Nov28

Wie ist es möglich, dass sich Teile der Unterkruste zu senken scheinen, obwohl das Colorado Plateau steigt?
Die Erklärung des scheinbar Unerklärlichen beruht – wie neuere Forschungsergebnisse nahelegen – auf dem Verhalten der Asthenosphäre, welche in der Geophysik als “Low Velocity Zone” bezeichnet wird.

Innerer Aufbau der Erde  Schichten unterschieden nach ihrer chemischen Zusammensetzung: 1 Erdkruste, 2 Erdmantel, 3 Erdkern (3a äusserer Erdkern, 3b innerer Erdkern). Schichten unterschieden nach ihren mechanischen Eigenschaften: 4 Lithosphäre, 5 Asthenosphäre 6 äusserer Erdkern, 7 innerer Erdkern © derivative work; gemeinfrei

Innerer Aufbau der Erde: Schichten unterschieden nach ihrer chemischen Zusammensetzung: 1 Erdkruste, 2 Erdmantel, 3 Erdkern (3a äusserer Erdkern, 3b innerer Erdkern). Schichten unterschieden nach ihren mechanischen Eigenschaften: 4 Lithosphäre, 5 Asthenosphäre 6 äusserer Erdkern, 7 innerer Erdkern © derivative work; gemeinfrei

Die seismische Erdbebenwarte “USArray”

Für die Forschungsergebnisse wurden Daten eines gross angelegten, 10-jährigen, seismischen Projekts namens “USArray” genutzt. Hunderte von Seismographen, die jeweils im Abstand von 72 Kilometern aufgestellt wurden, durchzogen in nord-süd ausgerichteten Bahnen die USA. Begonnen hat es 2004 im Westen des Landes, danach wurden alle 1,5 Jahre die Stationen nach Osten verschoben → USArray: Maps & Schedules.

Die ultraschall-ähnlichen Bilder wurden dann mit weiteren seismologischen Bildern kombiniert. Man durchdringt so die Erdschichten bis in mehrere hundert Kilometer Tiefe. Mit diesen Daten hat man dann zeigen können, dass Asthenosphärenmaterial in die Lithosphäre aufsteigt und Lithosphärenmaterial unter dem Colorado Plateaus, direkt nördlich des Grand Canyons mehrere Hundert Kilometer langsam in die Asthenosphäre sinkt.

Hebung des Colorado-Plateaus Schematische Darstellung zeigt den Mechanismus, der für die Hebung des Plateaus verantwortlich sein soll. Es wird angenommen, dass durch den Kontakt mit der Farallon-Platte sich der lithosphärische Mantel in der Region veränderte, so dass er sich von der oberen Kruste löste und in den Mantel absank. Dadurch hob sich das Plateau um etwa d3 km; © Grafikausschnitt: nature

Hebung des Colorado-Plateaus: Schematische Darstellung zeigt den Mechanismus, der für die Hebung des Plateaus verantwortlich sein soll. Es wird angenommen, dass durch den Kontakt mit der Farallon-Platte sich der lithosphärische Mantel in der Region veränderte, so dass er sich von der oberen Kruste löste und in den Mantel absank. Dadurch hob sich das Plateau um etwa d3 km; © Grafikausschnitt: nature

Den geologischen Prozess stellt man sich wie in der unteren Grafik abgebildet vor: Im oberen Mantel, zwischen 95 und 300 Kilometern, ist die Asthenoshpäre normalerweise weniger dicht und wesentlich weniger zähflüssig als die darüber liegenden tektonischen Platten der Lithosphäre. Aus diesem Sachverhalt bewegen sich die Platten über die dehnbare Asthenosphäre.

Wenn die Asthenosphäre aber einen Weg findet, kann sie in die Lithosphäre eindringen und sie erodieren. Das teilweise geschmolzene Material dehnt sich dann aus und kühlt ab, während es nach oben fliesst. Es dringt in die stärkere Lithosphäre ein, wo es sich verfestigt und die spröde Kruste und den obersten Mantel schwer genug macht, um zu brechen und abzusinken. Die schwimmende Asthenosphäre füllt dann den entstandenen Raum auf, wo sie sich ausdehnt und eine Hebung bewirkt.

Levander Lab/Rice University: Unter dem Colorado Plateau dringt die Lithosphäre (blau) tief in die Asthenosphäre ein und die teilweise geschmolzene Asthenosphäre (gelb) dringt in die Erdkruste auf © nature

Levander Lab/Rice University: Unter dem Colorado Plateau dringt die Lithosphäre (blau) tief in die Asthenosphäre ein und die teilweise geschmolzene Asthenosphäre (gelb) steigt in die Erdkruste auf © Levander Lab/Rice University

Dieser Prozess könnte geholfen haben, den Grand Canyon selbst zu bilden, weil die Anhebung des Plateaus in den letzten 5 Millionen Jahren den Lauf des Colorado Flusses bestimmte. → Grand Canyon how it was made

Ein verbreitetes Phänomen

Auch an anderen Stellen ist zu sehen, wie die Lithosphäre in die Erde sinkt, so zum Beispiel im Westen der Vereinigten Staaten. Von den Forschern wird dies als ein Indiz dafür angesehen, dass das Phänomen verbreitet zu sein scheint.

Die vier Ecken – eine Welt für sich!

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Okt24

Die Theorie des Wilson-Zyklus befasst sich mit Modellen zu jenen Prozessen, die das Entstehen und Vergehen von Gebirgen und Ozeanen erklären möchte. Sie geht auf den Geophysiker Tuzo Wilson zurück und stellt die Weiterentwicklung von Alfred Wegeners Theorie der Kontinentalverschiebung dar. Dabei wird vor allem auf Grund von geophysikalischen und geologischen Untersuchungen im ozeanischen Bereich angenommen, dass Teile der Erdkruste verschiebbar sind.

Alfred Wegener stellte 1912 die Hypothese der Kontinentalverschiebung auf, ging allerdings nur von der Beweglichkeit der Kontinente aus. Wie wir heute wissen, betrifft die Verschiebung oder Drift nicht nur Kontinente. So wurde aus der Theorie der Kontinentaldrift die Theorie der Plattentektonik. Man geht dabei von einer Erdkruste aus, die aus gegeneinander verschiebbaren Platten besteht, und deren Bewegungen zur Entstehung von Gebirgen und Ozeanen, Tiefseegräben und Inselbögen, Riftzonen und Mittelozeanischen Rücken, Hot Spots und Subduktionszonen führen.

Der Wilson-Zyklus beschreibt und erklärt also die verschiedenen Stadien und Ergebnisse eines plattentektonischen Zyklus, der etwa 300 bis 500 Millionen Jahre dauert.

Ein Zyklus durchläuft verschiedene Stadien

Die Stadien eines Wilson-Zyklus am Beispiel rezenter Erscheinungsformen der Plattentektonik © Hannes Grobe/AWI, CC BY 3.0

Die Stadien eines Wilson-Zyklus am Beispiel rezenter Erscheinungsformen der Plattentektonik © Hannes Grobe/AWI, CC BY 3.0

Ein Graben bricht auf: Kontinentalplatten driften auseinander

Im Erdinnern schwächen Wärmeströme z. B. von Hotspots die Gesteine der Kruste und ein kontinentaler Grabenbruch kann entstehen. Ein bekanntes Beispiel ist das Ostafrikanische Graben-System.

Ostafrikanisches Riftsystem (rot) mit Rotmeer-Graben (grün) © CC BY-SA 3.0

Ostafrikanisches Riftsystem (rot) mit Rotmeer-Graben (grün) © CC BY-SA 3.0

Der Rotmeer-Graben, der Afrika von Asien trennt und vom Roten Meer bedeckt ist, stellt die Weiterentwicklung dar. Hier gelangen Gesteinsschmelzen in den Graben und bilden neuen Meeresboden, wobei sich allmählich ein Ozean bildet. Typisch für solche frühen Ozeanbecken sind erzhaltige Wässer, die sogenannten “Black and White Smokers“.

«Black & White» Smokers – Kein Whisky sondern Quellen!

Der Mittelozeanische Rücken: Ein Ozean und ozeanische Kruste entsteht

Während des Atlantik-Stadiums füllen aus dem Erdmantel aufsteigende Gesteinsschmelzen das Ozeanbecken. Im Zentrum eines solchen Ozeans liegt ein mittelozeanischer Rücken, aus dem laufend Lava austritt. Auf beiden Seiten des Rückens entsteht durch Abkühlung die neue, ozeanische Kruste.

Der Mittelatlantischen Rücken: die Farbe Rot stellt die jüngsten Gesteine dar © gemeinfrei

Der Mittelatlantischen Rücken: die Farbe Rot stellt die jüngsten Gesteine dar © gemeinfrei

Ein typisches Beispiel dafür ist der zwischen Amerika und Europa/Afrika über tausende Kilometer verlaufende Mittelatlantische Rücken. In diesem Bereich kommt es immer wieder zu gewaltigen Vulkanausbrüchen und zur Entstehung neuer Inseln. Ein Beispiel dafür ist Island. →
Geologische Höhepunkte zum Jahreswechsel!

Subduktion: Das Verschwinden von Ozean und ozeanischer Kruste

Im Pazifik-Stadium taucht die ozeanischen Kruste bzw. Platte an ihrem Rand allmählich unter die kontinentale Platte ab, da sie spezifisch schwerer ist. Man nennt diesen Vorgang Subduktion.

Subduktion ozeanischer Kruste mit Lithosphäre unter kontinentale Platte und Lithosphäre © CC BY-SA 3.0

Subduktion ozeanischer Kruste mit Lithosphäre unter kontinentale Platte und Lithosphäre © CC BY-SA 3.0

Als Folge der Subduktion bildet sich am Plattenrand ein Tiefseegraben. Tiefseegräben sind rund um den Pazifik vorhanden, z. B.  der Atacamagraben vor der Westküste Südamerikas und der Mexikograben vor der Westküste Zentralamerikas. In der Regel wird das Abtauchen von Erdbeben begleitet. Beim Abtauchen wird gleichzeitig das Material der ozeanischen Platte in grösseren Tiefen wieder aufgeschmolzen und kann am Rand der Kontinentalplatte als Magma aufsteigen. So entstande Vulkanketten markieren dann die Grenze zwischen den Platten. Beispiel sind die Kordilleren Mittel- und Südamerikas oder die Erdbebenregion um die Andreasspalte in Kalifornien.

Im Mittelmeer-Stadium wird ein Ozean immer weiter eingeengt, weil die ozeanische Platte unter der kontinentalen verschwindet.
Eine solche Subduktion vollzieht sich gegenwärtig im Mittelmeerraum. Die gegeneinanderdriftende Eurasische und Afrikanische Platte engen das Mittelmeerbecken immer mehr ein bis es in einigen Millionen Jahren verschwunden sein wird.

Die sieben Schwestern
Wenn die Erde bebt

Plattenkollision: ein Faltengebirge entsteht

Im Himalaya-Stadium, wie dieses Stadium genannt wird, ist der Ozean verschwunden. Indem nun Kontinent mit Kontinent kollidiert, kommt es durch den starken Druck zur Verfaltung der kontinentalen Krusten. Faltengebirge wie die Anden, der Himalaja oder die Alpen entstehen. Setzt sich der Prozess des Zusammenschiebens fort, können sich einzelne Teile oder sogenannte Späne übereinander schieben. So entsteht ein Deckengebirge. Als Beispiel dienen die Alpen mit seinem gut erforschten Deckenbau.

Abtragung und Ende des Zyklus

Wenn ein Faltengebirge entsteht und herausgehoben wird, beginnt zugleich die Abtragung. Ist das Gebirge völlig abgetragen, befindet sich der Wilsonzyklus in seiner letzten Phase, der Ruhephase. Jetzt können die Kontinente wieder aufbrechen und mit dem Graben-Stadium in einen neuen Zyklus eintreten.

Animation eines Wilson Zyklus

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Aug22

95 % der weltweit vorkommenden Vulkane sind an aktive Plattenränder wie Subduktions-Rift- und ozeanische Spreizungszonen gebunden, die restlichen 5 % an Mantel-Plumes oder Manteldiapire bzw. Hotspots.

Ein Manteldiapir ist ein Gebiet im tieferen Erdmantel, von wo aus Wärme und Material in die Erdkruste aufsteigt und der Hotspot ist die Entsprechung an der Oberfläche.

 

Schema eines Manteldiapirs © Ingo Wölbern, eigenes Werk, gemeinfrei

Schema eines Manteldiapirs © Ingo Wölbern, eigenes Werk, gemeinfrei

Die Vorstellung eines Mantelplumes entstand in den 1960er Jahren und zielte darauf ab den Intraplattenvulkanismus, der unabhängig von Plattengrenzen auftritt, zu erklären.

Die meisten aktiven Intraplattenvulkane sind in ozeanischen Gebieten zu beobachten mit dem Hawaii-Archipel als bekanntestes Beispiel. Übrigens sind es basaltische Schildvulkane, siehe Beitrag Schicht- oder Schildvulkan?

Mit zunehmender Entfernung vom heute aktiven Vulkan werden die Inseln älter.

Karte der Hawaii-Emperor-Kette: Die älteren Abschnitte sind vollständig unterseeische. Diese Kette führte zur Diapir/Hotspot These© I. Wölbern - eigenes Werk, gemeinfrei

Karte der Hawaii-Emperor-Kette: Die älteren Abschnitte sind vollständig unterseeische. Diese Kette führte zur Diapir/Hotspot These© I. Wölbern – eigenes Werk, gemeinfrei

Aus dieser Beobachtung leitete man 1963 einen Zusammenhang zwischen Vulkanismus und Plattendrift ab. Der aktive Vulkan, der mit der Lithosphärenplatte wegdriftet, gerät so aus dem Umfeld der ortsfesten Magmaquelle und ein neuer Vulkan entsteht.

Hotspot © CC BY-SA 3.0

Hotspot © CC BY-SA 3.0

Das Modell wurde weiter verfeinert und die Hotspots brachte man in Zusammenhang mit aufsteigenden Plumes. Sie sind das Resultat von Konvektionsvorgängen im unteren Mantel. Mit dieser Annahme konnte auch erklärt werden, dass Hotspot Basalte eine etwas andere chemische Zusammensetzung zeigen als jene Mittelozeanischer Rücken.

Den Ablauf kann man sich folgendermassen vorstellen: Ein Plume durchquert den plastischen Erdmantel und trifft auf die festere Lithosphäre, die wie eine Trennschicht für das aufsteigende Material wirkt. So breitet sich darunter das Material pilzförmig in alle Richtungen aus und gibt Wärme ab, so dass Teile des Mantelgesteins zu schmelzen beginnen. Und je weiter der Plume aufsteigt, desto mehr Material geht infolge des abnehmenden Drucks in Schmelze. Die Druckentlastung bewirkt, dass sich das Magma durch bestehende Klüfte und Gesteinsporen bis in die Erdkruste bewegt, wo es sich in einer Magmakammer sammelt. Der Druck in der Magmakammer wird so aufgebaut bis  die Schmelze schliesslich die Erdoberfläche erreicht. Dies wird als basaltischer Vulkanismus wahrgenommen.

Geht man davon aus, dass Hotspots über lange geologische Zeiträume ortsfest sind, können Bewegungen rekonstruiert werden, die weiter in der Vergangenheit liegen.

Weitere bekannte Beispiele für Hotspot-Vulkanismus sind z. B. die Eifel in Deutschland, die Galápagos-Inseln, der Yellowstone-Nationalpark in Wyoming, der Dekkan Trapp in Indien, der Sibirische Trapp in Russland, Die Insel der Glückseligen und weitere.

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Aug15

Der Begriff “Supervulkan” ist eine Wortneuschöpfung, die einst von den Medien für die Beschreibung der Yellowstone-Caldera geschaffen wurde. Der US-Geological Survey schuf daraufhin eine Definition für Supervulkan-Eruptionen in Abhängigkeit des Vulkanexplosivitätsindexes, dem VEI. Je nach Forschergruppe wird die Grenze Vulkan-Supervulkan bei einem VEI 7-8 oder >8 gesetzt, bei einer Fördermenge von über 1000 km3 Auswurf vulkanischer Asche und Tephra. Diese Definition berücksichtigt nur explosive Ausbrüche und lassen die gigantischen, effusiven Flutbasaltprovinzen unbeachtet.

Was sind Supervulkane?

In der Regel hinterlässt eine Supervulkan-Eruption eine Caldera oder einen Krater mit einem Durchmesser von mindestens 20 Kilometern. Die Tephra-Ablagerungen erreichen in Vulkannähe oft Mächtigkeiten von mehreren 100 Metern.
Das jüngste Beispiel einer Supervulkan-Eruption ist der Ausbruch des Taupo auf Neuseeland vor etwa 26’500 Jahren bei einem VEI von 8 und einer Fördermenge von 1200 km3 Tephra. Entstanden ist der Supervulkan selbst vor etwa 300’000 Jahren und gehört zu den gefährlichsten der Welt.

Panorama des Taupo Kratersees, Nord Insel, Neuseeland © Nydhogg, gemeinfrei

Panorama des Taupo Kratersees, Nord Insel, Neuseeland © Nydhogg, gemeinfrei

Ein weiterer Supervulkan-Ausbrauch fand vor 75’000 Jahren auf Sumatra statt. Der Toba förderte 2’100 km3 Tephra und hinterliess eine 100 x 30 km grosse Caldera: Es ist der grösste Kratersee der Erde. Man vermutet, dass das vulkanische Material bis zu 80 Kilometer hoch in die Atmosphäre geschleudert wurde. Die Asche bedeckte eine Fläche von vier Millionen Quadratkilometern und gelangte bis nach Indien. Wie man sich vorstellen kann, kam es zu einer Veränderung des Erdklimas über einen längeren Zeitraum.

Falschfarben-Satellitenaufnahme des Tobasees, der eine 100 x 30 km grosse Caldera eines Supervulkans darstellt © NASA Landsat - NASA

Falschfarben-Satellitenaufnahme des Tobasees, der eine 100 x 30 km grosse Caldera eines Supervulkans darstellt © NASA Landsat – NASA

Weiter zurück liegt der Ausbruch des Yellowstone Vulkans vor 640’000 Jahren, welcher 1000 km3 Tephra förderte. Der Vulkankomplex selbst ist 17 Millionen Jahre alt und liegt über einem Hot Spot – einer Zone, in der aus einer Tiefe von 45 bis 20 km heisses Material aus dem Erdmantel in die Erdkruste aufsteigt. Das Material der Magmakammer könnte den Grand Canyon elfmal füllen. Schwefelseen und nicht Krater weisen auf den Supervulkan unter dem Yellowstone-Park hin. Auch dieses Gebiet steht immer wieder in den Schlagzeilen, weil es Anzeichen für wiederkehrende Aktivitäten gibt; auch er gehört auf die Liste der gefährlichsten Supervulkane.

Auswirkungen von Supervulkan-Eruptionen sind global, da Asche, Tephra und Gase bis in die Stratosphäre gelangen. Wie sich dies auswirken könnte, wird in der Grafik gezeigt. Die an Vulkanen austretenden Gase sind normalerweise ein Gemisch aus Wasserdampf (H2O), Kohlendioxid (CO2), Schwefeldioxid (SO2), Schwefelwasserstoff (H2S), Salzsäure (HCl) und Fluorwasserstoff (HF). Die Menge und Zusammensetzung der Gase hängt stark von der Gesteinsschmelze ab. Basische bzw. basaltische Schmelzen sind CO2-dominiert, während saure bzw. rhyolithische Magmen Wasserdampf-dominierte Gase hervorbringen.

Der Ausstoss von Asche, Tephra und Gasen grosser Vulkane und die Wechselwirkung in der Atmosphäre © Max-Planck-Institu

Der Ausstoss von Asche, Tephra und Gasen grosser Vulkane und die Wechselwirkung in der Atmosphäre © Max-Planck-Institut

So kommt es zur Verdunkelung der Atmosphäre (global dimming) und die Sonneneinstrahlung wird reduziert (vulkanischer Winter). Bekannte Ausbrüche mit verheerenden Folgen wie der Vesuv (VEI 4), Mount St. Helens (VEI 5) und Krakatau (VEI 6) nehmen sich im Vergleich zum Ausbruch eines “Supervulkans” bescheiden aus. Aber auch sie nehmen klimarelevanten Einfluss auf die Erde.

Was sind Flutbasalte?

Flutbasalte, Plateaubasalte oder Trapps reihen sich in die Kategorie der Magmatischen Grossprovinz (Large Igneous Province, LIP) ein. Aus kilometerlangen Spalten fliesst dünnflüssige, meistens basaltische Lava. Eine solche Grossprovinz kann gut aus 1 Million km3 Magma auf einer Flächen von mehreren Millionen km2 bestehen, das sich intrusiv oder extrusiv in geologisch kurzen Zeiträumen ausbreitet. Neben den Ozeanböden stellen die kontinentalen Flutbasalte die flächenmässig grössten Lavamassen der Erde dar, es sind etwa 45%.

Sibirischer Flutbasalt, Taymyr Peninsula © Paul Wignall; Nature

Sibirischer Flutbasalt, Taymyr Peninsula © Paul Wignall; Nature

Das grösste vulkanische Ereignis der Erde ist der sibirischen Trapp in Russland mit einer Fläche von heute 2’000’000 km² und  7’000’000 km² bei seiner Entstehung vor 250 Mio. J. Das ist grösser als die Fläche Europas. Bekannt sind auch der Dekkan-Trap in Indien von 500’000 km² vor 65 Mio. J. und das Columbia River Plateau in den US Bundesstaaten Oregon, Washington und Idaho mit 160’0000 km² vor 11 – 5 Mio. J..

Als Quelle des Sibirischen Trapps wird ein Mantelplume oder Hotspot vermutet. Die wissenschaftliche Debatte darüber hält jedoch noch an. Auch für den Dekkan-Trapp wird ein Mantelplume vermutet, nämlich der, der zur Zeit den Réunion-Hotspot speist.

Siehe Beiträge:
→ Das Magma: Woher kommt es und wie entsteht es?
Der Aufbau der Erde

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Aug01

Die Natur schafft es immer wieder Fragmente des Erdmantels durch vulkanische Aktivität an die Oberfläche zu bringen. So findet man in manchen Vulkanen Gesteinsbruchstücke aus der Tiefe, meistens aus dem Mantel, aus der das Magma stammt. Der Mantel ist nicht flüssig sondern fest und plastisch (verformbar). Der Unterschied zur Kruste besteht in der chemischen Zusammensetzung. In der Kruste sind die grossen Kationen Kalium, Natrium, Aluminium und Silizium häufig, im Mantel Magnesium. Warum das so ist, liegt daran, dass in bestimmten Tiefen unter grossem Druck nur Minerale vorkommen, die in ihre Struktur Elemente (im Mantel Mg 2+ und Fe 2+ ) einbinden können, die zu möglichst dichter Kugelpackung führen.

Durchschnittliche Zusammensetzungen Mantel, kontinentale Kruste und Basalt, alles Eisen als FeO © riannek.de

Durchschnittliche Zusammensetzungen Mantel, kontinentale Kruste und Basalt, alles Eisen als FeO © riannek.de

Deshalb besteht das Mantelgestein hauptsächlich aus Peridotit mit einer Zusammensetzung aus drei recht ähnlichen Mineralen:

  • Olivin MgSiO4
  • Klinopyroxen (Diopsid) CaMg Si2O6
  • Orthopyroxen (Enstatit) Mg2 Si2O6
Peridotit-Xenolith aus San Carlos (SW USA). Das Gestein ist typisch reich an Olivin, durchkreuzt von einer zentimeterdicken Schicht aus grün-schwarzem Pyroxenit © gemeinfrei

Peridotit-Xenolith aus San Carlos (SW USA). Das Gestein ist typisch reich an Olivin, durchkreuzt von einer zentimeterdicken Schicht aus grün-schwarzem Pyroxenit © gemeinfrei

Mg2+ wird dabei häufig durch Fe2+ ersetzt wird. Das System besteht also nur aus MgO, FeO, CaO und SiO2. Für den geringen Anteil an Aluminium kommt eine aluminiumhaltige Phase, die bei niedrigem Druck Plagioklas, bei mittlerem Druck Spinell oder bei hohem Druck Granat ist.

Wo kommen Vulkane vor?

Kontinente, d. h. kontinentale Kruste bewegt sich über die Erdoberfläche und so auch die ozeanische. Diese Platten bestehen aus Kruste und Lithosphäre, dem obersten, starren Teil des Mantels. Sie schwimmen sozusagen auf der Asthenosphäre, dem verformbaren Teil des Mantels.

Die meisten Vulkane treten an den Nahtstellen von Platten auf: An den Mittelozeanischen Rücken und an den “Hot Spots” steigt Mantelmagma auf. Hier ist die Lava dünnflüssig und tritt eher sanft aus. Über den Subduktionszonen als Folge chemischer Umwandlungen und Fraktionierung der Schmelze sind es sehr häufig explosive Ausbrüche. Da der Schmelzpunkt des Mantelgesteins durch freiwerdendes Wasser einerseits erniedrigt wird und anderseits das Wasser sich als Phase von der Schmelze abtrennt, kommt es über Subduktionszonen häufig zu explosivem Vulkanismus. → Die sieben Schwestern

Weltweite Verteilung Von Erdbebenepizentren blaue Punkte und Vulkanen rote Punkte, © Photo credit: Bund.de

Weltweite Verteilung Von Erdbebenepizentren blaue Punkte und Vulkanen rote Punkte, © Photo credit: Bund.de

Exotische Schmelzen

Es gibt auch Bedingungen, unter denen ein Schmelzen des Mantels zu anderen Zusammensetzungen als Basalten oder ein fraktioniertes Gestein davon, führt. Entweder sind die Schmelztemperaturen in grosser Tiefe niedrig, der Gehalt an CO2 sehr hoch oder der Mantel hat sich zuvor angereichert, um so das Entstehen von alkalinen Schmelzen wie Basanit oder Nephelinit möglich zu machen.

Bei grossem Karbonatgehalten im Mantel können Karbonatite entstehen, ein magmatisches Gestein aus Karbonatmineralen, das nur am Ol Doinyo Lengai in Tansania rezent gefördert wird. Beispiele aus der Erdgeschichte gibt es viele, z. B. der Kaiserstuhl.

Zur Feier des Nationalfeiertages sind die Vulkane besonders beliebt. In der Tat lassen sich Vesuv-, Stromboli-, Etna-Vulkane oder sogar ein Feuerwerksvulkan “Säntis” zünden. Viel Spass!

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Jul25

Eine vulkanische Eruption fördert Material aus dem Erdinnern an die Oberfläche. Dies tut sie, je nach Zusammensetzung des Magmas auf sehr unterschiedliche Art und Weise, als Lavastrom, als Aschenwolke, Bims- oder Glutlawine. Das Magma ist eine Schmelze oder Teilschmelze eines Ausgangsmaterials, in der auch Wasser und Gase gelöst sind und in der häufig schon Kristalle schwimmen.

Vulkanische Eruption © CC0 Public Domain, lizenzfrei

Vulkanische Eruption © CC0 Public Domain, lizenzfrei

Wo und unter welchen Bedingungen entsteht dieses Magma und wie kommt es zu den Eigenschaften, die die unterschiedlichen Eruptionsformen hervorrufen?

Zur Beantwortung brauchen wir zuerst einmal eine Vorstellung vom Aufbau der Erde.

Abriss des Erdaufbaus

Schematischer Schalenaufbau der Erde © Wikipedia /gemeinfrei

Schematischer Schalenaufbau der Erde © Wikipedia /gemeinfrei

Wir wissen, dass die Erde aus Schalen aufgebaut ist mit dem innersten Kern aus hauptsächlich Eisen und einem Anteil Nickel. Hinzu kommen geringe Anteile anderer Metalle, Silizium, Schwefel und Sauerstoff. Obwohl die Temperatur bei ungefähr 6’700 ℃ liegt, ist der innere Kern fest, weil ein Druck von 4 Mio Bar herrscht.

Über dem inneren Kern liegt der äussere Kern, der aus einer Schmelze aus flüssigem Eisen und Nickel besteht. Die Temperatur beträgt nur noch 2’900 ℃. Die gigantische Metallschmelze erzeugt durch Rotation und Konvektionsströmungen das Erdmagnetfeld.

Dem äusseren Erdkern folgt der untere Mantel, dazwischen liegt die Kern-Mantel-Grenze, eine Grenzschicht von 200 bis 300 Kilometern Dicke. In dieser Schicht kommt es zu chemischen und physikalischen Wechselwirkungen. Der untere Erdmantel ist fest, jedoch plastisch verformbar. Aufgrund des hohen Temperaturgradienten zwischen Erdkern und Erdoberfläche finden im unteren Mantel Konvektionsprozesse statt. Dabei bewegen sich Blasen heissen Gesteins nach oben, sogenannte Diapire, während kühleres Gestein nach unten sinkt. Die Konvektionsströmungen innerhalb des Erdmantels agieren als ein Antriebsmechanismus für die Plattenverschiebung und können, wenn die Diapire mit der Lithosphäre in Wechselwirkung treten, vulkanische Aktivitäten hervorrufen. Dieser Prozess war sehr wichtig im Erdaltertum, spielt aber auch heute noch eine Rolle, z. B. beim Hot-Spot Vulkanismus.

Zwischen unterem und oberem Mantel gibt es wieder eine Grenzschicht, auf die der obere Mantel folgt. In der rund 300 km mächtigen Zone existieren Schichten, die man Diskontinuitäten nennt, weil sich das Reflektionsverhalten seismischer Wellen verändert. So gibt es eine 410-km-Diskontinuität, in der zusätzlich die Olivin-Minerale einen Phasenübergang vollziehen. Weitere Diskontinuitäten gibt es bei 520 – und 700 Kilometern.

Wärmekonvektion des festen, aber fliessfähigen Erdmantels © Surachit: based on the public domain USGS image, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=5384943

Wärmekonvektion des festen, aber fliessfähigen Erdmantels © Surachit: based on the public domain USGS image, CC BY-SA 3.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=5384943

Die Asthenosphäre ist Teil des oberen Mantels. Die Asthenosphäre hat keine einheitliche Dicke, da diese z. B. von der Mächtigkeit der über ihr liegenden Lithosphäre abhängig ist. Ihre chemische Zusammensetzung entspricht dem oberen Erdmantel. Es lässt sich auch ein Rückgang der seismischen Ausbreitungsgeschwindigkeit feststellen, was mit Low-Velocity-Zone umschrieben wird.

Der grösste Teil des Magmas, der durch Vulkanismus an die Oberfläche der Erde gelangt, stammt aus der Asthenosphäre.

Auf der zum Teil geschmolzenen Asthenosphäre schwimmt nun die Lithosphäre. Sie besteht aus ozeanischer – oder kontinentaler Kruste und oberem Erdmantel. Auch hier gibt es wieder eine Grenzschicht, die bekannte Mohorovičić oder Moho-Diskontinuität. Entdeckt wurde sie vom kroatischen Geophysiker Andrija Mohorovičić. Hier finden plattentektonische Prozesse statt, die eine wichtige Rolle bei der Gestaltung der Erdoberfläche spielen.

Die Lithosphäre schwankt in ihrer Dicke erheblich. Unter den ozeanischen Rücken mit nur wenigen Kilometern ist sie besonders dünn, während sie unter den Kontinenten bis zu 200 Kilometern erreichen kann. Die Lithosphäre besteht aus sieben Hauptplatten und mehreren kleineren Platten, die sich aufeinander- oder voneinander bewegen.

Tektonische Platten © gemeinfrei

Tektonische Platten © gemeinfrei

In diesen Grenzbereichen kommt es dann vermehrt zu tektonischen Ereignissen wie Erdbeben oder vulkanischer Aktivität. Bewegen sich zwei Platten aufeinander zu und schiebt sich eine Platte unter die andere, sprechen wir von Subduktion entlang einer Subduktionszone ( → Die sieben Schwestern). Entfernen sich Platten voneinander, dann wird die Erde aufgerissen und Magma quillt an die Oberfläche. Wir sprechen von einem ozeanischen Rücken, wo neue Kruste entsteht. Wenn Platten nur aneinander vorbeiziehen, ist es eine Bewegung quer zueinander, es handelt sich um eine Transformstörung wie z. B. die berühmte San Andreas Verwerfung. Hier sammelt sich Spannung an, die sich in spontanen Druckentlastungen als Erdbeben entlädt.

Die verschiedenen Arten von vulkanischen Eruptionen sollen im nächsten Beitrag Thema sein. Entspannte Woche!

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Jul18

Einige Kilometer nördlich von Sizilien im Tyrrhenischen Meer liegen die Liparischen Inseln. Bei den Alten Griechen und auch heute heissen sie Äolische Inseln, benannt nach Aiolos, dem Gott des Windes. Man sollte sich des ersteren Namens bedienen, denn die Liparoti, wie die Einwohner der Hauptinsel Lipari heissen, legen Wert darauf. Zur Inselgruppe mit einer Gesamtfläche von 115,4 km² zählen sieben bewohnte Inseln, die von den Einheimischen die “Sieben Schwestern” genannt werden.

Liparische Inseln © lizenzfrei Aeolian_Islands_map ©CC by-Sa 3.0

v.l.n.r.: Liparische Inseln © lizenzfrei / Tyrrhenisches Meer mit den Liparischen Inseln, Quelle: CC by-Sa 3.0

Sie alle sind vulkanischen Ursprungs und wurden 2000 von der UNESCO zum Weltnaturerbe erklärt, weil sie Typlokalitäten der Vulkanologie sind. Auf sie gehen denn auch die zwei Arten von Eruptionen, der Vulcano- und Stromboli-Typ, zurück.

Alle Inseln sind vulkanische Produkte als Folge von plattentektonischen Bewegungen, wobei sich die afrikanischen Platte unter die europäische Platte schiebt.

Die Afrikanisch Platte schiebt sich unter die Eurasische. Der Plattenrand ist rot ausgezeichnet © ESAufbauschema eines Strato- oder Schichtvulkans

Die Afrikanisch Platte schiebt sich unter die Eurasische. Der Plattenrand ist rot ausgezeichnet © ESA / Aufbauschema eines Strato- oder Schichtvulkans ©Aufbauschema eines Strato- oder Schichtvulkans mit Caldera ©CC Attribution-ShareAlike License

Zwei Vulkane sind heute noch aktiv: Vulcano und Stromboli, beides typische Schicht- oder Stratovulkane.

Die heutige Aktivität von Vulcano beruht vor allem auf den unzähligen Fumarolen im Kraterbereich, wobei der Anteil der Solfataren (hoher Schwefelgehalt) besonders gross ist. Am Fusse des Vulkans gibt es noch eine andere Überraschung, die Schlammtümpel, die ein Eldorado für Gelenkskranke sind. Mehrere heisse Quellen speisen die “Fangi” und nebenan auf dem Meeresboden warten die heissen Sprudel.

Von Stromboli lässt sich sagen, dass er weltweit der einzige Vulkan ist, welcher in kurzen, relativ regelmässigen Abständen ausbricht. Die Eruptionen finden in mehreren Kratern statt, welche sich alle in einer Caldera befinden und da der Rand durch einen Einschnitt unterbrochen ist, rutscht das ausgeworfene Material bei grösseren Ausbrüchen die “Sciara del fuoco”, auf der Feuerrutschbahn also hinunter ins Meer.

Dank der Abgeschiedenheit der Insel und der Tatsache, dass für das feurige Spektakel 900 Höhenmeter zu Fuss zurückgelegt werden müssen, ist Stromboli vom Massentourismus immer noch weitgehend verschont.

Der Vulkan Stromboli
Die Äolischen Inseln

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Die Lösung

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