Subduktion

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Stark vereinfachte Darstellung einer konvergenten Plattengrenze mit Subduktion ozeanischer Lithosphäre unter kontinentale Lithosphäre

Subduktion (lat. sub „unter“ und ducere „führen“) ist ein fundamentaler Vorgang der Plattentektonik. Der Begriff steht für das Abtauchen der ozeanischen Lithosphäre des Randes einer tektonischen Platte in den Erdmantel, wobei dieser Plattenrand gleichzeitig von der unmittelbar benachbarten Lithosphärenplatte überfahren wird. Mit dem Abtauchen der Platte werden deren Krustengesteine einer Metamorphose unterzogen, durch welche die Dichte des abgetauchten Teils der Platte derart ansteigt, dass ein tiefes Absinken in den Erdmantel möglich ist.

Da Subduktion, so wie sie heute stattfindet, einen relativ „kühlen“, festen Erdmantel voraussetzt, gibt es sie nicht bereits seit der Existenz der ersten Erdkruste im frühesten Archaikum sondern wahrscheinlich erst seit dem Mesoarchaikum.

Begrifflichkeiten und Definitionen[Bearbeiten]

Da sich bei der Subduktion zwei Platten aufeinander zubewegen, spricht man von einer konvergierenden Plattengrenze oder, weil dabei Krustenmaterial „vernichtet“ wird, auch von einer destruktiven Plattengrenze. Die abtauchende Platte wird Unterplatte und die überfahrende Platte Oberplatte genannt. Der gesamte von den begleitenden tektonischen und magmatischen Phänomenen der Subduktion beeinflusste Bereich der Lithosphäre heißt Subduktionszone. Die in Subduktionszonen bisweilen stattfindende Auf- oder Überschiebung von Krustenfragmenten der Unterplatte auf die Oberplatte wird als Obduktion bezeichnet.

Ursachen und Mechanismus der Subduktion[Bearbeiten]

Ozeanische Lithosphäre besteht aus mehreren Schichten. Die oberen Schichten haben eine deutlich geringere, die unterste eine etwas höhere Dichte als die unterlagernde Asthenosphäre. Der Gesamtauftrieb ist bei neu entstandener Lithosphäre ausreichend, um den Schichtenverbund auf der Asthenosphäre schwimmend d.h. an der Erdoberfläche zu halten. Durch Abkühlung und damit insgesamt zunehmende Dichte sowie durch Anwachsen der ohnehin dichteren unteren Schicht verliert ozeanische Lithosphäre im Laufe von Jahrmillionen so weit an Auftrieb, dass sie in die Asthenosphäre und tiefer absinken kann. Dies geschieht in den Subduktionszonen, indem sich der Rand einer Lithosphärenplatte in einem mehr oder weniger steilen Winkel nach unten biegt. Mit seismologischen Verfahren sind solche in den Erdmantel hinunterhängenden Plattenränder (englisch slab genannt) an vielen Stellen der Erde nachweisbar. In der Tiefe durchläuft das Krustengestein des Slabs zunächst temperatur- und druckabhängige Metamorphosen (siehe unten), wobei dessen Dichte weiter ansteigt. Dadurch bleibt der Dichtekontrast zum Material des sublithosphärischen Mantels und damit der gravitative Zug, den der Slab auf den noch an der Erdoberfläche befindlichen Teil der Platte ausübt (engl. slab pull), auch in größerer Tiefe erhalten. Dieser „Plattenzug“ gilt als die hauptsächliche Antriebskraft der Plattendrift und somit der gesamten Plattentektonik. In welcher Tiefe und auf welche Weise das Absinken und schließlich die Existenz der slabs endet, ist noch nicht vollständig geklärt. Thermische und seismische Anomalien, die als Signaturen versinkender Slabs interpretiert werden, sind noch nahe der Kern-Mantel-Grenze festgestellt worden.

Von der Erdoberfläche verschwindendes Material muss ersetzt werden - eine geometrische Notwendigkeit, denn der Betrag der Kugeloberfläche des Erdkörpers ist konstant. Deshalb steht den Subduktionszonen ein ähnlich ausgedehntes erdumspannendes Netz von Spreizungszonen (siehe auch → Mittelozeanischer Rücken) gegenüber, in welchen sich fortwährend aufdringendes Asthenosphärenmaterial zu neuer ozeanischer Lithosphäre formiert. Zugleich fördern von der Kern-Mantel-Grenze aufsteigende sogenannte Mantelplumes heißes Mantelmaterial bis unter die oberflächliche Lithosphäre oder sogar als Hotspot-Vulkanismus an die Erdoberfläche. Subduktion, Plattendrift, Ozeanbodenspreizung und Mantelplumes sind Teilprozesse der Mantelkonvektion der Erde.

Beginn, Verlauf und Ende der Subduktion[Bearbeiten]

Ozeanische Lithosphäre verweilt nur begrenzte Zeit an der Erdoberfläche, weil sie generell weniger Auftrieb besitzt als kontinentale Lithosphäre und mit zunehmendem Alter noch fortwährend an Auftrieb verliert. Von einigen kleinflächigen Ausnahmen abgesehen, existiert gegenwärtig keine ozeanische Kruste mit einem Alter von mehr als etwa 200 Millionen Jahren. Für die Entstehung einer Subduktionszone werden zwei Mechanismen in Betracht gezogen: spontane Subduktion, bei der ozeanische Lithosphäre an einem passiven Kontinentalrand oder an einer Bruchzone allein aufgrund ihrer hohen Dichte abzutauchen beginnt, und induzierte Subduktion, ausgelöst durch mechanische Spannungen, die von einem anderen, u. U. weit entfernten Bereich der Lithosphäre ausgehen (z. B. einem umfangreichen Riftsystem) und die die Überschiebung durch eine andere Platte herbeiführen.[1]

Einmal in Gang gekommen, wird die Subduktion zunehmend vom gravitativen Zug (slab pull) des bereits versunkenen Plattenteils (slab) angetrieben, sodass im weiteren Verlauf auch jüngere ozeanische Lithosphäre, die noch Auftrieb besitzt, in die Tiefe gezogen werden kann. Erfolgt die Bildung neuer Lithosphäre an der ozeanischen Spreizungszone der Unterplatte langsamer als die Subduktion, führt dies zur Einengung des entsprechenden Ozeanbeckens (unter „Ozeanbecken“ wird in plattentektonischem Zusammenhang der von ozeanischer Lithosphäre unterlegte Bereich zwischen zwei Kontinental- oder konvergenten Plattenrändern verstanden). Infolgedessen nähert sich die Spreizungszone bzw. der entsprechende Mittelozeanische Rücken der Subduktionszone und wird schließlich selbst subduziert (engl.: spreading ridge subduction). Die Subduktion eines Mittelozeanischen Rückens führt zur Reduktion der Subduktionsgeschwindigkeit und zu verstärkter Deformation der Oberplatte. Die Verlangsamung der Subduktion kann zum vollständigen Abreißen des Slab (engl. slab breakoff) führen. Während der Subduktion eines Rückens können slab windows, also Lücken im Slab entlang des subduzierten Teils der Spreizungsachse, verstärkte magmatische Aktivität auf der Oberplatte auslösen.[2] Außerdem wird der ozeanischen Lithosphäre eines Ozeanbeckens nach vollständiger Subduktion der Spreizungszone kein neues Material mehr hinzugefügt und die Einengung des Beckens schreitet deshalb mit erhöhter Geschwindigkeit fort.

Ozeanbecken im Sinne der Plattentektonik sind faktisch immer von lithosphärischen Bereichen mit stärker differenzierter (d. h. „nicht-ozeanischer“) und verhältnismäßig mächtiger und weit aufragender Kruste begrenzt. Dies ist entweder „echte“ kontinentale Kruste oder ein magmatischer Inselbogen (letzterer nur auf Oberplatten). Vereinfachend können alle diese Bereiche als Kontinentalblöcke betrachtet werden. Im Zuge der fortschreitenden Einengung eines Ozeanbeckens durch Subduktion kommen sich die Beckenränder immer näher. Während der finalen Phase der Schließung des Ozeanbeckens gerät der Kontinentalblock des Beckenrandes der Unterplatte in die Subduktionszone und setzt der Plattenbewegung zunehmend Widerstand entgegen, denn die tiefe Subduktion eines Kontinentalblocks ist nicht möglich, weil er einen zu starken Auftrieb besitzt. Stattdessen kommt es zur Kollision der Kontinentalblöcke einschließlich Gebirgsbildung und Slab-Abriss. Aus der Subduktionszone ist eine Kollisionszone geworden.

Die Kollision zweier Kontinentalblöcke führt zu einer starken Abbremsung bis hin zum völligen Stopp der Bewegung der an der Kollision beteiligten Platten, während sich alle übrigen Platten weiter bewegen. Da sie dies aber nicht in „gewohnter“ Weise tun können, führen Kontinent-Kontinent- oder Kontinent-Inselbogen-Kollisionen zu einer mehr oder weniger weitreichenden Reorganisation der Plattenbewegungen. Das Ausmaß der Reorganisation hängt dabei in der Regel von der Größe der kollidierten Kontinente bzw. Platten ab.

Aufbau einer Subduktionszone[Bearbeiten]

Hauptartikel: Backarc-Becken
Vulkanismus an einer Subduktionszone mit Bildung eines Inselbogens und Dehnung im Backarc

Von der Ozean-Kontinent-Subduktion, bei der sich ozeanische Lithosphäre aufgrund ihrer höheren Dichte unter einen Kontinentalblock schiebt, wird die Ozean-Ozean-Subduktion, bei der ozeanische Lithosphäre unter die ozeanische Lithosphäre einer anderen Platte abtaucht, unterschieden. Bei Ozean-Kontinent-Konvergenz spricht man auch von einem aktiven Kontinentalrand.

Im Abtauchbereich ozeanischer Kruste bilden sich Tiefseerinnen wie z. B. die mit bis zu 11.034 m tiefste submarine Rinne der Erde, der Marianengraben. Außerdem entsteht auf der Kontinentalscholle über der Subduktionszone ein Vulkangebirge, wie z. B. die Anden. 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 ein Inselbogen.

Eintauchwinkel und Subduktionsgeschwindigkeit der Unterplatte haben Einfluss auf die tektonischen Vorgänge im Hinterland des Inselbogens oder des kontinentalen Vulkangebirges, dem sogenannten Backarc-Bereich. Ist die Subduktionsgeschwindigkeit niedrig und der Eintauchwinkel steil (>50°), findet im Backarc oft Dehnung der Lithosphäre mit Bildung eines Backarc-Beckens statt, was bei Ozean-Kontinent-Konvergenz sogar zur Entstehung eines kleinen Ozeanbeckens mit mittelozeanischem Rücken führen kann (Backarc-Spreizung). Besonders häufig tritt Backarc-Spreizung jedoch bei Ozean-Ozean-Subduktion auf. Ist die Subduktionsgeschwindigkeit hoch und der Eintauchwinkel flach (<30°), wird der Backarc-Bereich gestaucht und dort entsteht ein Falten- und Überschiebungsgürtel. Dies ist relativ typisch für Ozean-Kontinent-Subduktion.[3]

Wird in der Endphase einer Subduktion auch kontinentale Kruste subduziert, neigt diese aufgrund ihrer deutlich geringeren Dichte dazu, wieder an die Erdoberfläche aufzusteigen. Ein solcher Vorgang wird allgemein als Exhumierung bezeichnet. Die Versenkung von Krustenkomplexen in 100-200 km Tiefe und deren anschließende Exhumierung tritt bei Gebirgsbildungen regelmäßig auf.[4]Heute sind Krustenabschnitte bekannt, die aus über 350 km Tiefe wieder aufgestiegen sind.[5]

Erdbeben[Bearbeiten]

Subduktionszonen sind infolge der gegeneinander gerichteten Plattenbewegungen erdbebengefährdet. 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) mit Tsunamis führen kann. Ein solches Beben einer Subduktionszone ereignete sich am 26. Dezember 2004 im Sundagraben (siehe auch Seebeben im Indischen Ozean 2004). Auch das schwere Tōhoku-Beben vom 11. März 2011, das mit einem verheerenden Tsunami einherging, hatte seine Ursachen in der Subduktion. Die Zone, in der diese Erdbeben entstehen, heißt Wadati-Benioff-Zone.

Entwässerung und Metamorphose der abtauchenden Platte[Bearbeiten]

Ozeanische Lithosphäre enthält große Mengen an Wasser. Dieses liegt entweder ungebunden vor, z.B. im Spaltenraum von Störungen[6] 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 Freisetzung des in Mineralen gebundenen Wassers erfolgt eine Metamorphose der subduzierten Gesteine der ozeanischen Kruste. Je nach herrschenden Temperaturbedingungen durchlaufen MORB-Basalt, Dolerit und Gabbro, sowie die im Zuge der Ozeanbodenmetamorphose entstandenen Gesteine Spilit und Amphibolit verschiedene sogenannte Metamorphosepfade. An relativ „warmen“ Subduktionszonen erfolgt in einer Tiefe von etwa 50 Kilometern eine direkte Umwandlung in Eklogit (ein Hochdruckgestein, bestehend aus dem Klinopyroxenmineral Omphacit und Granat, sowie Jadeit).[7] An relativ „kalten“ Subduktionszonen erfolgt zunächst eine blauschieferfazielle Metamorphose und die Eklogitisierung findet erst in Tiefen von mehr als 100 Kilometern statt.[7] An Subduktionszonen mit einer starken Wärmeentwicklung infolge der auftretenden Scherkräfte tritt im oberen Teil der Lithosphäre der subduzierten Platte zuerst grünschieferfazielle und mit zunehmender Versenkungstiefe dann amphibolit-, gefolgt von granulit- und schließlich eklogitfazielle Metamorphose in Tiefen von weniger als 100 Kilometern auf.[8] Der Olivin der peridotitischen Mantellithosphäre der subduzierten Platte wird in Tiefen zwischen 350 und 670 Kilometer in Spinell umgewandelt und ab Tiefen von mehr als 670 Kilometer erfolgt die Umwandlung in Perovskit und Magnesiumwüstit.[7] Mit all diesen Gesteins- und Mineralumwandlungen geht auch jeweils 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 von Hornblende[9] und von Lawsonit bzw. Klinozoisit sowie Glaukophan und Chlorit entstammen, sind offenbar auch ursächlich für den Vulkanismus an Subduktionszonen.[8]

Vulkanismus[Bearbeiten]

Der sogenannte Pazifische Feuerring resultiert daraus, dass nahezu alle Ränder der Pazifischen Platte bzw. des Pazifik-Beckens Subduktionszonen sind.

Durch die bei der Metamorphose der abtauchenden Platte freigesetzten Fluide (unter diesen Temperatur- und Druckbedingungen spricht man hinsichtlich des Aggregatzustandes des Wassers von einem überkritischen Zustand und daher nicht von einer Flüssigkeit) wird der Schmelzpunkt des umgebenden Gesteins herabgesetzt und es kommt zur Anatexis (Teilaufschmelzung) des Mantelkeils oder auch des Akkretionskeils in sehr seltenen Fällen auch der subduzierten Platte selbst. Das entstandene Magma steigt auf, bleibt aber oft innerhalb der Kuste stecken und erstarrt dort zu großen Plutonen.[10]

Das zur Erdoberfläche aufdringende Magma bildet charakteristische Ketten von Vulkanen. Wo an Plattengrenzen ozeanische Lithosphäre unter andere ozeanische Lithosphäre abtaucht, bilden sich Inselbögen wie z. B. die Aleuten. Wenn ozeanische unter kontinentale Lithosphäre taucht, entsteht eine Vulkankette wie die Anden. Meist folgen an der Erdoberfläche aufgrund der phasenweisen Entwässerung der ozeanischen Lithosphäre mit steigender Tiefe (und damit zunehemdem Druck) bei der Subduktion mehrere parallel zur Subduktionsfront verlaufende Vulkanketten aufeinander. Die Vulkangebirge und Inselbögen der zahlreichen Subduktionszonen an den Rändern der Pazifischen Platte bilden den sogenannten Pazifischen Feuerring.

Die für Subduktionszonen typischen andesitischen und damit relativ zähflüssigen Schmelzen führen zur Bildung von Schichtvulkanen, die zu explosiven Eruptionen neigen. Beispiele für besonders explosiven Ausbrüchen sind der Krakatau 1883, der Mount St. Helens 1980 und der Pinatubo 1991.

Eine weitere mögliche Folge der Subduktion sind Petit Spots. 2006 wurden diese etwa 50 Meter hohen Vulkane im Japangraben in 5000 m Tiefe auf der abtauchenden Platte erstmals beobachtet. Es wird vermutet, dass durch die Verbiegung der abtauchenden Platte dort Risse und Spalten entstehen und deshalb aus der Asthenosphäre Magma bis zum Ozeanboden aufsteigen kann.[11]

Auswirkungen[Bearbeiten]

Durch diesen Vorgang wird der gesamte Meeresboden ständig erneuert, weshalb es nur in geologischen Ausnahmesituationen wie im Mittelmeer oder bei Ophiolithen ozeanische Lithosphäre gibt, die älter als 200 Millionen Jahre ist.[12]

Typische Lagerstätten[Bearbeiten]

Typische primäre Lagerstättentypen an Subduktionszonen sind Porphyrische Kupferlagerstätten oder sogenannte Iron-Oxide-Copper-Gold (kurz IOCG) Lagerstätten. Es existieren aber auch sekundäre sedimentäre Lagerstätten, wie z. B. die Salare des Andenraumes, Salztonebenen, in denen sich über Millionen Jahre hinweg Lithium, das aus verwitterndem vulkanischem Material ausgewaschen wurde, in abbauwürdigen Konzentrationen angereichert hat.[13]

Siehe auch[Bearbeiten]

Weblinks[Bearbeiten]

 Commons: Subduktion – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Robert J. Stern: Subduction initiation: spontaneous and induced. Earth and Planetary Science Letters. Bd. 226, 2004, S. 275–292, doi:10.1016/j.epsl.2004.08.007
  2. J. K. Madsen, D. J. Thorkelson, R. M. Friedman, D. D. Marshall: Cenozoic to Recent plate configurations in the Pacific Basin: Ridge subduction and slab window magmatism in western North America. Geosphere. Bd. 2, Nr. 1, 2006, S. 11–34, doi:10.1130/GES00020.1 (Open Access)
  3. Serge Lallemand, Arnauld Heuret, David Boutelier: On the relationships between slab dip, back-arc stress, upper plate absolute motion, and crustal nature in subduction zones. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Bd. 6, Heft 9, 2005, DOI: 10.1029/2005GC000917
  4. H. H. Helmstaedt: Tectonic Relationships Between E-Type Cratonic and Ultra-High-Pressure (UHP) Diamond: Implications for Craton Formation and Stabilization. In: D. Graham Pearson, Herman S. Grütter, Jeff W. Harris, Bruce A. Kjarsgaard, Hugh O’Brien N. V. Chalapathi Rao, Steven Sparks (Hrsg.): Proceedings of 10th International Kimberlite Conference. Volume 1. Sonderband des Journal of the Geological Society of India. 2013, ISBN 978-81-322-1169-3, S. 45-58, doi:10.1007/978-81-322-1170-9_4 (Alternativer Volltextzugriff: Researchgate)
  5. Liang Liu, Junfeng Zhang, Harry W. Green, Zhenmin Jin, Krassmir N. Bozhilov: Evidence of former stishovite in metamorphosed sediments, implying subduction to > 350 km. Earth and Planetary Science Letters. Bd. 263, Nr. 3–4, 2007, S. 180–191, doi:10.1016/j.epsl.2007.08.010
  6. M. Lefeldt, C. R. Ranero, I. Grevemeyer: Seismic evidence of tectonic control on the depth of water influx into incoming oceanic plates at subduction trenches. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, Bd. 13, Heft 5, 2012, DOI: 10.1029/2012GC004043
  7. a b c Simon M. Peacock: Thermal Structure and Metamorphic Evolution of Subducting Slabs. Inside the Subduction Factory TEI, Eugene, Oregon, 2000 (Lecture Note), online (PDF; 401 kB)
  8. a b Simon M. Peacock: The importance of blueschist → eclogite dehydration reactions in subducting oceanic crust. Geological Society of America Bulletin. Bd. 105, Nr. 5, 1993, S. 684-694, doi:10.1130/0016-7606(1993)105<0684:TIOBED>2.3.CO;2
  9. Thermal Aspects of Subduction Zones. Plate Tectonics: Geological Aspects, Lecture 6 (Active Margins & Accretion). Online-Vorlesungsskript auf der Homepage der University of Leicester.
  10. W. Frisch, M. Meschede: Plattentektonik. Primus Verlag, Darmstadt 2009, ISBN 978-3-89678-656-2
  11. geowissenschaften.de: Rätselhafte Mini-Vulkane – „Petit Spots“ am Japangraben
  12. J. Grotzinger u.a.: Allgemeine Geologie. Spektrum Akademischer Verlag, Berlin/ Heidelberg 2008, ISBN 978-3-8274-1812-8, S. 42
  13. Hugo Alonso, François Risacher: Geoquímica del Salar de Atacama, parte 1: origen de los componentes y balance salino. Revista Geológica de Chile. Bd. 23, Nr. 2, 1996, S. 113-122