Messung der Plattenbewegung in der Plattentektonik

Die lithosphärischen Platten sind die Abschnitte der Erdkruste und des oberen Mantels, die sich sehr langsam über den unteren Mantel bewegen. Wir wissen, dass sich diese Platten aus zwei verschiedenen geodätischen und geologischen Beweislinien bewegen, die es uns ermöglichen, ihre Bewegungen in der geologischen Zeit zurückzuverfolgen.

Geodätische Plattenbewegung

Die Geodäsie, die Wissenschaft des Messens der Erdform und ihrer Positionen, ermöglicht es uns, die Bewegung der Platte direkt mit GPS, dem Global Positioning System, zu messen. Dieses Satellitennetz ist stabiler als die Erdoberfläche. Wenn sich also ein ganzer Kontinent mit einigen Zentimetern pro Jahr bewegt, kann GPS dies erkennen. Je länger wir diese Informationen aufzeichnen, desto genauer werden sie, und in weiten Teilen der Welt sind die Zahlen bereits ziemlich genau.

Eine andere Sache, die GPS uns zeigen kann, sind tektonische Bewegungen innerhalb Platten. Eine Annahme hinter der Plattentektonik ist, dass die Lithosphäre starr ist, und dies ist tatsächlich immer noch eine solide und nützliche Annahme. Aber Teile der Platten sind im Vergleich weich, wie das tibetische Plateau und die westamerikanischen Berggürtel. GPS-Daten helfen uns, Blöcke zu trennen, die sich unabhängig voneinander bewegen, auch wenn dies nur wenige Millimeter pro Jahr sind. In den USA wurden die Mikroplatten Sierra Nevada und Baja California auf diese Weise ausgezeichnet.

Geologische Plattenbewegung: vorhanden

Drei verschiedene geologische Methoden helfen bei der Bestimmung der Flugbahnen von Platten: paläomagnetisch, geometrisch und seismisch. Die paläomagnetische Methode basiert auf dem Erdmagnetfeld.

Bei jedem Vulkanausbruch werden eisenhaltige Mineralien (meist Magnetit) durch das vorherrschende Feld beim Abkühlen magnetisiert. Die Richtung, in der sie magnetisiert sind, zeigt auf den nächsten Magnetpol. Da sich die ozeanische Lithosphäre kontinuierlich durch Vulkanismus an sich ausbreitenden Graten bildet, trägt die gesamte ozeanische Platte eine konsistente magnetische Signatur. Wenn das Erdmagnetfeld die Richtung umkehrt, wie dies aus nicht vollständig geklärten Gründen der Fall ist, erhält das neue Gestein die umgekehrte Signatur. Daher hat der meiste Meeresboden ein Streifenmuster von Magnetisierungen, als wäre es ein Stück Papier, das aus einem Faxgerät austritt (nur symmetrisch über das Ausbreitungszentrum). Die Magnetisierungsunterschiede sind gering, aber empfindliche Magnetometer auf Schiffen und Flugzeugen können sie erkennen.

Die jüngste Umkehrung des Magnetfelds erfolgte vor 781.000 Jahren, sodass die Abbildung dieser Umkehrung eine gute Vorstellung von den Plattenbewegungen in der jüngsten geologischen Vergangenheit vermittelt.

Die geometrische Methode gibt uns die Ausbreitungsrichtung entsprechend der Ausbreitungsgeschwindigkeit an. Es basiert auf den Transformationsfehlern entlang der Mittelmeerkämme. Wenn Sie einen sich ausbreitenden Kamm auf einer Karte betrachten, weist er ein Treppenstufenmuster von Segmenten in rechten Winkeln auf. Wenn die Ausbreitungssegmente die Stufen sind, sind die Transformationen die Riser, die sie verbinden. Sorgfältig gemessen zeigen diese Transformationen Ausbreitungsrichtungen. Mit Plattengeschwindigkeiten und Richtungen haben wir Geschwindigkeiten, die sich in Gleichungen einfügen lassen. Diese Geschwindigkeiten stimmen gut mit den GPS-Messungen überein.

Seismische Methoden nutzen die Fokusmechanismen von Erdbeben, um die Orientierung von Fehlern zu erkennen. Diese Methoden sind zwar weniger genau als die paläomagnetische Kartierung und Geometrie, eignen sich jedoch zur Messung der Plattenbewegungen in Teilen der Erde, die nicht gut kartiert sind und über weniger GPS-Stationen verfügen.

Geologische Plattenbewegung: Vergangenheit

Wir können die Messungen auf verschiedene Weise auf die geologische Vergangenheit ausweiten. Am einfachsten ist es, die paläomagnetischen Karten der Ozeanplatten aus den Ausbreitungszentren herauszuziehen. Magnetkarten des Meeresbodens lassen sich präzise in Alterskarten übersetzen. Diese Karten zeigen auch, wie sich die Geschwindigkeit der Platten änderte, als Kollisionen sie in Umlagerungen drängten.

Leider ist der Meeresboden relativ jung, nicht älter als 200 Millionen Jahre, weil er schließlich durch Subduktion unter anderen Platten verschwindet. Je tiefer wir in die Vergangenheit blicken, desto mehr müssen wir uns auf den Paläomagnetismus in kontinentalen Gesteinen verlassen. Während die Plattenbewegungen die Kontinente gedreht haben, haben sich die uralten Felsen mit ihnen gedreht, und wo ihre Mineralien einst nach Norden wiesen, zeigen sie jetzt woanders hin, zu "scheinbaren Polen". Wenn Sie diese scheinbaren Pole auf einer Karte zeichnen, scheinen sie aus dem wahren Norden abzuwandern, da die Steinzeitalter in die Vergangenheit zurückreichen. Tatsächlich ändert sich der Norden (normalerweise) nicht, und die wandernden Paläopole erzählen eine Geschichte von wandernden Kontinenten.

Zusammen ermöglichen uns die oben aufgeführten Methoden, eine integrierte Zeitleiste der Bewegung der lithosphärischen Platten zu erstellen, ein tektonischer Reisebericht, der reibungslos in die Gegenwart führt.