Meeresbodenspreizung

Konvergente Ränder

Da die Erde ein konstantes Volumen hat, entsteht durch die kontinuierliche Bildung neuer Erdkruste ein Überschuss, der durch die Zerstörung von Kruste an anderer Stelle ausgeglichen werden muss. Dies geschieht an konvergenten Plattengrenzen, die auch als destruktive Plattengrenzen bezeichnet werden, wo sich eine Platte in einem Winkel unter die andere absenkt, d.h. subduziert wird.

Da ozeanische Kruste mit zunehmendem Alter abkühlt, wird sie schließlich dichter als die darunter liegende Asthenosphäre und hat daher die Tendenz, benachbarte kontinentale Platten oder jüngere Abschnitte ozeanischer Kruste zu subduzieren oder unter sie zu tauchen. Die Lebensdauer der ozeanischen Kruste wird durch ihre Steifheit verlängert, aber schließlich wird dieser Widerstand überwunden. Experimente zeigen, dass die subduzierte ozeanische Lithosphäre bis zu einer Tiefe von mindestens 600 km dichter ist als der umgebende Erdmantel.

Die Mechanismen, die für die Entstehung von Subduktionszonen verantwortlich sind, sind umstritten. Im späten 20. und frühen 21. Jahrhundert tauchten Beweise auf, die die Vorstellung stützen, dass Subduktionszonen bevorzugt entlang bereits bestehender Brüche (wie Transformstörungen) in der ozeanischen Kruste entstehen. Unabhängig vom genauen Mechanismus zeigen die geologischen Aufzeichnungen, dass der Widerstand gegen die Subduktion schließlich überwunden wird.

Wo zwei ozeanische Platten aufeinander treffen, wird die ältere, dichtere Platte bevorzugt unter die jüngere, wärmere Platte subduziert. Wo einer der Plattenränder ozeanisch und der andere kontinental ist, verhindert der größere Auftrieb der kontinentalen Kruste ihr Absinken, und die ozeanische Platte wird bevorzugt subduziert. Die Kontinente werden auf diese Weise bevorzugt erhalten, während die ozeanische Kruste kontinuierlich in den Erdmantel zurückgeführt wird. Dies erklärt, warum die Gesteine des Meeresbodens im Allgemeinen weniger als 200 Millionen Jahre alt sind, während die ältesten kontinentalen Gesteine mehr als 4 Milliarden Jahre alt sind. Vor Mitte des 20. Jahrhunderts waren die meisten Geowissenschaftler der Ansicht, dass kontinentale Kruste zu schwimmfähig sei, um subduziert zu werden. Später wurde jedoch klar, dass Teile der kontinentalen Kruste, die an den Tiefseegraben grenzen, sowie Sedimente, die im Graben abgelagert wurden, in die Subduktionszone geschleppt werden können. Die Wiederverwertung dieses Materials lässt sich an der Chemie von Vulkanen erkennen, die oberhalb der Subduktionszone ausbrechen.

Zwei Platten, die kontinentale Kruste tragen, stoßen aufeinander, wenn die ozeanische Lithosphäre zwischen ihnen verschwunden ist. Schließlich hört die Subduktion auf, und es entstehen gewaltige Gebirgszüge, wie z. B. das Himalaya-Gebirge.

Da die Platten ein integriertes System bilden, ist es nicht erforderlich, dass die an einer bestimmten Divergenzgrenze neu gebildete Kruste an der nächstgelegenen Subduktionszone vollständig kompensiert wird, solange die Gesamtmenge der gebildeten Kruste der zerstörten entspricht.

Subduktionszonen

Der Subduktionsprozess beinhaltet das Abtauchen einer etwa 100 km dicken Platte aus kalter hydratisierter ozeanischer Lithosphäre in den Erdmantel, die eine relativ dünne Kappe aus ozeanischen Sedimenten trägt. Der Weg des Abstiegs ist durch zahlreiche Erdbeben entlang einer Ebene gekennzeichnet, die in der Regel zwischen 30° und 60° in den Erdmantel hinein geneigt ist und nach dem japanischen Seismologen Kiyoo Wadati und dem amerikanischen Seismologen Hugo Benioff, die Pionierarbeit bei der Erforschung dieser Zone geleistet haben, Wadati-Benioff-Zone genannt wird. Zwischen 10 und 20 Prozent der Subduktionszonen, die das zirkumpazifische Ozeanbecken beherrschen, sind subhorizontal (d. h. sie subduzieren in einem Winkel zwischen 0° und 20°). Die Faktoren, die für die Neigung der Subduktionszone ausschlaggebend sind, sind nicht vollständig geklärt, aber wahrscheinlich gehören dazu das Alter und die Dicke der subduzierenden ozeanischen Lithosphäre und die Geschwindigkeit der Plattenkonvergenz.

Die meisten, aber nicht alle Erdbeben in dieser planar abfallenden Zone entstehen durch Kompression, und die seismische Aktivität erstreckt sich 300 bis 700 km (200 bis 400 Meilen) unter der Oberfläche, was bedeutet, dass die subduzierte Kruste bis zu dieser Tiefe eine gewisse Steifigkeit beibehält. In größeren Tiefen wird die subduzierte Platte teilweise in den Erdmantel zurückgeführt.

Der Ort der Subduktion ist durch einen tiefen Graben gekennzeichnet, der zwischen 5 und 11 km tief ist und durch den Reibungswiderstand zwischen den Platten entsteht, wenn sich die absteigende Platte biegt, bevor sie subduziert. Die überschiebende Platte schabt Sedimente und erhöhte Teile des Meeresbodens von der oberen Kruste der unteren Platte ab, wodurch eine Zone stark verformter Gesteine innerhalb des Grabens entsteht, die sich an die überschiebende Platte anlagert (akkretiert). Dieses chaotische Gemisch wird als Akkretionskeil bezeichnet.

Die Gesteine in der Subduktionszone sind einem hohen Druck, aber relativ niedrigen Temperaturen ausgesetzt, eine Folge des Absinkens der kalten ozeanischen Platte. Unter diesen Bedingungen rekristallisieren oder metamorphisieren die Gesteine und bilden eine Reihe von Gesteinen, die als Blauschichten bekannt sind, benannt nach dem diagnostischen blauen Mineral namens Glaukophan, das nur bei den hohen Drücken und niedrigen Temperaturen in Subduktionszonen stabil ist. (Siehe auch metamorphes Gestein.) In tieferen Schichten der Subduktionszone (d. h. über 30-35 km) bilden sich Eklogite, die aus Hochdruckmineralen wie rotem Granat (Pyrop) und Omphacit (Pyroxen) bestehen. Die Bildung von Eklogit aus Blauschiefer geht mit einem erheblichen Anstieg der Dichte einher und wurde als wichtiger zusätzlicher Faktor erkannt, der den Subduktionsprozess erleichtert.