Innerer Aufbau der Erde

Aufbau der Erde: wichtigste Schalen und ihre Tiefe

Die Erde ist annähernd eine Kugel (tatsächlicher Erdradius 6357 bis 6378 km), deren Inneres aus mehreren Schalen aufgebaut ist: Im Zentrum befindet sich ein 1250 km mächtiger fester Erdkern, welcher hauptsächlich aus Eisen und Nickel besteht. Daran schließt sich mit einem Radius von ca. 3500 km, der flüssige Teil des Erdkerns (hauptsächlich Eisen) an. Darüber die 2900 km dicke Schicht des sogenannten Mantels aus zähplastischem Gestein (Silikate und Oxide), und zuoberst eine relativ dünne, harte Kruste.

Diese Erdkruste besteht ebenfalls aus Silikaten und Oxiden, ist aber mit Elementen angereichert, die nicht im Mantelgestein vorkommen. Mit ihrem schalenartigen Aufbau ist die Erde gleichzeitig der Prototyp der vier terrestrischen Planeten im inneren Teil unseres Sonnensystems.

Entstehung des Schalenaufbaus

Ebenso wie alle anderen Planeten des Sonnensystems entstand die Erde vor etwa 4,6 Milliarden Jahren aus einer rotierenden Staub- und Gaswolke, die durch ihre Schwerkraft langsam dichter wurde und schließlich km-große Planetesimale bildete. Massereichere Teilchen zogen wegen ihrer größeren Gravitation die kleineren an und wuchsen auf diese Weise allmählich zu Proto-Planeten heran, bis letztlich die Planeten übrig blieben, die einen Großteil der freien Materie abgezogen hatten. Aus einem anfangs kalten und im Inneren homogenen Himmelskörper hat sich die Proto-Erde innerhalb von etwa 100 Millionen Jahren durch die Einschläge der Planetesimale und der freiwerdenden gravitativen Energie zunehmend erwärmt.

Durch den Massenzuwachs verdichtete sich der Erdkern und radioaktive Zerfallsprozesse beschleunigten seine Erhitzung. Nachdem sich die Erde auf ungefähr 2000°C erwärmt hatte – eine Temperatur, bei der Eisen und die meisten Silikate geschmolzen sind – bildeten sich

tröpfchenförmige Eisenschmelzen, in der sich die siderophilen Elemente anreicherten (siehe Goldschmidt-Klassifikation),
und Silikatschmelzen, in der sich die lithophilen (griech. stein-liebenden) Elemente anreicherten.

Die schwereren Tröpfchen der Metallschmelze wanderten Richtung Zentrum und sammelten sich dort zum Eisenkern, wodurch die leichtere Silikatschmelze vom Zentrum nach außen verdrängt wurde und sich zum Erdmantel beziehungsweise zur Erdkruste entwickelte.

Durch lange währende Differenzierung gelangte somit kontinuierlich leichtere Materie in die äußeren Zonen der Erde. So entstand über dem schweren Eisenkern ein Mantel aus Gesteinen mittlerer Dichte, bestehend aus Magnesium-Eisen-Silikaten und darüber eine Außenkruste aus leichtem Material wie Sauerstoff, Silicium, Aluminium, Calcium, Natrium und anderen. Das leichte Wasser, dessen Herkunft bis heute umstritten ist, fand sich zu den Urozeanen zusammen. Die noch leichteren Gase – u. a. aus Poren und vulkanischen Spalten hochsteigend – erzeugten schließlich die Atmosphäre der Erde. Dass die Differentiation auch heute noch nicht abgeschlossen ist, erkennt man beispielsweise am Gasausstoß bei Vulkanausbrüchen, wobei riesige Mengen an Gasen aus dem Erdinneren entweichen.

Aufbau der Erde

Dreidimensionale Darstellung des Schalenaufbaus der Erde

Der Schalenaufbau des Erdinneren wird durch zwei markante seismische Diskontinuitäts-Flächen (Unstetigkeitsflächen der Gesteinsdichte) gegliedert. Sie trennen die Erdkruste vom Erdmantel und diesen vom Erdkern.

Erdkern

Hauptartikel: Erdkern

Innerer Erdkern: Der innere Kern der Erde erstreckt sich zwischen 5100 km und 6371 km unter der Erdoberfläche. Er besteht vermutlich aus einer festen Eisen-Nickel-Legierung. Der Druck beträgt hier bis zu vier Millionen Bar und die Temperatur liegt zwischen 4000 °C und 5000 °C, ähnlich der Temperatur der dunklen Flecken an der Sonnenoberfläche. Denkbar wäre allerdings auch ein Erdkern aus extrem komprimiertem, metallischem Wasserstoff, der aus dem Urstoff der Sonne stammen könnte. Das Eisenmodell ist aber plausibler und passt auch besser zu den geophysikalischen Befunden.
Äußerer Erdkern: Der äußere Kern liegt in einer Tiefe zwischen rund 2900 km und 5100 km. Er ist flüssig bei einer Temperatur von etwa 2900 °C und besteht aus einer Nickel-Eisen-Schmelze („NiFe“), die möglicherweise auch geringe Spuren von Schwefel oder Sauerstoff enthält. Im Zusammenwirken mit der Erdrotation ist die bewegliche Eisenschmelze aufgrund ihrer elektrischen Leitfähigkeit verantwortlich für das Erdmagnetfeld.
Der Erdkern macht 31,5 Prozent der Erdmasse aus, aber nur 16,2% ihres Volumens. Daraus ergibt sich, dass seine mittlere Dichte über 10 g/cm³ beträgt (gegenüber 5,52 für den gesamten Erdkörper). Die obere Begrenzung des Erdkerns wird Kern-Mantel-Grenze oder Wiechert-Gutenberg-Diskontinuität genannt, bisweilen nach ihrer seismischen Charakteristik auch D"-Schicht.

Erdmantel

Hauptartikel: Erdmantel

Unterer Mantel: Der Übergang zwischen Kern und unterem Mantel ist durch eine sprunghafte Dichteabnahme von 10 auf 5 g/cm³ gekennzeichnet. Ursache dafür ist der Wechsel von Eisen zu Mineralen: der untere Mantel besteht aus schweren Silikaten (hauptsächlich Magnesium-Perowskit) und einem Gemenge von Metalloxiden wie Magnesiumoxid und Eisenoxid (zusammen als Magnesiowüstit bezeichnet). Im unteren Mantel, zwischen 660 km und 2900 km Tiefe, herrscht eine Temperatur von etwa 2000 °C. Die thermische Grenzschicht (D"-Schicht) zwischen äußerem Kern und unterem Mantel wird als möglicher Ursprungsort von Plumes, also Aufstrombereichen heißen Magmas, angesehen.

Übergangszone: Der Bereich zwischen 410 km und 660 km Tiefe gilt als Übergang vom oberen zum unteren Mantel, wird gelegentlich jedoch schon zum oberen Mantel gerechnet. Die Grenzen orientieren sich an den Tiefen der Mineral-Phasenübergänge des Olivin, dem Hauptbestandteil des oberen Mantels. Da die veränderte Mineralstruktur mit einer Änderung der Dichte und der seismischen Geschwindigkeit einhergeht, können diese Diskontinuitäten durch seismologische Methoden nachgewiesen und gemessen werden.

Oberer Mantel: Der obere Mantel beginnt in 410 km Tiefe und erstreckt sich bis herauf zur Erdkruste. Er besteht aus Peridotit, der sich aus Olivin und Pyroxen zusammensetzt, sowie einer Granat-Komponente. Der obere Mantel umfasst auch die sogenannte

Asthenosphäre: Zwischen etwa 100 km und 210 km Tiefe innerhalb des oberen Erdmantel erstreckt sich eine etwas nachgiebige Schicht, die Asthenosphäre (griech. weich). Bedingt durch partiell aufgeschmolzenes Gesteinsmaterial zeichnet sie sich durch reduzierte seismische Geschwindigkeiten und erhöhte Fließfähigkeit („Fließschicht“) aus. Diese Fließfähigkeit ermöglicht die langsame Bewegung der darüber liegenden starren Lithosphärenplatten.

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 Mohofläche). 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.

Erdkruste

Hauptartikel: Erdkruste

Die Erdkruste, auch Lithosphäre genannt (zur Lithosphäre zählt auch noch der äußere starre Teil des oberen Erdmantels), besteht aus zwei sehr unterschiedlichen Strukturen:

Ozeanische Erdkruste: Die ozeanische Kruste bildet mit ihrer Mächtigkeit von 5–10 km eine vergleichsweise dünne Schicht um den Erdmantel. Sie besteht aus riesigen festen Platten, die ständig in langsamer Bewegung sind und auf der „Fließschicht“ (Asthenosphäre) des oberen Mantels schwimmen. An den Spreizungszonen der Krustenplatten, den mittelozeanischen Rücken, dringen ständig basische Magmen empor und kühlen am Meeresboden ab. Sie erstarren zu Basalt und Gabbro und produzieren so – einem Fließband ähnlich – neue ozeanische Kruste. Deshalb wird die ozeanische Kruste mit wachsender Entfernung von den Rücken immer älter, was an ihrer magnetischen Polarität erkennbar ist. Da sie an Subduktionszonen wieder in den Mantel abtaucht, um erneut aufgeschmolzen zu werden, ist sie nirgendwo älter als 200 Millionen Jahre.

Kontinentale Erdkruste: Sie besteht aus einzelnen Schollen, die auch als Kontinente bezeichnet werden. Auch die kontinentale Kruste „schwimmt“ auf der Asthenosphäre. Dort wo sie als Gebirgsmassiv am höchsten aufragt, taucht sie durch ihr Eigengewicht auch am tiefsten ein (Isostasie). Im Detailaufbau zeigt die kontinentale Erdkruste eine Zweiteilung in eine spröde Oberkruste und eine duktile Unterkruste, welche durch Mineralumbildungen (Modifikationswechsel) bedingt und durch die Conrad-Diskontinuität getrennt werden.
Obere Begrenzung der Erdkruste: Erdoberfläche (darüber Hydrosphäre und Erdatmosphäre)

Hypsografische Weltkarte

Die Dicke der kontinentalen Kruste liegt zwischen 30 und 60 Kilometern mit einem globalen Mittelwert um 35 km. Sie setzt sich aus kristallinen Gesteinen zusammen, deren Hauptbestandteile Quarz und Feldspäte 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. In der Erdkruste und an ihrer Oberfläche sind die Gesteine einem ständigen Umwandlungsprozess unterworfen, den man auch als Kreislauf der Gesteine bezeichnet. Nur selten finden sich Gesteine, die seit der ersten Krustenbildung in der Erdgeschichte unverändert geblieben sind. Die ältesten je gefundenen Gesteine an früheren Kontinenträndern (Terrane) haben ein Alter von 3,96 Milliarden Jahren.

Erforschung des Schalenbaus der Erde

Unsere Kenntnisse über den Aufbau der Erde stammen aus verschiedenen geophysikalischen Quellen.

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 2-3mal 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 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 Tiefenbohrung (KTB), die 9,1 km erreicht hat, wurde in der deutschen Oberpfalz vorgenommen. Bei einer geplanten Tiefe von 14 km wäre es möglich gewesen, die kontinentale Kruste an der Nahtstelle zu erforschen, an der vor 300 Millionen Jahren die auf dem Erdmantel driftenden Kontinente Ur-Afrika und Ur-Europa kollidierten.

Tiefbohrungen bewegen sich im oberen Krustenbereich und können daher nur einen kleinen Einblick ins Erdinnere gewähren. Würde man die Erde auf Apfelgröße verkleinern, so würden unsere tiefsten Bohrungen noch nicht einmal dem Anritzen der Schale entsprechen. Durch Bohrungen in größere Tiefen vorzustoßen übersteigt derzeit die technischen Möglichkeiten, die hohen Drücke (in 14 km Tiefe zirka 4 kbar) und Temperaturen (in 14 km Tiefe zirka 300°C) erfordern neue Lösungen. Prinzipiell könnte man, nach Berechnungen des Planetologen D. Stevenson, mit flüssigem Eisen bis zum Erdkern vordringen; dieses Verfahren wäre jedoch sehr aufwändig.

Vulkanische Tätigkeit

Die größte Tiefe, aus der Magma 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 teilweise aus dem Mantel 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 in Folge dessen auch keine Kruste. Das Mantelgestein könnte also direkt am Meeresboden zu finden sein.

Seismologie

Die Referenz-Geschwindigkeitsmodelle PREM und IASP91 im Vergleich. Die Linien geben die seismischen Geschwindigkeiten der P- (dunkelgrün für PREM, schwarz für IASP91) und S-Wellen (hellgrün bzw. grau) im Inneren der Erde wieder

Die Erde wird täglich von Erdbeben erschüttert, die weltweit von Messstationen registriert werden. Wäre die Erde ein homogener Körper, könnte man genau ausrechnen, wann die sich gleichmäßig in alle Richtungen durch den Erdkörper ausbreitenden Erdbebenwellen bestimmte Orte erreichen. Die tatsächlichen Beobachtungen widerlegen diese Annahme. Die seismischen Signale treten verzögert oder vorzeitig auf. Das lässt nur eine Schlussfolgerung zu: Die seismischen Wellen durchqueren Materie unterschiedlicher Dichte, denn je flüssiger Materie ist, desto langsamer wird sie von Erdbebenwellen durchquert. Im Jahre 1912 hatte Beno Gutenberg erstmals die Grenze zwischen dem silikatischen Mantelmaterial und dem Nickel-Eisen-Kern in einer Tiefe von 2900 km ausgemacht. Kurz zuvor entdeckte der kroatische Geophysiker Andrija Mohorovicic die nach ihm benannte Unstetigkeitsfläche zwischen Erdkruste und Erdmantel. Beides war möglich, weil markante Sprünge in der Fortpflanzungsgeschwindigkeit von Erdbebenwellen – so genannte „seismische Diskontinuitäten“ – gemessen werden konnten. Neben den seismischen Diskontinuitäten lassen sich auch „chemische Diskontinuitäten“ beobachten. Sie beruhen auf einer plötzlichen Änderung der chemischen Zusammensetzung im Erdinneren. Im Allgemeinen stimmen beide Diskontinuitäten an den Grenzen Kern–Mantel und Mantel–Kruste überein. Es gibt jedoch Ausnahmen: In der Mantelübergangszone (MTZ, engl.: mantle transition zone) gibt es Dichtesprünge ohne Änderung der chemischen Zusammensetzung. Man geht davon aus, dass sie durch Phasentransformation entstanden sind, wobei sich ein Mineral in einer bestimmten Tiefe in ein neues, dichteres Mineral derselben Zusammensetzung umbildet.

Meteorite, Alter der Erde

Unsere Vorstellungen über den Stoffbestand des Erdinneren beruhen neben den oben genannten Methoden auf Analogieschlüssen anhand der Zusammensetzung von Meteoriten. Chondritische Meteorite 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, aus denen die Erde gebildet wurde, ähneln. Unter den Meteoriten finden sich aber auch Bruchstücke von differenzierten Mutterkörpern: Eisenmeteorite und die zu den Stein-Eisen-Meteorite gehörenden Pallasiten stammen vermutlich aus dem Kern beziehungsweise dem Übergangsbereich zwischen Kern und Mantel von differenzierten Asteroiden, während die Achondrite aus deren Mantel oder Kruste stammen. Durch die Meteorite 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 Fritz G. 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.

Literatur

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Laszlo Egyed, Physik der festen Erde, 370 p., Akadémiai Kiadó, Budapest 1969.
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