Einführung in die Ozeanographie

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Einführung in die Ozeanographie

Divergente Grenzen sind Spreizungsgrenzen, an denen neue ozeanische Kruste entsteht, um den Raum auszufüllen, in dem sich die Platten auseinander bewegen. Die meisten Divergenzgrenzen befinden sich entlang mittelozeanischer Rücken (obwohl einige auch an Land liegen). Das System der mittelozeanischen Rücken ist ein riesiges unterseeisches Gebirge und das größte geologische Gebilde der Erde; mit 65 000 km Länge und etwa 1000 km Breite bedeckt es 23 % der Erdoberfläche (Abbildung 4.5.1). Da die neue Kruste, die sich an der Plattengrenze gebildet hat, wärmer ist als die umgebende Kruste, hat sie eine geringere Dichte, so dass sie höher auf dem Erdmantel sitzt und die Gebirgskette bildet. In der Mitte des mittelozeanischen Rückens verläuft ein 25-50 km breiter und 1 km tiefer Graben. Obwohl ozeanische Spreizungsrücken auf der Erdoberfläche gekrümmt erscheinen, bestehen sie in Wirklichkeit aus einer Reihe geradliniger Segmente, die in Abständen durch senkrecht zum Rücken verlaufende Verwerfungen, so genannte Transformverwerfungen, versetzt sind. Diese Transformstörungen lassen das System der mittelozeanischen Rücken wie einen riesigen Reißverschluss am Meeresboden aussehen (Abbildung 4.5.2). Wie wir in Abschnitt 4.7 sehen werden, sind Bewegungen entlang von Transformstörungen zwischen zwei benachbarten Rückensegmenten für viele Erdbeben verantwortlich.

Das an einer Spreizungsgrenze entstehende Krustenmaterial hat immer ozeanischen Charakter, d. h. es handelt sich um magmatisches Gestein (z. B. Basalt oder Gabbro, reich an ferromagnesischen Mineralien), das aus Magma entsteht, das aus dem teilweisen Aufschmelzen des Mantels stammt, das durch die Dekompression verursacht wird, wenn heißes Mantelgestein aus der Tiefe an die Oberfläche bewegt wird (Abbildung 4.5.3). Die dreieckige Zone des teilweisen Aufschmelzens in der Nähe des Kammes ist etwa 60 km dick, und der Anteil des Magmas beträgt etwa 10 % des Gesteinsvolumens, so dass eine etwa 6 km dicke Kruste entsteht. Dieses Magma sickert auf den Meeresboden und bildet Kissenbasalte, Brekzien (zersplittertes Basaltgestein) und Ströme, die in einigen Fällen mit Kalkstein oder Hornstein überlagert sind. Im Laufe der Zeit wird das Eruptivgestein der ozeanischen Kruste mit Sedimentschichten bedeckt, die schließlich zu Sedimentgestein werden.

Es wird angenommen, dass die Spreizung in einem kontinentalen Gebiet mit dem Aufwölben oder der Wölbung der Kruste in Verbindung mit einem darunter liegenden Mantelplume oder einer Reihe von Mantelplumes beginnt. Durch den Auftrieb des Materials des Mantelplumes entsteht in der Kruste eine Wölbung, die zum Zerbrechen führt. Wenn sich eine Reihe von Mantelplumes unter einem großen Kontinent befindet, können sich die daraus resultierenden Risse ausrichten und zur Bildung eines Grabenbruchs führen (wie der heutige Große Grabenbruch in Ostafrika). Es wird angenommen, dass sich diese Art von Tal schließlich zu einem linearen Meer (wie dem heutigen Roten Meer) und schließlich zu einem Ozean (wie dem Atlantik) entwickelt. Es ist wahrscheinlich, dass bis zu 20 Mantelplumes, von denen viele noch existieren, für den Beginn des Riftings von Pangäa entlang des heutigen Mittelatlantischen Rückens verantwortlich waren.

Es gibt mehrere Hinweise darauf, dass sich an diesen Zentren der Meeresbodenspreizung neue ozeanische Kruste bildet:

1. Alter der Kruste:

Vergleicht man das Alter der ozeanischen Kruste in der Nähe eines mittelozeanischen Rückens, so zeigt sich, dass die Kruste direkt am Spreizungszentrum am jüngsten ist und mit zunehmender Entfernung von der Divergenzgrenze in beide Richtungen immer älter wird, wobei sie alle 20-40 km vom Rücken etwa 1 Million Jahre altert. Außerdem ist das Altersmuster der Kruste auf beiden Seiten des Rückens ziemlich symmetrisch (Abbildung 4.5.4).

Die älteste ozeanische Kruste liegt im östlichen Mittelmeer bei etwa 280 Ma, und die ältesten Teile des offenen Ozeans liegen bei etwa 180 Ma auf beiden Seiten des Nordatlantiks. Wenn man bedenkt, dass Teile der kontinentalen Kruste fast 4.000 Ma alt sind, mag es überraschen, dass der älteste Meeresboden weniger als 300 Ma alt ist. Der Grund dafür ist natürlich, dass der gesamte Meeresboden, der älter ist als 300 Ma, entweder subduziert (siehe Abschnitt 4.6) oder nach oben geschoben wurde, um Teil der kontinentalen Kruste zu werden. Wie zu erwarten, ist die ozeanische Kruste in der Nähe der sich ausbreitenden Rücken sehr jung (Abbildung 4.5.4), und es gibt deutliche Unterschiede in der Geschwindigkeit der Ausbreitung des Meeresbodens entlang der verschiedenen Rücken. Die Rücken im Pazifik und im südöstlichen Indischen Ozean weisen breite Altersspannen auf, die auf eine rasche Ausbreitung hindeuten (in einigen Gebieten bis zu 10 cm/Jahr auf jeder Seite), während sich die Rücken im Atlantik und im westlichen Indischen Ozean viel langsamer ausbreiten (in einigen Gebieten weniger als 2 cm/Jahr auf jeder Seite).

2. Sedimentdicke:

Mit der Entwicklung des seismischen Reflexionsverfahrens (ähnlich dem in Abschnitt 1.4 beschriebenen Echolotverfahren) wurde es möglich, durch die Sedimente des Meeresbodens hindurchzusehen und die Topographie des Grundgesteins und die Dicke der Kruste zu kartieren. So konnten die Sedimentdicken kartiert werden, und man entdeckte bald, dass die Sedimente in der Nähe der Kontinente bis zu mehreren Tausend Metern mächtig waren, während sie in den Gebieten der Ozeanrücken relativ dünn oder gar nicht vorhanden waren (Abbildung 4.5.5). In Verbindung mit den Daten über das Alter der ozeanischen Kruste ergibt dies einen Sinn: Je weiter vom Spreizungszentrum entfernt, desto älter ist die Kruste, desto länger hatte sie Zeit, Sedimente anzusammeln, und desto dicker ist die Sedimentschicht. Außerdem sind die unteren Sedimentschichten umso älter, je weiter man sich vom Rücken entfernt, was darauf hindeutet, dass sie vor langer Zeit auf der Kruste abgelagert wurden, als sich die Kruste erstmals am Rücken bildete.

3. Wärmestrom:

Messungen des Wärmestroms durch den Ozeanboden ergaben, dass die Raten entlang der Rücken überdurchschnittlich hoch (etwa 8-mal höher) und in den Grabenbereichen unterdurchschnittlich sind (etwa 1/20 des Durchschnitts). Die Gebiete mit hohem Wärmefluss korrelieren mit der Aufwärtskonvektion von heißem Mantelmaterial bei der Bildung neuer Kruste, und die Gebiete mit niedrigem Wärmefluss korrelieren mit der Abwärtskonvektion an Subduktionszonen.

4. Magnetische Umkehrungen:

In Abschnitt 4.2 haben wir gesehen, dass Gesteine magnetische Informationen behalten können, die sie bei ihrer Bildung erhalten haben. Das Magnetfeld der Erde ist jedoch über geologische Zeiträume hinweg nicht stabil. Aus Gründen, die nicht vollständig geklärt sind, nimmt das Magnetfeld periodisch ab und baut sich dann wieder auf. Wenn es sich wieder aufbaut, kann es so ausgerichtet sein, wie es vor dem Zerfall war, oder es kann mit umgekehrter Polarität ausgerichtet sein. In Zeiten umgekehrter Polarität würde ein Kompass nach Süden statt nach Norden zeigen. In den letzten 250 Mio. Jahren gab es einige Hundert Magnetfeldumkehrungen, die zeitlich alles andere als regelmäßig verliefen. Die kürzesten Umkehrungen, die Geologen feststellen konnten, dauerten nur einige tausend Jahre, die längste mehr als 30 Millionen Jahre, während der Kreidezeit (Abbildung 4.5.6). Das gegenwärtige „normale“ Ereignis hält seit etwa 780.000 Jahren an.

Bereits in den 1950er Jahren begannen Wissenschaftler, Magnetometer-Messungen bei der Untersuchung der Topographie des Meeresbodens zu verwenden. Der erste umfassende magnetische Datensatz wurde 1958 für ein Gebiet vor der Küste von British Columbia und Washington State zusammengestellt. Bei dieser Untersuchung wurde ein rätselhaftes Muster von abwechselnden Streifen mit niedriger und hoher magnetischer Intensität im Gestein des Meeresbodens entdeckt (Abbildung 4.5.7). Spätere Studien an anderen Stellen des Ozeans beobachteten ebenfalls diese magnetischen Anomalien und vor allem die Tatsache, dass die magnetischen Muster symmetrisch zu den Ozeankämmen sind. In den 1960er Jahren wurde im Rahmen der so genannten Vine-Matthews-Morley (VMM)-Hypothese vorgeschlagen, dass die mit den Rücken verbundenen Muster mit den magnetischen Umkehrungen zusammenhängen und dass die ozeanische Kruste, die während eines normalen Ereignisses aus abkühlendem Basalt entsteht, eine Polarität aufweist, die mit dem aktuellen Magnetfeld übereinstimmt, und somit eine positive Anomalie (ein schwarzer Streifen auf der magnetischen Karte des Meeresbodens) erzeugen würde, während ozeanische Kruste, die während eines umgekehrten Ereignisses entstanden ist, eine dem gegenwärtigen Feld entgegengesetzte Polarität hätte und somit eine negative magnetische Anomalie (ein weißer Streifen) erzeugen würde. Die Breite der Anomalien variierte je nach den für die verschiedenen Rücken charakteristischen Ausbreitungsgeschwindigkeiten. Dieser Prozess ist in Abbildung 4.5.8 dargestellt. Es bildet sich neue Kruste (Tafel a), die die bestehende normale magnetische Polarität annimmt. Im Laufe der Zeit, wenn die Platten weiter auseinanderdriften, kehrt sich die magnetische Polarität um, und die neue Kruste, die sich am Rücken bildet, nimmt nun die umgekehrte Polarität an (weiße Streifen in Abbildung 4.5.8). In Tafel b haben sich die Pole wieder normalisiert, so dass die neue Kruste wieder normale Polarität aufweist, bevor sie sich vom Rücken wegbewegt. Dadurch entsteht schließlich eine Reihe paralleler, abwechselnder Bänder mit Umkehrungen, die symmetrisch um das Spreizungszentrum angeordnet sind (Tafel c).