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Die Erdkruste oder Erdrinde ist die äußerste, feste Schale der Erde. Die Kruste ist im Durchschnitt 35 Kilometer mächtig und im inneren Aufbau der Erde die dünnste Schale. Sie wird nach ihrer chemischen Zusammensetzung in die heute existierende ozeanische und kontinentale Kruste eingeteilt.
Die Erdkruste hat in der Regel eine geringere Dichte als der Erdmantel (die mittlere Schale des Erdkörpers), daher liegt sie diesem auf. Die Kruste bildet zusammen mit dem äußersten Bereich des oberen Erdmantels die Lithosphäre (steinerne Hülle).
Man unterscheidet zwei Typen von Krustenmaterial:
- die ozeanische Erdkruste – auch SiMa genannt, da sie neben Sauerstoff und Silizium einen hohen Anteil Magnesium aufweist,
- die kontinentale Erdkruste – auch SiAl genannt, da sie neben Sauerstoff hauptsächlich aus Silizium und Aluminium besteht.
Diese zwei Arten der Erdkruste unterscheiden sich in ihrer Entstehung, ihrer Zusammensetzung, ihrer Dichte und ihrer Dicke. Die bisher über andere Planeten und ihre Monde gewonnenen Daten deuten darauf hin, dass die Erde in unserem Sonnensystem der einzige Himmelskörper ist, der zwei unterschiedliche Krustenarten besitzt.
Ozeanische Kruste entsteht an den Grenzen von auseinanderdriftenden Lithosphärenplatten am Ozeanboden, wo aus dem Erdmantel laufend basisches Magma austritt, erstarrt und das weltumspannende System der mittelozeanischen Rücken bildet. Dieses „junge“ Krustengestein besteht hauptsächlich aus basaltähnlichem Gabbro und hat eine relativ hohe Dichte (um 3 g/cm3). Ozeanische Erdkruste hat eine geringe Dicke von fünf bis sieben Kilometern, nur vereinzelt ist sie über zehn Kilometer dick.
Der Prozess der Ozeanbodenspreizung wird nach heutigem Wissen durch Konvektionsströme im Erdmantel angetrieben. Die jeweils benachbarten Lithosphärenplatten streben dabei typischerweise mit Geschwindigkeiten von einigen Millimetern bis Zentimetern im Jahr auseinander (Spreizungsrate).
Kontinentale Kruste ist hingegen leichter (Dichte um 2,7 g/cm3). Die chemische Zusammensetzung ähnelt im Mittel einem Granit („sauer“, Anteil Kieselsäure SiO2 über 66%) und seinem metamorphen Zwillingsgestein Gneis. Sie ist das Endprodukt eines Prozesses, der die weniger dichten Mineralien im Laufe der Erdgeschichte zur Erdoberfläche aufsteigen ließ. Isostasie und Vulkanismus haben dabei die Hauptrolle gespielt, aber auch Metamorphose und chemisch-physikalische Prozesse der Verwitterung, die zur Ablagerung von Lockergesteinen (Sedimenten) führen.
Die kontinentale Erdkruste hat eine Dicke von 30 bis 60 km, wobei sie unter Gebirgsländern (insbesondere unter langen Gebirgsketten) viel weiter hinabreicht. Der Durchschnitt liegt bei knapp 40 km, lokale Extremwerte sind unter 25 km (Küstenebenen, Schelfe, Grabenbrüche) und über 70 km (Himalaya, Anden). Wegen ihrer geringeren Dichte „schwimmen“ die Kontinente höher auf dem Erdmantel auf als die ozeanische Kruste, tauchen aber zugleich wegen ihrer deutlich höheren Mächtigkeit (analog einem hohen Eisberg) tiefer hinein. Da sich Gesteine unter den Temperaturbedingungen an der Kruste-Mantel-Grenze und bei den im großen Maßstab stets „geologisch langsam“ ablaufenden Krustenbewegungen plastisch verhalten, hat sich im Laufe der Jahrmillionen ein weitgehendes Gleichgewicht eingestellt.
Dass neben den Ozeanen auch die feste Erdkruste 50 cm hohen Gezeiten unterliegt, ist ein Hinweis auf die Elastizität des Erdkörpers. Diese halbtägigen Verformungen lassen sich heute mittels der „Love’schen Zahlen“ bereits auf 1 mm genau berechnen und manche regionalen Abweichungen erkennen.
Vermutlich setzt sich die simatische, ozeanische Krustenschicht teilweise unter der kontinentalen Sial-Kruste fort und bildet ihr unteres Drittel. Aus der Analyse von Erdbebenwellen konnte Andrija Mohorovičić 1909 den Geschwindigkeitssprung und damit indirekt den Anstieg der Dichte zum Erdmantel hin nachweisen, der 0,5 g/cm3 oder fast 20% beträgt. Diese sogenannte Mohorovičić-Diskontinuität (kurz Moho) verläuft in wechselnder Tiefe unter den Kontinenten (im Mittel 33 km tief, nach moderner Seismik 38 km). Um 1920 entdeckte Victor Conrad einen zweiten Dichtesprung, die nach ihm benannte Conrad-Diskontinuität in etwa 20 km Tiefe. Sie entspricht der (nicht ganz durchgängigen) Trennschicht zwischen Sial- und Sima-Krustengesteinen. Üblicherweise wird heute zwischen Oberkruste und Unterkruste unterschieden.
Fast alle chemischen Elemente – nämlich 93 der (Stand 2023) 118 Elemente des Periodensystems – findet man in der Erdkruste (mitsamt Ozeanen und Atmosphäre). Dabei macht der Sauerstoff mit 46 Gewichtsprozent den größten Teil aus, gefolgt von Silicium mit 28% und Aluminium mit 8%. Weitere wichtige Bestandteile sind Eisen mit 6% und Magnesium mit 4%. Die restlichen Elemente machen zusammen etwa 8% aus, die meisten sind nur in Spuren vorhanden.
Durch einige wenige winzige Zirkonminerale kann man die Existenz einer Kruste bereits vor etwa 4,4 Milliarden Jahren nachweisen. Die Zusammensetzung dieser Kruste im frühesten Stadium der Erdentstehung ist strittig: Sowohl die Möglichkeit einer mafischen (magnesium- und eisenhaltigen) als auch einer schon felsischen Kruste (mit Quarz und Feldspat) wird erwogen. Beides setzt bereits die Existenz eines Erdmantels voraus. Für die Existenz einer schon vor dem Schalenaufbau vorhandenen Kruste gibt es keinerlei Hinweise. Daraus kann man schließen, dass es entweder keine feste Kruste gab oder eine bereits vorhandene anorthositische (hoher Anteil von Plagioklasen) oder komatiitische (ultramafische) Kruste innerhalb erdgeschichtlich kurzer Zeit wieder vollständig mit dem Erdmantel vermischt wurde, weshalb auch immer wieder im unteren Erdmantel Reservoire postuliert werden, welche die Reste derartiger Krusten enthalten sollen. Auch die Ausmaße dieses zu diesem frühen Zeitpunkt der Erdgeschichte bereits verfestigten Krustenabschnitts sind stark umstritten.
Die tiefste Bohrung zur Erforschung der Erdkruste ist die „Kola-Bohrung“ (1970–1989). Sie erreichte auf der russischen Halbinsel Kola die Rekordtiefe von 12.262 Metern. In Deutschland erreichte die „kontinentale Tiefbohrung“ (1987–1995) im bayerischen Windischeschenbach eine Tiefe von 9.101 Metern. Die Bohrung wurde in dieser Tiefe abgebrochen, weil die Temperaturen höher als erwartet waren (geothermische Tiefenstufe), brachte aber umfangreiche und anerkannten Hypothesen widersprechende neue Erkenntnisse zur Erdkruste.
Die Erdkruste ist unter den Ozeanen nur einen Bruchteil so dick wie unter den Kontinenten. Das Bohren am Grund der Tiefsee ausgehend von einem Schiff an der Meeresoberfläche ist jedoch technisch aufwendiger. Erstmals versucht das japanische Forschungsschiff „Chikyū“ (Inbetriebnahme 2005) Bohrungen bis 7 km tief in den Meeresgrund niederzubringen, um die ozeanische Erdkruste zu durchdringen. [1]
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Unter Relief oder Georelief versteht man in der Geologie und Geographie die Oberflächengestalt der Erde, d. h. die Form des Geländes, die mit verschiedenen Parametern (z. B. absolute und relative Höhen, Hangneigungen und Abstände zwischen den Einzelformen) beschrieben werden kann. Das Relief entsteht durch die Einwirkung innerer (endogener) Kräfte auf die Erdkruste und äußerer (exogener) Kräfte auf die Oberfläche der Erde.
Endogene Kräfte, die aus dem Erdinneren wirken (innenbürtige Kräfte): Die Erdkruste setzt sich nach der Theorie der Plattentektonik aus einer Anzahl größerer und kleiner Platten zusammen, die durch Magmaströme (Konvektionsströme) ihre Lage verändern und für Gebirgsbildung, Vulkanismus und Erdbeben verantwortlich sind. Wo Platten aufeinanderstoßen, entstehen große Faltengebirge und Tiefseerinnen. Durch Ausgleichsbewegungen werden einzelne Gebirgsteile blockartig zu Horsten emporgehoben. Andere Teile wiederum sinken ab, dadurch entstehen Gräben und Becken.
Eine weitgehende Zusammenfassung der verschiedenen Landformen zu möglichst wenig Kategorien führt zum Makrorelief der irdischen Landflächen. Im Gegensatz zu den klassischen physischen oder Reliefkarten bieten Karten mit dem Makrorelief mehr Informationen, da sie nicht nur auf der Meereshöhe beruhen, sondern verschiedene Cluster aus absoluter- und relativer Höhe (sowie zum Teil der Hangneigung) abbilden. Da es (noch) keine festliegende Zahl von Kategorien oder allgemein anerkannte Definitionen für sie gibt, fällt die Darstellung im Detail unterschiedlich aus. [2]
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Der Ozeanboden (auch Meeresboden) ist der von Meerwasser bedeckte Teil der Lithosphäre der Erde und nimmt damit 71% der Planetenoberfläche ein. Er besteht im Bereich des Kontinentalrandes aus kontinentaler, in den übrigen Bereichen aus ozeanischer Erdkruste.
Ozeanböden liegen im globalen Durchschnitt in etwa 3,8 km Tiefe unter dem Meeresspiegel. Den ausgedehnten und tiefen Meeresbecken steht eine viel geringere mittlere Höhe der Kontinente gegenüber, die nur etwa 800 m beträgt, was an den ausgedehnten Flachländern liegt, die rund zehnmal so viel Fläche wie die Gebirge bedecken.
Während allgemeinsprachlich unter Ozeanboden der mehr oder weniger feste Grund der Weltmeere, also der Meeresboden, unabhängig von Sedimentbedeckung und Beschaffenheit des magmatisch entstandenen Untergrundes, verstanden wird, ist der Ausdruck Ozeanboden (nicht jedoch Meeresboden) in der Geologie und dort speziell im Zusammenhang mit der Plattentektonik weitgehend bedeutungsidentisch mit dem Ausdruck ozeanische Kruste. Das heißt, er bezieht sich nur auf die aus magmatischem Gestein bestehenden Anteile unterhalb einer ggf. vorhandenen Sedimentbedeckung und dabei nur auf solche Anteile mit einer chemischen Zusammensetzung, die der von sogenannten MOR-Basalten (von Mittelozeanischen Rücken) entspricht.
Der Meeresboden ist von seiner Beschaffenheit her gleichförmiger als das Festland, denn er ist in deutlich geringerem Maße Erosion ausgesetzt als große Teile der Festlandsoberfläche. Das großmaßstäbige Relief der Ozeanböden bzw. die Präsenz bestimmter Oberflächenformen steht in engem Zusammenhang mit der Plattentektonik. Zu diesen plattentektonisch bedingten Oberflächenformen gehören unter anderem die Mittelozeanischen Rücken und die Tiefseerinnen.
Das Relief der Ozeanböden umfasst:
- Kontinentalränder (vom Schelf zur Tiefsee),
- Mittelozeanische Rücken,
- Tiefseerinnen und Inselbögen,
- Ozeanische Plateaus und Seamount-Ketten,
- Flach- und Binnenmeere.
Das Alter der Ozeanböden: Die bei Tiefbohrungen im Meeresboden vorgefundene heutige ozeanische Kruste (d. h. der Ozeanböden im engeren, plattentektonischen Sinn) ist, basierend auf radiometrischen Datierungen, überwiegend in den erdgeschichtlichen Zeitabschnitten Jura, Kreide und im Känozoikum entstanden. Dass nur in Ausnahmefällen ältere Kruste erhalten ist, liegt daran, dass die an den ozeanischen Spreizungszonen kontinuierlich gebildete Kruste in den Subduktionszonen wieder vernichtet wird. Die schwache, aber messbare durch das Erdmagnetfeld erzeugte Magnetisierung der ozeanischen Kruste wird dabei genutzt, um das Alter von Gesteinen zu bestimmen, die nicht radiometrisch datierbar sind (Magnetostratigraphie).
Die systematische Erforschung der Meeresböden begann mit Tiefenmessungen, die seit 1922 mit Echolot durchgeführt wurden.
Später versuchten Forscher selbst in größere Tiefen abzutauchen. So erreichten Jacques Piccard (Schweiz) und Don Walsh (USA) mit dem Tauchboot „Triest“ 1960 im Marianengraben eine Tiefe von 10.916 m.
Eine sehr bekannte physische Weltkarte, die als „Anblick der Erdkruste“ auch das Relief der Ozeanböden einschließt, wurde (wahrscheinlich 1977) vom österreichischen Grafiker Heinrich C. Berann gezeichnet. Grundlage der Karte waren die ab 1957 laufenden ozeanographischen Kartierarbeiten von Geowissenschaftlern des Lamont-Doherty Earth Observatory der Columbia University (New York). [3]
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