Stark vereinfachte Darstellung einer konvergenten Plattengrenze mit Subduktion ozeanischer Lithosphäre unter kontinentale Lithosphäre
Subduktion (lat.sub „unter“ undducere „führen“) ist ein fundamentaler Prozess derPlattentektonik. Der Begriff bezeichnet das Abtauchen ozeanischerLithosphäre (Erdkruste und der oberste Teil des Erdmantels) am Rand einertektonischen Platte in den darunter liegenden Teil desErdmantels, während dieser Plattenrand gleichzeitig von einer anderen, angrenzenden Lithosphärenplatte überfahren wird. Beim Abtauchen der Platte erfahren derenKrustengesteine eineMetamorphose. Dabei steigt die Dichte des abgetauchten Teils derart an, dass er tief in den Erdmantel absinken kann.
Damit Subduktion in diesem Sinne stattfinden kann, müssen sich zwei Platten aufeinander zubewegen. Man nennt ihren Kontaktbereich deshalb einekonvergierende Plattengrenze oder auch, weil dort Lithosphärenmaterial „vernichtet“ wird, einedestruktive Plattengrenze. Die abtauchende Platte heißtUnterplatte, die überfahrendeOberplatte. Der in den Erdmantel abgetauchte Teil der Unterplatte wirdSlab genannt, was im Englischen in etwa „Platte“[1] bedeutet. Der gesamte Bereich der Lithosphäre, der von der Subduktion unmittelbar beeinflusst wird, heißtSubduktionszone. Dort treten besonderetektonische undmagmatische Phänomene auf.
Subduktion, so wie sie heute stattfindet, erfordert einen festen (aber plastisch verformbaren) und relativ „kalten“Erdmantel. Deshalb tritt sie wahrscheinlich erst seit demMesoarchaikum auf, und nicht bereits seitdem sich imHadaikum die ersteLithosphäre gebildet hatte.
Für ein Absinken überschobener ozeanischer Lithosphäre in den Erdmantel ist wahrscheinlich eine Umwandlung derbasischen ozeanischen Kruste inEklogit notwendig (sieheUrsachen und Mechanismus der Subduktion undEntwässerung und Metamorphose der abtauchenden Platte). Eingeothermischer Gradient, bei dem sich Lithosphärenmaterial basaltischer Zusammensetzung (in erster Linie ozeanische Kruste) im Mantel in Eklogit umwandeln kann und so Subduktion und damit „echte“ Plattentektonik erst möglich wird, besteht anscheinend kontinuierlich und überall auf der Erde erst seit ca. 3 Milliarden Jahren vor heute (mittleres Mesoarchaikum).[2][3][4] Davor war die Temperatur im oberen Mantel zu hoch, sodass die subduzierte Kruste bereits in relativ geringer Tiefe zu stark entwässert wurde. Beim Erreichen der Tiefe, in der ausreichend hoher Druck herrschte, stand dann kein Wasser mehr für den für die Eklogitisierung notwendigenadvektiven Ionentransport zur Verfügung, sodass kein Eklogit mehr entstehen konnte.[5]
Ozeanische Lithosphäre verweilt, inerdgeschichtlichen Zeiträumen betrachtet, nur relativ kurze Zeit an der Oberfläche des Erdkörpers, weil sie wenigerAuftrieb besitzt als kontinentale Lithosphäre und mit zunehmendem Alter auch noch fortwährend an Auftrieb verliert. Gegenwärtig gibt es deshalb keine ozeanische Lithosphäre, die älter ist als etwa 180 Millionen Jahre (Jura), denn älteres Material wurde bereits wieder subduziert. Eine Ausnahme ist das östliche Mittelmeer, das von Resten ozeanischer Lithosphäre derNeotethys unterlegt ist, die laut neueren paläomagnetischen Untersuchungen bis zu 365 Millionen Jahre alt (Oberdevon) sein könnten.[6] Vorhergehende Modellierungen waren von einempermischen bistriassischen Alter (280 bis 230 Millionen Jahre) ausgegangen.[7]
Die Subduktion erfolgt an den Subduktionszonen, wo sich der Rand einer Lithosphärenplatte in mehr oder weniger steilem Winkel nach unten biegt. An vielen Stellen der Erde wurden solche in den Erdmantel hinunter„hängenden“ Plattenenden (Slabs) mit seismologischen Verfahren nachgewiesen.[8]
Durch das Abtauchen erhöht sich die Temperatur und der Druck im Slab, wasGesteinsumwandlungen insbesondere des Krustengesteins auslöst (sieheunten), wodurch dessen Dichte noch weiter ansteigt, statt durch die Erwärmung geringer zu werden. Ozeanische Lithosphäre behält also im Abtauchen eine höhere Dichte als das Material des sublithosphärischen Mantels, aus dem sie einst hervorgegangen ist, und kehrt dadurch nicht unmittelbar in diesen zurück. Vielmehr zieht der Slab selbst in größerer Tiefe den noch an der Oberfläche des Erdkörpers liegenden Teil der Platte gravitativ – durch seine Schwere – nach. Diese Antriebskraft der weiteren Subduktion wird auf Englischslab pull („Plattenzug“) genannt. Der „Plattenzug“ gilt als ein möglicher Antriebsfaktor der Plattendrift und somit der gesamten Plattentektonik.[9] In welcher Tiefe und auf welche Weise das Absinken eines Slabs endet und was mit dem Slab danach passiert, ist noch nicht vollständig geklärt. Jedenfalls wurden seismische Anomalien, die man als Signaturen versinkender Slabs deutet, noch nahe derKern-Mantel-Grenze festgestellt.[10][11]
Wenn irgendwo Material von der Erdoberfläche verschwindet, muss irgendwo anders neues Material auftauchen, denn derOberflächeninhalt der Erdkugel ist konstant. Deshalb gibt es neben den Materialsenken der Subduktionszonen auch Materialquellen, vor allem ein ähnlich ausgedehntes, erdumspannendes Netz vonSpreizungszonen (siehe auch → Mittelozeanischer Rücken), in denen fortwährend aufdringendes Asthenosphärenmaterial neue ozeanische Lithosphäre bildet. Daneben fördern auch von der Kern-Mantel-Grenze aufsteigende sogenannteMantelplumes heißes Mantelmaterial bis an die Unterseite der Lithosphäre und bilden dortHotspots, die eine besondere, von Plattengrenzen unabhängige Form vonVulkanismus auslösen. Subduktion, Plattendrift, Ozeanbodenspreizung und Mantelplumes sind Ausdruck derMantelkonvektion der Erde.
Für die Entstehung einer Subduktionszone werden zwei Mechanismen in Betracht gezogen:[12]
Vertikal forcierte oder „spontane“ Subduktion.Lithosphäre besteht prinzipiell aus zwei Schichten. Die obere Schicht ist dieErdkruste und die untere ist der lithosphärische Mantel. Die Kruste ozeanischer Lithosphäre hat eine etwas geringere und der lithosphärische Mantel eine etwas höhereDichte als die unterlagerndeAsthenosphäre. Ist sie noch jung und relativ warm, so hat die ozeanische Lithosphäre in der Summe genügend Auftrieb, um auf der dichteren Asthenosphäre zu „schwimmen“ und damit an der Erdoberfläche zu bleiben. Weil sie sich mit steigendem Alter und zunehmender Entfernung von der Spreizungszone abkühlt und deshalb dichter wird und der lithosphärische Mantel durch Anlagerung (Akkretion) von Asthenosphärenmaterial zudem anwächst, schwindet im Laufe von Jahrmillionen ihr Auftrieb, sodass der alte, zu schwer gewordene Teil einer solchen Platte schließlich „spontan“ (d. h. ohne Einwirkung horizontal gerichteter Kräfte) in die Asthenosphäre abzusinken beginnt. Dies geschieht – wahrscheinlich relativ selten – entweder an einempassiven Kontinentalrand oder an einer bereits vorhandenen intra-ozeanischenBruchzone.[13][12]
Horizontal forcierte oder „induzierte“ Subduktion. Zwei Plattenränder erfahren jeweils eine gegeneinander gerichtete horizontale Schubkraft, sodass sich ab einem bestimmten Punkt der schwerere der beiden Plattenränder aktiv unter den anderen schiebt und letztlich in die Asthenosphäre abtaucht. Das tektonische Gegeneinanderdrücken der Platten ist angetrieben von Spannungen, die von teilweise sehr weit entfernten Bereichen der Lithosphäre ausgehen können, zum Beispiel von einem umfangreichenRiftsystem.[13]
Einmal in Gang gekommen, wird die Subduktion zunehmend vom gravitativen Zug (slab pull) des bereits versunkenen Plattenteils (slab) angetrieben. Erfolgt die Bildung neuer Lithosphäre an derozeanischen Spreizungszone der Unterplatte langsamer als die Subduktion, führt dies zur Einengung des entsprechenden Ozeanbeckens (unter „Ozeanbecken“ wird in plattentektonischem Zusammenhang immer ein von ozeanischer Lithosphäre unterlegter Bereich zwischen Kontinentalrändern oder konvergenten Plattenrändern verstanden, was oft nicht dem geographischen Verständnis einesOzeans entspricht). Solange diese Differenz fortbesteht, nähert sich die Spreizungszone mit ihremMittelozeanischen Rücken mehr und mehr der Subduktionszone und wird schließlich selbst auch subduziert. Auf Englisch wird dies alsspreading ridge subduction bezeichnet. In einem solchen Fall wird die Subduktion abgebremst und der Rand der Oberplatte wird stärker deformiert als sonst. Lücken im Slab entlang des subduzierten Teils der Spreizungsachse (engl.:slab windows) können derweil den Magmatismus auf der Oberplatte verstärken.[14] Weil der ozeanischen Lithosphäre eines Ozeanbeckens nach vollständiger Subduktion der Spreizungszone kein neues Material mehr hinzugefügt wird, erhöht sich damit die Geschwindigkeit der Einengung.
Wenn die Spreizungsachse weitgehend parallel zum Rand der Oberplatte verläuft und die Platte jenseits des Rückens keine allzu starke, quer zum Rand der Oberplatte gerichtete Bewegungskomponente aufweist, kann das Auftreffen eines Mittelozeanischen Rückens auf eine Subduktionszone zum Ende oder zumindest zu einer länger andauernden Unterbrechung der Subduktion führen. Grund dafür ist, dass die extrem junge ozeanische Lithosphäre unmittelbar jenseits des Rückens eine sehr geringe Dichte hat und damit schlecht subduziert werden kann, vor allem auch weil sie keinen Slab besitzt, der einen gravitativen Zug ausüben könnte. Entsprechendes ist im Verlauf des Känozoikums zumindest abschnittsweise am Westrand der Nordamerikanischen Platte passiert.[15][16]
Ozeanbecken im Sinne der Plattentektonik sind faktisch immer von lithosphärischen Bereichen begrenzt, die stärker differenzierte – also „nicht-ozeanische“ – und verhältnismäßig mächtige, weit aufragende Kruste aufweisen. Es handelt sich dabei entweder um granitischekontinentale Kruste oder um siliziumärmere, magmatischeInselbögen. Vereinfachend können alle diese Bereiche als größere oder kleinereKontinentalblöcke betrachtet werden. Bei der Einengung eines Ozeanbeckens durch Subduktion kommen sich die Beckenränder immer näher. Zuletzt, wenn sich das Ozeanbecken vollständig schließt, gerät der Kontinentalblock des Beckenrandes der Unterplatte in die Subduktionszone und setzt der Plattenbewegung zunehmenden Widerstand entgegen, denn ein Kontinentalblock mit seinem hohen Auftrieb kann nicht tief subduziert werden. Somit kommt es zur Kollision der Kontinentalblöcke einschließlichGebirgsbildung und Abriss des Slabs. Aus der Subduktionszone ist eineKollisionszone geworden.
Wird in der Endphase einer Subduktion bzw. der Frühphase einer Kollision auch kontinentale Kruste subduziert, neigt diese aufgrund ihrer deutlich geringeren Dichte dazu, wieder aufzusteigen. Ein solcher Vorgang wird allgemein alsExhumierung bezeichnet. Die Versenkung von Krustenkomplexen in 100–200 km Tiefe und deren anschließende Exhumierung tritt bei Gebirgsbildungen regelmäßig auf.[17] Heute sind Krustenabschnitte bekannt, die aus über 350 km Tiefe wieder aufgestiegen sind.[18]
Die Kollision zweier Kontinentalblöcke bremst die Relativbewegung der beteiligten Platten stark ab und bringt sie schließlich auf null. Dies hat Auswirkungen auf das Bewegungsmuster der benachbarten Platten, die sich nun einem neuen geometrischen Zwang ausgesetzt sehen. Kontinent-Kontinent- oder Kontinent-Inselbogen-Kollisionen lösen deshalb immer eine mehr oder weniger weitreichende Reorganisation der Plattenbewegungen aus. Deren Ausmaß ist in der Regel umso größer, je größer die Kollisionspartner sind.
Vulkanismus an einer Subduktionszone mit Bildung eines Inselbogens und Dehnung im Backarc
Man unterscheidet zwei Arten von Subduktion: Bei derOzean-Kontinent-Subduktion schiebt sich ozeanische Lithosphäre aufgrund ihrer höherenDichte unter einenKontinentalblock; man spricht hier auch von einemaktiven Kontinentalrand. Bei derOzean-Ozean-Subduktion dagegen taucht ozeanische Lithosphäre unter die ebenfalls ozeanische Lithosphäre einer anderen Platte ab.
Im Abtauchbereich ozeanischer Kruste bilden sichTiefseerinnen wie z. B. die mit bis zu 11.034 m tiefste submarine Rinne derErde, derMarianengraben. Außerdem entsteht auf der Kontinentalscholle über der Subduktionszone ein Vulkangebirge, wie z. B. dieAnden. Bisweilen kann es auch zusätzlich zur Hebung des Randes der Oberplatte kommen, wie im Beispiel der Zentralanden. Ist ausschließlich ozeanische Lithosphäre an der Subduktion beteiligt, entsteht über der Subduktionszone einInselbogen.
Eintauchwinkel und Subduktionsgeschwindigkeit der Unterplatte haben Einfluss auf die tektonischen Vorgänge im Hinterland des Inselbogens oder des kontinentalen Vulkangebirges, dem sogenanntenBackarc (wörtlich: „Rückseite des Bogens“). Ist die Subduktionsgeschwindigkeit niedrig und der Eintauchwinkel steil (> 50°), findet im Backarc oft Dehnung der Lithosphäre mit Bildung einesBackarc-Beckens statt, was bis hin zur Entstehung eines kleinen Ozeanbeckens mit mittelozeanischem Rücken führen kann (Backarc-Spreizung). Besonders häufig tritt Backarc-Spreizung rezent an den Ozean-Ozean-Subduktionszonen des Westpazifik auf (Marianen-Typ-Konvergenz). Ist die Subduktionsgeschwindigkeit hoch und der Eintauchwinkel flach (< 30°), wird der Backarc-Bereich gestaucht und dort entsteht einFalten- und Überschiebungsgürtel. Dies ist rezent an den Ozean-Kontinent-Subduktionszonen am Ostrand des Pazifiks der Fall (Anden-Typ-Konvergenz).[19]
Subduktionszonen sind infolge der gegeneinander gerichteten Plattenbewegungenerdbebengefährdet. Beim Abtauchen verhaken sich die beiden Platten und bauen erhebliche Spannungen im Gestein auf, deren ruckartige Freisetzung an der Erdoberfläche zu Erdbeben und untermeerischen Beben (auch Seebeben genannt) mitTsunamis führen kann. Ein solches Beben einer Subduktionszone ereignete sich am 26. Dezember 2004 imSundagraben (siehe auchSeebeben im Indischen Ozean 2004). Auch das schwereTōhoku-Beben vom 11. März 2011, das mit einem verheerenden Tsunami einherging, hatte seine Ursachen in der Subduktion. Die Zone, in der diese Erdbeben entstehen, heißtWadati-Benioff-Zone.
Entwässerung und Metamorphose der abtauchenden Platte
Ozeanische Lithosphäre enthält große Mengen an Wasser. Dieses liegt entweder ungebunden vor – z. B. im Spaltenraum vonStörungen[20] oder im Porenraum der Meeressedimente, die sich auf ihr angesammelt haben – oder gebunden in Mineralen. Das Wasser sowie andere leicht flüchtige (volatile) Verbindungen (wie z. B. CO2) werden beim Subduktionsvorgang durch die Zunahme von Druck und Temperatur in mehreren Phasen in Form sogenannter Fluide freigesetzt (Devolatilisierung): Durch die Erhöhung des Drucks „verlassen“ immer wieder Minerale ihrStabilitätsfeld und setzen volatile Elementverbindungen frei (z. B. Wasser). Diese Devolatisierung ist ein Teilprozess der schrittweisenMetamorphose der subduzierten Gesteine der ozeanischen Kruste. Je nach den herrschenden Temperaturbedingungen durchlaufenMORB-Basalt,Dolerit undGabbro, sowie die im Zuge derOzeanbodenmetamorphose entstandenen GesteineSpilit undAmphibolit verschiedene sogenannteMetamorphosepfade. An relativ „warmen“ Subduktionszonen erfolgt in einer Tiefe von etwa 50 Kilometern eine direkte Umwandlung inEklogit (ein Hochdruckgestein, bestehend aus demKlinopyroxenmineral Omphacit undGranat, sowieJadeit).[21] An relativ „kalten“ Subduktionszonen erfolgt zunächst eineblauschieferfazielle Metamorphose und die Eklogitisierung findet erst in Tiefen von mehr als 100 Kilometern statt.[21] Nur in kalten Subduktionszonen kann Wasser in wasserhaltigen Mineralen, die im subduzierten Mantel stabil sind, in den Erdmantel bis zurMantelübergangszone transportiert werden.[22]An Subduktionszonen mit einer durch auftretende Scherkräfte starken Wärmeentwicklung tritt im oberen Teil der Lithosphäre der subduzierten Platte zuerstgrünschieferfazielle und mit zunehmender Versenkungstiefe dann amphibolit-, gefolgt vongranulit- und schließlich eklogitfazieller Metamorphose in Tiefen von weniger als 100 Kilometern auf.[23] DerOlivin derperidotitischen Mantellithosphäre der subduzierten Platte wird in Tiefen zwischen 350 und 670 Kilometer inSpinell umgewandelt und ab Tiefen von mehr als 670 Kilometer erfolgt die Umwandlung inBridgmanit undMagnesiowüstit.[21] Mit all diesen Gesteins- und Mineralumwandlungen geht jeweils auch eine Erhöhung der Dichte einher. Erst durch die Metamorphosen und die entsprechende Dichtezunahme ist ein wirklich tiefes Absinken der überschobenen ozeanischen Lithosphäre in die Asthenosphäre und später in den unteren Erdmantel möglich.
Vor allem die in größerer Tiefe bei der Eklogitisierung von Krustengesteinen freigesetzten Fluide, die dem Zerfall vonHornblende[24] und vonLawsonit bzw.Klinozoisit sowieGlaukophan undChlorit entstammen, sind offenbar auch ursächlich für den Vulkanismus an Subduktionszonen.[23]
Der sogenanntePazifische Feuerring entstand, weil an nahezu allen Rändern des Pazifik-Beckens Subduktion stattfindet, die von Vulkanismus begleitet ist.
Durch die bei derMetamorphose der abtauchenden Platte freigesetzten Fluide – bei der Temperatur und dem Druck, die dort herrschen, ist Wasser nichtflüssig, sondernüberkritisch – wird der Schmelzpunkt des umgebenden Gesteins herabgesetzt und es kommt zurAnatexis (Teilaufschmelzung) des zwischen Oberplatte und Slab hineinragenden Teils der Asthenosphäre, des sogenanntenMantelkeils. Wenn die dazu nötigen Temperatur- und Druckwerte erreicht werden, können auch die tiefen Bereiche desAkkretionskeils und, in sehr seltenen Fällen,sogar der Slab teilweise aufschmelzen. Das dabei jeweils entstehendeMagma steigt auf, bleibt aber oft innerhalb der Kruste der Oberplatte stecken und erstarrt dort zu großenPlutonen.[25]
Jener Teil des Magmas, der die Kruste vollständig durchschlägt, bildet charakteristische Ketten vonVulkanen. Wenn ozeanische Lithosphäre unter andere ozeanische Lithosphäre abtaucht, bilden sich auf der OberplatteInselbögen, wie z. B. dieAleuten undKurilen. Wenn dagegen ozeanische unter kontinentale Lithosphäre taucht, entstehen kontinentale Vulkanketten wie in denAnden oder imKaskadengebirge. Weil die ozeanische Lithosphäre beim Abtauchen unter dem ansteigenden Druck phasenweise entwässert wird, folgen, sofern der Eintauchwinkel flach genug ist, mehrere Linien vulkanischer Aktivität, die parallel zueinander und zur Subduktionsfront verlaufen. Der Abstand zwischen diesen vulkanisch aktiven Bereichen und dem Graben der Subduktionszone beträgt für gewöhnlich 100 bis 300 km, im globalen Durchschnitt etwa 287 km, allerdings mit starken Schwankungen.[26]
Die für Subduktionszonen typischenandesitischen Schmelzen lassenSchichtvulkane entstehen, die wegen der Zähflüssigkeit ihrer Magmen zu explosiven Eruptionen neigen. Bekannte Beispiele für besonders explosive Ausbrüche in jüngerer Vergangenheit sind die desKrakatau 1883, desMount St. Helens 1980 und desPinatubo 1991.
Bei der Subduktion können auch sogenanntePetit Spots auf der Unterplatte auftreten. 2006 wurden auf einer abtauchenden Platte imJapangraben in 5000 m Tiefe diese etwa 50 Meter hohen Vulkane erstmals beobachtet. Vermutlich entstehen bei der Verbiegung der abtauchenden Platte dort Risse und Spalten, durch die dann aus derAsthenosphäre Magma bis zum Ozeanboden aufsteigen kann.[27]
Die Vulkangebirge und Inselbögen der zahlreichen Subduktionszonen an den Rändern der Pazifischen Platte bilden insgesamt den sogenanntenPazifischen Feuerring.
Verschiedene Modelle werden heute diskutiert, welche die Subduktion als letztinstanzlich ursächlich für Intraplattenvulkanismus (siehe auchHotspot) ansehen. Durch die Subduktion entstehen im Erdmantel chemische und thermische Heterogenitäten, Wasser wird in den Erdmantel verbracht, welches dieSolidustemperatur der Gesteine absenkt und so deren Aufschmelzen verursachen kann.[28][29][30]
Für Subduktionszonen typische primäreLagerstätten sindPorphyrische Kupferlagerstätten oder sogenannte Iron-Oxide-Copper-Gold-Lagerstätten (kurz: IOCG-Lagerstätten). Daneben gibt es auch sekundäre, sedimentäre Lagerstätten, wie z. B. dieSalztonebenen des Andenraumes, in denen sich über Millionen Jahre hinweg aus verwitterndem vulkanischem Material ausgewaschenesLithium in abbauwürdigen Konzentrationen angereichert hat.[31]
Vom Meeresboden zum Vulkangipfel – Video über die Arbeit des Kieler Sonderforschungsbereichs (SFB) 574 Volatile und Fluide in Subduktionszonen am GEOMAR I Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel.
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