Читать книгу Vulkanismus - Hans-Ulrich Schmincke - Страница 18

Wer einen Blick auf den Globus wirft, wird zuallererst von dem Gegensatz zwischen Kontinenten und den Ozeanbecken beeindruckt sein. Die Gürtel seismischer und vulkanischer Aktivität zeigen jedoch ein zum Teil diametral abweichendes Bild. Jason Morgan (1972) hat die äußere Erdrinde in eine Reihe von Platten unterteilt, deren Grenzen durch Erdbeben und zum Teil vulkanische Aktivität charakterisiert sind und die sich gegeneinander bewegen (Abb. 2.1). Plattengrenzen fallen oft nicht mit den Grenzen zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste zusammen. Einige, wie der Mittelatlantische Rücken, verlaufen parallel zu den Ozean-Kontinent-Grenzen, während z.B. der Ostpazifische Rücken in einem Winkel auf den amerikanischen Kontinent trifft.

Da nach dem heutigen Wissensstand die Erde nicht expandiert, mußte diese ständige Krustenentstehung durch Krustenzerstörung an anderer Stelle kompensiert werden. Die bis in weit über 700 km Tiefe reichenden und unter die Kontinentränder bzw. Inselbögen einfallenden Wadati-Benioff-Zonen (Kap. 8) wurden als Pendant zu den Axialzonen erkannt: Auf der Ozeanseite dieser oft durch Tiefseegräben gekennzeichneten Zonen taucht die magmatische Ozeankruste samt den später auf ihr abgelagerten Sedimenten wieder in die Tiefe ab. Gleichzeitig stellte sich heraus, daß die überkommene Vorstellung einer statischen Schalengliederung der Erde (Abb. 2.3; 2.4) durch eine dynamische ergänzt werden mußte: Kruste und der alleroberste Mantel sind mechanisch gekoppelt und werden zusammen als Lithosphäre bezeichnet. Die lithosphärischen Platten der Plattentektonik stellt man sich als kalte, starre, hochviskose, langlebige äußere Schalen der Erde vor, die nach unten von der beweglicheren, „schwächeren“ Asthenosphäre begrenzt sind. Der Begriff Lithosphäre wird allerdings unterschiedlich verwendet (7):

Die seismische Lithosphäre ist definiert durch ihre Grenze gegen eine unterlagernde Zone niedrigerer Geschwindigkeiten (low velocity zone, LVZ). Ihre Mächtigkeit nimmt unter den Ozeanböden mit dem Alter zu von den Mittelozeanischen Rücken (< 20 km) bis zu > 60 km an passiven Kontinenträndern (ca. 180 Ma alte Lithosphäre). Unter den Kratonen, d.h. den alten Schilden der Kontinente, erreicht die Lithosphäre Mächtigkeiten von über 200 km. Die Temperatur an ihrer Unterkante wird mit etwa 600 – 650 °C angenommen.

Die elastische Lithosphäre ergibt sich rechnerisch durch die gemessenen Hebungen und Senkungen der Erdoberfläche, wenn sie belastet wird – z.B. durch riesige Vulkanbauten, wie Hawaii, oder durch Gebirge. In den Ozeanbecken entspricht die Mächtigkeit der elastischen Lithosphäre in etwa der der seismischen, ist aber etwas geringer (30 – 40 km). In den Ozeanbecken entspricht die Basis der elastischen Lithosphäre einer Temperatur von etwa 500°C für eine trockene Olivinrheologie (Kap. 4). Die untere scharfe Grenze von seismischer und elastischer Lithosphäre ist wahrscheinlich auf eine Änderung in der Mineralzusammensetzung des Mantelgesteins oder auf einen Phasenwechsel zurückzuführen.

Abb 2.3: Schalengliederung der Erde.

Abb 2.4: Modell der Plattendynamik und Magmenentstehung. Vulkane, die an Mittelozeanischen Rücken eruptieren, werden von Magmen aus der Asthenosphäre gespeist, Subduktionszonenvulkane von Magmen, die an der Grenzfläche der abtauchenden Platte entstehen. Die Magmen ozeanischer und kontinentaler Intraplattenvulkane werden aus lokal aufsteigendem Mantelmaterial (Diapir, Plume) gespeist, das aus „altem“ Mantelperidotit, rezyklierter, ozeanischer subduzierter Lithosphäre und evtl. Lithosphäre und Asthenosphäre besteht.

Die thermische Lithosphäre, d.h. die kühle äußere Erdschale oder thermische Grenzschicht (thermal boundary layer, TBL), wird bestimmt durch einen konduktiven Wärmegradienten mit einer Temperatur an der Basis von etwa 1280 °C. Mit anderen Worten, die thermische Lithosphäre ist etwa doppelt so dick wie die seismische und elastische. In den Ozeanbecken nimmt ihre Mächtigkeit durch Abkühlung von wenigen Kilometern in der Mitte auf ca. 100 km an den Rändern zu. An aktiven Kontinenträndern beginnt die Platte ihren Weg in die Tiefe; sie taucht ab und wird dann slab genannt.

Die Zone niedriger Geschwindigkeit (LVZ) unterhalb der Lithosphäre beginnt unter den Ozeanen in einer Tiefe von 20 – 50 km. Unter Kratonen beginnt sie unterhalb von 150 km und kann bis in über 400 km Tiefe reichen. Die LVZ wird häufig mit der Asthenosphäre gleichgesetzt, obwohl die seismischen Kriterien nicht mit den mechanischen und thermischen übereinstimmen müssen. Die niedrigeren Geschwindigkeiten in der Asthenosphäre, seit Jahrzehnten durch die Anwesenheit partieller Schmelzen (Magma) erklärt, werden zunehmend durch Abnahme des H₂O-Gehaltes von Mantelgestein interpretiert, bedingt durch partielle Aufschmelzung (z.B. 144). Die Asthenosphäre wird generell als Quellregion der geochemisch verarmten Basaltmagmen angesehen, die an Mittelozeanischen Rücken intrudieren und eruptieren (Kap. 5).

Die Lithosphäre besteht aus 16 sich gegeneinander bewegenden, größeren und vielen kleineren, relativ starren Platten, wobei die meisten, wie die nordamerikanische und die eurasische, sowohl kontinentale wie ozeanische Lithosphäre umfassen (Abb. 2.1).

Im Verlauf der ca. 4,6 Milliarden Jahre langen Erdgeschichte sind Kontinente und Ozeanbecken also nicht nur einmal entstanden und im wesentlichen stationär geblieben. Kontinente sind mehrfach zusammengedriftet, wurden verschweißt und brachen wieder auseinander. Die großen Gebirge, wie die Alpen oder der Himalaya, sind gewissermaßen die Knautschzonen zwischen riesigen zusammenstoßenden Platten. Dabei bauen sich Spannungen auf, die sich immer wieder in großen Erdbeben entladen, wie in Afghanistan, Armenien, im Iran oder in der Türkei, häufig mit katastrophalen Auswirkungen. Das heutige Atlantikbecken z.B., das sich erst vor ca. 200 Millionen Jahren zu bilden begann, als ein großer – Gondwana genannter – Superkontinent zerbrach, verbreitert sich heute jährlich um ca. 2 cm. Die Wanderungen der Lithosphärenplatten, ihre ständige Entstehung an den Mittelozeanischen Rücken und ihr Abtauchen an den Wadati-Benioff-Zonen im Verlauf der Erdgeschichte werden durch tiefreichende Vorgänge im Erdinneren gesteuert (Kap. 6 – 8).