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Innerer Aufbau der Erde




Der innere Aufbau der Erde, den vor allem die Geophysik untersucht, besteht idealisiert betrachtet aus konzentrischen Kugelschalen, deren Material jeweils eine deutlich unterschiedliche Dichte hat. Die Kugelschale mit der geringsten Dichte liegt am weitesten außen und wird als Erdkruste bezeichnet. Die Kugelschale mit der größten Dichte, eigentlich eine Vollkugel, liegt im Zentrum des Erdkörpers und wird Erdkern genannt. Im Schwerefeld sind die Grenzflächen dieser Schalen leicht abgeplattet.

Die Dichteschichtung im Erdkörper geht mit einer chemischen Differenzierung einher, d. h., jede Kugelschale hat eine charakteristische chemische Zusammensetzung. Der Kern hat einen Radius von etwa 3450 km und besteht hauptsächlich aus Eisen und Nickel. Daran schließt sich nach außen der 2900 km mächtige Erdmantel aus Silikaten und -oxiden mit insgesamt hohem Anteil an Eisen und Magnesium an. Die äußere Hülle des Erdkörpers wird von der relativ dünnen (ca. 5–70 km) Kruste gebildet. Diese besteht ebenfalls vorwiegend aus Silikaten und Oxiden, jedoch mit geringerem Eisen- und Magnesium-Anteil sowie einem erhöhten Anteil an Aluminium und Elementen, die im Mantelgestein „unlöslich“ sind (sogenannte inkompatible Elemente). Mit ihrem Aufbau aus silikatischer Kruste und silikatischem Mantel sowie einem Eisenkern ist die Erde der Prototyp der vier terrestrischen Planeten des inneren Sonnensystems.

Neben der Einteilung der Kugelschalen nach chemischen Gesichtspunkten wird auch ein anderes Modell genutzt, das auf den rheologischen Eigenschaften des Materials im Erdkörper gründet. Dieses teilt den Erdkern in einen kristallinen inneren (Radius: 1230 km) und einen dünnflüssigen äußeren Kern (Mächtigkeit: 2200 km). Zudem unterscheidet es nicht zwischen Kruste und Mantel, sondern fasst die Kruste mit dem starren äußersten Teil des Mantels zur Lithosphäre zusammen, an die sich nach unten ein zähfließender Mantel anschließt.

Inhaltsverzeichnis

Aufbau der Erde


Da sich die Bereiche unterhalb von wenigen Tausend Metern Tiefe einem direkten Zugriff des Menschen durch Bohrungen entziehen, fußt das Wissen um den Aufbau des Erdinneren zu einem Großteil auf der Seismik, das heißt, der Aufzeichnung und Auswertung von mechanischen Wellen, die sich durch den Erdkörper bewegen, ausgelöst z. B. durch Erdbeben oder Atomwaffentests. Das daraus resultierende seismische Profil des Erdkörpers ist durch zwei markante Diskontinuitäts­flächen gekennzeichnet. Diese gelten als Grenzflächen zwischen Erdkruste und Erdmantel bzw. Erdmantel und Erdkern.

Erdkern

An der Grenze vom Kern zum Mantel ändert sich die Dichte materialbedingt von 10 auf 5 g/cm3. Die Differenzierung in Kern- und Mantelmaterial geschah innerhalb der ersten paar Millionen Jahre nach Entstehung des Staubes im solaren Urnebel durch Aufschmelzen bei Kollisionen von Protoplaneten. Einige zehn Millionen Jahre später entstand erneut und zuletzt ein tiefer Magmaozean bei der Kollision zwischen Protoerde und Theia, deren metallische Kerne sich vereinigten, siehe Entstehung der Erde. Der Kern war damals noch vollständig flüssig. Einige 100 Millionen Jahre später – unklar ist, ob vor oder nach Einsetzen der tiefen Mantelkonvektion – begannen im Zentrum Eisen und Nickel auszukristallisieren.

Erdmantel

Der Erdmantel macht rund zwei Drittel der Erdmasse aus; die mittlere Dichte seiner Schalen liegt zwischen 3¼ und knapp 5 g/cm3. Die obere Begrenzung des Erdmantels wird Mohorovičić-Diskontinuität genannt (abgekürzt auch Moho). Sie wurde bereits 1909 wegen ihres markanten Dichtesprungs von etwa 0,5 g/cm3 nachgewiesen, durch den starke Bebenwellen gebeugt oder zur Erdoberfläche reflektiert werden.

Mantelkonvektion

Die zum oberen Mantel gehörende Asthenosphäre (abgeleitet vom griechischen asthenos „weich“) erstreckt sich abhängig von der Lithosphärenmächtigkeit von etwa 60–150 km bis in eine Tiefe von ungefähr 210 km. Aufgrund partiell aufgeschmolzenen Gesteinmaterials weist sie reduzierte seismische Geschwindigkeiten und eine zähplastische Rheologie auf. Mit ihrer Fließfähigkeit ist sie ein wichtiger Bestandteil des Konzeptes der Mantelkonvektion: Auf ihr „schwimmen“ die Lithosphärenplatten, die durch die Konvektionsströmungen des Erdmantels gegeneinander verschoben werden und so zu tektonischen Vorgängen wie Kontinentaldrift oder Erdbeben führen.

Erdkruste

Die Erdkruste ist die äußere Schicht der Lithosphäre – zu der auch der starre lithosphärische Mantel des oberen Erdmantels zählt – und besteht aus zwei sehr unterschiedlichen Krustentypen:

Die obere Begrenzung der Erdkruste ist entweder der Grund der Gewässer oder die Grenzfläche zwischen Atmosphäre und trockenem Land.[2] Das heißt, Sedimente in Seen und Meeren werden der Erdkruste hinzugerechnet.

Die Dicke der kontinentalen Kruste liegt zwischen 30 und 60 Kilometern mit einem globalen Mittelwert um 35 km. Sie setzt sich überwiegend aus kristallinen Gesteinen zusammen, deren Hauptbestandteile Quarz und Feldspat bilden. Chemisch ist die kontinentale Kruste zu 47,2 Gewichtsprozent (62,9 Atomprozent beziehungsweise 94,8 Volumenprozent) aus Sauerstoff aufgebaut, bildet also eine dichte, steinharte Packung aus Sauerstoff, der allerdings zum Beispiel in Form von Siliziumdioxid (Quarz) gebunden ist. In der Erdkruste und an ihrer Oberfläche sind die Gesteine einem ständigen Umwandlungsprozess unterworfen, den man auch als Kreislauf der Gesteine bezeichnet. Es gibt heute keine Gesteine mehr, die seit der ersten Krustenbildung in der Erdgeschichte unverändert geblieben sind. Die ältesten je gefundenen Gesteine an früheren Kontinenträndern (Terrane) haben ein Protolith-Alter von 4,03 Milliarden Jahren (siehe auch Das älteste Gestein).

Erforschung des Schalenbaus der Erde


Kenntnisse über den Aufbau der Erde stammen aus verschiedenen geophysikalischen Quellen, geochemischen oder mineralogischen Analysen von Vulkangesteinen, Laborexperimenten zur Stabilität von Mineralen sowie Analogien zu extraterrestrischen Himmelskörpern.

Gravimetrie und Isostasie

Erste Hinweise auf das innere Material der Erde ergaben sich aus ihrer mittleren Dichte von 5,5 g/cm3, die man mittels Gravitationsgesetz durch Bestimmung der Erdmasse berechnen konnte. Da oberflächennahe Gesteine im Durchschnitt 2,7 g/cm3 aufweisen, muss das Erdinnere zumindest 2- bis 3-mal dichter sein (Eisen hat etwa 8 g/cm3).

Messungen der Lotrichtung zeigten schon im frühen 19. Jahrhundert, dass das Erdinnere unter hohen Gebirgen eine geringere Dichte hat. Durch genaue Schwerkraft-Messungen (Gravimetrie) erkannte man bald, dass dort die feste Erdkruste dicker als anderswo ist, und dass der darunter befindliche Erdmantel aus schwereren Gesteinen besteht. Große Gebirgsmassive tauchen wie Eisberge umso tiefer ins Erdinnere, je höher sie sind. Dieses „Schwimm-Gleichgewicht“ nennt man Isostasie. Durch Satellitengeodäsie lassen sich auf ähnliche Art auch tiefere Anomalien des Erdmantels orten.

Bohrungen

Die tiefste Bohrung, die je durchgeführt wurde, fand in Russland auf der Halbinsel Kola statt (Kola-Bohrung) und führte bis in eine Tiefe von 12,3 km. Hier konnte die oberste Schicht der kontinentalen Kruste erforscht werden, die an dieser Stelle eine Mächtigkeit von etwa 30 km besitzt. Eine weitere Bohrung, die so genannte Kontinentale Tiefbohrung (KTB), die 9,1 km erreicht hat, wurde bei Windischeschenbach in der deutschen Oberpfalz vorgenommen. Bei einer geplanten Tiefe von 14 km wäre es möglich gewesen, die kontinentale Kruste an der vermuteten Nahtstelle zu erforschen, an der vor 300 Millionen Jahren Teile der auf dem Erdmantel driftenden Kontinente Ur-Afrika und Ur-Europa kollidierten (siehe auch Armorica).

Tiefbohrungen bewegen sich im oberen bis mittleren Krustenbereich und können daher nur einen kleinen Einblick ins Erdinnere gewähren. Würde man die Erde auf Apfelgröße verkleinern, so würden unsere tiefsten Bohrungen kaum mehr als dem Anbohren der Schale entsprechen. Durch Bohrungen in größere Tiefen vorzustoßen, übersteigt derzeit die technischen Möglichkeiten: Die hohen Drücke (in 14 km Tiefe ca. 400 MPa) und Temperaturen (in 14 km Tiefe ca. 300 °C) erfordern neue Lösungen.

Vulkanische Tätigkeit

Die größte Tiefe, aus der Material an die Erdoberfläche dringt und dabei die verschiedenen Formen des Vulkanismus hervorbringt, findet sich an der Grenzschicht zwischen dem äußeren Kern und dem unteren Mantel, wie das zum Beispiel bei Plumes zu beobachten ist. Das bei einer Eruption zu Tage geförderte Material stammt also aus verschiedenen Bereichen des Erdmantels und kann entsprechend analysiert werden.

Weiteren Aufschluss über die Manteleigenschaften kann man über die Erforschung der mittelozeanischen Rücken gewinnen. Der hier direkt unter der Plattengrenze liegende Mantel steigt auf, um den Raum in den entstehenden Lücken zu füllen. Normalerweise schmilzt das Mantelgestein dabei durch die Druckentlastung und bildet nach Erkalten die neue Ozeankruste auf dem Meeresboden. Diese rund 8 km mächtige Kruste versiegelt den Zugang zum ursprünglichen Mantelgestein. Eine interessante Ausnahme bildet möglicherweise der mittelozeanische Rücken zwischen Grönland und Russland, der Gakkel-Rücken, der mit weniger als 1 cm pro Jahr der langsamste spreizende Rücken der Erde ist. Der Erdmantel steigt hier nur sehr langsam auf. Daher bildet sich keine Schmelze und infolgedessen auch keine Kruste. Das Mantelgestein könnte also direkt am Meeresboden zu finden sein.

Seismologie

Die Erde wird täglich von Erdbeben erschüttert, die weltweit von Messstationen registriert werden. Die von Erdbeben ausgehenden seismischen Wellen durchqueren den gesamten Erdkörper, wobei sich die seismische Energie in den verschiedenen Schichten mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten ausbreitet. Die Ausbreitungsgeschwindigkeiten hängen von den elastischen Eigenschaften des Gesteins ab. Aus den Laufzeiten seismischer Wellenzüge, dem Auftreten reflektierter Wellen sowie weiteren seismologisch messbaren Effekten wie etwa Dämpfung oder Streuung lässt sich die Struktur des Erdinneren untersuchen.

Im Jahre 1912 machte Beno Gutenberg erstmals die Grenze zwischen dem silikatischen Mantelmaterial und dem Nickel-Eisen-Kern in einer Tiefe von 2900 km aus. Kurz zuvor hatte der kroatische Geophysiker Andrija Mohorovičić die nach ihm benannte Grenzfläche zwischen Erdkruste und Erdmantel entdeckt. Beides war möglich, weil markante Impedanzsprünge – hauptsächlich verursacht durch sprunghafte Änderungen der Ausbreitungsgeschwindigkeiten von Erdbebenwellen, so genannte „seismische Diskontinuitäten“ – messbare reflektierte Phasen erzeugen. Diskontinuitäten können chemischer Natur sein. Diese beruhen auf einer Änderung der chemischen Zusammensetzung der Erdschichten mit der Folge veränderter elastischer Eigenschaften. In der Mantelübergangszone zum Beispiel (MTZ, engl.: mantle transition zone) gibt es jedoch auch Diskontinuitäten, die ohne eine Änderung der chemischen Zusammensetzung einhergehen. Diese basieren auf Phasentransformationen, wobei sich ein Mineral bei Zunahme von Druck und/oder Temperatur in ein anders strukturiertes und üblicherweise dichteres Mineral derselben Zusammensetzung umbildet.

Meteoriten, Alter der Erde

Unsere Vorstellungen über den Stoffbestand des Erdinneren beruhen neben den oben genannten Methoden auf Analogieschlüssen anhand der Zusammensetzung von Meteoriten. Chondritische Meteoriten wurden seit der Entstehung des Sonnensystems kaum verändert. Es wird daher angenommen, dass die chemische Gesamtzusammensetzung der Erde ähnlich jener der Chondrite ist, da diese vermutlich wiederum den Planetesimalen [3], aus denen die Erde gebildet wurde, ähneln. Unter den Meteoriten finden sich aber auch Bruchstücke von differenzierten Mutterkörpern: Eisenmeteoriten und die zu den Stein-Eisen-Meteoriten gehörenden Pallasiten stammen vermutlich aus dem Erdkern beziehungsweise dem Übergangsbereich zwischen Kern und Mantel von differenzierten Asteroiden, während die Achondrite aus deren Mantel oder Kruste stammen. Durch die Meteoriten können also Materialien aus dem Kern- und Mantelbereich untersucht werden, die bei der Erde für direkte Untersuchungen nicht zugänglich sind.

Meteoriten spielen eine große Rolle in der Datierung des Sonnensystem und auch der Erde. So wurde auf das Alter der Erde von 4,55 Milliarden Jahren zuerst in den 1950ern von Clair Cameron Patterson und Friedrich Georg Houtermans mittels Uran-Blei-Datierung an dem Eisenmeteoriten Canyon Diablo geschlossen. Datierungsmethoden basierend auf anderen Isotopensystem (zum Beispiel 87Rb-87Sr, 147Sm-143Nd) haben seither dieses Alter bestätigt. Das älteste auf der Erde gefundene Material sind Zirkon-Kristalle in Westaustralien mit einem Alter bis zu 4,4 Milliarden Jahre, was somit eine untere Grenze des Erdalters bildet.[3]

Siehe auch


Literatur


Weblinks


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Einzelnachweise und Fußnoten


  1. Edward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens: Allgemeine Geologie. Hrsg.: Pearson Education Deutschland GmbH. 9. Auflage. München 2009, ISBN 978-3-8273-7335-9, S. 402–404 (englisch: Earth: An Introduction to Physical Geology. Übersetzt von Tatjana D. Logan).
  2. Anmerkung: Die Bezeichnung Erdoberfläche steht hingegen für die gesamte Grundfläche der Erdatmosphäre, also die an der Luft freiliegende Geländeoberfläche und die Oberfläche der Gewässer.
  3. a b Das Planeten- und Meteoritensystem der Sonne ist durch eine relativ geringe Neigung („Ekliptik“) der Bahnen der betrachteten Himmelskörper zur Äquatorialebene der Sonne gekennzeichnet. Man kann deshalb von einer „Akkretionsscheibe“ sprechen, wie sie in der Regel für rotierende Systeme kennzeichnend ist.








Kategorien: Geophysik | Geologie | Erdmantel








Stand der Informationen: 03.07.2020 07:12:26 CEST

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