Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest
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WS15/16 Plattentektonik und Geophysikalische Exploration Prüfer: Prof. Dr. Karsten Bahr Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest-Japan Die Abwesenheit von Vulkanismus in Kinki und auf Shikoku Margret Westerkamp [email protected] Studiengang Physik ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Inhalt 1. Einleitung 2. Grundlagen 2.1 Plattentektonik und Subduktion 2.1.1 Konstruktive, Destruktive und Konservative Plattengrenzen ............................. 3 2.1.2 Vulkanismus an Subduktionszonen .................................................................. 4 2.1.3 Subduktion an zwei ozeanischen Platten .......................................................... 5 2.2 Seismologie 3. Geographie Japans 4. Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest Japan 4.1 Tektonische Eigenschaften der Philippinischen Platte 4.2 Plattentektonische Entwicklung der letzten 15 Ma 4.3 Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest-Japan Heute 4.4 Vulkanismus in Südwest Japan 4.4.1 Ursache für die Abwesenheit von Vulkanismus Kinki und auf Shikoku ............ 16 5. Schlussfolgerung 6. Literaturverzeichnis 2015 Margret Westerkamp Seite: 1 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ 1. Einleitung Japan liegt direkt an der Plattengrenze von drei tektonischen Platten, und ist somit einem stark konzentrierten Vulkanismus und hoher seismischer Aktivität ausgesetzt. Im Nordosten liegt Japan an der Plattengrenze der Pazifischen Platte und somit am Pazifischen Feuerring, an dem geschätzt mehr als 80% der durch Erdbeben weltweit entstehenden Energie frei werden. (Fowler, 2005) Im Südwesten Japans befindet sich die Plattengrenze zwischen der Philippinischen und der Eurasischen Platte. Die Geographie der subduzierenden Philippinischen Platte ist von großem Interesse, da immer wieder große Erdbeben an ihrer Plattengrenze zu Japan an der Nankai-Tiefseerinne stattfinden (Knüsel, 2012) Hier fanden zwei verheerende Erdbeben am Plattenrand statt.Das Tonankai-Erdbeben 1944 hatte die Stärke M8.0 und das Nankai-Erdbeben 1946 die Stärke M8.1 (Hasegawa & Nakajima, 2007). Aufgrund von 2002 nicht-vulkanischen tiefen Erschütterungen in dieser Region, befürchten Wissenschaftler nun ein erneutes Nankai- oder Tonankai-Erdbeben, da vor diesen auch eine Häufung kleinerer Erdbeben in der Region festgestellt werden konnte. Zudem ist Japan der Staat mit der höchsten Dichte an Vulkanen auf der ganzen Welt. Die hohe Konzentration an Vulkanismus ist jedoch nicht über alle Bereiche der Japanischen Inseln gleichmäßig verteilt. In der Region von Kinki und auf der Japanischen Insel Shikoku tritt merkwürdigerweise kein Vulkanismus auf, während er in anderen Bereichen wie Chubu stark konzentriert ist. Die Entwicklung der Subduktionszone der Philippinischen Platte unter die Eurasische Platte im Südwesten Japans und die daraus folgenden Gründe für den fehlenden Vulkanismus in Kinki und Shikoku werden im Folgenden erklärt. 2015 Margret Westerkamp Seite: 2 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ 2. Grundlagen 2.1 Plattentektonik und Subduktion 2.1.1 Konstruktive, Destruktive und Konservative Plattengrenzen (Fowler, 2005) Es gibt drei Typen von Plattengrenzen: Divergente, Destruktive und Konservative Plattengrenzen. Abbildung 1: (a) Konstruktive Plattengrenze: Die doppelte Linie stellt den Meeresrücken dar und die Pfeile und Nummern geben die Richtung der Spreizung und die relative Bewegung der Platten weg vom Meeresrücken an. (b) Destruktive Plattengrenze: Die Linie mit Spitzen ist das Zeichen für eine Subduktionszone. Die Zacken sind auf der Seite der Platte die subduziert wird. Der Pfeil und die Nummer stellen die Richtung und Geschwindigkeit der relativen Bewegung zwischen den beiden Platten dar. (c) Konservative Plattengrenze: Die einzelne Linie ist das Zeichen für eine Transformstörung. Die halben Pfeile und Nummern stellen die Richtung und Rate der relativen Bewegung zwischen den Platten dar. (Fowler, 2005) Divergente Plattengrenzen (Abbildung 1(a)) werden auch konstruktive Plattengrenzen genannt, da an diesen neues Plattenmaterial aus dem Mantel zur Lithosphäre hinzugefügt wird. An diesen Plattengrenzen, die durch Meeresrücken gekennzeichnet sind, bewegen sich die Platten auseinander, was auch als Meeresbodenspreizung bezeichnet wird. Konvergente Plattengrenzen (Subduktionszonen) (Abbildung 1(c)) werden auch als destruktive Plattengrenzen bezeichnet, da an diesen Grenzen eine der Platten in den Mantel absinkt und somit Lithosphäre verschwindet. An konvergenten Plattengrenzen laufen die Platten also aufeinander zu und es entstehen Tiefseerinnen und Inselbögen (2.1.3 Subduktion an zwei ozeanischen Platten)Vermutlich subduziert nur die ozeanische Lithosphäre und die kontinentale Lithosphäre nicht. Konservative Plattengrenzen (Abbildung 1(e)) sind Orte mit Transformstörung („transform fault“). An diesen Grenzen wird weder Lithosphäre produziert noch zerstört. Die Platten gleiten hier seitlich aneinander vorbei. Die unterschiedlichen Formen der „transfrom faults“ sind in Abbildung 2 dargestellt. 2015 Margret Westerkamp Seite: 3 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildung 2: Die grundlegenden Typen an Transformstörungen: (a) Blockmodel Transformstörung bevor Bewegung stattgefunden hat. einer eine (b) „strike-slip fault“ (in diesem Fall als left-handed/ sinistral faulting) (c) „normal fault“: Eine Form des „dipslip faultings“, bei dem sich eine Platte an der anderen nach unten/ oben verschiebt. Dabei findet eine Vergrößerung der Kruste statt. (d) „thrust/ reverse fault“: Eine Form des „dip-slip faultings“, bei dem eine Krustenverkürzung auftritt. (Fowler, 2005) 2.1.2 Vulkanismus an Subduktionszonen (Fowler, 2005) Die Merkmale von Subduktionszonen sind Tiefseerinnen in der ozeanischen, subduzierenden Platte und Vulkane auf der darüber liegenden Platte. Meistens sind Vulkane über einer Zone vorhanden, wo die subduzierende Platte eine Tiefe von 100-125km erreicht. Die Basalte der Eruption entstehen durch das Schmelzen („partial melting“) des Mantels über der subduzierenden Platte oder der subduzierenden Platte selbst. Die subduzierende Platte ist kälter als der Mantel und unterläuft somit während des Subduktionsvorgangs eine Temperatur- und Druckerhöhung. Mit zunehmendem Druck und Temperatur werden die wasserhaltigen Mineralien, die die subduzierende Platte mit ins Erdinnere transportiert, instabil. Es finden chemische Reaktionen, Dehydrationsreaktionen, statt. Viele der Dehydrationsreaktionen sind endotherm und werden somit bei fehlender Wärme stark verlangsamt. Durch die Reaktionen gelangt Wasser in den Mantel, das schon bei geringer Konzentration die Schmelztemperatur der Basalte verringert. Die Schmelze steigt nun im Mantel zur Oberfläche auf („mantle upwelling“) und es entstehen Vulkane auf der subduzierten Platte. Die Schmelztemperatur von feuchten Basalten wird jedoch erst bei einer Tiefe von 100-150km im Erdmantel erreicht. Dabei ist die genaue Tiefe abhängig vom Alter der subduzierenden Platte und dem Winkel und der Geschwindigkeit der Subduktion. Somit haben Dehydrationsreaktionen, die womöglich schon zu Beginn der Subduktion stattfinden bei geringer Tiefe kaum einen Effekt auf den darüber liegenden Mantel. Das Schmelzen der subduzierenden Kruste selbst findet wahrscheinlich erst sehr viel später statt, da zu diesem Punkt die subduzierende Platte schon stark dehydratisiert sein muss. In Abbildung 3 sind die Dehydrationsreaktionen und das daraus folgende „mantle upwelling“ und der Vulkanismus nochmals schematisch dargestellt. 2015 Margret Westerkamp Seite: 4 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ 2.1.3 Subduktion an zwei ozeanischen Platten Die Subduktionszonen zwischen zwei ozeanischen Platten sind durch ozeanische Tiefseegräben gekennzeichnet. Dabei subduziert eine ozeanische Platte unter die andere, wie es zum Beispiel am Ryukyu oder Izu-Bonin Graben der Fall ist. Im Allgemeinen entstehen an der destruktiven Plattengrenze zwischen zwei ozeanischen Platten bei der Subduktion ein Inselbogen, der parallel zum Subduktionsgraben („Trench“) verläuft. Grund dafür ist der Transport von Wasser in den Mantel. Als Folge dieses Transportprozesses entsteht Inselbogenmagmatismus, der zur Formung von Inselbögen führt. Häufig ist die Subduktion auch mit einer Ozeanbodenspreizung („Seafloor Spreading“) hinter dem Inselbogen in der subduzierten Platte verbunden. Dieses Phänomen wird auch „Backarc Spreizung“(backarc spreading) genannt (Fowler, 2005). In Abbildung 3 ist die Subduktion der Pazifischen Platte unter die Eurasische am Japanischen Inselbogen als Beispiel dargestellt. Abbildung 3: Die wichtigsten Ereignisse und Bereiche bei der Subduktion der Pazifischen Platte unter die kontinentale Platte, an deren Plattengrenze sich die Japanischen Inseln formten als vulkanischer Inselbogen. ( (Barnes, 2003)) 2.2 Seismologie (Fowler, 2005) Die Seismologie beschäftigt sich mit der Untersuchung der Propagation von seismischen Wellen durch die Erde zum Verständnis der Struktur des Erdinneren, insbesondere der Erdkruste und des Erdmantels. Es existieren zwei Arten von WellenRaumwellen und Oberflächenwellen. 2015 Margret Westerkamp Seite: 5 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Oberflächenwellen sind Wellen, die, wie der Name schon sagt, entlang der Oberfläche verlaufen. Es gibt zwei Arten von Oberflächenwellen- „Love waves“ und „Rayleigh waves“. Raumwellen („Body waves“) sind seismische Wellen, die ähnlich wie Licht durch den Erdkörper propagieren. D.h. „Body waves“ werden an Grenzflächen im Inneren des Erdkörpers reflektiert und transmittiert und unterliegen dabei dem Snelliusschen Brechungsgesetz. P- und S-Wellen sind Raumwellen. P-Wellen („pressure“/ „pushpull“/ „primary“) verdichten und verdünnen das Material, das sie durchlaufen ohne Rotation. Bei der Ausbreitung von P-Wellen findet also eine Veränderung in Form und Volumen des Materials statt. Sie sind das Analogon im Feststoff zu Schallwellen in der Luft. S-Wellen („shear“/ „shake“/ „secondary“) involvieren Scherung und Rotation des Materials aber dafür keine Volumenänderung. Die Geschwindigkeit von P- und SWellenhängt auf die folgende Art und Weise von den physikalischen Eigenschaften des Trägermaterials ab: Ͷ ܭ͵ߤ ඨ ݒൌ ߩ ݒൌ ඨ ߤ ߩ ݒ: Geschwindigkeit der P-Welle; ݒ: Geschwindigkeit der S-Welle; K:Kompressionsmodul; ߤ: Schermodul; ߩ: Dichte Das Kompressionsmodul ist ein Maß für die Kraft pro Fläche, die benötigt wird um das Material zu komprimieren. Das Schermodul ist ein Maß für die Kraft pro Fläche, die benötigt wird um die Form des Materials zu verändern und ist in Flüssigkeiten null. Somit können sich in Flüssigkeiten keine Scherwellen ausbreiten. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit der P-Wellen ist insgesamt immer größer als die der SWellen. Auch wenn es aus den Gleichungen für die Ausbreitungsgeschwindigkeiten der P- und S-Wellen nicht direkt hervorgeht, existieren in dichteren Materialien größere seismische Geschwindigkeiten. Diese Abhängigkeit tritt auf, da die Module K und ߤ von der Dichte abhängen und schneller als ߩ wachsen. Dieser Zusammenhang wird auch durch Birchs Gesetz beschrieben. 3. GeographieJapans (Taira, 2001) Japan besteht insgesamt aus einer etlichen Anzahl von Inseln. Die Hauptinseln, auf denen 98% der Bevölkerung leben, sind Honshu, Hokkaido, Kyushu und Shikoku. Die Japanischen Inseln bestehen aus 4 Inselbögen- Dem westlichen Kuril, Honshu, Ryukyu und Izu-Bonin Bogen. Insgesamt werden diese als „Japanese Arc System“ bezeichnet. Unter Südwest-Japan versteht man Südwest Honshu und Shikoku. Die 4 Inselbögen und Japanischen Inseln sind in Abbildung 4 dargestellt. 2015 Margret Westerkamp Seite: 6 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildung 4: Topographie Japans und geographischer Aufbau der Japanischen Inseln.(Erstellt von Editorial Group for Computer Graphics, Geology of Japanese Islands, MARUZEN Co., Ltd., 1996) Heute befinden sich die Japanischen Inseln am Treffpunkt der Pazifischen, Philippinischen, Eurasischen und Nordamerikanischen Platte. Häufig wird die Plattentektonik Japans jedoch durch die Interaktion von fünf Platten beschrieben: Eurasische Platte, Amurplatte, Okhotsk Platte Pazifische Platte und Philippinische Platte Dabei ist nicht klar gestellt ob die Amurplatte eine eigenständige Platte ist oder zur Eurasischen Platte gehört. 4. Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest Japan 4.1 Tektonische Eigenschaften der Philippinischen Platte Die Philippinische Platte (PSP: „Philippine Sea Plate“) besteht hauptsächlich aus ozeanischer Kruste und ist fast vollständig von Subduktionszonen umgeben. Ihre Form 2015 Margret Westerkamp Seite: 7 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ ähnelt einer Raute. In Abbildung 5 sind ihre geographische Lage und die wichtigsten umliegenden tektonischen Platten dargestellt. Abbildung 5: Die wichtigsten tektonischen Platten, Ozeanische Rücken, Transformstörungen und Subduktionszonen um die Philippinische Platte. (Fowler, 2005) Im Nordwesten (Abbildung 4) grenzt die Philippinische Platte an der NankaiTiefseerinne („Nankai Trough“) und dem Ryukyu Graben („Ryukyu Trench“) an die Eurasische Platte. Im Osten (Abbildung 4) schließt sich an die Philippinische Platte die Pazifische Platte an. Die beiden Platten sind durch den Izu-Bonin („Izu-Bonin Trench“) und den Marianen Graben („Mariana Trench“) getrennt. Im Süden der Philippinischen Platte befindet sich die Australische Platte mit der Yap-Tiefseerinne („Yap Trough“) und dem Palau Graben („Palau Trench“) als Grenzen. (Fang, Li, Ding, & Zhang, 2011) Durch die Philippinische Platte verläuft der Kyushu-Palau Rücken („KPR-Kyushu Palau Ridge“) in Nord-Süd Orientierung. Er teilt die Philippinische Platte in das West Philippinische Becken („West Philippine Basin“) auf der westlichen Seite und in die Backarc Becken, Parece Vela Becken („Parece Vela Basin“) und Shikoku Becken („Shikoku Basin“), auf der östlichen Seite. Die durchschnittliche Wassertiefe im West Philippinischen Becken beträgt 1000m und ist somit tiefer als im Osten des KPR. Der große Unterschied in der Wassertiefe und der höhere Wärmefluss im östlichen Teil von der KPR lassen darauf schließen, dass das der westlichen Teil der Philippinischen Platte vor längerer Zeit geformt wurde als der östliche. (Fang, Li, Ding, & Zhang, 2011) Insgesamt ist die PSP („Philippine Sea Plate“/ Philippinische Platte) in drei Teile eingeteilt, die sich in ihrem Alter unterscheiden. Der östliche Teil eingeschlossen dem Izu-Bonin Rücken ist älter als 40 Ma, der zentrale Teil des Shikoku Beckens 27-15Ma 2015 Margret Westerkamp Seite: 8 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ und der von diesem durch den KPR getrennte westliche Teil älter als 50 Ma. (siehe Abbildung 2) (Hasegawa & Nakajima, 2007) Abbildung 6: Morphologie um die Japanischen Inseln. Rote Dreiecke zeigen aktive und quartäre Vulkane. [Committee for Catalog of Quaternary Volcanoes in Japan, 1999]. Die grau gestrichelten Linien stellen die vulkanische Front dar. Das Formationsalter der Philippinischen Platte variiert entlang der Subduktionszone. [e.g., Okinoet al., 1994; Tokuyama, 1995]. (Hasegawa & Nakajima, 2007) 4.2 Plattentektonische Entwicklung der letzten 15 Ma (NUMO) Vor 15 Ma stoppte die Meerbodenaufweitung im Japanischen Meer und der KPR traf auf die Nankai Rinne. Vor Shikoku bildete sich Forarc Vulkanismus vor 13Ma Jahren aus als Folge der Subduktion des Spreizungszentrums des Shikoku Beckens unter die Amurplatte bis die Meerbodenaufweitung im Shikoku Becken vor 12 Ma aufhörte. In diesem Zeitintervall findet an der MTL („Median Tectonic Line“) „normal faulting“ statt. Die MTL ist damals wie heute mit 1000km Länge das wichtigste Transformstörungssystem Japans und verläuft parallel zur Subduktionszone der Philippinischen Platte in Südwest-Japan. (siehe Abbildung 7) 2015 Margret Westerkamp Seite: 9 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildung 7: Die wichtigsten plattentektonischen Ereignisse in der Zeit 15Ma-12Ma. Die Median Tectonic Line (MTL), Linie an der zu dieser Zeit „normal faulting stattfand, ist durch eine blaue Linie dargestellt. KPR = Kyushu-Palau ridge; IBM = Izu-Bonin Marianas arc; PSP= Philippine Sea Plate (NUMO) Daraufhin wird spekuliert, dass die Subduktion der PSP innerhalb des Zeitraumes 10Ma-6Ma aussetzte. Die Subduktion setzte vor 6Ma wieder ein, jedoch hatte sich de Subduktionsrichtung an der Nankai-Rinne um 30° gegen den Uhrzeigersinn gedreht.(siehe Abbildung 8) Während die Subduktion vorher Richtung Norden stattfand, subduzierte die PSP nun Richtung NNW und somit senkrecht zur Plattengrenze. Eine mögliche Erklärung für die Richtungsänderung sind die unterschiedlichen Auftriebskraftverhältnisse innerhalb der PSP aufgrund des unterschiedlichen Alters. Dementsprechend wanderte der Treffpunkt von KPR und Nankai-Rinne Richtung Norden und die Japanische Insel 2015 Margret Westerkamp Seite: 10 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Kyushu dreht sich mit der Zeit um 30° Zu diesem Zeitpunkt öffnet sich auch die Okinawa Tiefseerinne („Okinawa Trough“). Ein Backarc-Spreizungsbecken („back-arc rifting basin) verursacht durch den Ruykyu Graben. Währenddessen bildet sich auf dem Japanischen Festland die Hohi Volcanic Zone (HVZ) als Folge der MTL aus. Die HVZ ist ein 70km langer und 40km breiter vulkanischer Graben auf der japanischen Insel Kyushu am Treffpunkt des Ryukyu Grabens und der Nankai Tiefseerinne. Ausbrüche in der HVZ waren verbunden mit der Bildung des Beppu-Grabens. Im Laufe der Zeit wanderten dann die Vulkane und die Transformstörungen der MTL in den Beppu-Graben hinein. Abbildung 8: Die wichtigsten tektonischen Ereignisse im Zeitinteralter 6-2 Ma. An der MTL beginnt die dextrale Bewegung. Die Hohi volcanic zone (HVZ) formt sich am Subduktionspunkt der KPR. (NUMO) Vor 2Ma Jahren ändert sich die Subduktionsrichtung der PSP erneut von NNW zu NW. Dadurch wird die dextrale Bewegung an der MTL verstärkt und das „thrust /reverse faulting“ (Abbildung 2(d)) geht über in ein „dextral strike slip faulting (Abbildung 2(b)). Als weitere Konsequenz der Richtungsänderung der Bewegung der PSP wanderte der Ort der KPR Subduktion in Richtung Südwesten, was von Zugspannungen in der HVZ 2015 Margret Westerkamp Seite: 11 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ zu Kompressionen führte und somit wohlmögliche Ursache für die Abnahme der Magmaproduktion war. 4.3 Subduktion der Philippinischen Platte unter Südwest-Japan Heute Während in Nordost Japan die Pazifische Platte die Amurplatte am Japangraben („Japan trench“) in Nordwest Richtung subduziert, wird die Plattentektonik in Südwest Japan durch die Subduktion der Philippinischen Platte dominiert (NUMO). Die Subduktionszonen um die PSP und die damit verbundenen Tiefseegräben und Inselbögen sind in Abbildung 9 dargestellt. Im Westen der PSP subduziert die Pazifische Platte schräg (OS: „Oblique subduction“) unter die PSP am Izu-Bonin-Graben mit einer Geschwindigkeit von ca. 8cm/Jahr, was zur Bildung der Izu Inseln und einer Backarc Spreizung, genannt Izu-Bonin Rücken, führte (Hasegawa & Nakajima, 2007). Die PSP subduziert unter die Amurplatte am Ryukyu Graben senkrecht zur Plattengrenze (NS: „Normal Subduction“). An der destruktiven Plattengrenze zwischen den beiden ozeanischen Platten entsteht bei der Subduktion der Ryukyu Bogen („Ryukyu Arc“), welcher Teil des „Japanes Arc System ist. Im Zuge der „Backarc Spreizung“ entwickelte sich auch die Okinawa-Rinne (Fowler, 2005). Abbildung 9: Tektonische Grundzüge um die Japanischen Inseln.[HVZ, Hohi volcanic zone; MTL, Median Tectonic Line.] (Kamata & Kodama, 1999) 2015 Margret Westerkamp Seite: 12 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Entlang der Nankai Rinne subduziert die PSP schräg zur Plattengrenze mit einer Geschwindigkeit von 3-5cm/Jahr. In Folge der Subduktion entwickelte dich das Shikoku Becken als ein Forearc Becken. Durch die Subduktion der PSP an der Sagami-Rinne und der östlichen Nankai-Rinne kommt es zur Kollision zwischen dem vulkanischen Izu-Bonin-Rücken und Zentral-Japan bei der Izu-Halbinsel (Hasegawa & Nakajima, 2007). Junichi Nakajima und Akira Hasegawa untersuchten 2006 die dreidimensionale Geschwindigkeitsstruktur von P- und S-Wellen durch Verwendung 6187 lokaler Erdbeben (Abbildung 10) (Hasegawa & Nakajima, 2007). Die Subduzierte Platte wird durch den umgebenden Mantel durch Konduktion erwärmt. Dennoch ist die subduzierte PSP somit kälter als der sie umgebende Mantel und somit sind die S- und P-Wellen Geschwindigkeiten und die Dichte innerhalb von dieser größer. (Fowler, 2005) Die Ausbreitung von P- und S-Wellen in der subduzierten Platte findet also ca. 5% schneller statt als im Mantel. Dadurch treten Anomalien hoher seismischer Geschwindigkeiten, sogenannte High-Velocity Zonen auf. Somit kann die obere Grenze einer High-Velocity Zone auch als obere Grenze der subduzierenden Platte aufgefasst werden. (Hasegawa & Nakajima, 2007) 2015 Margret Westerkamp Seite: 13 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildung 10: Vertikaler Querschnitt der P- und S-Wellen Geschwindigkeitsstörungen entlang der 4 Profile (a) A-A0, (b) B-B0, (c) C-C0, und (d) D-D0, die in der Karte eingezeichnet sind, auf der linken Seite. Die rechten Abbildungen stellen die entsprechenden “Recovery Rates” der CRTs dar, die hier aber keine weitere Rolle spielen sollen. Die rote Kurve in jeder Abbildung stellt die obere Grenze der subduzierenden PSP dar. Große und kleine Dreiecke oben auf den Abbildungen stellen aktive und Quartäre Vulkane dar. Die schwarzen Balken oben an den Abbildungen zeigen die Landfläche. (Hasegawa & Nakajima, 2007) Aus der Analyse der S- und P-Geschwindigkeiten in Abbildung 10 kann die Dicke der Philippinischen Platte als 30 km ermittelt werden. Durch die Analyse der Verteilung der auch in Abbildung 10 eingetragenen Seismizität der Wadati-Benioff-Zone, welches die tiefreichende seismische Zone ist, die durch die Subduktion der ozeanischen Platte bis zu einer Tiefe von 700km entsteht (Fowler, 2005), ergab sich, dass die PSP unter Chubu, Kinki und Chugoku in Tiefen von 4080km seismisch subduziert und unter Kyushu in Tiefen von 150-180km. Die Anwesenheit von „High-velocity Zones“ auch in größeren Tiefen, lässt auf die Existenz einer tiefer aseismisch subduzierenden Philippinischen Platte schließen (Hasegawa & Nakajima, 2007). Abbildung 10(a) zeigt, dass entlang des Profils A-A‘ im Nordosten Japans die Seismizität der subduzierenden PSP nur bis zu einer Tiefe von 50km reicht, während die PSP in diesem Bereich aseismisch bis zu einer Tiefe von ~200m subduziert. Unter Kyushu (Abbildung 10(d)) ist die Seismizität, die mit der Subduktion 2015 Margret Westerkamp Seite: 14 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ der PSP verbunden ist, stark ausgeprägt. Die Seismizität reicht hier bis zu einer Tiefe von 150km und an manchen Orten sogar zu einer Tiefe von ~200km. Insgesamt geht aus Abbildung 10 also hervor, dass die PSP unter Chubu mindestens bis zu einer Tiefe von 200km , unter Kinki bis zu 60-80km, unter Chugoku bis zu 60km aseismisch und unter Kyushu bis 150-200km seismisch subduziert. Abbildung 11: Höhenlinien Karte von der oberen Plattengrenze der subduzierenden PSP in einem Intervall von 10km. Die Höhenlinien von 10 und 20km sind dabei aus den Studien von Baba et al [2002], in denen die obere Plattengrenze der subduzierenden PSP durch Reflexions-/ Brechungseigenschaften ermittelt wurde. Grau gestrichelte Linien zeigen die Profilvorderseite der subduzierenden PSP, welche aus der Seismizität geschlussfolgert wurden, während die blau gestrichelte Linie die durch die „HighVelocity“ Zonen von Nakajima und Hasegawa festgestellten Plattengrenzen der subduzierenden PSP darstellt. Abgesehen von Kyushu stimmt die blau gestrichelte Linie mit der Profilvorderseite der aseismischen subduzierenden PSP überein. Große und Kleine Dreiecken markieren aktive und quartäre Vulkane. In Abbildung 9 sind durch die grau und blau gestrichelten Linien die Profilvorderseiten der seismischen und aseismischen subduzierenden PSP gekennzeichnet. Es ist zu erkennen, dass die Geometrie der PSP kompliziert ist und die Tiefe der Subduktion entlang des Subduktionsbogens variiert. 4.4 Vulkanismus in Südwest Japan (Hasegawa & Nakajima, 2007) Der in Abbildung 11 zu erkennende räumliche Zusammenhang zwischen der Subduktionstiefe der PSP und dem an der Oberfläche 2015 Margret Westerkamp Seite: 15 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ auftretenden Vulkanismus lässt auf einen starken Einfluss der subduzierenden PSP auf den Vulkanismus in Japan schließen. Es gibt 3 Mögliche Einflüsse, die die Subduktion der PSP auf den Magmatisumus in Japan hat: 1. Die Anwesenheit der kalten subduzierenden PSP verschiebt die Dehydrationsreaktionen in der Pazifischen Platte in größere Tiefe, da die PSP die Pazifische Platte vom normalen Aufwärmen abhält. Dieses ist vor allem im Nordosten Japans der Fall und wird hier deshalb nicht weiter behandelt. 2. Die subduzierende PSP verhält sich als eine Art Barriere für die Schmelze, die von der tiefer liegenden Pazifischen Platte in dem Mantel aufsteigt. 3. Es finden Dehydrationsreaktionen von Mineralien in der subduzierenden PSP selbst statt. Abbildung 11 zeigt eine eindeutige vulkanische Front in Kyushu, für die vor allem die Fluide von der subduzierenden PSP als verantwortlich angesehen werden. Der Backarc Vulkanismus in Kyushu ist auch verantwortlich für das intensive „mantle upwelling“, welches mit der Öffnung der Okinawa Rinne in Verbindung gebracht wird. Der dargestellte linienförmige quartäre Vulkanismus in Chugoku an der Küste vom Japanischen Meer wird vor allem durch Magma aus dem oberen Mantel verursacht. Denn die subduzierende PSP kann nicht als fundamentale Quelle von Magma in dieser Region dienen, da ihre Profilvorderseite, wie in Abbildung 9 zu erkennen, nicht die Region des Quartären Vulkanismus erreicht im Chugoku Distrikt. Doch Nakajima und Hasegawa entdeckte eine große „Low-Velocity Zone“ im oberen Mantel unter Chugoku, was als „mantle upwelling“ interpretiert werden kann. Man kann sehen, dass sowohl in Chugoku als auch in Kyushu die vulkanische Front parallel zu den Höhenlinien der subduzieren der PSP verläuft. (Kamata & Kodama, 1999) In Abbildung 11 ist außerdem auffällig, dass in der Region Kinki und auf der Japanischen Insel Shikoku kein Vulkanismus auftritt. 4.4.1 Ursache für die Abwesenheit von Vulkanismus Kinki und auf Shikoku (Hasegawa & Nakajima, 2007) Für die junge philippinische Platte treten Dehydrationsreaktionen schon meistens in einer Tiefe von weniger als 50km auf. Das Auftreten von nichtvulkanischen Erschütterungen in einer Tiefe von 30-40km ist ein Indikator für diese. Als Folge der Dehydrationsreaktionen können die wasserhaltigen Mineralien wie Chlorit und an der oberen Plattengrenze zum Mantel gebildet werden. Diese wasserhaltigen Mineralien werden dann mit der subduzierenden Platte in größer Tiefen transportiert, wo die Mantelschmelze stattfindet und durch den Aufstieg von dieser Vulkanismus an der Oberfläche auftritt. So entsteht zum Beispiel die „Norkiura Volcanic Chain“ in der Chubu Region (Abbildung 12(a)). 2015 Margret Westerkamp Seite: 16 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildung 12(a): Die Karte zeigt die Verteilung der Vulkane um Kinki und Chubu. Zudem sind die Höhenlinien der subduzierten Philippinischen Platte in Intervallen von 10km eingezeichnet. Die schwarzen und grauen Dreiecke stellen aktive und quartäre Vulkane da. Die Vulkanische Front ist durch eine dicke, gestrichelte, graue Linie gekennzeichnet. Durch den grauen Pfeil ist die Bewegung der subduzierenden PSP relativ zur Eurasischen Platte dargestellt. Die Höhenlinien der subduzierenden Pazifischen Platte zeigen grau gestrichelte Linien in einem Intervall von 50km. (Hasegawa & Nakajima, 2007) Regionale Unterschiede im Vulkanismus treten durch flache Subduktion im KinkiDistrikt und Subduktion mit steilerem Winkel im Chubu-Distrikt auf. (Quelle2) So sind die Vulkane in der Chubu stark konzentriert, während im Kinki Distrikt und auf Shikoku kein Vulkanismus auftritt. Bei Subduktion von junger, also warmer Lithosphäre, in einem flachen Winkel, wie zum Beispiel in Kinki und Shikoku, findet das mit der Dehydration verbundene Schmelzen aufgrund der geringen Tiefe eher in der subduzierenden PSP statt als im darüber liegenden Mantel. Bei geringem Winkeln ist die subduzierte PSP also nicht fähig effektives „mantle upwelling“ zu verursachen und verhält sich zusätzlich wie eine Barriere für die „fluids upwellings“ von der unterliegenden pazifischen Platte, die wichtig sind für den Vulkanismus sind. Schematisch ist der Unterschied zwischen steiler (Chubu) und flacher (Kinki) Subduktion und deren Effekte in den Abbildungen 12(b)+(c) dargestellt. Diese Schematik ist auch aus den Messungen von Junichi Nakajima und Akira Hasegawa (Abbildung 13) ersichtlich. 2015 Margret Westerkamp Seite: 17 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildungen 12(b)+(c): Schematische Darstellung eines vertikalen Querschnitts von der (b) Chubu und der (c) Kinki Region. Kreuze mit weißen Kreisen zeigen Mikroerdbeben und tiefe Erschütterung mit geringer Frequenz. Mögliche aufsteigende wasserhaltige Fluide (a.f.: “aqueous fluids”) sind durch kleine Pfeile dargestellt. In den Zonen geringer seismischer Geschwindigkeit („low-velocity zone“) im die subduzierende Platte umgebenden Mantel hat möglicherweise „partial melting“(teilweises Schmelzen) stattgefunden. Dieses ist die Quelle des Magmas der Vulkane. Die subhorizontale Subduktion der Philippinischen Platte in der Kinki Region hält das Magma vom Aufsteigen in den obersten Mantel ab, wie in Abbildung 12c zu sehen ist. (Hasegawa & Nakajima, 2007) Es wird also meistens angenommen, dass die Ursache für den fehlenden Vulkanismus in Kinki und Shigoku die subhorizontale Subduktion der PSP in diesen Regionen ist. Eine auffällige „Low-Velocity Zone“ unter der subduzierenden PSP (Abbildung 13) stellt wahrscheinlich die Ansammlung von Fluiden und/oder der Schmelze von der Pazifischen Platte dar (Hasegawa & Nakajima, 2007). Die Schmelze der subduzierenden Platte kann außerdem ebenfalls ein Grund für die in Abschnitt 4.3 besprochenen Aseimizität der PSP auf Shikoku und in Kinki sein. 2015 Margret Westerkamp Seite: 18 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ Abbildungen 10(a)+(b): Vertikaler Querschnitt von der S-Wellen Geschwindigkeitsstörungen (rechts) und der Recovery Rate der CRTs (rechts) entlang zweier Profile (a) A-A‘ (Chubu Region mit starkem Vulkanismus) und (b) B-B‘(rechter Teil entspricht der Abbildung entspricht der Kinki Region, wo kein Vulkanismus auftritt). Die Bedeutung weiterer Symbole entspricht denen in Abbildung 10. (Hasegawa & Nakajima, 2007) 5. Schlussfolgerung Abschließend kann man sagen, dass die Plattentektonik im Südwesten Japans maßgeblich durch die Subduktion der Pazifischen Platte beeinflusst wird. Die PSP besteht aus Teilen unterschiedlichen Entstehungsalters, was wahrscheinlich zu der Variation der Subduktionstiefe entlang des Subduktionsbogens führt. Der Grund für die Abwesenheit von Vulkanismus in der Region Kinki und auf der Japanischen Insel Shikoku ist die Subduktion der Philippinischen Platte unter einem flachen Winkel in dieser Zone, durch die kein „mantle upwelling“ stattfinden kann. In dieser Region subduziert die Platte zudem aseismisch in größere Tiefen als seismisch. Dieses wird wahrscheinlich ebenfalls durch die subhorizontalen Subduktion und die daraus folgende Schmelze der subduzierenden PSP selbst verursacht. 2015 Margret Westerkamp Seite: 19 ^ƵďĚƵŬƚŝŽŶĚĞƌWŚŝůŝƉƉŝŶŝƐĐŚĞŶWůĂƚƚĞƵŶƚĞƌ^ƺĚǁĞƐƚͲ:ĂƉĂŶ 6. Literaturverzeichnis ! "#$ %&'&$$ ()&*+ ,#$ -$. /0 12"3$/4 56789 :;<;=> ?@ 5678 AB C ; D 5;B C E F7B D D6; G7 @?8=;? H =I=?;I <?J6=;? ?@ K7;J;LL; M KJ= H NKO A?PJ Q ,#$ R )*ST&"#4 Q8U;HB9 Q8U;HB :;<;=> K VBP W E XYZ;8 D W6B6= M6UH6I=;? ?@ =7 K7;J;LL; M LJ= U=7 ?6=7P= DL %[\-]^ _ `T1abR(c]^ \TRT]\ca N8= V E N?H8 N d?JI;I 7;=?> H =I=?;I ?@ =7 M?6=7P= DL WI ,#$ ()&* ]2 NeJ D WL;J ]$'$$) O=;<H @?8 7==L9ff;L;BJI7f f gfH;hgh8=h ;PJJf9 7==L9ff;L;BJI7f f gfH;hgh8=h;PJJf X:ij H ,#$ `$ ) k &* ,$2" 2 ! lk3#34 1&" m+ ,$2" 24 O=;<H @?8 7==L9ffPPP68??ZLffL?=fLH@fGOh h hgLH@ G; W GI=?;I n<?J6=;? ?@ =7 DL oJH WI M>=8 2015 Margret Westerkamp Seite: 20
