Die äußere Schale der Erde
Die Erde ist aus Schichten aufgebaut: einer dünnen Kruste, einem dicken Gesteinsmantel und einem Metallkern. In der Plattentektonik geht es um die beiden obersten Schichten, und vor allem darum, wie fest oder weich das Gestein in verschiedenen Tiefen ist.
Lithosphäre und Asthenosphäre
Die äußerste Schicht, die Lithosphäre, ist kalt und starr. Sie umfasst die Kruste und den obersten Teil des Mantels und ist in große Stücke zerbrochen, die tektonischen Platten. Ozeanische Lithosphäre ist bis zu etwa 100 km dick. Kontinentale Lithosphäre ist dicker, und unter den ältesten Teilen der Kontinente kann sie noch viel tiefer reichen.
Unter der Lithosphäre liegt die Asthenosphäre. Sie besteht ebenfalls aus festem Gestein, ist aber heiß genug, um über lange Zeiträume sehr langsam zu fließen, ähnlich wie warmes Wachs. Diese weiche Schicht ermöglicht es den starren Platten darüber, sich zu bewegen. Die Platten schwimmen also nicht auf flüssigem Gestein. Sie gleiten über festes Gestein, das sich über Jahrmillionen wie eine sehr zähe Flüssigkeit verhält.
Ozeanische und kontinentale Kruste
Jede Platte trägt an ihrer Oberseite Kruste, und davon gibt es zwei Arten.
Ozeanische Kruste ist dünn, etwa 7 km, und besteht aus dunklem, dichtem vulkanischem Gestein wie Basalt und Gabbro. Sie entsteht an mittelozeanischen Rücken und wird in Subduktionszonen wieder vernichtet, deshalb wird sie nie sehr alt: Der älteste Ozeanboden ist rund 180 Millionen Jahre alt.
Kontinentale Kruste ist viel dicker, im Mittel etwa 35 km und unter dem Himalaya und Tibet bis zu etwa 70 km. Sie besteht aus leichteren, kieselsäurereichen Gesteinen wie Granit. Weil sie Auftrieb hat, widersetzt sie sich dem Absinken in den Mantel, und so überdauert kontinentale Kruste Milliarden von Jahren. Manche Gesteine im Norden Kanadas sind etwa 4 Milliarden Jahre alt.
Die meisten Platten tragen beide Arten von Kruste. Die Nordamerikanische Platte umfasst den Kontinent Nordamerika und die westliche Hälfte des Nordatlantikbodens. Die Pazifische Platte ist fast vollständig ozeanisch und bedeckt allein etwa 20,5 % der Erdoberfläche.
Plattenränder sind keine Küstenlinien
Weil Platten beide Arten von Kruste tragen, folgen Plattengrenzen nur selten den Rändern der Kontinente. Die Ostküste der USA und die Westküste Afrikas sind passive Kontinentalränder: Der Kontinent und der benachbarte Ozeanboden gehören zur selben Platte und bewegen sich gemeinsam. Deshalb gibt es an diesen Küsten kaum starke Erdbeben und keine aktiven Vulkane. Die Westküste Südamerikas ist dagegen ein aktiver Kontinentalrand: Der Rand des Kontinents ist zugleich eine Plattengrenze, und hier treten einige der stärksten Erdbeben und höchsten Vulkane der Erde auf. Ob eine Küste aktiv oder passiv ist, sagt viel über ihr Erdbebenrisiko aus. Auf der Seite jedes Landes, etwa Chile oder Brasilien, siehst du, auf welchen Platten es liegt.
Was die Platten antreibt
Das Erdinnere ist heiß, durch Restwärme aus der Entstehung des Planeten und durch den Zerfall radioaktiver Elemente. Diese Wärme entweicht langsam durch den Mantel, der dabei in einem Muster zirkuliert, das man Mantelkonvektion nennt. Die Platten sind die kalte Oberschicht dieses Systems. Drei Kräfte stechen heraus.
Plattenzug (Slab Pull)
In einer Subduktionszone ist eine alte ozeanische Platte kälter und dichter als der Mantel darunter, also sinkt sie ab. Das absinkende Plattenstück zieht den Rest der Platte hinter sich her, wie eine Tischdecke, die vom Tisch rutscht. Die meisten Geophysiker halten den Plattenzug für die stärkste Antriebskraft der Platten.
Die Daten von PB2002 stützen das. Platten mit langen subduzierenden Rändern bewegen sich relativ zu ihren Nachbarn am schnellsten: Die Pazifische Platte kommt entlang ihrer Grenzen im Mittel auf etwa 7,3 cm pro Jahr, die Nazca-Platte auf etwa 7,9 cm pro Jahr und die Kokosplatte auf etwa 7,0 cm pro Jahr. Platten, an denen fast kein absinkendes Plattenstück hängt, bewegen sich langsam: Die Afrikanische Platte erreicht im Mittel etwa 1,8 cm pro Jahr, die Eurasische Platte etwa 2,0 cm pro Jahr. Über alle Subduktionszonen in PB2002 gemittelt beträgt die Relativgeschwindigkeit etwa 6,2 cm pro Jahr, mehr als bei jeder anderen Art von Plattengrenze.
Rückenschub (Ridge Push)
Mittelozeanische Rücken liegen höher als der alte Ozeanboden in ihrer Umgebung, weil junge Lithosphäre heiß und ausgedehnt ist. Die Schwerkraft lässt die Platten sanft von dieser Erhebung herab- und von ihr weggleiten. Dieser Rückenschub ist real, aber im Allgemeinen schwächer als der Plattenzug.
Mantelströmung
Der Mantel unter einer Platte kann an ihrer Unterseite zerren und die Bewegung dabei unterstützen oder bremsen. Säulen heißen Gesteins, die aus dem tiefen Mantel aufsteigen, können außerdem Hotspots wie Hawaii und Island bilden und vielleicht helfen, Grabenbrüche einzuleiten. Wie stark die Mantelströmung die Platten antreibt, verglichen damit, wie stark die Platten die Strömung unter sich antreiben, ist unter Forschern noch umstritten.
Wie schnell sich die Platten bewegen
Die Platten bewegen sich um einige Zentimeter pro Jahr, etwa so schnell, wie Fingernägel wachsen. Das klingt langsam, doch in einer Million Jahren legt eine Platte mit 5 cm pro Jahr 50 km zurück. In den 200 Millionen Jahren seit Beginn des Zerfalls von Pangaea hat eine solche Bewegung den gesamten Atlantik geöffnet.
Die Geschwindigkeiten auf dieser Website stammen aus dem Modell PB2002. Es sind Relativgeschwindigkeiten, gemessen zwischen benachbarten Platten entlang ihrer gemeinsamen Grenzen. Die schnellste Relativbewegung findet am Tongagraben statt, wo die Pazifische Platte und die Tonga-Platte mit bis zu etwa 26 cm pro Jahr konvergieren. Der Mittelatlantische Rücken zwischen Nordamerika und Eurasien öffnet sich im Mittel nur um etwa 1,5 cm pro Jahr, das Ostafrikanische Grabensystem um etwa 0,3 cm pro Jahr. Auf der Seite jeder Platte im Plattenverzeichnis sind ihre mittlere und ihre maximale Geschwindigkeit angegeben.
Wie viele Platten es gibt
Die meisten Lehrbücher nennen sieben Hauptplatten: die Pazifische, Nordamerikanische, Eurasische, Afrikanische, Antarktische, Indisch-Australische und Südamerikanische Platte. Meist kommen einige kleinere Platten hinzu, etwa die Nazca-Platte, die Kokosplatte, die Karibische, Arabische und Philippinische Platte, die Juan-de-Fuca-Platte und die Scotia-Platte.
Das Modell PB2002, 2003 von Peter Bird veröffentlicht und Grundlage unserer Karten, definiert 52 Platten. Es behandelt die Indische und die Australische Platte als getrennte Platten, die durch eine breite Deformationszone verbunden sind, und ergänzt Dutzende kleiner Mikroplatten in komplexen Regionen wie dem Südwestpazifik und Indonesien. Einige seiner Platten, darunter die Ochotskische Platte, die Amurplatte, die Jangtse-Platte, die Sunda-Platte und die Somalische Platte, sind noch umstritten. Andere Modelle kommen mit weniger Platten aus, etwa das Modell MORVEL mit 25, und einige neuere Studien kartieren noch mehr kleine Blöcke. Das Plattenverzeichnis listet alle 52 nach Größe auf.
Wie Forscher die Plattenbewegung messen
GPS und Weltraumgeodäsie
Heute wird die Plattenbewegung direkt gemessen. Im Festgestein verankerte GPS-Empfänger erfassen ihre Position auf wenige Millimeter genau, und nach einigen Jahren Messdaten zeigt die Drift jeder Station, wie sich ihre Platte bewegt. Andere Weltraumverfahren bestätigen die Ergebnisse, etwa Radioteleskope, die Signale ferner Quasare zeitlich vermessen, oder Laserstrahlen, die von Satelliten zurückgeworfen werden. Diese Messungen zeigen die Plattenbewegung in der Gegenwart, Jahr für Jahr.
Magnetische Streifen am Meeresboden
Der Ozeanboden zeichnet die Plattenbewegung über Jahrmillionen auf. Wenn neue Kruste an einem mittelozeanischen Rücken abkühlt, friert sie die Richtung des Erdmagnetfelds ein. Das Feld polt sich von Zeit zu Zeit um, und so trägt der Meeresboden ein Muster magnetischer Streifen parallel zum Rücken, spiegelbildlich auf beiden Seiten. Geologen datieren die Umpolungen, messen, wie weit jeder Streifen vom Rücken entfernt liegt, und berechnen daraus, wie schnell sich die Platten voneinander entfernt haben. Die Entdeckung dieser Streifen in den 1960er-Jahren war ein Wendepunkt für die Anerkennung der Plattentektonik.
Weitere Hinweise
Die Bewegungsrichtung lässt sich an Transformstörungen ablesen, die in der Richtung verlaufen, in der die Platten aneinander vorbeigleiten, und an den Bewegungsrichtungen von Erdbeben. Vulkanketten, die über Hotspots entstanden sind, wie die Hawaii-Inseln, zeigen, wie sich eine Platte über den Mantel darunter bewegt hat. Modelle wie PB2002 fassen viele dieser Messungen zu einem stimmigen Gesamtbild zusammen.
Wo die Platten aufeinandertreffen und was dort passiert, erfährst du unter Plattengrenzen. Du kannst auch die Erdbebenkarte und die Vulkankarte erkunden. Die Fachbegriffe dieser Seite werden im Glossar erklärt.