Dazu gehören Platten, Tafeln und Schollen, die die gesamte Erdoberfläche in ein riesiges, globales Puzzle zergliedern.


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Darstellung von 15 großen Lithosphärenplatten der Erde

© Wikipedia: United States Geological Survey, 2011
Plattentektonik ist ursprünglich die Bezeichnung für eine Theorie der Geowissenschaften über die großräumigen tektonischen Vorgänge in der äußeren Erdhülle, der Lithosphäre (Erdkruste und oberster Erdmantel), die heute zu den grundlegenden Theorien über die endogene Dynamik der Erde gehört. Sie besagt, dass die äußere Erdhülle in Lithosphärenplatten (umgangssprachlich Kontinentalplatten oder Erdplatten) gegliedert ist, die dem übrigen Oberen Erdmantel aufliegen und darauf umherwandern (Kontinentaldrift).

Vorrangig bezeichnet der Begriff Plattentektonik heute jedoch nicht mehr die Theorie, sondern das mittlerweile in weiten Teilen direkt oder indirekt nachgewiesene Phänomen als solches. Selbiges kann als an der Erdoberfläche auftretender Ausdruck der Mantelkonvektion im Erdinneren aufgefasst werden, hat aber noch weitere Ursachen.

Zu den mit der Plattentektonik verbundenen Prozessen und Erscheinungen zählen die Entstehung von Faltengebirgen (durch den Druck zusammenstoßender Kontinente) sowie die häufigsten Formen von Vulkanismus und Erdbeben.

Grundlegend für die Plattentektonik ist die fragmentierte Struktur der Lithosphäre. Sie ist in sieben große Lithosphärenplatten gegliedert, die auch als tektonische Platten bezeichnet werden:
  • die Eurasische Platte,
  • die Nordamerikanische Platte,
  • die Südamerikanische Platte,
  • die Afrikanische Platte,
  • die Australische Platte,
  • die Pazifische Platte (die einzige der Großplatten ohne nennenswerten Anteil an kontinentaler Kruste),
  • sowie die Antarktische Platte.
Daneben gibt es noch eine Reihe kleinerer Platten:
  • die Nazca-Platte,
  • die Indische Platte,
  • die Philippinische Platte,
  • die Arabische Platte,
  • die Karibische Platte,
  • die Cocosplatte,
  • die Scotia-Platte,
  • sowie weitere Mikroplatten (über deren Abgrenzung jedoch teilweise noch wenig bekannt ist).
Die Plattengrenzen werden an der Erdoberfläche meist entweder durch mittelozeanische Rücken oder Tiefseerinnen repräsentiert. An den Rücken driften die benachbarten Platten auseinander, also „divergierende Plattengrenze“, wodurch basaltisches Magma aus dem Oberen Erdmantel emporsteigt und neue ozeanische Lithosphäre gebildet wird. Dieser Prozess wird auch als Ozeanbodenspreizung oder Seafloor Spreading bezeichnet. Er geht mit intensivem, meist unterseeischem Vulkanismus einher.

An anderen Plattengrenzen taucht im Gegenzug ozeanische Lithosphäre unter eine angrenzende (ozeanische oder kontinentale) Platte tief in den Erdmantel ab (Subduktion). An diesen „konvergierenden Plattengrenzen“ befinden sich die Tiefseerinnen. Entwässerungsprozesse in der abtauchenden Platte führen in der oben bleibenden Platte ebenfalls zu ausgeprägtem Vulkanismus.

Die eigentlichen Kontinentalblöcke oder Kontinentalschollen aus vorwiegend granitischem Material werden – zusammen mit den umgebenden Ozeanböden sowie dem jeweils darunter befindlichen lithosphärischen Mantel – wie auf einem langsamen Fließband von den Spreizungszonen weg und zu den Subduktionszonen hin geschoben. Nur eine Kollision zweier Kontinentalblöcke kann diese Bewegung aufhalten.

Da die kontinentale Kruste spezifisch leichter ist als die ozeanische Kruste, taucht sie an einer Subduktionszone nicht zusammen mit der ozeanischen Platte ab, sondern wölbt sich stattdessen zu einem Gebirgszug auf, also Orogenese. Hierbei kommt es zu komplexen Deformationsvorgängen. Zwischen der Indischen und der Eurasischen Platte findet eine Kontinent-Kontinent-Kollision statt, die ebenfalls zur Gebirgsbildung führte (Himalaya).

Darüber hinaus können zwei Platten auch horizontal aneinander vorbeigleiten, also „konservative Plattengrenze“. In diesem Fall wird die Plattengrenze als Transformstörung (Verwerfung) bezeichnet.

Das Lager, auf dem die Lithosphärenplatten gleiten, befindet sich im Grenzbereich zwischen der starren Lithosphäre und der darunterliegenden, extrem zäh fließenden Asthenosphäre (Mantelkonvektion).

Während früher die Reibung des konvektiven Mantels an der Basis der Lithosphärenplatten als die wichtigste Triebkraft der Plattentektonik betrachtet wurde, gelten heute eher die von den Platten selbst ausgehenden Kräfte als die entscheidenden.

Im Gegensatz zu der klassischen Geosynklinal-Theorie geht man heute davon aus, dass die meisten gebirgsbildenden und vulkanischen Prozesse an die Plattenränder bzw. Plattengrenzen gebunden sind. Hier entstehen als Begleiterscheinungen der sich bewegenden Platten für den Menschen bedeutsame Naturphänomene wie Vulkanausbrüche, Erdbeben und Tsunamis.

Es gibt „einfache“ Plattengrenzen, an denen zwei tektonische Platten zusammentreffen und Tripelpunkte, an denen drei tektonische Platten zusammentreffen. Nicht an Plattengrenzen gebunden sind sogenannte Hotspots, die durch thermische Anomalien im unteren Erdmantel verursacht werden.

Konstruktive (Divergierende) Plattengrenzen: Das Auseinanderdriften zweier Platten nennt man Divergenz. Hier entsteht neue Lithosphäre. Im Wesentlichen handelt es sich um:
  • Mittelozeanische Rücken,
  • Intrakontinentale Gräben (Riftzonen).
Destruktive (Konvergierende) Plattengrenzen: Die gegeneinander gerichtete Bewegung zweier Platten wird Konvergenz genannt. Dabei taucht entweder die dichtere der beiden Platten in den tieferen Erdmantel ab (Subduktion), oder es erfolgt eine Kollision, bei der eine oder beide Platten in den Randbereichen stark verformt und verdickt werden (Orogenese). Man unterscheidet:
  • Kordilleren- oder Andentyp,
  • Vulkanische Inselbögen (Marianen-Typ),
  • Kollisionstyp.
Konservative Plattengrenzen (Transform-Störungen): An konservativen Plattengrenzen oder Transform-Störungen wird Lithosphäre weder neu gebildet noch subduziert, denn die Lithosphärenplatten „gleiten“ hier aneinander vorbei.

Transform-Störungen in kontinentaler Kruste können eine beachtliche Länge erreichen und gehören, wie alle Plattengrenzen, zu den Erdbebenschwerpunkten. Bekannte Beispiele sind die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien oder die Nordanatolische Verwerfung in der Türkei. Unter Island befindet sich ein Hotspot. Dort liegt der Sonderfall vor, dass der Hotspot-Vulkanismus mit dem Vulkanismus des Mittelatlantischen Rückens zusammenfällt.

Im Wesentlichen unterscheidet man also:
  • Verwerfungen und Blattverschiebungen bzw. Scherzonen,
  • Hotspots.
Während die Realität der Kontinentaldrift unter Geowissenschaftlern kaum noch bezweifelt wird, sind die antreibenden Kräfte im Erdinnern noch aktueller Diskussionsgegenstand (Mantelkonvektion). Zu den wichtigsten Theorien zählt die geodynamische Erklärung über Konvektionsströmungen (einschließlich Mantelplumes), und die auf der Schwerkraft basierenden Theorie der aktiven Lithosphärenplatten. Neben den hier beiden angeführten Theorien gehen einige Studien auch von der Erdrotation als weitere Antriebskomponenten aus. Diese Theorien galten lange Zeit als gegensätzlich, inzwischen werden sie jedoch eher als einander ergänzend angesehen, wobei der Theorie der aktiven Lithosphärenplatten der größte Einfluss als Antriebskraft zugeordnet wird.

Aktuell gilt der zeitliche Verlauf der Plattenbewegungen der letzten Milliarde Jahre als gesichert. Nach dem bisherigen Stand der Forschung scheint der Mechanismus der Plattentektonik nur auf der Erde wirksam zu sein. [1]
Die Theorie der Kontinentaldrift, auch Kontinentalverschiebung, beschreibt die langsame Bewegung, Aufspaltung und Vereinigung von Kontinenten. Erste Hypothesen zur Kontinentaldrift gab es bereits im 18. und 19. Jahrhundert. Jedoch führte erst die Arbeit von Alfred Wegener 1915 zu einer allmählichen Abkehr vom Fixismus hin zum Mobilismus. Die Bewegung der Erdteile ist heute Bestandteil der Theorie der Plattentektonik.

Die verursachenden Kräfte sind derzeit noch strittig, der geodynamische Befund ist jedoch eindeutig. Die Satellitengeodäsie und moderne geodätische Erdmodelle zeigen an fast allen Kontinentalrändern jährliche Bewegungsraten, die von einem bis etwa zehn Zentimeter reichen. Auch einige innerkontinentale Bruchlinien, beispielsweise im Mittelmeerraum und in Ostafrika, zeigen rezente Verschiebungen.

Statt von Plattentektonik spricht man von Plattenkinematik, wenn es sich um rein geometrische Modelle der Erdkrustenbewegungen handelt, bei denen die verursachenden Kräfte außer Betracht bleiben. Diese kinematischen Modelle zeigen derzeit geringere Diskrepanzen als ihre dynamischen Gegenstücke (z. B. NUVEL, Sammelbezeichnung für geophysikalische Erdmodelle, in denen die nachweisbaren Kontinentalverschiebungen von 1 bis 20 cm pro Jahr durch eine dynamische Theorie der Plattentektonik beschrieben werden) und eignen sich daher bereits als Bezugssysteme für globale Koordinatenänderungen. Am bekanntesten ist der internationale Referenzrahmen des ITRF (International Terrestrial Reference Frame), der seit dem Jahr 2000 alle ein bis zwei Jahre den aktuellen Kontinentalverschiebungen angepasst wird.

Von besonderem Interesse sind jene Perioden der Erdgeschichte, in welchen alle Kontinente zu einer Landmasse vereint waren oder in denen der sogenannte Superkontinent wieder auseinanderbrach. Man spricht auch von Superkontinent-Zyklen, von denen fünf oder sechs im Laufe der Erdgeschichte postuliert werden. Allerdings sind nur der letzte (mit dem Namen Pangaea) und der vorletzte (unter dem Namen Rodinia bekannte) Superkontinent allgemein akzeptiert. Wenn die derzeitige Bewegung der Kontinente unvermindert anhält, wird in etwa 60 Millionen Jahren Australien gegen Asien stoßen und man kann in etwa 300 Millionen Jahren die Bildung eines neuen Superkontinents, manchmal „Pangaea ultima“ genannt, erwarten. [2]
Als Kratone bezeichnet man geologisch sehr alte und heute tektonisch stabile Teile der Kontinente (kontinentale Lithosphäre). Kratone haben häufig mehrere Zyklen der Kollision und des Zerfalls überdauert und sind daher für gewöhnlich im Inneren von Kontinenten zu finden bzw. bilden deren Kerngebiete, können aber durch Rift-Bildung auch aufgespalten werden.

Hingegen bestehen die Ränder der Kontinente oft aus jüngeren Krustenteilen, die den Kratonen im Laufe der Erdgeschichte durch Gebirgsbildungen angegliedert wurden.

Die Kratone der Kontinente gliedern sich in zwei Teilbereiche:
  • die präkambrischen Schilde, in denen das metamorphe Grundgebirge zutage tritt,
  • die kontinentalen Plattformen, wo das Grundgebirge von unmetamorphen, ungefalteten, phanerozoischen Sedimenten überdeckt wird.
Kratone galten lange Zeit als tektonisch besonders stabil, d. h., dass sie weder unter Zug- noch unter Druckspannung zu Deformation neigen, oder anders formuliert, dass sie weder anfällig für Riftbildung (Grabenbruch) noch für Gebirgsbildung (Orogenese) sind, dieses Bild hat sich allerdings relativiert. Das liegt u. a. an der besonders großen Mächtigkeit und der verhältnismäßig geringen Temperatur ihrer subkrustalen Lithosphäre sowie an ihrem – an leicht aufschmelzbaren Elementen „verarmten“ – Charakter.

Kratone entstanden vor allem im Archaikum im Zusammenhang mit den damals höheren Temperaturen im Erdmantel. Es wird davon ausgegangen, dass sich aus Ozean-Ozeanplatten-Kollisionen Inselbögen formten. Durch Inselbogenvulkanismus, gegenseitige Überschiebung von Inselbögen und Unterschiebung ozeanischer Kruste fand eine krustale Verdickung statt und diese Inselbögen wurden durch weitere „Orogenesen“ langsam immer kontinentaler. Die für die Kratone heute typische dicke Kruste scheint teilweise wohl später entstanden zu sein. Aufgrund der immensen Dicke ist die Asthenosphäre heute unterhalb von Kratonen meist relativ geringmächtig oder gar nicht vorhanden.

Die bis zu 200 Kilometer in den Erdmantel reichenden – ursprünglich magmatischen, im Zeitenlauf aber meist metamorph überprägten – Kratone aus relativ (zur übrigen Erdkruste) leichtem Gestein können ihrem Alter entsprechend grob in folgende Provinzen eingeteilt werden:
  • Tektone: bestehen aus Gesteinen, die infolge plattentektonischer Ereignisse im Zeitraum vor 1,6 Milliarden bis vor 600 Millionen Jahren gebildet oder zuletzt metamorph überprägt wurden (tektonothermales Alter).
  • Protone: sind Kratonprovinzen mit einem tektonthermalen Alter zwischen 1,6 und 2,5 Milliarden Jahren.
  • Archone: sind von jüngeren Kratonprovinzen umschlossene archaische „Gesteinsinseln“ (auch als archaische Kerne) mit einem tektonothermalen Alter von mehr als 2,5 Milliarden Jahren, die teilweise sogar hadaisches Material (älter als vier Milliarden Jahre) enthalten.
Kratone haben meist nach dem Proterozoikum oder sogar länger keine tektonische Umformung wie Faltung, Aufwölbung oder ähnliches mehr erfahren, sind also über Äonen im Großen und Ganzen unverändert geblieben. Sie sind die Kerne der Kontinente und wurden meist schon im Archaikum durch tektonische Vorgänge intensiv verfaltet, in großen Tiefen metamorph umgewandelt oder intrudiert und stark erodiert.

Kratone gliedern sich geologisch in Schilde und Tafeln. In den Schilden tritt weitgehend das kristalline Grundgebirge zutage, im Zuge des Verschwindens von Gletschern seit dem Ende der kleinen Eiszeit befinden sich viele von Ihnen in einer isostatischen Hebung. In den Tafelregionen sind die Schilde mit unverformten Sedimenten bedeckt (Deckgebirge).

Kratone weisen alte Störungszonen auf, die bei tektonischer Beanspruchung reaktiviert werden können. So zeigen manche Kratone aktive oder zum Stillstand gekommene Grabenbrüche, wobei dann in diesen Gräben mächtige Sedimentschichten abgelagert wurden und noch werden und teilweise große Mengen vulkanisches Material zutage gefördert wurde. [3]
Ein Terran ist ein Krustenblock von regionaler Ausdehnung, der sich durch großtektonische Verschiebungen an einen anderen Kontinent angelagert hat, zu dem er einen unterschiedlichen geologischen Werdegang aufweist.

Das Konzept entstand aus Beobachtungen vom US Geological Survey in den 1970er Jahren in den westlichen Kordilleren Nordamerikas, wobei die ersten Beobachtungen in Alaska erfolgten (1972). Bis Anfang der 1980er Jahre verfestigte sich das Bild der nordamerikanischen Kordilleren als Ansammlung von Terranen an die Laurentia-Landmasse (erdgeschichtlich alter Kontinentalblock).

Der Krustenbereich eines Terrans ist durch einheitliche Petrografie und eine ihn umschließende Linienstruktur von meist inaktiven geologischen Störungen gekennzeichnet. Das Terran besitzt ein in sich geschlossenes geologisches Gesamtbild, das durch Stratigraphie, Fauna / Flora, Strukturen, metamorphe Gesteine, magmatische Gesteine, Paläomagnetik und geophysikalische Eigenschaften bestimmt wird. Es ist auf allen Seiten von Störungen oder Überschiebungen begrenzt, die Gesteine eines Subduktionsgrabens (wie Mélangen oder Ophiolithe) enthalten können. Es kann allein aus einer Deckeneinheit ohne Krustenwurzeln bestehen.

Terrane finden sich vornehmlich innerhalb eines Gebirgsgürtels (Orogen) von aktiven Kontinentalrändern, also Subduktionszonen, und unterscheiden sich durch ihre abweichende Mineralparagenese (Vergesellschaftung verschiedener Mineralien an ihrem Bildungsort) von angrenzenden Bereichen. Man geht deshalb davon aus, dass es sich bei Terranen um allochthone (ortsfremde) Bruchstücke anderer Kontinente (im Sinne von Mikroplatten), Inselbögen oder Tiefseeberge handelt, die durch die plattentektonische Bewegung an einen neuen Kontinent angeschweißt wurden. Die Krustenteile werden nicht subduziert, sondern von ihrer Unterlage abgeschert und auf den Kontinent geschoben (obduziert). Am meerzugewandten Terranrand zeigt sich in solchen Fällen oft ein schmaler Saum obduzierten, also aufgeschobenen Meeresbodens. Bis zu seiner Akkretion (Anlagerung) kann ein Terran eine große Distanz zurücklegen.

Bekannte Beispiele sind die Kanadische Kordillere, die Rocky Mountains, das ostsibirische Primorskij-Gebiet sowie kleinere Mikroplatten in West- und Mitteleuropa, wie das Hebriden-Terran. [4]
Auch der Begriff tektonische Scholle bezeichnet ein Stück der Erdrinde, das durch tektonische Fugen wie Störungen oder Spalten von anderen Schollen getrennt ist. Die einzelnen Schollen können auch in verschiedene Richtungen zueinander bewegt worden sein. Die resultierenden Landschaftsformen heißen Bruchschollengebirge oder Gräben.

Bei einem dünnflüssigen Lavastrom wird die bereits erstarrte Kruste oft in tafelförmige Stücke zerrissen, die dann in regellosen Massen angehäuft werden. Das erkaltete Gestein wird dann als Schollenlava bezeichnet. [5]
Als Erdbeben werden messbare Erschütterungen des Erdkörpers bezeichnet. Sie entstehen durch Masseverschiebungen, zumeist als tektonische Beben infolge von Verschiebungen der tektonischen Platten an Bruchfugen der Lithosphäre, in weniger bedeutendem Maße auch durch vulkanische Aktivität, Einsturz oder Absenkung unterirdischer Hohlräume, große Erdrutsche und Bergstürze sowie durch Sprengungen. Erdbeben, deren Herd unter dem Meeresboden liegt, werden auch Seebeben genannt. Diese unterscheiden sich von anderen Beben zum Teil in den Auswirkungen wie zum Beispiel der Entstehung eines Tsunamis, jedoch nicht in ihrer Entstehung.

Erdbeben bestehen in aller Regel nicht aus einer einzelnen Erschütterung, sondern ziehen meist weitere nach sich. Man spricht in diesem Zusammenhang von Vorbeben und Nachbeben mit Bezug auf ein stärkeres Hauptbeben.

Der deutlich größte Anteil aufgezeichneter Erdbeben ist zu schwach, um von Menschen wahrgenommen zu werden. Starke Erdbeben können Bauten vernichten, Tsunamis, Lawinen, Steinschläge, Bergstürze und Erdrutsche auslösen und dabei Menschen töten. Sie können die Gestalt der Erdoberfläche verändern und zählen zu den Naturkatastrophen. Die Wissenschaft, die sich mit Erdbeben befasst, heißt Seismologie.

Die zehn stärksten seit 1900 gemessenen Erdbeben fanden mit einer Ausnahme alle an der Subduktionszone rund um den Pazifik, dem sogenannten Pazifischen Feuerring, statt.

Laut einer Analyse von mehr als 35.000 Naturkatastrophen-Ereignissen kamen von 1900 bis 2015 weltweit insgesamt 2,23 Millionen Menschen durch Erdbeben ums Leben.

Erst Anfang des 20. Jahrhunderts kam die heute allgemein anerkannte Theorie von der Plattentektonik und der Kontinentaldrift durch Alfred Wegener auf. Ab der Mitte des 20. Jahrhunderts wurden die Erklärungsmuster der tektonischen Beben verbreitet diskutiert. Bis zum Beginn des 21. Jahrhunderts konnte man daraus allerdings keine Technik zur sicheren Vorhersage von Erdbeben entwickeln.

Erdbeben erzeugen Erdbebenwellen verschiedenen Typs, die sich über und durch die ganze Erde ausbreiten und von Seismographen überall auf der Erde in Seismogrammen aufgezeichnet werden können. Die mit starken Erdbeben einhergehenden Zerstörungen an der Erdoberfläche (Spaltbildung, Schäden an Gebäuden und Verkehrsinfrastruktur usw.) sind auf die „Oberflächenwellen“ zurückzuführen, die sich an der Erdoberfläche ausbreiten und eine elliptische Bodenbewegung auslösen.

Durch Aufzeichnung und Auswertung der Stärke und Laufzeiten von Erdbebenwellen in weltweit verteilten Observatorien kann man die Position des Erdbebenherds bestimmen, das „Hypozentrum“. Der Ort auf der Erdoberfläche direkt über dem Hypozentrum heißt „Epizentrum“. Der Zeitpunkt des Bruchbeginns wird als „Herdzeit“ bezeichnet. [6]
Als Pazifischer Feuerring (auch zirkumpazifischer Feuergürtel) wird ein Vulkangürtel bezeichnet, der den Pazifischen Ozean von drei Seiten umgibt. Etwa zwei Drittel aller Vulkanausbrüche des Holozäns (gegenwärtiger Zeitabschnitt der Erdgeschichte) und ca. 90% der weltweiten Erdbeben gehen auf dieses Gebiet zurück.

Der Pazifische Feuerring umgibt den Pazifik als hufeisenförmiger Gürtel von etwa 40.000 km Länge und bis zu 500 km Breite. Er umfasst die Pazifikküsten Südamerikas, Nordamerikas und Kamtschatkas sowie einige Inseln im westlichen Pazifik, bis hin zur Nordinsel Neuseelands mit der Taupō Volcanic Zone.

Die Zugehörigkeit einiger Regionen zum Pazifischen Feuerring ist umstritten. So liegt Indonesien am Schnittpunkt des Feuerrings und des Alpidischen Gebirgsgürtels (andere sehr lange subduktionsbedingte Vulkan- und Erdbebenzone der Erde, die von Ost nach West durch Südasien und Südeuropa verläuft).

Einige Geologen schließen die Antarktische Halbinsel und die Südshetlandinseln in den Feuerring ein, andere Geologen schließen diese Gebiete aus. Der Rest der Antarktis ist ausgeschlossen, da der Vulkanismus dort nicht mit der Subduktion zusammenhängt.

Der Feuerring erstreckt sich nicht durch den südlichen Pazifischen Ozean zwischen Neuseeland und der Antarktischen Halbinsel oder der Südspitze Südamerikas, da die submarinen Plattengrenzen in diesem Teil des Pazifiks (dem Pazifisch-Antarktischen Rücken, dem Ostpazifischen Rücken und dem Chile-Rücken) divergieren statt konvergieren. Obwohl in dieser Region etwas Vulkanismus auftritt, steht dies nicht im Zusammenhang mit der Subduktion.

Der Feuerring ist ein direktes Ergebnis der Plattentektonik: insbesondere der Bewegung, Kollision und Zerstörung lithosphärischer Platten unter und um den Pazifischen Ozean. Die Kollisionen haben eine fast kontinuierliche Serie von Subduktionszonen an den Rändern des Pazifikbeckens geschaffen. An diesen tauchen die pazifischen Lithosphärenplatten mit ozeanischer Kruste (Pazifische Platte, Juan-de-Fuca-Platte, Cocos-Platte, Nazca-Platte) unter mehrere andere Lithosphärenplatten mit entweder ozeanischer oder kontinentaler Kruste ab. In größerer Tiefe wird durch Druck und Hitze das im Krustengestein gebundene Wasser frei und setzt den Schmelzpunkt des Gesteins des Oberen Erdmantels (Asthenosphäre) herab, wodurch dieses teilweise aufschmilzt. Das entstandene Magma steigt auf, differenziert sich und erzeugt einen typischen, meist explosiven Vulkanismus. Spannungen, die sich infolge der Subduktion in der Erdkruste aufbauen, entladen sich in Form z. T. sehr schwerer Erdbeben.

Der Feuerring existiert seit mehr als 35 Millionen Jahren, wenn auch in einigen Teilen des Feuerrings die Subduktion schon deutlich länger besteht.

Der Feuerring schließt ungefähr 850–1.000 Vulkane ein, die während der letzten 11.700 Jahre (Holozän) aktiv waren, was in etwa zwei Drittel der weltweiten Gesamtanzahl darstellt. Ebenso fanden die vier größten Vulkanausbrüche des Holozäns im Feuerring statt.

Etwa 76% der seismischen Energie der Erde werden als Erdbeben im Feuerring freigesetzt. Etwa 90% der Erdbeben auf der Erde und etwa 81% der größten Erdbeben der Welt ereignen sich entlang des Feuerrings. [7]
Unter Vulkanismus versteht man alle geologischen Vorgänge und Erscheinungen, die mit Vulkanen in Zusammenhang stehen, d. h. die mit dem Aufsteigen von Magma aus dem Erdmantel bis zur Erdoberfläche verbunden sind.

In der Regel ist Vulkanismus an tektonisch aktive Regionen gebunden, wie Subduktionszonen oder Mittelozeanische Rücken – es treten aber auch Magmen aus größerer Tiefe an atektonischen stationären Hot Spots aus (z. B. Hawaii, Yellowstone).

Der Vulkanismus hatte Anteil an vielen folgenschweren Naturkatastrophen. Rund ein Zehntel der Erdbevölkerung lebt im direkten Einflussbereich aktiver Vulkane. Vulkanobservatorien beobachten, registrieren und analysieren die Tätigkeit aktiver Vulkane, um Vorhersagen und Warnungen aussprechen zu können (dies geschieht in den letzten Jahrzehnten weitgehend mit Erfolg). [8]
Supervulkane sind die größten bekannten Vulkane, die im Gegensatz zu „normalen“ Vulkanen auf Grund der Größe ihrer Magmakammer bei Ausbrüchen keine Vulkankegel aufbauen, sondern riesige Calderen (Einbruchskessel) im Boden hinterlassen. Eine wissenschaftlich exakte Definition gibt es nicht. Den Begriff Supervulkan hat die Fachliteratur erst kurz nach der Jahrtausendwende aus Medienberichten übernommen.

Der letzte Ausbruch eines solchen Vulkans geschah im Gebiet des Lake Taupō (Neuseeland) vor etwa 26.500 Jahren. Die Zeit zwischen vollständiger Auffüllung der Magmakammer und dem darauf folgenden Ausbruch eines Supervulkans wird auf einige hundert bis wenige tausend Jahre geschätzt.

Während sich das teilgeschmolzene Magma über Tausende von Jahren mit Gas anreichert, hebt sich das Gebiet über der Magmakammer. Wird das Magma durch die Gasanreicherung kritisch, bricht es an mehreren weitverteilten Stellen durch das Deckgestein. Typischerweise geschieht das durch die beim Heben des Gebietes über der Magmakammer entstehenden Risse im Boden ringförmig. Der auf diese Weise gebildete Deckel aus Gestein sinkt in die sich leerende Magmakammer und bildet so die charakteristische Caldera (Kessel). Die Wucht eines solchen Ausbruches wird mit dem Vulkanexplosivitätsindex-Wert 8 (VEI-8) und höher beschrieben. Dabei werden Hunderte oder Tausende Kubikkilometer Lava aus der Magmakammer mit Überschallgeschwindigkeit bis zu 50 km hoch in die Stratosphäre geschleudert und „regnen“ im Umkreis von mehreren 100 km nieder. Vulkanischer Staub wird um den ganzen Globus getragen.

Extrem heiße pyroklastische Ströme bedecken ein großes Areal um die Ausbruchstelle; sie können bis zu 200 km weit reichen und eine bis zu 200 m dicke Schicht bilden. Bei einem Ausbruch in Küstennähe sind Tsunamis möglich. Noch Jahre nach dem Ausbruch besteht das Risiko von Schlammlawinen (Lahar), die u. a. Flussläufe blockieren und Fluten auslösen können. Ein Gebiet von der Größe eines Kontinents kann mit Asche bedeckt werden.

Neben den primären Schäden einer Supervulkanexplosion kommt es zu einer globalen Klimakatastrophe, auch als „Vulkanischer Winter“ bezeichnet, bei welchem die Temperaturen weltweit um mehrere Grad sinken. Durch massenhaftes Absterben von Pflanzen und Tieren droht eine jahrelange Nahrungsknappheit.

Man vermutet, dass Supervulkane bei den bekannten Ausbrüchen für Artensterben verantwortlich waren. Nach der umstrittenen Toba-Katastrophentheorie wurde die Menschheit auf einige tausend Individuen reduziert, als vor 75.000 Jahren der Toba-Vulkan auf Sumatra (Indonesien) ausbrach. Relikt des Ausbruchs ist der aus der Caldera gebildete Tobasee. Der „Toba“ gilt als bisher stärkster Vulkanausbruch im Quartär (bis vor etwa 2,6 Millionen Jahren), der in der Folge über einen Zeitraum von etwa zehn Jahren massive weltweite Temperaturabsenkungen bewirkte. Durch die Folgen dieses Ausbruchs soll es zu einem „genetischen Flaschenhals“ bei den damals lebenden Hominiden gekommen sein, was die geringe genetische Vielfalt der heute lebenden Menschen erklären könnte.

Aktuell werden Supervulkane weltweit wissenschaftlich erfasst, ihre Gesamtzahl steht allerdings noch nicht abschließend fest. Bekanntester Vertreter dieses Typus ist der „Yellowstone“ im Yellowstone-Nationalpark. Weitere Beispiele sind die „Phlegräischen Felder“ in Italien, der „Taupō“ in Neuseeland und die „La-Garita-Caldera“ im südwestlichen Colorado, Vereinigte Staaten.

Verheerende Vulkansysteme sind auch die Trapps, die über längere Zeit aktiv waren und dabei geologische Hochebenen ausbildeten, die sich in Stufenform deutlich voneinander abheben. Am bekanntesten ist der „Dekkan-Trapp“, der auch mit dem Aussterben der Dinosaurier in Verbindung gebracht wird. Als größter seiner Art gilt der „Sibirische Trapp“, der mit dem Massenaussterben im Perm in Zusammenhang gebracht wird und über rund eine Million Jahre aktiv war. Der „Etendeka-Trapp“ erstreckte sich einst über die damals zusammenhängenden Kontinente von Westafrika und Südamerika.

Einer von Forschern 2017 veröffentlichten Studie zufolge brechen Supervulkane mit einer Explosion bzw. Eruption mindestens der Stärke 8 alle 5.200 bis 48.000 Jahre aus, also ca. 10-mal häufiger als in einer früher angenommenen Spanne. Grundlage ist eine geologische Datenbank über die vergangenen 100.000 Jahre; ein letzter derartiger Ausbruch liegt demzufolge ca. 20.000 Jahre zurück. [9]
  [1]  Wikipedia (de): Plattentektonik
  [2]  Wikipedia (de): Kontinentaldrift
  [3]  Wikipedia (de): Kraton
  [4]  Wikipedia (de): Terran
  [5]  Wikipedia (de): Scholle (Geologie)
  [6]  Wikipedia (de): Erdbeben
  [7]  Wikipedia (de): Pazifischer Feuerring
  [8]  Wikipedia (de): Vulkanismus
  [9]  Wikipedia (de): Supervulkan 		Wikipedia (en): Plate tectonics
Wikipedia (en): Continental drift
Wikipedia (en): Craton
Wikipedia (en): Terrane
 
Wikipedia (en): Earthquake
Wikipedia (en): Ring of Fire
Wikipedia (en): Volcanism
Wikipedia (en): Supervolcano
Daten
Erfasst werden alle Platten (-ränder) gemäß der anerkannten Plattentektonik der Erdkruste.
Anzahl: etwa 66 Datensätze.
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Quellen und Material
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Wikipedia (de) – Listen
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Wikipedia (en) – Listen
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