 20er Jahren, als Ludger Mintrop in Göttingen mit einfachen, mobilen Geophonen experimentierte und die Refraktionsseismik erfand. Er nutzte sie, um Salzstöcke und andere erdölhöffige tektonische Strukturen im Sediment ausfindig zu machen. Zur Untersuchung der kontinentalen Erdkruste entwickelte sich daraus die sog. „Explosion“- oder „Controlled-source“Seismologie, die nun längs mehrerer 100 km langer Profile die seismischen Signale einer großen Sprengung beobachtet. Hierbei laufen die seismischen Strahlen durch die ganze Erdkruste, werden an Grenzflächen refraktiert und reflektiert und laufen zu den Geophonen an der Oberfläche zurück, wo sie in elektrische Signale umgewandelt und in einer Registriereinheit aufgezeichnet werden (Abbildung 33). Die stärkste Grenzfläche ist stets die Grenze von der Kruste zum Mantel, die „Mohorovicic-Diskontinuität“, meist kurz als Moho bezeichnet, an der, wie erwähnt, ein entscheidender Wechsel von Geschwindigkeit, Dichte, Chemismus und Petrologie auftritt. Dies führt zu starken seismischen Einsätzen in den Registrierungen, aus deren Laufzeiten und Amplituden man die Krustenmächtigkeit errechnen kann. 72

Abb. 33: Schema seismischer Strahlen für ein einfaches krustenseismisches Modell (Refraktionsseismik). Hier ist nur eine Sprengung gezeigt. Zur besseren Bestimmung von Geschwindigkeiten und Tiefen braucht man auch einen Gegenschuß.

Diese Art der Untersuchungen erreichte besonders in Deutschland eine hohe Blüte. Sie entstand durch die von den Engländern 1947 veranlaßte große Helgoland-Sprengung, deren seismische Signale mit primitiven (teils selbstgebastelten) Geräten in ganz Deutschland beobachtet wurden. Eine kontinuierliche Verfeinerung der Geräte und die wachsende Zahl von Geophonen, die Entwicklung von optischen über Analog- zu Digital-Aufzeichnungen und bessere Kommunikationstechniken erlaubten in den späten 70er bis 90er Jahre die Aufnahme langer, grenzüberschreitender Profile sowie große Untersuchungsprojekte in den jungen Alpen und den alten skandinavischen Gebirgen. In der früheren UdSSR wurden sogar Nuklearsprengungen eingesetzt, deren seismische Signale auf 2–3 000 km langen Profilen beobachtet wurden und tief in den Mantel eindrangen. Die Natur von Grenzflächen im Mantel wurde mit diesen (hochfrequenten) Signalen besser erkannt als mit den (tieferfrequenten) Erdbebensignalen. 73

Abb. 34: Schema reflexionsseismischer Untersuchungen auf Land.

Durch die sich verdichtenden seismischen Beobachtungen wurde die Mächtigkeit und die seismische Geschwindigkeitsstruktur der Kruste in fast allen Kontinenten gut erfaßt. Aus den seismischen Geschwindigkeiten kann man auf Art der Gesteine (die Petrologie) und aus der Mächtigkeit auf die Evolution der Kruste schließen, wobei allerdings für die Unterkruste noch manche Unsicherheiten verbleiben. Will man die Feinstruktur der Erdkruste mit all ihren Störungen, Verwerfungen und Scherflächen erkennen, muß man jedoch eine andere seismische Methode, die (Stei\wmkel-)Reflexionsseismik, verwenden (Abbildung 34). Sie hat sich gegen Ende der 30er Jahre entwickelt, nachdem man gelernt hatte, Feed-back-Schaltungen (Rückkopplungsschaltungen) einzusetzen, die es erlauben, auch schwächere seismische Einsätze hinter den starken ersten Signalen aufzulösen. Man muß sich vergegenwärtigen, daß reflexionsseismische Signale aus einer Tiefe von 30 km mehr als 100000mal schwächer sind als die ersten Einsätze. Auch die Reflexionsseismik war aus der Erdölexploration entwickelt worden und stellte die Refraktionsseismik bald in den Schatten, da sie die Feinstruktur und Erdölfallen im Sediment weit besser auflösen und bald sogar die Geschwindigkeiten einzelner Sedimentpakete genauer bestimmen konnte. 74

Abb. 35: Reflexionsseismik auf See. Statt der Geophone (auf Land) werden Hydrophone (Druckaufnehmer) innerhalb eines „Streamers“ einfach hinter dem Schiff hergezogen.

Die Erdölgesellschaften geben heute etwa 95 % ihres Explorationsbudgets für Reflexionsseismik aus (siehe Abschnitt 16). Wie bei einem Echolot werden bei dieser Methode die seismischen Strahlen von einer Grenzfläche reflektiert, wobei allerdings in der Reflexionsseismik die Strahlen von vielen Grenzflächen nach oben gelangen. Für Untersuchungen der Erdkruste entwickelte sich die Reflexionsseismik zunächst recht langsam. Sporadische Beobachtungen von tiefen Grenzflächen und Moho in den 50er und 60er Jahren führten 1975 in den USA zur Bildung eines großen reflexionsseismischen Konsortiums (COCORP), das systematisch Reflexionsprofile beobachtete. In fast allen Industrieländern wurden zu Beginn der 80er Jahre ähnliche Gruppen gebildet, in Deutschland z.B. DEKORP (= Deutsches Kontinentales Reflexionsseismisches Programm). Längs langer Profile erhält man klare Aussagen über die Feinstruktur der Erdkruste, über ihre Bildung und Modifikation während tektonischer Kompressions- oder Dehnungsphasen sowie über ihre Reflektivitätsmuster. Die Reflexionsseismik bleibt trotz aller Neuerungen in bezug auf Datenakquisition, -Übertragung und Prozessing auf Land relativ aufwendig. 75

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Das britische Programm (BIRPS) nutzt marine Messungen, wobei statt Geophonen spezifische Druckempfänger, sog. Hydrophone, in einem oder mehreren „Streamern“ einfach hinter einem Forschungsschiff hergezogen werden (Abbildung 35). So werden die Untersuchungen, die zunächst auf dem Schelf um die Britischen Inseln und in der (kontinentalen) Nordsee durchgeführt wurden, etwa 20mal preiswerter als Landmessungen, bei denen ja jedes einzelne Geophon sorgfältig plaziert werden muß, was bei über 1000 Geophonen pro Aufstellung einen großen Arbeitsaufwand ergibt. Abbildung 36 zeigt als Beispiel eine Reflexionssektion des DEKORP aus den deutschen Mittelgebirgen (den Varisziden). Bei einer Reihe von Reflexionsprogrammen, auch innerhalb DEKORP, versucht man, die Vorteile der Reflexions- und Refraktionsseismik miteinander zu verbinden. Man nutzt die Signale der Sprengungen oder Vibratoren des Reflexionsprogramms, um begleitend mit mobilen Refraktionsgeophonen bis in große Entfernungen, oft längs langer Profile, die seismischen Wellen zu registrieren. Dieses sog. „Piggy-back“-Verfahren ergibt zusätzlich zur Feinstruktur der Kruste auch ihre Geschwindigkeiten bis in den Mantel hinein. Wie erwähnt, stellen die Reflexionen von der Moho meist die stärksten registrierten Einsätze dar, und zwar sowohl im Steilwinkelals auch im Weitwinkelbereich. Das liegt an dem starken Geschwindigkeits- und Dichte-Sprung von der Kruste zum Mantel. So konnte man aus den seismischen Messungen die Moho in großen Gebieten, z.B. in Europa, kartieren (Abbildung 37). Während im westlichen und zentralen Teil Europas die Krustenmächtigkeit mit 30 km relativ klein und die Moho recht eben ist – mit Ausnahme der jungen Faltengebirge Alpen, Pyrenäen etc. –, haben die alten ost- und nordosteuropäischen Plattformen in Rußland und Skandinavien eine Mächtigkeit von 40 bis 50 km. Die große lokale Mächtigkeit der rezenten Gebirgsgürtel kommt durch Kontinent-Kontinent-Kollisionen zustande, die Krustenmaterial zusammenschieben und verdicken. Für die Alpen hat man durch Reflexionsseismik erkannt, daß sich der (harte und flache) adriatische Mantel in 77

Abb. 37: Die Krustenmächtigkeit (Verlauf der Moho) in Europa. Man beachte den Mächtigkeitsunterschied zwischen den alten Schilden im O und NO und den später angelagerten Terranen im W und SW. Auch die jungen Orogene (Alpen etc.) haben große Krustenmächtigkeiten (Angaben in km).

die (weiche) europäische mittlere und untere Kruste einschiebt und damit wesentlich zur Hebung und zur Krustenverdickung beiträgt. In Abschnitt 4 war bereits erwähnt worden, daß sich Erdbeben in einer normalen kontinentalen Kruste je nach Temperaturverlauf nur in Tiefen von höchstens 10 oder 20 km Tiefe ereignen. Offenbar wird für größere Tiefen die für einen Bruch (ein Beben) notwendige Spannung nicht erreicht. Dies liegt an der mit der Tiefe zunehmenden Temperatur, die dafür sorgt, daß sialisches Material ab etwa 300–400° C weich wird und unter Spannung zu kriechen beginnt. In der mafischen Unterkruste sind die Temperaturen noch höher, so daß fast überall die Unterkruste weich und kriechfähig wird. Nur der 78

oberste Teil des Mantels mit seinen harten ultramafischen Gesteinen bleibt noch starr und rigide. Besonders in den alten und kalten Schilden findet man manchmal im obersten Mantel Erdbeben oder Verwerfungen und Störungszonen, die von früheren Brüchen her stammen. So etwas beobachtet man aber nicht in den jüngeren und noch wärmeren Gebieten West- oder Zentraleuropas, wo sich bei der variszischen Gebirgsbildung und dem anschließenden Kollaps des Gebirges eine Menge Wärme entwickelte und alle von früheren Kompressionen herrührenden Strukturen in Kruste und oberstem Mantel zerstört hat. Wenn am Anfang dieses Kapitels von einer starren Lithosphäre gesprochen wurde, so müssen wir dies für die kontinentale (nicht für die ozeanische) Unterkruste korrigieren. Sie ist – ähnlich wie die Asthenosphäre – weich und kriechfähig, wenn auch dünner. Sie bildet eine Menge subhorizontaler Reflexionen, sog. Lamellen, aus, die durch Scherbewegungen verschiedenen Materials zustande kommen und eine warme Rejuvenation und Verdünnung der Kruste nach dem Kollaps anzeigen. Oft krümmen sich auch Verwerfungen aus der Oberkruste langsam in die Horizontale, wenn sie die weiche Unterkruste erreichen, und laufen hier offenbar als Scherzonen weiter. Besonders weich und kriechfähig ist die mächtige Kruste unter den rezenten Gebirgsgürteln, was das Ineinanderschieben verschiedener Einheiten begünstigt, wie in Abschnitt 12 noch näher erläutert wird. Außer den seismischen gibt es eine Reihe anderer geophysikalischer Verfahren zur Erfassung der Krustenstrukturen. Mit Messungen des Schwerefeldes, teils mit Gravimetern an der Oberfläche, teils durch Satellitenbeobachtungen, lassen sich Dichteanomalien der Kruste erkennen, die von Erzkörpern oder Aufwölbungen der Moho herrühren mögen. Auch Messungen des magnetischen Feldes, ebenfalls von Oberfläche, Flugzeugen oder Satelliten aus durchführbar, geben Aussagen über Erze und andere magnetische Anomalien, vorzugsweise der Oberkruste. Hierbei sei daran erinnert, daß die (ferro-) magnetischen Eigenschaften von Gesteinen nur unterhalb 79

einer bestimmten Temperatur, der sog. Curie-Temperatur (Abschnitt 6), auftreten. Die Tiefe, in der die Curie-Temperatur überschritten wird, liegt meist noch innerhalb der kontinentalen Kruste, während sie im ozeanischen Bereich unterhalb der dünnen Kruste im Mantel liegt. Mit elektrischen und magnetotellurischen Messungen untersucht man die Leitfähigkeiten der Kruste. Gute elektrische Leiter mögen von warmen und salzigen Wässern, von Magmen oder von Graphitvorkommen herrühren. Aus geothermischen Messungen, die in meist flachen Bohrlöchern den Temperaturverlauf und die Wärmeleitfähigkeit bestimmen, kann man die Temperatur in die Tiefe extrapolieren, wobei allerdings durch Zirkulation von Wässern im Gestein oft böse Überraschungen auftreten und gelegentlich selbst die Seismizität als Randbedingung für Grenzen des Temperaturverlaufs benutzt wird. Schließlich untersuchen Petrologen und Mineralogen vulkanisches Auswurfmaterial, sog. Xenolithe, das aus der Tiefe kommt. Es läßt nicht nur auf den Gesteinscharakter schließen, sondern liefert auch aufgrund seiner Minerale und Mineralgleichgewichte Rückschlüsse auf die Temperatur und den Druck der Herkunftstiefe (sog. chemisch-petrologische Geothermometer oder Geothermo-Barometer). So hat im Laufe der letzten 20 bis 30 Jahre eine Integration der verschiedensten Messungen und Untersuchungen in vielen Teilen der Erde Struktur, Mächtigkeit, Architektur und Evolution der kontinentalen Kruste, erkennen lassen.

12. Die Bildung von Gebirgen und Becken Die großen Gebirgsgürtel der Erde entstehen durch tektonische Kompressionsvorgänge, die Sedimentbecken überwiegend durch Extensionsprozesse. Man kann sich die Bildung eines Faltengebirges etwa so vorstellen wie das Zusammenschieben eines Teppichs auf einer glatten Unterlage. Dieser Vergleich hinkt allerdings etwas, da der Untergrund eines Gebirges nicht 80

Abb. 38: Gebirge an einem aktiven Kontinentalrand (eine Ozean-Kontinent-Kollision).

glatt und eben ist und beim Aufbau eines Gebirgsgürtels sowohl obere (die überschobenen Decken) wie untere Schichten (die Krustenwurzeln) zur Verdickung beitragen. Auch muß man zwischen Ozean-Ozean-, Ozean-Kontinent- und Kontinent-Kontinent-Kollisionen unterscheiden. Alle drei stellen konvergente Plattenränder dar. Eine Ozean-Ozean-Kollision, bei der wie im westlichen Pazifik eine ältere (schwerere) ozeanische Platte unter einer jüngeren (leichteren) abtaucht, wie durch viele tiefe Erdbeben angezeigt, läßt aufsteigende Magmen entstehen, die an der Oberfläche mafische Inselbögen formen. Bei einer OzeanKontinent-Kollision wird zwar ebenfalls ozeanische Lithosphäre einschließlich Kruste unter heftiger Erdbebentätigkeit subduziert, sie formt auch einen Tiefseegraben, doch sie läßt zusätzlich am Kontinentalrand ein Gebirge entstehen. Dort gibt es kompressive und durch die Umbiegung der ozeanischen Platte auch Dehnungsprozesse, die basaltisches Magma aufsteigen und durch Vermischung mit kontinentaler Platte andesitische Magmen entstehen lassen (Abschnitt 10). Die Magmen bringen nicht nur an der Oberfläche Vulkane hervor, sondern tragen auch in der Tiefe durch Intrusionen zum Aufbau des Gebirges wesentlich bei (Abbildung 38). Eine Kontinent-Kontinent-Kollision gehört zu den dramatischsten tektonischen Vorgängen auf der Erde. Im Gegensatz 81

zu den ozeanischen Plattengrenzen bildet sie oft keine scharfe Grenzfläche aus, sondern kann – wie in Tibet – diffus über eine 2000 km lange und 3000 km breite Fläche verteilt sein. Auch hier gibt es starke Erdbeben, doch sind sie überwiegend flach und konzentrieren sich auf die obere Kruste. Ihr Mechanismus südlich und innerhalb des Himalaya zeigt eine starke Süd-Nord ausgerichtete Kompression an, denn Indien penetriert auch heute noch Asien mit im Mittel 5 cm pro Jahr. Es war zunächst eine große Überraschung, daß nördlich des Himalaya im Hochland von Tibet die Erdbebenmechanismen hauptsächlich eine West-Ost-Extension anzeigten. Geologische Kartierungen unterstützten die seismologischen Befunde. Ein solches „Ausweichen“ von verdickter und hochliegender Kruste beobachtet man in vielen Gebirgsgürteln und bezeichnet dies als „Escape“- oder „Extrusions“-Tektonik. Im Falle Tibets geht die Ausweichbewegung in östliche Richtung, da hier die schwächsten Grenzen liegen. Magmenbildung gibt es zwar auch, aber sie dominiert nicht den Aufbau, der stärker durch Penetration (Indentation) und Verzahnung geprägt ist. Das liegt zum Teil daran, daß hier zwei Kontinentalblöcke mit etwa gleicher (geringer) Dichte zusammengeschoben werden. Nicht immer sind diese Blöcke von gleicher Größe, und oft wird nur ein Kontinentsplitter, ein sog. „Terran“, an einen großen Kontinent „angedockt“ (siehe Abschnitt 13). Allgemein sind Beispiele für ältere Kontinent-KontinentKollisionen auch heute noch durch Reflexionsseismik sichtbar, wenn nach dem Kollisionsvorgang kein wesentlicher Kollaps und keine Erwärmung stattgefunden haben, die alte Strukturen und Scherzonen zerstört haben. Besonders gut sind Krustenverdickung und Indentationen natürlich in rezenten Gebirgen zu beobachten, wie z. B. in den Alpen, wo – wie bereits erwähnt – der starre und flache obere Mantel der adriatischen Platte sich in die weiche europäische Kruste hineinschiebt (Abbildung 39). Ein Wechsel von kompressiver zu extensiver Spannung führt zum Kollaps eines Gebirges und zur Bildung von Rifts, Gräben und Becken. Ein solcher Prozeß hat in Mitteleuropa nach der variszischen Gebirgsbildung 82

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(350–300 Ma) stattgefunden. Er war mit einem starken Wärmeandrang verbunden, der dazu beigetragen hat, daß alle Gebirgswurzeln verschwanden, ältere tektonische Störungen und Scherfläche zerstört wurden und die Kruste sich insgesamt verdünnt hat, wobei die Unterkruste neugebildet wurde (Abschnitt 13). Dabei löste die große Wärme einen starken granitischen Vulkanismus aus, der seinen Ursprung in der Kruste hatte. Als Konsequenz der Neubildung der Kruste, die mit der Magmenbildung, mit Intrusionen, Dehnung und horizontalen Scherungen einherging, entwickelte die Unterkruste seismische Lamellen und wurde dadurch seismisch stark reflektiv (siehe Abschnitt 13). Alle großen Sedimentbecken der Erde haben eine Extensionsphase, wobei allerdings die Absenkung (Subsidenz) offenbar von Abkühlung und Verdichtung früh eingedrungenen Magmas und auch von internen, zum Teil noch nicht verstandenen Prozessen herrührt. Manchmal entwickelt sich ein Riftvorgang weiter zu einem ozeanischen Graben und weiter zu einem Ozeanbecken, wenn mafische Magmen aufsteigen und plattentektonische Kräfte für eine kontinuierliche Extension sorgen; so geschehen bei der Entwicklung des Atlantiks, als Wegeners Pangäa vor 200 Ma auseinanderdriftete. Allerdings öffnete sich der Nordatlantik aus verschiedenen kontinentalen langen Rifts heraus erst relativ spät, vor etwa 65 Ma. Seine Entwicklung wurde begünstigt durch einen magmatischen „Plume“ (Abschnitt 13), der später auch Island geschaffen hat, dessen magmatisches Wachstum ab etwa 5 Ma bis zum Meeresspiegel fortgeschritten war und danach weiter wuchs. Auch heute spielen sich große Riftprozesse ab, wie z.B. im Roten Meer, dessen südlicher Teil bereits ozeanisch und seit 5 Ma durch magnetische Streifenmuster gekennzeichnet ist, dessen nördlicher Teil aber noch durch kontinentale Gräben ausgezeichnet ist. Nicht immer entwickeln sich kontinentale Rifts zu einem Ozean. Die meisten Entwicklungen verlangsamen sich und werden inaktiv, wie zum Beispiel heute der Rheintalgraben, während das ostafrikanische Rift sich zur Zeit noch weiter 84

ausdehnt. Dies wird mit geodätischen und geophysikalischen Messungen verfolgt. Das tiefste interkontinentale Becken ist das Michigan-Becken in den nördlichen USA mit etwa 30 km Tiefe, wobei mächtige Sedimentlagen immer wieder durch vulkanisches Material unterbrochen werden. Da der Vorgang der Subsidenz langsamer und ruhiger verläuft als eine Gebirgsbildung, zeigen die großen Becken fast alle Isostasie. Dieser Begriff bedeutet hier, daß die Sedimentfüllung, die ja leichter ist als die außerhalb des Beckens liegende normale kristalline Kruste, durch einen unter dem Becken höher liegenden schweren Mantel „isostatisch“ ausgeglichen wird. So drücken Bekken und Umgebung etwa mit dem gleichen Gewicht auf den tiefen Untergrund. Fast alle Becken zeigen eine Hochlage des Mantels an. Manchmal wird die Isostasie auch durch schweres magmatisches Material erreicht, das in die Unterkruste eindringt und nicht unbedingt ein Höherliegen des Mantels mit sich bringt. Ein solcher Prozeß hat unter dem Norddeutschen Becken stattgefunden. Seine Sedimente sind heute etwa 10 km mächtig, es zeigt eine flache, ebene und kaum aufgewölbte Grenze Kruste – Mantel (Moho) in etwa 30 km Tiefe und erstreckt sich von der Nordsee bis nach Polen. Es begann seine Subsidenz nach dem Kollaps der Varisziden im Perm, als gewaltige Mengen von Magma in einem Gebiet zwischen dem Oslograben im Norden und Oberitalien im Süden nach oben drangen. Die Subsidenz des Beckens hält immer noch an und ist im Lauf seiner Entwicklung oft durch Kompressionsphasen unterbrochen worden. Es haben sich in seiner langen Entwicklungsgeschichte sowohl zahlreiche Salzstöcke wie auch eine Menge von Erdgas- und Erdöllagerstätten gebildet, die nach dem Zweiten Weltkrieg verstärkt erforscht worden sind. Die Reflexionsseismik hat bei der Aufsuchung von erdölhöffigen Strukturen eine wesentliche Rolle gespielt. Die Vielfalt tektonischer Strukturen in den Sedimenten von Becken und Rifts ist in Abbildung 40 dargestellt. All diese verschiedenen Strukturen entstehen durch unterschiedliche Stärke, Richtung und Variation tektonischer Spannungen, vor85

Abb. 40: Becken und Rifts mit ihren verschiedenen Strukturen.

wiegend Extensionsspannungen, sowie durch die Formung und Ausbildung von Störungssystemen und magmatische Intrusionen, deren spätere Abkühlung den wesentlichen Beitrag zur Subsidenz liefert. Die norddeutschen Erdölfelder haben zur Versorgung der Industrie viel beigetragen, sind aber jetzt weitgehend erschöpft. Ein noch ungeklärtes Problem des Gesamtaufbaus dieses Beckens und vieler anderer Becken ist der Verbleib der kristallinen Kruste unterhalb der mächtigen Sedimente. Irgendwann muß ein Teil des Kristallins seitwärts verschwunden sein, denn während die Gesamttiefe der Becken meist gering ist, fehlt gegenüber einer normaler Erdkruste oft ein Drittel der kristallinen Kruste. Vermutlich ist zu Beginn der Beckenbildung ein Teil der warmen und kriechfähigen Unterkruste mobilisiert worden. 86

Große Sedimentbecken entwickeln sich auch an einem passiven Kontinentalrand, und auf beiden Seiten des Atlantiks sind zahlreiche Becken mit über 10 km Tiefe zu finden. Sie entstehen, weil die in den aktiven Rücken neu entstandene ozeanische Lithosphäre nach den Seiten (den Rändern) geführt wird und sich dabei langsam abkühlt, sich verdichtet und absinkt. In die Senken dringt vom benachbarten Kontinent her das Erosionsmaterial der Flüsse. Wir beobachten zwei Arten von solchen Randbecken. Einmal sind sie, wie überwiegend an den Küsten des Nordatlantik zu sehen, von großen magmatischen Lagen geprägt, sowohl oberflächennah als auch in der Unterkruste (sog. „magmatic margins“). Man erkennt sie an besonderen, geneigten Reflexionsmustern und Geschwindigkeiten. Zum anderen gibt es passive Kontinentalränder, deren Erscheinungsbild nur von Störungen geprägt ist und kaum Vulkanismus erkennen läßt (sog. „rifted margins“). Es gibt offenbar auch für die Entstehung dieser Becken verschiedene Ursachen. Vorwiegend scheinen simple tektonische Dehnungsvorgänge, hervorgerufen von Spannungen an den Rändern von Platten, ein Einsinken zu bewirken. Aber auch seitliche Strike-slip-Bewegungen längs tektonischer Störungen können eine Subsidenz erzwingen (sog. „PuU-apart-Becken“). Selbst kompressive Vorgänge beim Aufbau eines Gebirgsgürtels mögen am Rande zu Einsenkungen führen, wie z.B. die bayerischen, schweizerischen und oberitalienischen MolasseBecken beiderseits der Alpen. Aber auch interne Vorgänge, wie Konvektion im Mantel oder die Entwicklung eines Plumes (Abschnitt 13), mögen für Wärmeentwicklungen, Magmenbildung und bei Abkühlung für Subsidenz sorgen. So wollen wir uns im nächsten Kapitel mit solchen internen Vorgängen befassen, die nur zu einem Teil plattentektonisch begründet sind.

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13. Neue Erkenntnisse – Neue Begriffe Neue Konzepte und Theorien erfordern in allen Wissenschaften neue Beschreibungen und neue Namen. In den Geowissenschaften gibt es in den letzten Jahren Weiterentwicklungen und Varianten der Plattentektonik, aber auch Prozesse, die den ganzen Erdmantel bis hinunter zum Erdkern betreffen und – von der Plattenbewegung unabhängig – die Erdoberfläche beeinflussen. Zunächst sei das Konzept der Terrane besprochen. Es geht aus von der Erkenntnis, daß nicht nur sieben große Lithosphärenplatten die wichtigen tektonischen Geschehnisse auf unserer Erde verursachen, sondern daß darüber hinaus eine große Anzahl von Mikroplatten, sog. Terrane, eine wichtige Rolle spielen und in der Vergangenheit gespielt haben (siehe auch Abschnitt 10). Es gibt ozeanische und kontinentale Terrane, die entweder in einem Ozean, etwa durch verstärkte magmatische Aktivität, entstehen oder am Rand eines Kontinentes durch Riftprozesse geboren werden. Die Terrane bewegen sich mit der Rift- und Driftgeschwindigkeit einer ozeanischen Platte, bis sie mit einem anderen Kontinent kollidieren. Da man Ursprung, Drift und Kollision als gemeinsame Phänomene ansieht, werden all diese Prozesse als Terran-Konzept zusammengefaßt. Verstärkte Magmaproduktion im Ozean oder Riftprozesse in Kontinenten sind bekannte plattentektonische Vorgänge, wie auch die Drift und die Kollisionen, die sich von Kontinent-Kontinent-Kollisionen kaum unterscheiden. Große Teile ganzer Kontinente sind durch Akkretion, d.h. durch das „Andocken“ von Terranen, entstanden, z.B. Alaska, wo man als erstes die exotischen, d.h. geologisch und geophysikalisch verschiedenen, Einheiten erkannt hatte. Durch Altersbestimmungen (Abschnitt 9) kann man die Zeiten der Entstehung und der Kollision bestimmen, durch Paläomagnetismus (Abschnitt 6) kann man die geographische Breite des Herkunftsortes angeben. Für Alaska kamen einige Terrane aus 88

dem Gebiet des Südpazifiks. Für Ost- und Südostasien hat man ebenfalls weite Gebiete östlich des Urals als Terrane identifiziert. Auch heute noch wandern große und kleine Inseln im West- und Südwest-Pazifik in Richtung Südostasien und werden sich, der Drift der Pazifischen Platte folgend, in 50 bis 100 Ma an Südostasien angelagert haben. Der Weg des indischen Subkontinents aus der Gegend von Madagaskar in nördliche Richtung hat bei der Kollision mit Südasien vor etwa 50 Ma den mächtigen Himalaya und das Hochland von Tibet entstehen lassen, wobei Indien allerdings ein fast zu großes Kontinentstück ist, um noch als Terran bezeichnet zu werden. Abbildung 41 zeigt die Anlagerung von Terranen im pazifisch-indischen Raum. Aber auch in Europa spielt die Anlagerung von Terranen eine dominierende Rolle. Schon im alten Baltischen Schild, nordöstlich von Bornholm, läßt sich die Anlagerung von drei Terranen im späten Proterozoikum, vor etwa 1,5 Ga, nachweisen. Vor 400 Ma, als in der großen Kaledonischen Gebirgsbildung die Kontinente Laurasia (Nordamerika und Grönland) mit Baltica (Fennoskandien und Baltikum) zusammenstießen, war noch ein von Süden kommendes Terran beteiligt, das vom alten südlichen Kontinent Gondwana weggedrifted war und mit der Drift des damaligen Ozeans, der „Paleo-Tethys“, nach Norden wanderte. Dieses Terran, Avalonia, lagerte sich von Süden an die sich vereinigenden großen Kontinente an und bildete die „Kaledonische Deformationsfront“ zwischen Nordsee über Rügen bis nach Polen, die auch heute noch seismisch nachzuweisen ist. Abbildung 42 zeigt die Terrane in Europa. Die Kaledonische Deformationsfront und die durch Bornholm verlaufende Tornquist-Linie sind die wichtigsten tektonischen Nahtstellen Europas, teilen sie doch die später angelagerten Terrane im Süden und Südwesten von dem alten (proterozoisch und archaisch geformten) baltischen und russisch-ukrainischen Schild. Fast alle dieser alten Kollisionsstrukturen sind nicht durch spätere Erwärmung und Kollaps zerstört worden und heute noch im seismischen Reflexionsbild zu erkennen. 89

Abb. 41: Terrane im indisch-pazifischen Raum. KOL = Kolima; TA = Tarim; SIKO = Sinokorea; SÜ = Südostindonesien.

Abb. 42: Terrane in Mitteleuropa, jünger werdend von N nach S. Avalonia, im N, vor etwa 400 Ma sich an Baltica andockend, die variszischen Terrane, sich von 350 bis 300 Ma anlagernd, die Alpen seit etwa 60 Ma durch Kollision des Terrans Adriatica mit Mitteleuropa gebildet. TTZ (und CDF) = Teisseyre-Tornquist-Lineament, Grenze zwischen den alten Schildgebieten im O und NO und den später angelagerten Terranen (vgl. Abb. 37).

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Weitere kontinentale Terrane spalteten sich vom Nordrand Gondwanas, dem späteren Afrika, ab und wanderten nordwärts. Avalonia wurde gefolgt von Armorika mit den variszischen „Unterterranen“ Saxothuringikum und Moldanubikum sowie Bohemia. Ganz Mittel- und Westeuropa besteht also aus afrikanischen Einheiten, die im Paläozoikum an den alten Teil Europas im Norden und Nordosten angeschweißt wurden. Interessant ist zum Beispiel das Schicksal des Rhenoherzynikums, das sich von der Eifel bis Ostwestfalen erstreckt. Es gehörte vermutlich ursprünglich zum Terran Avalonia, wurde aber durch die variszische Gebirgsbildung gestaucht und komplett überarbeitet. Lange Zeit war über die Entstehung Mitteleuropas gerätselt worden, vor allem deshalb, weil nach dem Konzept der Plattentektonik Spuren der zwischen den Platten liegenden Ozeane zu fehlen schienen. Das Terran-Konzept rechnet nun mit kleineren Ozeanen zwischen den Terranen, und neuere Studien haben an verschiedenen Stellen Reste früherer (kleinerer) Ozeane nachgewiesen, so z.B. bei Gießen und in der Oberpfalz. Im Gegensatz zu den Terran-Anlagerungen und Kollisionen in Nordeuropa haben allerdings die Varisziden eine unterschiedliche tektonische Entwicklung genommen. Das tektonische Spannungsmuster stellte sich von Kompression auf Extension um, und die Varisziden kollabierten. Es gab vermutlich eine große Delamination (im folgenden erklärt) und dabei eine starke Wärmeentwicklung. Die während der Kompressionsphasen gebildeten Gebirgsgürtel mit ihren tiefen Krustenwurzeln wurden zerstört. Unzählige Granite im Innern der Varisziden zeugen von einem „Aufkochen“ der Mittel- und Unterkruste, die komplett neu gebildet wurden (Abschnitt 12). Der Kollaps hinterließ eine gedehnte und dünne neue Kruste, in der verbreitet seismische Lamellen in der Unterkruste den späten Dehnungs- und Ordnungsprozeß anzeigen. Schließlich läßt sich auch die Bildung der rezenten Gebirgsgürtel im Süden Europas, z.B. der Alpen, der Pyrenäen, der Dinariden und weiterer Gebirgsgürtel, durch die Anlagerung und Kollision von Terranen erklären. Für die Alpen ist es das 91

Terran-Adriatica, bestehend aus Adria und einem Teil Italiens, das – von Afrika kommend und zur Zeit leicht rotierend – unter Krustenverkürzung und -Verdickung den Alpenkörper aufgebaut hat (vgl. Abschnitt 12 und Abb. 39). Es ist interessant, daß die Definition und die Beschreibung eines Terrans durch eine Vielfalt geologischer und geophysikalischer Verfahren gemeinsam entwickelt worden sind. So muß sich ein Terran strukturgeologisch, stratigraphisch und paläontologisch von seinen tektonischen Nachbarn klar unterscheiden, sein Alter und seine paläomagnetischen Richtungen müssen ebenfalls verschieden sein, und schließlich sollten sich seine Grenzen und seine besondere Reflektivität durch Reflexionsseismik klar erkennen lassen. Kollisionszonen zeigen eine verdickte Kruste, starke Deformationen, lange Indentationen und Störungen, die sich meist durch eine sehr intensive Reflektivität auszeichnen. Ein weiterer neuer tektonischer Begriff ist die Delamination. Sie gehört zum Inventar plattentektonischer Prozesse. Zwar ähnelt sie einer (ozeanischen) Subduktion, doch bezieht sie sich auf kontinentale Einheiten, von denen bei KontinentKontinent-Kollisionen unter Krustenverkürzung und -Verdickung der untere Teil der (kontinentalen) Lithosphäre instabil wird und abtaucht. Einmal wirkt eine dicke und warme Unterkruste entkoppelnd. Verschiedene Instabilitäten in der untersten verdickten Kruste, z.B. ein Phasenübergang vom Gabbro zum dichteren Eklogit, führen dazu, daß bei kontinentalen Einengungsprozessen ein Abtauchen von unterster Kruste und oberstem Mantel eingeleitet wird. Aber im Gegensatz zu einer ozeanischen Subduktion taucht nicht die gesamte Lithosphäre (Kruste + Mantel) ab, sondern nur der unterste Teil der verdickten Kruste mit oberem Mantel. Die leichte Oberkruste kann nur in ganz seltenen Fällen mit nach unten gezogen werden. Stets wird sie in einen heftigen Deformationsprozeß einbezogen, wobei durch Deckenauf- und -einschiebung ein erster Aufstieg und eine Krustenverdickung stattfinden (vgl. Abb. 39, die auch den Beginn einer Delamination für die Alpen zeigt). 92

Das Entkoppeln von unterster Kruste plus oberem Mantel innerhalb einer verdickten und weichen Unterkruste ist erst der Beginn einer Delamination. Die sich entkoppelnden, delaminierten Einheiten werden weiter nach unten geführt. Abbildung 43 zeigt drei Beispiele einer Delamination im Stadium der Abwärtsbewegung, wie sie durch verschiedene geophysikalische Untersuchungen erkannt worden sind. Schließlich erreichen die delaminierten Einheiten die Asthenosphäre und mobilisieren sie. Heißes Asthenosphärenmaterial steigt auf und erreicht die Unterkruste, was zu einer massiven Erwärmung und weiteren Erweichung führt. Diese kann während des Kompressionsstadiums einen weiteren Aufstieg auslösen und führt meist zu einer Granitbildung durch Aufschmelzvorgänge innerhalb der Kruste. Fällt die Erwärmung mit dem Ende kompressiver Spannungen zusammen, mag sie Extensionsvorgänge und den Kollaps eines Gebirges verstärken. Dies war offensichtlich gegen Ende der Variszidenbildung in Zentraleuropa der Fall, wo es zu einer extremen Ausdünnung der Kruste, zu massiver Granitbildung im Zentrum und zur Ausbildung besonders starker seismischer Lamellen in der Unterkruste kam. Eine heftige Erwärmung mit viel Vulkanismus wird auch durch einen Plume erzeugt. Plumes gehören nicht in den plattentektonischen Rahmen, da sie quasi willkürlich in Kontinenten oder Ozeanen auftreten. Ihr Einfluß an der Oberfläche wird auch mit „Hot Spot“ bezeichnet. Es wird noch gestritten, ob ein im Ozean auftretender Plume – wie beispielsweise Island – einen aktiven ozeanischen Rücken und damit eine Plattengrenze initiiert hat oder nicht. Besonders eindrucksvoll ist der Plume von Hawaii im Pazifik, wo die über einen starken Plume mit 10 cm pro Jahr hinwegdriftende pazifische Platte eine etwa 7000 km lange Inselkette hat entstehen lassen, längs derer in den letzten 70 Ma mindestens 90 Vulkane aktiv waren, ohne daß dadurch eine neue Plattengrenze entstanden wäre. Dieser Plume hat inzwischen eine Lebensdauer von fast 100 Ma erreicht und ist damit eine der am längsten aktiven vulkanischen Erscheinungen außerhalb von Plattengrenzen. 93

Abb. 43: Drei Beispiele für eine frühe Phase der Delamination. Instabilitäten lassen absinkende Lithosphärenteile entstehen (ohne die leichte Oberkruste). Später wird die Asthenosphäre mobilisiert. MOL = Molasse, ASCL, ESCL, ISCL = Afrikanische, Europäische, Iberische subkrustale Lithosphäre, SASCL = Südamerikanische subkrustale Lithospäre.

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Große Plumes haben in der Vergangenheit mächtige basaltische Provinzen in Kontinenten und Ozeanen geschaffen, und starke Vulkanausbrüche werden aufgrund ihrer ausgeworfenen Rußpartikel und Gase für deutliche Abkühlungen, Verschlechterung des Klimas bis hin zu Extinktionen und Neubildungen biologischer Arten verantwortlich gemacht. Eine besonders starke Plume-Aktivität war in der späteren Kreide (120 bis 80 Ma), die auch als „Superplumes“ bezeichnet wird. Weite Teile des in der Kreide gebildeten Westpazifiks sind übersäht mit Vulkanen. Plumes entstehen offenbar an thermischen Grenzflächen, die größeren sogar an der Kern-Mantel-Grenze, innerhalb der D“-Schicht (Abschnitt 4), wie man mit seismischer Tomographie erkennen kann. Angeregt vielleicht von warmen Aufwärtsströmungen im äußeren Erdkern, bilden sich im untersten Mantel besonders heiße Ansammlungen von Magma, das teilweise in engen Schläuchen nach oben drängt, offenbar kaum beeinflußt von einer Konvektion im Mantel (siehe Abbildung 44). Wenn ein Plume die Basis der Lithosphäre erreicht, breitet er sich zunächst seitlich aus, schmilzt sich dann aber nach oben durch und mag zu riesigen basaltischen Ergüssen im Ozean oder in einem Kontinent führen, die als Plateau-Basalt oder kontinentale Flutbasalt-Provinzen bezeichnet werden. Häufigkeit und Stärke der Plume-Aktivität waren in der Erdgeschichte starken Schwankungen unterworfen. Es hat z. B. in der Kreidezeit einige „Superplumes“ gegeben, die etwa die rauhe Topographie im westlichen pazifischen Ozean geschaffen haben. Diese Superplumes haben viel CO2 in die Atmosphäre geblasen und die Temperaturen weltweit bis zu einem Wärmemaximum ansteigen lassen, was vielleicht auch die Dinosaurier „verwöhnt“ hat, die bekanntlich vor 65 Ma, vermutlich durch den großen Asteroideneinschlag auf der Yukatan-Halbinsel, vielleicht auch durch zusätzliche Auswirkungen starken Vulkanismus, ausgestorben sind. Interessant ist, daß sich über fast 60 Ma in der Kreidezeit keine Magnetfeldumkehrung ereignet hatte. Man spekuliert, daß in jener Zeit der 95

Abb. 44: Ein „Plume“ auf dem Weg aufwärts. Seine Wärme hat bereits Material der Unterkruste aufgeschmolzen und Vulkanismus erzeugt.

Geodynamo relativ schnell gelaufen ist, angetrieben von starken Energien im Erdkern, die einmal keine Magnetfeldumkehrungen zuließen, andererseits die Wärme zur Ausbildung der Superplumes an den Mantel abführten. So haben Plumes einen großen Teil der Erdoberfläche und anderer planetarer Oberflächen mitgestaltet. Ihre chemische Signatur läßt einen Herkunftsort aus dem tiefen Mantel vermuten, denn das basaltische Magma ist in den sog. inkompatiblen Elementen, die als Spurenstoffe im unteren Mantel vermutet werden [Barium (Ba), Rubidium (Rb), Thorium (Th), Uran (U) und anderen], leicht angereichert gegenüber ozeanischen und Inselbogen-Basalten und wird als eine Art ursprünglicher Zusammensetzung angesehen. Ein sich abkühlender, 96

kontrahierender und absinkender Plume mag im Kontinent die Bildung vieler Sedimentbecken erklären (Abschnitt 12). Für die mit Plumes reich versehene Venus, deren geringe Zahl von Einschlagkratern eine relativ junge Oberfläche anzeigt, werden abkühlende Plumes für einen subduktionsähnlichen, vielleicht zyklischen „Resurfacing“-Prozeß, eine Art Delamination unter Einbeziehung der Oberfläche, verantwortlich gemacht. Dies könnte die relativ junge, vulkanische Venus-Oberfläche erklären.

14. Das Phanerozoikum (600 Ma bis heute) Tektonische Ereignisse und die Rolle der Paläontologie Das Phanerozoikum bezeichnet den durch Fossilien belegten letzten Abschnitt der Erdgeschichte. Die vor etwa 600 Ma entstehenden ersten harten Skelette mariner Lebewesen und deren Weiterentwicklung gestatteten es, schon zu Beginn dieses Jahrhunderts eine biostratigraphisch gesicherte – wenn auch zunächst relative – Zeitskala aufzustellen. Dies war möglich durch die Arbeiten der Paläontologie, der Wissenschaft von der vorzeitlichen Tier- und Pflanzenwelt, die schon in der Mitte des vorigen Jahrhunderts systematische Entwicklungen von Einzellebewesen und Stämmen zu verfolgen begann. Auch sind die tektonischen Entwicklungen der letzten 600 Ma klarer zu erkennen als in den zeitlich weiter zurückliegenden Epochen. Gegen Ende des Proterozoikums (2500–600 Ma), etwa vor 650 Ma, brach der Superkontinent Rodinia auseinander. Seine Teile, durch große Riftprozesse auseinandergerissen, sammelten sich erst wieder um etwa 300 Ma, um den Superkontinent Pangäa zu bilden, der seinerseits schon ab 200 Ma langsam auseinanderbrach. Da die erste geologische Periode des Phanerozoikums das Kambrium ist (vergl. Tabelle 2) und man lange Zeit keine Lebensspuren für die davorliegende Zeit ge97

funden hatte, nannte man diese Zeit einfach das Prä-Kambrium. Zwar hatten sich schon im Proterozoikum Zellen mit einem Zellkern gebildet, wohl als Schutz gegen den zunehmenden Sauerstoffanteil in der Atmosphäre, aber erst ab dem Kambrium entwickeln und verfeinern sich Lebewesen mit einem Skelett. Diese sind als Fossilien in den Gesteinen zu finden. Eine nicht deformierte Abfolge von Sedimentgesteinen liegt meist horizontal, wobei jede Schicht jünger als die darunterlagernde und älter als die darüberfolgende Schicht ist. Da sich Tiere und Pflanzen laufend veränderten und entwikkelten, verändert sich auch die Abfolge der Fossilreste in den einzelnen Schichten. Auf solch einer Biostratigrapbie wurde die erste relative geologische Altersskala entwickelt. Wenn die Abfolge der Faunen und Floren bekannt ist, so lassen sich fehlende Sedimentschichten einfach erkennen; dies sind die sog. Schichtlücken. Neben die Biostratigraphie kam später noch die seismische und die magnetische Stratigraphie, wodurch es heute möglich ist, die verschiedensten Sedimentschichten bis ins Detail aufzulösen und weltweit in Beziehung zueinander zu setzen. Die Theorie von der Evolution des Lebens (vgl. auch Abschnitt 15) wurde von Geologie, Paläontologie und Biologie gemeinsam erarbeitet. Das Leben hat sich nicht ruhig und kontinuierlich entwickelt, sondern wurde oft von sog. Extinktionen (Auslöschungen) beeinflußt. Die größten Extinktionen (und auch Neuentwicklungen) fanden gegen Ende des Paläozoikums (90 % Extinktion) und gegen Ende des Mesozoikums (50 % Extinktion) statt. Diese Beobachtungen hatten ja im letzten Jahrhundert zu den Einteilungen des Phanerozoikums durch die Paläontologie geführt. Heute vermutet man, daß die großen Extinktionen durch den Einschlag von gewaltigen Boliden verursacht wurden, die durch ihre Staubentwicklung die Erde mehrere 100 Jahre verdunkelten und die Sonneneinstrahlung und damit die Temperatur herabsetzten. Für das Ende des Mesozoikums, die berühmte Kreide-Tertiär-Grenze, die mit dem Aussterben der Dinosaurier verbunden wird, hat man sogar den Einschlagsort 98

und die Verunreinigung von Sedimenten durch (kosmisches) Iridium nachgewiesen. Auch Spuren umfangreicher, heftiger Überschwemmungen, ausgelöst von riesigen Flutwellen, sog. Tsunamis, findet man rings um die Karibik im Südteil Nordamerikas. Der etwa 200 km große Krater mit Namen Chicxulub liegt teils auf der Yukatan-Halbinsel in Mexiko, teils im angrenzenden Meer und wurde in den verbliebenen 65 Ma durch bis zu 400 m mächtige Kalkschichten überdeckt. Wie erwähnt, betrug die Extinktion seinerzeit global etwa 50% und gab offenbar Anlaß zu einer Menge Neuentwicklungen, die sich in den freigewordenen „Nischen“ entwickelten. Allerdings wird auch das Überleben mancher Arten (z.B. der Frösche) noch nicht voll verstanden. Eine zusätzliche Ursache für die massiven Extinktionen durch massiven Vulkanismus, der etwa zeitgleich in Indien (Dekan Traps) und im Nordatlantik (Voering-Plateau) auftrat, kann nicht ausgeschlossen werden. Tabelle 2 gibt eine Einteilung des Phanerozoikums in die drei Ären und in die geologischen Perioden. Tab. 2: Das Phanerozoikum (600-0 Ma) und seine geologische Entwicklung. Periode

Kambrium Ordovizium Silur Devon Karbon Perm Ende des Paläozoikums Trias Jura Kreide Ende des Mesozoikums, Beginn des Cänozoikutns (Tertiär) Paläogen mit Paläozen, Eozän und Oligozän Neogen mit Miozän und Plizän Quartär mit Pleistozän und Holozän

Absolute Zeit in Millionen Jahren (Ma) = 106 Jahren 570–510 510–438 438–410 419–355 355–290 290–250 250–206 206–146 146–68

68–53–36–23 23–5–1,6 1,6-0,001-0

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Abb. 45: Ein Trilobit, der sich bereits im Kambrium entwickelt hat (506–510 Ma) und später ausgestorben ist.

Wie erwähnt, drifteten nach dem Zerfall des Superkontinents Rodinia (Abschnitt 8) große und kleine Kontinente auseinander. Im Kambrium (570–510 Ma) erscheinen plötzlich Tierreste mit harten Schalen und Skeletten in verschiedenen Sedimenten. Eine reiche, wenn auch noch recht einheitliche Fauna entwickelt sich. Ein Beispiel hierfür sind die (dreiteiligen) Trilobiten, Urformen des Krebses (Abbildung 45), von denen es etwa 600 Arten gibt. Aber auch (muschelähnliche) Brachiopoden und Mollusken (Gruppe der Weichtiere, Vorläufer der Schnecken) erscheinen. Im Ordovizium (510–438 Ma) tritt sehr viel Vulkanismus auf. Aus dem sich bildenden großen Südkontinent Gondwana spalten sich einige Terrane ab und wandern nordwärts, z.B. Avalonia und Armorika. Im Norden nähern sich der große Kontinent Laurasia von Westen und Baltica von Nordosten. Der dazwischenliegende Vorläufer des Atlantiks, auch Iapetus genannt, verschwindet langsam. Es bilden sich viele Kalksteine. Trilobiten weichen mehr und mehr Brachiopoden und Mollusken. Im Silur (538–410 Ma) beginnt im Norden eine Dreierkollision. Laurasia und Baltica falten die norwegisch-schottischen Kaledoniden auf, Avalonia lagert sich von Südwesten an den neuen Großkontinent „Laurussia“ an und unterlagert heute noch die südwestliche Ostsee und das norddeutsche Flachland (Abschnitt 12, Abb. 42). Viele Organismen kommen aus dem Flachwasser an Land, vielleicht begünstigt durch den Schutz 100

einer Ozonschicht oberhalb einer Stickstoff-Sauerstoff-Atmosphäre, die unserer heutigen schon recht ähnlich war. Harte UV-Strahlung wird durch die Ozonschicht weitgehend abgehalten. In den Ozeanen entwickeln sich erste Fische, es bilden sich Riffe und Korallen, Mikroorganismen produzieren Kohlenwasserstoff, und es gibt immer noch Trilobiten. In dieser Zeit dreht sich die Erde noch schneller als heute; der Mond ist der Erde näher und verursacht noch stärkere Gezeiten als heute. Anhand des Korallenwachstums kann man feststellen, daß das Jahr im Silur zu Beginn 420, gegen Ende 400 Tage hatte. Im Devon (410–355 Ma) entwickelt sich der kaledonische Gebirgsgürtel weiter, und der Iapetus verschwindet völlig. Weitere kontinentale Terrane lösen sich vom sich nähernden Südkontinent Gondwana und driften nach Norden. In Amerika entwickelt sich das mächtige Michigan-Becken. Es treten im Meer die ersten (marinen) Säugetiere auf, es kommt zu einer entwicklungsbiologischen Trennung und Weiterentwicklung von Radiolarien (kleine Wimperntierchen mit komplexen Skeletten) und verschiedenen Fischen. Riffe bilden sich neu, und auf Land entstehen die ersten Küstenwälder, Algen und Farne. Einige Amphibien kommen aufs Land. Im Karbon (355–290 Ma) kommt es in Mittel- und Westeuropa zu mächtigen Gebirgsauffaltungen, den Varisziden, bedingt durch die von Süden eintreffenden Terrane (Abschnitt 12), doch gegen Ende des Karbons brechen die Gebirgsgürtel zusammen; es entstehen Gräben und Rifts sowie große seitliche Zerrungen und Verschiebungen innerhalb des Kontinents. Die Appalachen, damals mit den europäischen Varisziden verbunden, erfahren ein ähnliches Schicksal wie die Varisziden. Das Klima war feucht-warm, und es kommt zu weltweiten Kohlenbildungen. Es treten die ersten Koniferen auf, eine weitere Evolution der Landfauna und -flora setzt ein, die sich im Perm fortsetzt. Die letzte große variszische Gebirgsbildung ist die Formung des Urals durch von Osten eintreffende Terrane; doch ansonsten kollabieren die Gebirge. Schon Mitte des Perm, 290–250 Ma, ist der Superkontinent Pangäa entstanden. Das Klima ist warm und z.T. trocken. Das 101

Meer breitet sich weit über die Kontinentalränder aus. Am Westrand Südamerikas finden Subduktion und eine beginnende Gebirgsbildung statt. Die Varisziden zerfallen weiter. Eine starke Diversifikation und Verbreitung von Fauna und Flora, auch auf Land, setzt ein. Große Foraminiferen und erste Seeigel entwickeln sich. Die Reptilien breiten sich schnell aus. Einige von ihnen überleben sogar die große, am Ende des Perms einsetzende Extinktion, das Ende des Paläozoikums, dem auch die Trilobiten und frühe Korallen zum Opfer fallen. Die Trias (250 bis 206 Ma), nach ihrem Namen „dreiteilig“ und in die Serien Keuper, Muschelkalk, Buntsandstein unterteilt, enthält noch den zusammenhängenden Superkontinent Pangäa, der offenbar insgesamt langsam nordwärts wandert. Das Klima ist wieder feucht-warm. Es bilden sich mehr und mehr kontinentale Rifts, und gegen Ende entwickelt sich heftiger Vulkanismus. Die anfängliche große Extinktion hatte zwar 90 % der bestehenden Arten vernichtet, doch entwickeln sich in der späteren Trias die ersten Vögel und gleitende (fliegende?) Reptilien, die sich rasch vervielfältigen, u.a. die ersten Dinosaurier hervorbringen. Muscheln, Schachtelhalmwälder und ganz verschiedene Koniferen treten auf. Durch Vulkanismus vorbereitet, bricht imjura (206–146 Ma) Pangäa an verschiedenen Stellen auf, z.B. beginnt der Atlantik, im Süden und in der Mitte aufzureißen; der Tethys-Ozean südlich von Europa bildet sich und trennt Afrika von Europa. Das lange Gebirge der Anden am Westrand Südamerikas entwickelt sich weiter, bedingt durch Ozean-Kontinent-Kollision (Abschnitt 10). Auf breiten Schelfen entwickeln sich die (wirbellosen) Ammoniten, die zu den Mollusken gehören und sich in kurzer Zeit enorm in die verschiedensten Arten weiterentwickeln. Durch ihre harten Schalen und ihre mehr als 8 000 Arten sind sie als Leitfossilien feinen bestimmten geologischen Abschnitt kennzeichnend, „leitend“) im ganzen Mesozoikum vertreten (Abbildung 46). Aus organischen Rückständen mariner Pflanzen, Algen und anderer Kleinlebewesen bilden sich auf Schelfen und überfluteten Teilen der Kontinente die Kohlenwasserstoffe. Landpflanzen werden den heutigen 102

Abb. 46: Ein Ammonit, der sich ab dem Jura entwickelt hat (206–146 Ma). Die etwa 8000 Arten der Ammoniten dienen im ganzen Mesozoikum als die wichtigsten Leitfossilien.

schon ähnlicher, und besonders die Koniferen entwickeln sich stark. Der Archaeopteryx, der erste richtige Vogel, wird im Schiefer Sollnhofens gefunden, es entwickeln sich Krokodile und Flugsaurier. In der Kreide (146–68 Ma) breitet sich der Atlantik durch starkes Sea-floor-Spreading weiter aus. Viel Vulkanismus gibt es im Westpazifik, wo mit einer Art „Megaplume“ gerechnet wird, der heißes Material vermutlich von der Kern-MantelGrenze nach oben transportiert. Das Klima wird warm, der CCh-Gehalt der Atmosphäre erreicht ein Maximum, die Eiskappen der Pole schmelzen, der Meeresspiegel steigt und überflutet einen Teil der Kontinente in einer fast weltweiten „Transgression“ der Meere auf die Schelfe. Viele Erdöl- und Erdgas-Lagerstätten bilden sich. Gegen Ende der Kreidezeit (und damit des Mesozoikums) falten sich die Rocky Mountains und die Alpen auf, und das Klima wird wieder kälter. Es gibt Blütenpflanzen, Eichen, Weiden und Pollen tragende Insekten, erste Warmblüter, erste Säugetiere und immer noch Dinosaurier. An der Grenze zum Tertiär (68–1,6 Ma) findet wieder eine Extinktion statt, die diesmal 50 % der Arten auslöscht, auch die Meeresfauna und die Dinosaurier. Wie erwähnt, wird sie mit einem großen Meteoriteneinschlag in Zusammenhang gebracht, der vor 65 Ma die Erde traf. Eine Umweltkatastrophe 103

riesigen Ausmaßes setzte ein mit Überflutungen, Verdunkelung der Atmosphäre, Absinken des Meeresspiegels und rascher Abkühlung (wie bei einem „nuclear winter“), erst später gefolgt von einem CO2-Anstieg und Erwärmung. Der Nordatlantik und das Nordmeer bilden sich. Australien und die Antarktis trennen sich. Etwa ab 45 Ma stößt Indien mit Asien zusammen und beginnt, den mächtigen Himalaya aufzufalten. Gleichzeitig ändert sich die Richtung der Plattenbewegung im gesamten Pazifik, besonders gut im Knick der Hawaii-Kette zu beobachten. Alpen, Himalaya und Kordillieren wachsen weiter, das Klima beginnt sich zu verschlechtern. Gegen Ende des Tertiärs gibt es massive Eisvorstöße. Es treten im Tertiär frühe Pferde, auch Schweine, Giraffen, Kamele auf, meist kleiner als die heutigen Arten, und die ersten Primaten erscheinen. In Australien, das nun isoliert wurde, entwickeln sich die Beuteltiere. In Afrika beobachtet man ab etwa 5,5 Ma die ersten Hominiden, die sich später diversifizieren (vgl. Abschnitt 15). Ab etwa 2,5 Ma treten verstärkt Eiszeiten auf, deren Vorstöße zunächst sporadisch sind, später jedoch immer häufiger werden. Die letzte Phase ist im Holozän von 100000 bis 10000 Jahren. Wie die früheren Hominiden, ist auch der Homo sapiens in Afrika, Asien und Europa vertreten und hat vor etwa 30000 Jahren über die in einer Eiszeit gebildete Landbrücke zwischen Sibirien und Alaska den Kontinent Amerika erreicht. Die schnelle Entwicklung des Homo sapiens (nächstes Kapitel), vor allem die Formung eines großen und komplexen Gehirns, befähigt ihn dazu, seine eigene Evolution zu manipulieren, Bodenschätze auszubeuten und seine Umwelt zu gefährden.

15. Die Entwicklung des Lebens In den Abschnitten 8 und 14 bin ich bereits auf die Entwicklung des Lebens eingegangen. In diesem Kapitel sollen die Bedingungen für seine Bildung und die gegenseitige Beeinflussung von geologischen und biologischen Entwicklungen ge104

schildert werden, wobei der Zufall eine wichtige Rolle spielt. Am Ende der formativen Phase, vor etwa 4 Ga, als das chaotische Meteoritenbombardement noch nicht ganz abgeklungen war, bildeten sich nach neuesten Erkenntnissen bereits die ersten organischen Verbindungen. Zu jener Zeit (vgl. Abschnitt 8) strahlte die junge Sonne nur mit einer Leuchtkraft von etwa 70% der heutigen, die Erde drehte sich wesentlich schneller, nur etwa 15 Stunden dauerten Tag und Nacht, und ein naher Mond erzeugte gewaltige Gezeiten. Es gab noch keinen Sauerstoff in der Atmosphäre und keine schützende Ozonschicht. Wie unsere Nachbarplaneten besaß die Erde eine Atmosphäre aus Kohlendioxid (CO2) und Stickstoff (N2). Aber durch einen besonders glücklichen Zufall hatte die Erde einen günstigen Abstand zur Sonne und eine fast kreisförmige Umlaufbahn, so daß sich Einstrahlung und Temperaturentwicklung in Grenzen hielten. Zusammen mit einem weiteren für die Entwicklung günstigen Zufall hatte sie gerade die richtige Größe, um gewisse Gase in ihrer Atmosphäre halten zu können und durch Vulkane andere Gase, auch H2O, aus dem Innern freizusetzen. Man hat errechnet, daß nur ein 6 % kleinerer Abstand zur Sonne eine Treibhausatmosphäre wie auf der Venus geschaffen hätte, und nur ein wenige Prozent größerer Abstand eine frühe Vereisung erzeugt hätte. Wäre die Erde nur ein wenig kleiner gewesen, hätte sie nicht Gase mit einem mittleren Atomgewicht (wie später den Sauerstoff) halten können, und eine etwas größere Erde hätte das Freisetzen von Gasen aus dem Erdinnern erschwert. In der Atmosphäre konnte der sich abkühlende Wasserdampf schon früh Regen entwickeln. So hat der Zufall bei der Bildung flüssigen Wassers, das ja nur in einen ganz engen Temperaturbereich von 0 bis 100° C vorkommen kann, eine große Rolle gespielt. Vielleicht war Wasser zu Beginn nur in einigen Tümpeln vorhanden, aber offenbar hat sich hier das erste Leben entwickelt. Allerdings ist es nicht sicher, ob die ersten sich selbst replizierenden organischen Verbindungen sich wirklich eigenständig auf der Erde entwickelt haben oder ob sie von Asteroiden, Kometen oder 105

Meteoriten von anderen Himmelskörpern kamen. Man hat im All eine Menge Aminosäuren beobachtet und kürzlich beim Vorbeiflug des hauptsächlich aus Eis bestehenden Kometen Haie Bopp eine Menge organischer Bausteine als Vorstufe zur Proteinbildung nachgewiesen. Wie auch immer sich die ersten primitiven Bakterien entwickelten, sie brauchten einen Schutz vor der harten UVStrahlung der Sonne und sie benötigten Licht zur Entwicklung der Photosynthese, um aus CO2 einen energiereichen Zucker herstellen zu können, wobei als eine Art Abfallprodukt Sauerstoff frei wird. Solche Bedingungen – Licht aber kaum UVStrahlung – waren in einer Wassertiefe zwischen 5 und 15 m anzutreffen. Ob zusätzlich Blitzeinschläge die Bildung komplexer Moleküle förderte (wie im Labor beobachtet) und wie sich die ersten Proteine mit langen Ketten aus Aminosäuren bildeten, ist ungewiß. Man vermutet, daß über das Kristallwachstum von Tonmineralen mit ihren zahlreichen Winkeln und Ecken eine Katalysatorwirkung auch für die Selbstreplikation von Organismen geschaffen wurde. Diese Fähigkeit, sich selbst zu reproduzieren, sich gewissermaßen selbst zu kopieren, war der Beginn des Lebens. Durch zufällige Fehler beim Kopieren der genetischen Information entstehen Varianten und Mutationen. Und schließlich sorgt die natürliche Selektion einiger besonders „tüchtiger“ Exemplare für eine Auslese, ganz ähnlich wie es Darwin im vorigen Jahrhundert für die höheren Lebewesen gefordert hat. Man muß sich vor Augen halten, daß sich das Leben auf der Erde zwar früh entwickelt, daß es sich aber 3 Ga lang (von 4 bis 1 Ga) auf winzige Bakterien und Mikroben beschränkt. So wird das Archaikum und Proterozoikum auch das „Zeitalter des mikroskopischen Lebens“ genannt. Eine heute allgemein akzeptierte Definition von Leben lautet: „Ein sich selbst erhaltendes chemisches System, das fähig ist, eine Darwinsche Evolution in Gang zu setzen“ – mit ihren drei großen Schritten Reproduktion (das Kopieren), Variation (das Mutieren) und Auslese (die Selektion), die das Überleben einiger Individuen auf Kosten anderer bewerkstelligen. 106

Abb. 47: Die Entwicklung des Lebens in die drei großen Stämme.

Zu Anfang hatte das Leben noch nicht den genetischen DNSCode entwickelt, sondern die einfacheren RNS-Ketten (= Boten-Ribonukleinsäure). Diese bilden sich leichter (auch im Labor), und können auch gewisse Replikationen in Gang setzen. Irgendwann zwischen 4 und 3 Ga bildeten RNS-Moleküle – die im Wasser herumschwammen, sich fortpflanzten und mutierten – eine schützende Membran, die erste Zelle. Aus diesen Zellen entstanden die drei fundamentalen Varianten des Lebens: Bakterien, Archäa (Einzeller mit bakterienähnlichem Aufbau) und Eukaryoten (zunächst als Einzeller mit Zellmembran und Chromosomen). Aus ihnen entwickelten sich im Laufe der Evolution Mehrzeller und schließlich höheres Leben (siehe Abbildung 47). 107

Eine Variante oder Ergänzung zu der geschilderten Entwicklung bieten wiederum die Hypothesen einer außerirdischen Entstehung des Lebens an. Sie werden nicht nur unterstützt durch die vielen eishaltigen Kometen, auf denen man Aminosäureketten gefunden hat, sondern auch durch gewisse Meteoriteneinschläge, die von anderen Planeten oder Monden stammen, wie etwa ALH 84001 vom Mars, der zufällig die Erde traf. Er zeigte eine Reihe von Spuren bakteriellen Lebens aus der frühen, auch wasserhaltigen, Entwicklung des Mars. Zumindest kann gegenwärtig die außerirdische Bildung von primitivem Leben und ein Transport zur Erde nicht ganz ausgeschlossen werden. Auf der Erde beschleunigte sich nach der erfolgreichen Entwicklung schützender Zellen die Diversifikation des Lebens. Die Verbindung des durch das Leben erzeugten Sauerstoffs mit dem im Meer gelösten Eisen erzeugte „rostige“ Eisenerze mit Bänderungen (BIFs), die zu den reichsten Eisenerzlagerstätten gehören (vgl. Abschnitte 8 und 16). Für die Entwicklung des Lebens ist es bedeutsam, daß der produzierte Sauerstoff für viele konkurrierende Mikroben schädlich, ja giftig war, so daß nur die durch Zellen geschützten Arten in geeigneten Nischen im warmen Flachwasser überlebten. Als alles Eisen gerostet war, transformierte der Sauerstoff langsam die Atmosphäre. Schon vorher hatten Niederschläge begonnen, das CO2 aus der Atmosphäre zu entfernen und es in Karbonatgesteinen (noch keine Muscheln) im Flachmeer abzulagern. Es ist interessant zu sehen, daß der Gesamtgehalt von CO2 auf unseren Nachbarplaneten Venus und Mars prozentual zu den anderen Elementen der gleiche ist wie auf der Erde. Nur: Auf Venus und Mars dominiert er die Atmosphäre, auf der Erde ist er in Gesteinen zu finden. Ab etwa 2 Ga beobachtet man die ersten Mehrzeller. Zwischen 1,3 und 1 Ga gibt es durch die „Erfindung“ der sexuellen Reproduktion einen großen evolutionären Sprung nach vorn. Durch die Mischung von Genen zweier unterschiedlicher Lebewesen (also keine Selbstreplikation) treten eine Menge neuer Rekombinationen auf. Damit werden viele neue Möglich108

Abb. 48: Die Zunahme von Argon (aus Kalium) und Sauerstoff (aus der Photosynthese) und die Abnahme von Kohlendioxid (durch Auswaschung) in der Erdatmosphäre.

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keiten für Mutation und Selektion geschaffen. Manche Biologen nennen dies „die erste Explosion des Lebens“ unter den Eukaryoten. Nachdem im späten Proterozoikum bereits Würmer und andere Vielzeller entstanden sind, kommt es zu Beginn des Kambriums (570 Ma) zur „zweiten Explosion des Lebens“. Es entstehen plötzlich viele aquatische Lebensformen, z.B. die Trilobiten (Abb. 45), und schon bald Fische und erste Landpflanzen. Reptilien entwickeln sich um 200 Ma, z.B. auch die Dinosaurier, die vor 65 Ma ihr jähes Ende fanden (Abschnitt 14). Mit Hinweis auf den vorigen Abschnitt verlassen wir an dieser Stelle die Paläontologie und wollen noch einen Blick auf die Hominiden werfen, deren Entwicklung zum Homo sapiens in die Zeit der großen und häufigen Eiszeiten fällt. Schon ab etwa 60 Ma war es zu einer rasanten Entwicklung der Säugetiere gekommen, und bereits vor 50 Ma lebten affenartige Tiere, von denen sich die Gibbons (22 Ma), die Orang-Utans (17 Ma), die Gorillas (10 Ma) und die Schimpansen (7 Ma) abspalten. Solche Diversifikationen von Arten erscheinen durchaus normal. Zwischen 7 und 5 Ma entwikkeln einige Arten einen aufrechten Gang, und zwischen 5 und 4 Ma leben die ersten Hominiden im Afar-Gebiet (Homo afariensis). Sie entwickeln sich weiter zum Homo habilis (vor 2 Ma) und zum Homo erectus (etwa 1,5 Ma), der nun auch in Asien und Europa gefunden wird. Diese Gruppen konnten schon primitive Werkzeuge herstellen. Der letzte Homo erectus war offenbar der Peking-Mensch vor etwa 230 000 Jahren (siehe Abbildung 49). Es scheint eine direkte Beziehung zwischen Klimaänderungen und Hominidenentwicklung zu geben. Schon vor 2,5 Ma setzen, angeregt vom „Schrittmacher“ der MilankovićZyklen, große Eisvorstöße ein, die mit gewaltigen Klimaänderungen einhergehen und sich mindestens alle 41000 und 100000 Jahr wiederholen. Diese Milanković-Zyklen entstehen durch die variierende Schiefe der Erdachse und eine Veränderung der Elliptizität des Erdumlaufs um die Sonne. Grund hierfür sind Störungen der Schwerkraft durch die be110

Abb. 49: Parallelität zwischen der Hominidenentwicklung und den Eiszeiten.

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Abb. 50: Die Temperaturentwicklung der letzten 110000 Jahre auf der Nordhalbkugel (aus einer Analyse der Luftblasen in den Eiskernen von Grönland mit der Sauerstoff-Isotopen-Methode (18O/16O).

nachbarten Planeten, besonders durch die nahe Venus und den großen Jupiter. Als Konsequenz der Milanković-Zyklen erhält die Erde eine periodisch variierende Sonneneinstrahlung, wie sich durch Temperaturstudien an Bohrkernen aus dem Pazifik, aus der Antarktis und aus Grönland tatsächlich bestätigen ließ. Die Milanković-Zyklen sind durch Beobachtungen ehemaliger ruhiger Sedimentation und durch Frequenzanalysen in Bohrungen eindeutig nachzuweisen. Sie treten im tatsächlichen Temperaturverlauf nicht direkt in Erscheinung (Abbildung 50). Das liegt daran, daß durch die variierende Einstrahlung eine Reihe nicht-linearer Resonanzen ausgelöst wird und daß es zusätzlich starke positive und negative Rückkopplung im globalen Kohlenstoffkreislauf gibt, der wiederum während der Eiszeiten laufend sinkt. Zusätzlich treten enorme KlimaAsymmetrien auf, wie z.B. oft schnelle Übergänge (100 x Sonnenradius), der beim Ausbruch nicht nur leichte Elemente (wie Helium), sondern alle Elemente des Spektrums erzeugt S-Welle: Scherwelle, deren Geschwindigkeit vom Schermodul bestimmt wird Tektonik: Bildung großer geologischer Strukturen durch Kräfte der Platten- oder Salztektonik Terra (Plural: Terrae): Hochland des Mondes mit (hellen) alten Gesteinen, z.T. bis 4 400 Ma alt

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Terrane: ozeanische oder kontinentale Mikrokontinente, meist mit der Drift der Ozeane wandernd, sich irgendwann unter Gebirgsbildung an Kontinente anlagernd terrestrisch: erdähnlich, oft auch „kontinental“ bezeichnend Tethys: großes, Pangäa im Süden und Südosten umspannendes Meer, Überrest: Mittelmeer Tetraeder: geometrischer (auch kristalliner) Körper mit vier Dreiecken Thorium: Element mit großer Ordnungszahl; ein Isotop ist stabile Tochter des Uran-Zerfalls Tomographie (hier: seismische Tomographie): eine durch Verfolgung sehr vieler seismischer Erdbebenwellen und Seismometer erzielte Darstellung seismischer Geschwindigkeiten in verschiedenen Tiefen von Erdkruste und Erdmantel Trägheitsmoment: wichtige physikalische Größe in rotierenden Systemen, die sich aus dem Produkt der Masse und dem Abstand von der Drehachse zusammensetzt Transgression: Vorrücken des Meeres in Landgebiete Transpression: Kompression auf eine geologische Einheit unter einem bestimmten Winkel transversal: zur Seite gerichtete tektonische oder seismische Bewegung Trias: geologische Periode, siehe Tabelle 2 Trilobiten: „dreiteilige“, fremdartig wirkende, im Kambrium entstehende Lebewesen, siehe Abbildung Tsumani: von kompressiven Erdbeben im Meer ausgelöste Flutwelle, die sich in Landnähe und Meeresbuchten aufsteilt und gewaltige Zerstörungen bewirken kann Uran: radioaktives Element; verschiedene Isotopen haben unterschiedlich lange Halbwertzeiten und Zerfallsreihen bis hin zum Blei oder Thorium Varisziden: Gebirge in Mitteleuropa (380–300 Ma), hervorgerufen durch Anlagerung von kontinentalen, von Gondwana abgespaltenen Terranen, später kollabierend Vektor: gerichtete mathematische Größe (z. B. das Magnetfeld) Wärmeleitfähigkeit: physikalische Eigenschaft (hier von Gesteinen), Wärme weiterzuleiten Xenolithe: vulkanisches Auswurfmaterial (aus Kruste oder Mantel), das über das Gestein in der Tiefe Aussagen zuläßt

Register accretional tail 18 Adriatica 90, 92 adriatischer Mantel 77, 82 f. Afar-Gebiet 110 Afrika 91 f., 102, 104 Agricola, Georg 10 Airgun 116, s.a. Luftpulser Akkretion 19f., 88 Alaska 65,88, 90, 104 Algenkolonien 50 f., s. a. Blaualgen Alpen 47, 73, 77f.,82f.,87, 90 ff., 103 alternative Energien 121–125 Altersbestimmung 11, 17, 21, 39, 54–62, 88 Aluminium 44, 71 Amerika 54, 104 Aminosäuren 106 ff. Ammoniten 102 f. Amphiboliten 53, 70 Anatexis 49, 59 Anden 71, 102 Anorthosit-Kruste 22 Antarktis 104, 112, 125 Anthrazit 120 Apollo-Programm 17, 19 ff. Appalachen 101 Äquipotentialfläche 32 Archäa 107 Archaikum 12, 23, 49f., 52 f., 106 Archäomagnetismus 38 Archaeopteryx 103 Argon 54, 109 Aristoteles 9 Armorika 91, 100 Arrays 29 Asien 104 Asteroiden 16 f., 19, 23, 95, 105 Asthenosphäre 61, 63 f., 69, 71, 79, 93 f. Atlantik 42, 44, 62, 84, 87, 102 f.

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Atmosphäre 17, 19 f., 50 f., 54, 98, 101, 104 f., 108 f., 124 f. Ätna 71 Atome 42 f., 55 Australien 68, 104 Avalonia 89 f., 100 Bakterien 12, 41, 106ff. Balloon Mode 30 f. Baltica 89 f., 100 Baltischer Schild 89 Barium 96 Basalt 23, 46, 70, 96 Beringsee 33 Beryllium 15 BIFs 51, 108 Biostratigraphie 97 BIRPS 77 Blaualgen 50 f., 107 Blauschiefer(fazies) 48, 54, 69 Blei 15, 55, 57 Bohemia 91 Bolid 98 Bor 15 Brachiopoden 100 Braunkohle 120 Breitbandstationen 29 Britische Inseln 77 Calcit 45f. Calziumcarbonat 45 Chandler Wobble 34 Chicxulub 99 China 27 COCORP 75 Controlled-source-Seismologie 72f. Cro-Magnon-Mensch 114 Curie-Punkt 36, 38, 42 Curie-Temperatur 80 D’’-Isotop58 D’’-Schicht 25, 29, 95

Darwin, Charles 10f., 106 Dehnungsbeben 65, 67 Dekan Traps 99 DEKORP (Deutsches Kontinentales Reflexionsseismisches Programm) 75 ff. Delamination 91–94, 97 Devon 99, 101 Diagenese 46–49 Dichteanomalien 79 Dinariden 91 Dinosaurier 12, 95, 98, 102f., 110 Dipolfeld 36 f., 39, 62 DNS-Code 107 Doppelsonne 13 Dynamoprozeß 36 f. Effusivgestein 46 Eigenschwingungen der Erde 30 f., 65 Eisen 10, 14–20, 35 ff., 51 ff., 108 Eisenerz 51 ff., 108, 115 Eisenoxid 38, 51 f. Eiszeiten 104, 112f., 125 Ekliptik 15 f. Eklogit(fazies) 48, 64, 92 Elektronen 43 Eozän 99 Eratosthenes 9 Erdbeben 8, 22, 26–30, 61, 63 f., 66ff., 72f., 78, 81 f., 121 Erdgas 47, 69, 85, 103, 114 ff., 119 Erdkern 10, 24–30, 59, 67, 88, 95 f. Erdkruste 10, 24 f., 31, 43, 48, 53f., 59ff., 68–86, 92ff., 116 Erdmantel 10, 20, 24 ff., 31, 43 f., 53, 59–63, 67f., 71 ff., 77, 85, 87, 92 f., 95 f. Erdöl 47, 69, 74, 85 f., 103, 114–120,125 Erz 35, 51, 69, 79, 114 Escape-Tektonik 82 Eurasien 68

Eukaryoten 107, 110 Europa 51, 69, 76 f., 82, 90 f., 102, 104,110,113 euxidische Fazies 116 Exhalation 50 Explosion-Seismologie 72 f. Extension 71, 80 f., 84 f., 91 Extinktion 12, 23, 95, 98 f., 102 f. Extrusions-Tektonik 82 Faltengebirge 8, 80 Fennoskandien 89 Flutbasalt-Provinzen 95 Football Mode 30 f. formative Phase 12, 20–24, 49, 105 Fossilien 50f., 97f., s.a. Leitfossilien Frösche 99 Gabbros 70, 92 Galilei, Galileo 9 Gauß, Carl Friedrich 10, 35 Gebirge 53 f., 70, 73, 80–88, 91 Gebirgsgürtel 60, 62, 70, 77 f., 80f., 91, 101 Geochronologie 54 Geodynamo 25, 35 f., 96 Geoid 31 f. Geophon 72 f., 75, 77, 116 geothermische Energie 122 ff. geothermische Lagerstätte 122 f. Geothermo-Barometer 80 Geothermometer 80 geozentrisches Weltsystem 9 Gesteine 19 f., 38, 45 f., 49, 55, 58f., 74, 79f., 108, 116 Gesteinsmagnetisierung 37–40 Gezeiten(reibung) 21, 31–34 Gneis 26, 53, 70 Golfstrom 113 Gondwana 89, 91, 100 f. Granit 26, 46, 53, 70, 91, 121 Granodiorite 70 Granulitfazies 48

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Graphit 80 Gravimeter 31, 79 Gravitationsgesetz 9, 31 f. Grönland 89, 112 f. Grünsteingürtel 52 f. Halbwertszeit 17, 56, 60 Haie Bopp 106 Hämatit 51 Hawaii 71, 93, 104 Helgoland-Sprengung 73 heliozentrisches Weltsystem 9 Helium 12–15 Heraklit 7 Herodot10 Himalaya 70, 82, 89, 104 Hoch-Enthalpie-Lagerstätte 123f. Holozän 99, 104 Hominiden 12, 23, 104, 110f., 113,125 Homo afariensis 110f. Homo erectus 110f. Homo habilis 110f. Homo sapiens 12,38, 104, 110f., 113 Hot Spot 93 Hot-dry-rock-Lagerstätten 124 Humboldt, Alexander von 10 Hutton, James 10, 48 Hydrophone 75, 77, 117 Iapetus 100f. Indien 38, 82, 89, 99, 104 Intrusivgesteine 46 Iridium 99 Island 40, 84, 93 Island-Faröer-Rücken 68 Isostasie 85 Isotherme 63 Itaipu 121 Italien 85, 87, 92 Japan 71 Jeffreys, Lord 61

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Jupiter 13f., 16 f., 19, 37, 112 Jura 99, 102 Kaledonische Deformationsfront 89 Kanonisches Gebirge 89, 100f. Kalifornien 67, 122, 124 Kalium 24, 54, 109 Kalk(stein) 45 ff., 51, 99 f., 116 Kalzium 44 Kambrium 97–100, 102, 110 Känozoikum 12, 99 Kant, Immanuel 9, 11 Karbon 99, 101 Karbonate 51, 54, 108 Karibik 99 Kelvin, Lord 11 Kepler, Johannes 9, 15, 19 Kern-Mantel-Grenze 24, 95, 103 Kernenergie 120 Kimberlite 53 Kohle 47, 69, 101, 114f., 119f., 124 Kohlendioxid 12, 50 f., 54, 95, 104ff., 108f., 118, 120, 124f. Kohlenstoff 14, 44, 61, 112 Kohlenwasserstoff 47, 101 f., 104, 114–117, 120 Kollaps eines Gebirges 76, 82, 93 Komet 50, 105, 108 Kompression 80, 91 Kompressionsbeben 65, 67 Kompressionsmodul 27 Kompressionswellen 26ff., 61, 69 Kontaktmetamorphose 47 Kontinent-Kontinent-Kollision 77, 81 ff., 88 ff., 92 kontinentale Platte 8, 60, 67f. kontinentale Rotsedimente 51 ff. kontinentaler Graben 84 Konvektion21,24f.,50,53,87,95 Kopernikus, Nikolaus 9 Kordillieren 104 Kratonen 49 Kreide-Tertiär-Grenze 98

Kreidezeit 95, 99, 103 Kreislauf der Gesteine 48 f. Kristall 43, 106 kristalline Kruste 70, 85 f. Kristallisation 43, 45 f., 48 Krustenmächtigkeit 70–74, 77, 80 Laplace, Pierre Simon 9, 11 Laufzeitdiagramm 27ff. Laurasia/Laurussia 89, 100 Lava 21, 23, 45 f., 50, 68, 71 basaltische – 21 f., 50 komatiitische – 53 Leitfossilien 102f. Lithium 15 Lithosphäre 25, 53, 62–65, 69, 71, 79, 87 f., 92, 94 f. Love-Wellen 28 Luftpulser 75, 116 Magma 10, 18, 21, 42f., 45, 47, 49, 59, 62, 71, 80ff., 84f., 88f., 95 f. magmatic margins 87 magmatische Gesteine 39, 45–48, 59 Magmatit 48 f. Magnesium 15, 53, 71 Magnetfeld 21, 24, 34 f., 38 ff., 60, 79, 95 Magnetische Stratigraphie 40 Magnetisierung 37–42 Magnetit 38 magnetotaktische Bakterien 41 Mare-Becken 21 ff., 50 Mars 16–20, 108 f., 121 Massenspektrometer 55 f. Matthews 62 Maxwell, James Clerk 36 Merkur 9, 16, 18, 20, 37 Mesozoikum 12, 98 f., 102 f. metamorphe Fazies 47 metamorphe Gesteine 47 ff., 70 Meteoriten 14, 17, 19 f., 22 ff., 50, 59f., 103, 106, 108

Meteoritenbombardement 12, 18, 20 f., 23 f., 49 f., 105,108 Methan 119 Michigan-Becken 47, 85, 101 Mikroben 106, 108 Milanković-Zyklen 110, 125 Milchstraße 7, 12 f. Mineral(ien) 10, 38 f., 42–46, 50, 55, 58f., 80, 114 Mintrop, Ludger 72 Miozän 99 Mittelgebirge s. Varisziden Moho-Diskontinuität 26, 72 f., 75, 77f., 85 Mohorovicic 26, 69 Molasse-Becken 87, 94 Moldanubikum 91 Mollusken 100, 102 Mond 9, 14, 17–23, 31–34, 37, 49f., 59, 70, 101, 105 Neandertaler 111, 113 Neodynium 55 Neogen 99 Neptun 16 Neutronen 42f., 55, 57 Newton, Isaac 9, 15, 31 f. Niedrig-Enthalpie-Lagerstätte 123 f. Nordamerika 68, 85, 89, 120 nordanatolische Verwerfung 67 Norddeutsches Becken 47, 85 Nordsee 77, 85, 89 Oberflächenwellen 28 ff. Oligozän 99 Olivin 25, 44 Ophiolite 54, 69 Orbiter 17, 21 f., 70 Ordovizium 99f. Orogene 70, 78, s. a. Gebirgsgürtel Oslograben 85 Ostsee 100 Ozean-Kontinent-Kollision 54, 67, 69,81,102

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Ozean-Ozean-Kollision 81 ozeanische Platte 8, 48, 60, 63 ff., 67f., 70 f., 81 f., 88 ozeanischer Graben 85 ozeanischer Rücken 41, 62–65, 71, 93 Ozonschicht 101, 105 P-Wellen s. Kompressionswellen Paläogen 99 Paläomagnetismus 36 ff., 60, 68, 88 Paläontologie 10, 97 f., 110 Paläozen 99 Paläozoikum 12, 91, 98 f., 102 Paleo-Tethys 89 Pangäa 54, 68, 84, 97, 101 f. Pariser Becken 123 Pazifik 42, 65, 68, 81, 89 f., 93 ff., 104,112 Peking-Mensch 110f. Perm 85, 99, 101 f. Perowskit 25 Peru 65 Phanerozoikum 54, 69, 97–104 Photosynthese 12, 51 f., 60, 106, 109 Planeten 7, 9, 13–19, 21, 32, 59, 108,112 terrestrische – 13, 17ff., 37 Plattentektonik 7, 22, 24, 41, 47, 54, 61–69, 71, 85, 87f., 91 ff., 95 Pleistozän 99 Plizän 99 Plumes 25, 84, 88, 93, 95 ff., s.a. Superplumes Pluto 16 Polen 85, 89 Prä-Kambrium 98 Proterozoikum 12, 49 f., 52 f., 69, 89, 97f., 106, 110 Protonen 42 f., 55, 57 Ptolemäus 9 Pull-apart-Becken 87

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Pyrenäen 77, 91 Pythagoras 9 Quartär 99 Quasare 12 radioaktiver Zerfall 56 f. Radioaktivität 11, 24, 54–57 Radiolarien 101 Raumwellen 27 ff. Rayleigh-Wellen 28 Rebeur-Paschwitz 27 Reflexionsseismik 31, 74 f., 77, 83, 85, 92, 116 f. Refraktionsseismik 31, 72 ff., 77, 116 Rejuvenation 79 Resurfacing-Prozeß 97 Rheintalgraben 84 Rhenoherzynikum 91 ridge push 65 rifted margins 87 Rifts 53, 60, 69, 82, 84 ff., 88,97, 101f. Ring of fire 68 Rocky Mountains 103 Rodinia 54, 97, 100 Rotary-Bohrverfahren 118 Rotation 20, 31–34 Rotationsgeschwindigkeit 13, 20, 31–34, 101 Rotes Meer 84 Rubidium 55, 96 Rubidium-Strontium-Methode 55 Rußland 77 Rutherford, Ernest 11, 54 S-Wellen s. Scherwellen Salzstock 72, 85, 117f., 121 Samarium 55 San-Andreas-Verwerfung 64, 67 Sandstein 46, 116f. Saturn 13 f., 16, 37 Sauerstoff 14 f., 44 f., 50–54, 61, 98, 101, 105 f., 108 f., 116

Saxothuringikum 91 Schelfgebiete 34, 52 f., 60, 69, 77, 102 f., 113, 116 Schelfmeere 33 Schermodul 27 Scherwellen 27 ff., 61 Scherzonen 79, 82 Schichtlücken 98 Schiefer 46 f., 51, 103, 116, 119 Schweden 35, 54 Schwerefeld 79 Schwerkraft 21, 24, 31 f., 110 Sea-floor-Spreading 41 f., 62, 65, 103 Sediment 11, 38, 40, 46, 48 f., 69–72, 74, 85 f., 99 f., 115, 117 Sedimentbecken 8, 11, 47, 70, 80, 84–87,97,115,117 Sedimentgesteine 10, 39, 46–49, 98 seismische Lamellen 76, 79, 84, 91, 93 seismische Signale 72 f. seismische Wellen 27 ff., 61, 116 Seismographen 27 Seismologie 24 ff., 29, 31 f., 65, 68, 72,116 Sial 61, 71, 78 Sibirien 90, 104 Silikat 18, 25, 47 Silizium 14f., 44f., 71 Silur 99 ff. Sima 61, 71 Skandinavien 73, 77 Skelefte-Gebirge 53 slab pull 65 Snellius’ Gesetz 27 Sonne 7, 9, 13ff., 18, 32, 50, 60, 105, 110 Sonnenenergie 121 f. Sonnennebel 12–15, 19 Spektraluntersuchungen 14 f., 22 Spinell 25, 44 Steinkohle 120 Steinsalz 46

Stickstoff 50, 60, 101, 105 Stratigraphie 98 Streamer 75, 77, 117 Strike-Slip-Beben 64, 67, 87 Stromatolithenkalke 50 ff. Stromboli 72 Strontium 55 Subduktion 60, 67ff., 92, 102 Subduktionszonen 25, 53, 63 ff., 69, 71 Subsidenz 84–87 Südafrika 53 Südamerika 67f., 102 Supernova 12–15 Superplumes 95 f. tektonische Prozesse 20, 65, 71, 81, 87, 97ff., 116 Terrae 21 f. Terran-Konzept 88, 91 Terrane 68, 82, 88f., 90ff., 100f. Tertiär 99, 103 Tethys-Ozean 102 Thaies von Milet 9 Thorium 15, 24, 96 Tibet 70, 82, 89 Tiefseegraben 81 Ton 45 ff., 106 Tornquist-Linie 89 f. Trias 99, 102 Trilobiten 100f., 110 Tsunamis 99 Twisting Mode 30 f. Ural 89, 101 Uran 15, 24, 56 f., 96 Uran-Blei-Methode 55 Uranerze 120 Uranus 13, 16 Urknall 12 UV-Strahlung 101, 106 Varisziden 69 , 76 f., 85, 91, 101 f. variszische Gebirgsbildung 79, 82 f., 93, 101

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Venus 9, 16 ff., 20, 97, 105, 108, 112 Vesuv 72 Vine 62 Voering-Plateau 99 Vulkane 8, 72, 81, 95, 105, 112 Vulkanismus 20 f., 23–26, 49 f., 66 ff., 71, 84, 87, 93, 95 f., 99, 102 f. Wasser 7, 19, 22, 43, 50, 80, 105f., 115–118, 120f., 122

Wasserstoff 12–15, 116, 120, 121 Wegener, Alfred 7, 54, 61, 68, 71, 84 Werner, Abraham 10 Wismut 15 Xenolithe 80 Yukatan-Halbinsel 95, 99 Zentrifugalkraft 31 f. Zerfallsgesetz 56