• Innerer Erdkern: Der innere Kern der Erde erstreckt sich zwischen 5100 km und 6370 km unter der Erdoberfläche. Er besteht aus einer festen Eisen-Nickel-Legierung. Der Druck beträgt hier bis zu 4 Millionen bar, und die Temperatur liegt zwischen 4000°C und 5000°C, ähnlich den dunklen Flecken an der Sonnenoberfläche.

• Äußerer Erdkern: Der äußere Kern liegt in einer Tiefe zwischen 2900 km und 5100 km. Er ist flüssig bei einer Temperatur von ungefähr 2900°C und besteht aus einer Nickel-Eisen-Schmelze, die möglicherweise auch kleine Spuren von Schwefel oder Sauerstoff enthält. In dem Zusammenwirken mit der Erdrotation ist die bewegliche Eisenschmelze aufgrund ihrer elektrischen Leitfähigkeit verantwortlich für das Erdmagnetfeld.

• Unterer Mantel: Der Ãœbergang zwischen äußerem Kern und unterem Mantel ist durch eine sprunghafte Dichteabnahme von 10 auf 5 g/cm³ gekennzeichnet. Ursache dafür ist ein Mineralwechsel, denn der untere Mantel besteht aus schweren Silikaten und einem Gemenge von Metalloxiden wie z.B. Magnesiumoxid und Eisenoxid. In dem unteren Mantel, zwischen 700 km und 2900 km Tiefe, herrscht eine Temperatur von etwa 2000°C. An der überhitzten Grenzschicht zwischen äußerem Kern und unterem Mantel entspringen Plumes und Superplumes.

• Ãœbergangszone: Dieser Bereich zwischen 350 km und 700 km Tiefe wird bereits dem oberen Mantel zugeordnet.

• Oberer Mantel: Der obere Mantel ist weniger starr als der untere, noch etwa 1500°C heiß und besteht ca. aus Peridotit , der sich aus Olivin und Pyroxen zusammensetzt. Es gilt als gesichert, dass die basaltischen Magmen, die alle Phänomene des Vulkanismus hervorbringen, aus dem Material des oberen Mantels bestehen. In der Bewegung dieser Magmaströme liegt die Ursache von Plattentektonik, Erdbeben und Gebirgsbildungen.

• Asthenosphäre: Zwischen 100 km und 350 km Tiefe in den oberen Erdmantel hinein erstreckt sich die Asthenosphäre, die 'Fließschicht' für die darüber liegende, relativ starre Lithosphäre.

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 5-10 km Mächtigkeit eine vergleichsweise dünne Schicht um den Erdmantel. Sie besteht aus riesigen Platten, die ständig in langsamer Bewegung sind und dabei auf der 'Fließschicht' (Asthenosphäre) des oberen Mantels schwimmen.

An den Spreizungszonen der Krustenplatten, den mittelozeanischen Rücken, dringen ständig basaltische Magmen empor, die fließbandartig neue ozeanische Kruste produzieren, bestehend aus Basalt und Gabbro. Darum wird die ozeanische Kruste mit wachsender Entfernung von den Rücken stets älter. 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 wir auch als Kontinente nennen. Auch die kontinentale Kruste 'schwimmt' auf der ozeanischen Kruste, dort wo sie als Gebirgsmassiv am höchsten aufragt taucht sie durch ihr Eigengewicht auch am tiefsten ein (Isostasie).

Weltkarte

In den unter den Weltmeeren liegenden ozeanischen Krustenbereichen ist die Erdkruste am dünnsten, ihre Mächtigkeit liegt zwischen 10 und 65 Kilometern. Die kontinentale Kruste setzt sich aus kristallinen Gesteinen zusammen, deren Hauptbestandteile Quarz und Feldspäte bilden. Chemisch ist die kontinentale Kruste zu 46,6 Gewichtsprozent (62,55 Atomprozent bzw. 93 Volumenprozent) aus Sauerstoff aufgebaut, bildet also eine dichte 'steinharte' Packung aus Sauerstoff. In dem Bereich der Erdkruste und an der Erdoberfläche sind die Gesteine einem ständigen Umwandlungsprozess unterworfen, den man auch als Kreislauf der Gesteine genannt. Selten finden sich Gesteine, die seit der ersten Krustenbildungen in der Erdgeschichte unverändert geblieben sind, die ältesten je gefundenen haben ein Alter von 4 Milliarden Jahren.

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

Erste Hinweise auf das innere Material der Erde ergaben sich aus ihrer mittleren Dichte von 5,5 g/cm³, die man mittels Gravitationsgesetz aus dem Mondumlauf berechnen konnte. Da oberflächennahe Gesteine in dem Durchschnitt 2,7 g/cm³ aufweisen, muss das Erdinnere immerhin 2-3mal dichter sein (Eisen hat etwa 8).

Messungen der Lotrichtung zeigten schon in dem frühen 19. Jahrhundert, dass das Erdinnere unter hohen Gebirgen eine kleinere 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 in das Erdinnere, je höher sie sind. Dieses "Schwimm-Gleichgewicht" bezeichnet man Isostasie.
Durch Satellitengeodäsie lassen sich auf ähnliche Art auch tiefere Anomalien des Erdmantels orten.

Die tiefste Bohrung, die je durchgeführt wurde, fand in Russland auf der Halbinsel Kola statt 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 in dem oberen Krustenbereich und können daher ca. einen kleinen Einblick in das 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 ungefähr 4 kbar) und Temperaturen (in 14 km Tiefe ungefähr 300°C) erfordern neue Lösungen.

Die größte Tiefe, aus der Magma an die Erdoberfläche dringt und dabei die verschiedenen Formen des Vulkanismus hervorbringt, findet sich an der Grenzschicht zwischem dem äußeren Kern und dem unteren Mantel, wie das z.B. 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 Mantel Merkmale 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 zu dem ursprünglichen Mantelgestein. Eine interessante Ausnahme bildet möglicherweise der mittelozeanische Rücken zwischen Grönland und Russland, der Gakkel-Rücken, der der langsamst spreizende Rücken der Erde ist (weniger als 1 cm pro Jahr). Der Erdmantel steigt hier ca. 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.

Die Erde wird täglich von Erdbeben erschüttert, die global von Messstationen registriert werden. Wäre die Erde ein homogener Körper, könnte man exakt 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 ca. 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 in dem Erdinneren. In dem Allgemeinen stimmen beide Diskontinuitäten an den Grenzen Kern-Mantel und Mantel-Kruste überein. Es gibt jedoch Ausnahmen: In der 'Übergangszone' gibt es Dichtesprünge ohne Änderung der chemischen Zusammensetzung. Man geht davon aus, dass sie durch Phasenumwandlung entstanden sind, wobei sich ein Mineral in einer bestimmten Tiefe in ein neues, dichteres Mineral derselben Zusammensetzung umbildet.

Unsere Vorstellungen über den Stoffbestand des Erdinneren beruhen neben den oben genannten Methoden auf Analogieschlüssen anhand der Zusammensetzung von Meteoriten. Meistens wird angenommen, dass die chemische Gesamtzusammensetzung der Erde ähnlich derjenigen von chondritischen Meteoriten ist, da diese vermutlich wiederum den Planetesimalen, aus denen die Erde gebildet wurde, ähneln. Die weitaus überwiegende Zahl der Meteorite stammen von Asteroiden aus dem Asteroidengürtel.

Hin und wieder bewirken Bahnstörungen, dass kleine Körper als Meteoriten auf die Erdoberfläche stürzen. Rund ein Zehntel besteht fast gänzlich aus Eisen, der Rest aus verschiedenen Gesteinen. Grob vereinfacht kann man sagen, dass reine 'Eisen-Meteorite' und 'Stein-Eisen-Meteorite' aus dem Kern bzw. dem Übergangsbereichh Kern-Mantel von differenzierten Asteroiden stammen, 'Stein-Meteorite' von undifferenzierten Asteroiden oder aus dem Mantel oder Kruste von differenzierten Asteroiden.

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 (z.B. 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.

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 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 in dem Inneren homogenen Himmelskörper hat sich die Proto-Erde innerhalb von etwa 100 Millionen Jahre durch die Einschläge der Planetesimale und der freiwerdenden gravitativen Energie zunehmend erwärmt.

Durch den Massenzuwachs verdichtete sich der Erdkern, radioaktive Zerfallsprozesse beschleunigten die Erhitzung des Planeten. Nachdem sich die Erde auf ungefähr 2000°C erwärmt hatte - eine Temperatur, bei der Eisen und die meisten Silikate geschmolzen sind - bildete sich tröpfchenförmige Eisenschmelzen, in der sich die - gemäß Goldschmidt-Klassifikation - siderophilen Elemente anreicherten, und Silikatschmelzen in der sich die lithophilen Elemente anreicherten. Die schwereren Tröpfchen der Metallschmelze wanderten Richtung Zentrum und sammelten sich dort zu dem Eisenkern, während die leichtere Silikatschmelze vom Zentrum nach außen verdrängt wurde und sich zu dem Erdmantel und zur Erdkruste entwickelte.

Durch lange währende Differentiation 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, Silizium, Aluminium, Calcium, Natrium u. a. Das leichte Wasser, dessen Herkunft bis heute umstritten ist, fand sich zu den Urozeanen zusammen. Die noch leichteren Gase erzeugten schließlich die Atmosphäre der Erde. Dass die Differentiation auch heute noch nicht abgeschlossen ist, erkennt man z.B. am Gasausstoß bei Vulkanausbrüchen, wobei riesige Mengen an Gasen aus dem Erdinneren entweichen.

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