Plume (Geologie)
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Mantelplume (kurz auch Plume, aus dem englischen/französischen für „Helmbusch“, „Federschmuck“, „Rauchfahne“) ist ein geowissenschaftlicher Fachbegriff, der einen Aufstrom heißen Gesteinsmaterials aus dem tieferen Erdmantel bezeichnet. Mantelplumes weisen in der Tiefe eine schlanke, schlauchartige Form auf und verbeitern sich bei Erreichen der starren Lithosphäre helmbuschartig bzw. pilzförmig. Im deutschen Sprachraum wird auch der Begriff Manteldiapir verwendet, der jedoch fortschreitend durch den internationalen Ausdruck verdrängt wird. An Orten, wo sich das aufströmende Material einen Weg bis an die Erdoberfläche bahnen kann, verursachen Mantelplumes eine besondere Form des Vulkanismus, der nicht an Plattengrenzen gebunden ist und als Hotspot-Vulkanismus bezeichnet wird.
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[Bearbeiten] Entstehung des Plume-Konzepts
Die Modellvorstellung der Mantelplumes entstand Mitte der 1960er Jahre. Vulkanismus ist ein geowissenschaftliches Phänomen, dessen Auftreten in der Regel an aktive Plattenränder, also an Subduktions- und Riftzonen, geknüpft ist. Die Entstehung des Magmas findet dabei im obersten Mantel statt und ist durch die Plattentektonik physikalisch vollständig erklärbar. Unverständlich blieben jedoch die sogenannten Intraplattenvulkane, die unabhängig von Plattengrenzen an beliebigen Orten auftreten, und durch das Konzept der Plattentektonik nicht erklärt werden konnten.[1] Intraplattenvulkane wurden bald auch als Hotspots (engl. für „heißer Fleck“) bezeichnet, da ihr Vorkommen offenbar auf lokal erhöhte Temperaturen im Erdmantel zurückzuführen ist.
Die meisten Hotspot-Vulkane sind in ozeanischen Gebieten zu beobachten häufig in Verbindung mit geradlinigen Inselketten. Eines der bekanntesten Beispiele hierfür ist die Inselgruppe von Hawaii, die den östlichen Abschluss der Hawaii-Emperor-Kette, einer Reihe von Seamounts inmitten des Pazifik, bilden. Altersdatierungen von Gesteinen zeigten, dass die Inseln mit zunehmender Entfernung vom heute aktiven Zentrum des Vulkanismus kontinuierlich älter werden. John Tuzo Wilson leitete 1963 aus dieser Beobachtung einen Zusammenhang zwischen dem Vulkanismus und der Drift der Platten ab und folgerte, dass die Quellregion des Magmas wesentlich tiefer im Inneren der Erde liegen muss, als bei „normalen“ Vulkanen. Die tiefe Quelle versorgt demnach den aktiven Vulkan, der jedoch mit der Lithosphärenplatte, auf der er sich befindet, durch die Plattenbewegung fortgetragen wird, bis er durch die ortsfeste tiefe Magmaquelle nicht mehr gespeist werden kann. Statt dessen entsteht ein neuer Vulkan, der wiederum nach einiger Zeit erlischt, wenn auch er sich zu weit von der Quellregion entfernt hat. Über geologische Zeiträume entsteht so die parallel zur Plattenbewegung verlaufende Inselkette.[2]
Das Konzept wurde 1971 durch den Geophysiker William Jason Morgan erweitert und verbessert. Morgan postulierte, dass Hotspots durch aufströmende Plumes verursacht werden, die Ausdruck von Konvektionsvorgängen im unteren Mantel sind. Mit dieser Annahme konnte er gleichzeitig eine weitere Beobachtung erklären, dass nämlich die Basalte, die durch den Hotspot-Vulkanismus gefördert werden, eine etwas andere chemische Zusammensetzung zeigen als jene, die an Mittelozeanischen Rücken entstehen.[3] In den zurückliegenden Jahrzehnten haben theoretische Modellierungen und seismologische Untersuchungen von Hotspotgebieten zum besseren Verständnis von Mantelplumes beigetragen. Das Konzept ist heute allgemein anerkannt.
[Bearbeiten] Geophysikalischer Hintergrund
Es handelt sich bei Plumes um aufsteigende Ströme heißen Materials aus dem tiefen Erdmantel, die sich in Form einer schmalen Säule zur Erdoberfläche bewegen. Sie stellen einen wichtigen Teil der Mantelkonvektion dar. Sie bilden sich nach einer verbreiteten Annahme in knapp 2900 Kilometern Tiefe an der thermischen Grenzschicht (D"-Schicht) zwischen dem äußeren Erdkern und dem Erdmantel. Neuere Untersuchungen lassen jedoch vermuten, dass wenigstens ein Teil der heute vermuteten Plumes in oder direkt unterhalb der Mantelübergangszone (410 km bis 660 km Tiefe) entstehen. Nachdem sie den zähplastischen Erdmantel durchquert haben, verbreitern sie sich pilzförmig unter der Lithosphäre. Im obersten Teil des Erdmantels überschreitet der Plume die Soliduskurve des Mantels, d. h. seine Temperatur liegt oberhalb der Temperatur, bei der Mantelgestein unter dem herrschenden Druck anfängt zu schmelzen. Je weiter der Plume aufsteigt, desto weiter schreitet die Aufschmelzung infolge der Dekompression fort. Die Schmelzen trennen sich vom Muttergestein ab und strömen durch das Netzwerk der durch das Schmelzen gebildeten Gesteinsporen aufwärts, da sie eine geringere Dichte haben als das Gesteinsresiduum, und zudem durch mechanische Spannungen im Muttergestein und den Auflastdruck ausgepresst werden. Wenn sie schließlich die Obergrenze der Schmelzzone im Mantel erreichen, können Sie durch Dykes (vulkanische oder magmatische Gänge) an Schwächezonen der Erdkruste bis an die Erdoberfläche gelangen und damit Verursacher von Hotspot-Vulkanismus werden.
„Normale“ Plumes zeichnen sich durch relativ eng begrenzte vulkanische Erscheinungen aus wie z. B. der Plume unter der Vulkaneifel, unter der Inselkette von Hawaii oder unter Island.
[Bearbeiten] Superplumes
Von Superplumes spricht man, wenn die entsprechenden vulkanischen Erscheinungen nicht nur relativ begrenzt sind, sondern Regionen von der Größenordnung eines Kontinents betreffen. Sie bewirken sehr großflächige Hebungen bzw. Auswölbungen des Geoids: So wird z. B. die Landmasse und der sie umgebende Ozeanboden des südlichen Afrikas seit den letzten 100 Millionen Jahren langsam gehoben, und gehört nun mit einem Durchmesser von mehr als 1600 km und einer Höhe von rund 1500 m zu den größten Plateaus der Erde. In Folge des Superplume-Vulkanismus wurden ganze Landstriche mit mehr als zwei Kilometer dicken Basaltschichten bedeckt.
[Bearbeiten] Kontinentale Ausbrüche von Superplumes
Kontinentale Ausbrüche von Superplumes waren in der Erdgeschichte nur Einzelfälle. Das bekannteste Beispiel, welches neben dem Einschlag eines großen Himmelskörpers („KT-Impakt“) vor 65 Millionen Jahren auf der Halbinsel Yucatán ebenfalls mit dem Aussterben der Dinosaurier in Verbindung gebracht wird, ist der etwa zeitgleiche Ausstoß von Flutbasalten, der den heute noch bis zu 2.000 m mächtigen Dekkan-Trapp ablagerte und das Hochland von Dekkan in Vorderindien formte. Weitere Beispiele sind z. B. die Paraná-Basalte in Brasilien, der Sibirische Trapp im Norden Russlands oder der Emeishan-Trapp in China.
[Bearbeiten] Auswirkungen von Superplumes am Meeresboden
Viel häufiger jedoch fanden im Laufe der Erdgeschichte Ausbrüche von Superplumes durch die viel dünnere Erdkruste der Ozeanböden statt. Darüber hinaus sind die ozeanischen Basaltplateaus wesentlich größer als die kontinentalen. So besteht das größte ozeanische Plateau (im West-Pazifik) vermutlich aus der 25-fachen Basaltmasse im Vergleich zur größten kontinentalen Decke.
[Bearbeiten] Superplumes in der Kreidezeit
Aller Wahrscheinlichkeit nach haben sich in der Kreidezeit, die vor etwa 135 Millionen Jahren begann und vor ca. 65 Millionen Jahren endete, gewaltige Superplume-Aktivitäten abgespielt. Offenbar war der Westpazifik am stärksten betroffen, wie Untersuchungen des hier besonders zerfurchten Ozeanbodens zeigen. Die heiße Gesteinsschmelze muss ein mehrere tausend Kilometer im Durchmesser großes Areal überflutet haben, das ist ein zehnfaches der Flächen, die heute von Plume-Aktivitäten geformt werden.
Die Superplume-Aktivität vor rund 120 Millionen Jahren konnte nicht ohne weitreichende Folgen bleiben:
- Durch die großflächige Hebung des Ozeanbodens, bedingt durch Volumenvergrößerung bei Erwärmung, hob sich der Meeresspiegel um 250 Meter über das heutige Niveau. Infolgedessen waren alle niedrig gelegenen Landstriche überflutet. Die Ablagerungen dieses Meeres bildeten die Kreidefelsen auf Rügen, die Gesteine des Teutoburger Waldes oder die weißen Klippen von Dover in England.
- Der Aufbau der Gebirgsketten entlang der Westküsten Nord- und Südamerikas steht in Zusammenhang mit der kreidezeitlichen Superplume-Aktivität. Durch die enorm vergrößerte Lavaproduktion und entsprechend beschleunigte Krustenbildung verstärkte sich die Subduktion. So schoben sich ungewöhnlich große Mengen ozeanischer Kruste unter die Ränder Nord- und Südamerikas. Sie erzeugten durch die einsetzenden gewaltigen Aufschmelzungsprozesse in dieser Zone die Granitkerne der Sierra Nevada (Vereinigte Staaten) und der Anden.
- Mit der austretenden Lava wurde verstärkt Kohlendioxid frei, das sich in der Atmosphäre anreicherte und damit den natürlichen Treibhauseffekt verstärkte. Die globale Durchschnittstemperatur nahm um etwa 10 °C zu.
- Ein Großteil der heutigen Diamantlagerstätten hat seine Entstehung der kreidezeitlichen Plume-Aktivität zu verdanken: Die meisten Diamanten sind vor mehr als eine Milliarde Jahren in Tiefen von rund 300 Kilometern unter der Erdoberfläche entstanden. Durch den verstärkten Vulkanismus wurden die Diamanten in abbaubare Höhen befördert wie zum Beispiel bei Kimberley in Südafrika.
- Das Erdmagnetfeld hat sich im Laufe der Erdgeschichte mehrfach umgepolt. Dieser Umpolungsprozess vollzieht sich gegenwärtig im Mittel mehr als einmal pro 1 Million Jahre. Während der ca. 40 Millionen Jahre andauernden Superplume-Aktivität behielt das Magnetfeld jedoch seine Richtung durchgängig bei. Welche globalen Folgen diese Umpolung bzw. ihr Fehlen hat, ist noch nicht geklärt.
[Bearbeiten] Einzelnachweise
- ↑ Frank Press & Raymond Siever: Allgemeine Geologie, Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg, 1995, ISBN 3860253905
- ↑ J. T. Wilson, 1963. Evidence from islands on the spreading of ocean floors, Nature, 197, S. 536-538
- ↑ W. J. Morgan, 1971. Convection plumes in the lower mantle, Nature, 230, S. 42-43
[Bearbeiten] Literatur
- Joachim R. R. Ritter & Ulrich R. Christensen (Hrsg.): Mantle Plumes – A Multidisciplinary Approach, Springer Verlag, Berlin, 2007, ISBN 978 3 540 68045 1 (englisch)
