Platten5

5
Plattentektonik und Subduktion
Subduktion ozeanischer Kruste an trenches (Tiefseegräben) war in der Kinematischen Betrachtung der
Plattentektonik als Methode, Lithosphäre zu verschlucken, eingeführt worden – an rifts wird dagegen
neue ozeanische Lithosphäre gebildet. Subduktion passiert auch, wenn ozeanische auf kontinentale
Lithosphäre trifft, und in diesem Fall wird die dünnere ozeanische Lithosphäre unter die mächtigere
kontinentale Lithosphäre subduziert. (Achtung: Es ist nicht wirklich die grössere Mächtigkeit, sondern
die geringere Dichte, die die kontinentale Lithosphäre oben hält; dagegen unterstützt der
Dichteüberschuss der abtauchenden, gegenüber dem umgebenen Mantel kühleren ozeanische
Lithoshäre ihre Subduktion – Kap. 4.2) Die Frage, warum ozeanische Lithosphäre dünner ist als
kontinentale, führt natürlich gleich auf die nächste Frage nach der Entstehung dieser beiden
Lithosphärenarten, oder, noch fundamentaler: Warum gibt es überhaupt zwei grundsätzlich
unterschiedliche Typen von Lithosphäre- mit Altersbandbreiten von 0-250 Millionen Jahren für die
ozeanische, aber 0 – 3.5 Milliarden Jahre für die kontinentale Lithosphäre? Und was passiert, wenn
zwei Abschnitte kontinentaler Lithosphäre auf einander treffen?
5.1 Ozeanische Lithosphäre und Inselbögen
Ozeanische Lithosphäre entsteht an mittelozeanischen Rücken (da diese nicht notwendig in der Mitte
eines Ozeanes sein müssen – Beispiel East Pacific Rise – ist der Begriff ungeschickt, besser ridge,
spreading center), wenn mid ocean ridge basalts (MORB) an die Oberfläche gelangen und abkühlen
(hier wird die Diskussion der Frage vermieden, aus welcher Tiefe diese basaltische Lava kommt, und
ob der Prozess Teil einer Konvektionszelle ist, s. 4.1 und 4.2). Die Mächtigkeit der ozeanischen
Lithosphäre ist über die thermische Diffusion direkt an ihr Abkühlungsalter und dieses, wie unter dem
Stichwort seafloor spreading erklärt, an die Entfernung vom spreading center geknüpft: Solange die
Plattengeschwindigkeit unverändert bleibt, gibt es eine lineare Beziehung zwischen dieser Entfernung
und dem Alter, und dieses Alter ist wiederum mit der Eindringtiefe (Ausdringtiefe wäre angemessener,
weil es sich um eine Abkühlung von innen nach außen handelt)
1  (1  i  /  ) 1  2 t
abkühl / 2
q
1 i
2
(5.1)
verknüpft, wie wir es in 3.1 für die geothermische Diffussion kennen gelernt haben. Wenn wir also
t abkühl aus (5.1) in horizontaler und Re( 1 ) in vertikaler Richtung auftragen, ergibt sich eine liegende
q
Parabel, die gerade die Mächtigkeit der (abgekühlten) ozeanischen Lithosphäre als Funktion des
Abstandes vom ridge oder spreading center beschreibt.
Wenn zwei ozeanische Lithosphärenabschnitte auf einander treffen, wird einer subduziert. Die Form
dieser Subduktionszone im Kartenbild (Ansicht von oben) kann ein Bogen sein (Beispiel
Aleutenbogen), dessen Krümmungsradius rSubduktionsfront vom Abtauchwinkel  abhängt:
rSubduktionsfront  rErde 
2
(hier das Bild vom eingebeulten Pingpong-Ball einfügen)
Weil Subduktion ein effektiver Transportprozess für (in Seesedimenten eingeschlossenes) Wasser ist,
transportiert die Subduktion Wasser in den Mantel. (Hier u.U. Einschub über Morris et al. 1990, die
das Beryllium-Isotop 10 Be in Laven von Inselbogen-Vulkanen fanden). Weil Wasser die
Schmelztemperatur senkt, ist in etwa 150 km Tiefe die Schmelztemperatur in der Umgebung der
abtauchenden Platte mit der tatsächlichen Temperatur (1000 °K) vergleichbar, so dass eine –
vermutlich wässrige – Schmelze entsteht. (Einschub: Was ist Schmelztemperatur?) Diese ist für den
Inselbogenmagmatismus verantwortlich: ‚Hinter‘ der Subduktionsfront entsteht eine ebenfalls
bogenförmige Vulkankette, wobei der Abstand wieder vom Abtauchwinkel der subduzierenden Platte
abhängt – bei   45° also 150 km, bei einem grösseren Abtauchwinkel ist der Abstand geringer
(Beispiel Neue Hibriden) und bei eine kleineren Abtauchwinkel grösser (Beispiel NordChile, hier
jedoch Subduktion einer ozeanischen Lithosphärenplatte unter kontinentale Lithosphäre).
Beispiele für oz-oz Subduktion mit Inselbögen am Westrand der Pazifischen Platte sind Tonga, Neue
Hebriden, Solomon-I., Mariannen, Kurilen, Aleuten, ausserdem Sunda-Banda südlich der Borneo
Platte, sowie die kleinen Antillen und der Ostrand von Scotia Sea im Atlantik.
5.2 Gebirgsbildung I : Der aktive Kontinentalrand
Wenn ozeanische Lithosphäre unter kontinentale subduziert, entsteht ein aktiver Kontinentalrand (was
ist ein passiver Kontinentalrand?). Das Zusammenspiel von Subduktion und Magmatismus ist hier
zunächst ähnlich wie bei der Kollision zweier ozeanischer Lithosphärenabschnitte; und 100 –150 km
hinter der Subduktionsfront haben wir wieder Vulkanismus. Die geochemische Zusammensetzung der
Schmelzen ist aber anders und sehr viel variabler als beim Inselbogenvulkanismus, ausserdem sind die
Laven im Vulkanismus an aktiven Kontinentalränder reich an Silikaten. Dies und die grössere
Variationsbreite der geochemischen Zusammensetzung kann zumindest qualitativ mit der Perkolation
durch die kontinentale Kruste erklärt werden, bei der die Schmelze chemisch mit Krustenmaterial
reagiert. Anders als bei der oz-oz Kollision verdickt sich die ‚obere‘ Platte (d.h. die kontinentale
Lithosphäre wird über der Subduktion noch mächtiger). Die möglichen Gründe: Kompression in
Richtung der Kollision, Anreicherung der Kruste durch Schmelzen, die nicht vollständig an die
Erdoberfläche vordringen, und schließlich Isostasie: Die beiden erstgenannten Mechanismen führen
auf Gebirgsbildung, also entsteht wegen des unter 1.1 beschriebenen isostatischen Ausgleichs auch
eine Gebirgswurzel (hist: Tatsächlich wurde die Isostasie zuerst am Beispiel eines aktiven
Kontinentalrandes - Anden - quantitativ beschrieben (Airy, 1855; Pratt, 1855) der freilich damals
nicht als solcher erkannt wurde). Mit geophysikalischer Exploration der Kruste wurde lange
versucht(bis 1995?), Schmelzen in der Kruste zu erkennen – besonders mit Seismologie
(Abschwächung der Amplituden seismischer Wellen durch Schmelzen) und Elektromagnetischer
Tiefenforschung (Erhöhung der elektrischen Leitfähigkeit durch Schmelzen).
Können aktive Kontinentalränder zur Entstehung kontinentaler Lithosphäre beitragen? Ein möglicher
Mechanismus ist die Akkretion von Mikrokontinenten (Terraenen‘), welche in die subduzierte
ozeanische Lithosphäre eingeschlossen sind, durch die kontinentale Platte. Zwar sind in der ‚jetzigen‘
geodynamischen Situation nur wenige solcher Mikrokontinente bekannt (Japan, Neuseeland), aber eine
geologische Karte Nordamerikas zeigt, dass dieser Mechanismus für Bildung des Westteils
Nordamerikas mit verantwortlich war. Auch Mitteleuropa....
Beispiele für aktive Kontinentalränder sind große Teile der amerikanischen Westküste: Cascaden,
Mittelamerika, Anden; sowie Alaska (östlich des oz-oz Aleutenbogens). Schließlich gibt es den
aktiven Kontinentalrändern verwandte Subduktionssysteme unter den Kontinentalen Mikroplatten
Japan, Neuseeland, Sumatra (westlich des oz-oz Inselbogens Sunda-Banda) und Agäis.
5.3 Gebirgsbildung II: Kontinent-Kontinent-Kollisionen
Es gibt nur wenige Beispiele rezenter Kontinent-Kontinent Kollisionen; deshalb ist es schwierig,
allgemeine Regeln zu formulieren. Vermutlich wird kontinentale Lithosphäre nicht subduziert –
soweit (zB mit seismischen Methoden) Subduktionszonen sichtbar sind, enthalten diese vermutlich
ozeanische Teile einer Lithosphärenplatte, die subduziert wurden, bevor der kontinentale Teil kam.Beispiel: nach Süden abtauchende Krustenwurzeln unter den Alpen – Kollision der Europäischen mit
der Nubischen Platte, Schließung der Thetys, deren ozeanische Lithosphäre vorher subduziert wurde
(ein kleiner Teil davon ist aber noch da, im Mittelmeer, aber vermutlich auch in den Kalkalpen). Ein
anderes Beispiel ist der Südrand des Himalaya, des ‚saubere’ Rundung natürlich an die Form eines
Inselbogens erinnert – vielleicht hat der Zusammenstoß der asiatischen mit der indischen Platte mit
einer oz-oz Subduktion begonnen?
5.4 Zusammenfassung: Der Wilson-Zyklus
Wilson (1966) schlug ein Model zyklischer Kontinentalverschiebung vor, dabei war das Öffnen und
Schließen des Atlantischen Ozeans das Vorbild. Der Wilson-Zyklus beginnt mit dem Aufbrechen eines
Kontinents längs eines rift valley (‚gegenwärtiges’ Beispiel: Kenia Rift). Der 2. Schritt ist die Bildung
eines ridge oder spreading center (Beispiel: Rotes Meer) und der 3. Schritt die Bildung eines Ozeans
(Beispiel: Atlantik) mit zunächst passiven Kontinentalrändern. Die ozeanische Lithosphäre wird an
den Rändern immer mächtiger, im 4. Schritt ‚sinkt’ sie und wird unter den Kontinentalrand subduziert,
der dabei zum aktiven Kontinentalrand wird. Die gesamte ozeanische Lithosphäre zwischen ridge und
aktivem Kontinentalrand wird subduziert, bis das ridge selbst subduziert wird (Schritt 5, Beispiel: die
Juan de Fuca ridge wird unter die nordamerikanische Westküste subduziert). Danach wird die
restliche ozeanische Lithosphäre subduziert, und die beiden ursprünglich auf zwei
‚gegenüberliegenden’ Seiten des Ozeans gelegenen Kontinente stoßen zusammen (Schritt 6, Beispiel:
Himalaya)