Plume (Geologie)

Mantel-Plume (kurz auch Plume, aus dem Englischen/Französischen für „buschige Feder“ oder „Rauchfahne“) bezeichnet eine für die Konvektion im Erdmantel vorgeschlagene Aufstiegsstruktur. Mantelplumes weisen in der Tiefe eine schlanke, schlauchartige Form auf und verbreitern sich bei Erreichen der starren Lithosphäre helmbuschartig oder pilzförmig. Im deutschen Sprachraum wird auch die Bezeichnung Manteldiapir (oder kurz Diapir) verwendet. Mantel-Plumes werden für eine besondere Form des Vulkanismus verantwortlich gemacht, der nicht an Plattengrenzen gebunden ist und als Hotspot-Vulkanismus bezeichnet wird.

Geschichte des Plume-Konzepts

Die Modellvorstellung der Mantelplumes entstand in den 1960er und 70er Jahren. Vulkanismus ist ein geowissenschaftliches Phänomen, das überwiegend an aktiven Plattenrändern, also an Subduktions- und Rift- bzw. ozeanischen Spreizungszonen, auftritt. Die Entstehung des Magmas findet dabei in der Asthenosphäre, einer Zone des oberen Erdmantels, statt und ist durch die Plattentektonik physikalisch vollständig erklärbar. Unverständlich blieben jedoch die sogenannten Intraplattenvulkane, die unabhängig von Plattengrenzen an beliebigen Orten auftreten und durch das Konzept der Plattentektonik nicht erklärt werden konnten.

Die meisten aktiven Intraplattenvulkane sind in ozeanischen Gebieten zu beobachten, oft in Verbindung mit geradlinigen Insel- und Seamount-Ketten. Eines der bekanntesten Beispiele hierfür ist der Hawaii-Archipel, dessen Inseln die jüngsten Glieder der sich bis in den äußersten Nordwesten des Pazifikbeckens erstreckenden Hawaii-Emperor-Insel-Seamount-Kette sind. Altersdatierungen der Lavagesteine der Hawaii-Inseln zeigten, dass die Inseln mit zunehmender Entfernung vom heute aktiven Zentrum des Vulkanismus kontinuierlich älter werden. John Tuzo Wilson leitete 1963 aus dieser Beobachtung einen Zusammenhang zwischen dem Vulkanismus und der Drift der Platten ab und folgerte, dass die Quellregion des Magmas wesentlich tiefer im Inneren der Erde liegen muss als bei gewöhnlichen Vulkanen. Die tiefe Quelle versorgt demnach den aktiven Vulkan, der jedoch mit der Lithosphärenplatte, auf der er sich befindet, durch die Plattenbewegung fortgetragen wird, bis er durch die ortsfeste tiefe Magmaquelle nicht mehr gespeist werden kann. Stattdessen entsteht ein neuer Vulkan, der wiederum nach einiger Zeit erlischt, wenn auch er sich zu weit von der Quellregion entfernt hat. Über geologische Zeiträume entsteht so eine Inselkette, die die Bewegungsrichtung der Platte nachzeichnet.

Das Konzept wurde 1971 durch den Geophysiker W. Jason Morgan erweitert und verbessert. Morgan postulierte, dass die tiefen Magmaquellen, die er Hot Spots („heiße Flecken“) nennt, mit aufströmenden Plumes im Zusammenhang stehen, die Ausdruck von Konvektionsvorgängen im unteren Mantel sind. Mit dieser Annahme konnte er gleichzeitig eine weitere Beobachtung erklären, nämlich dass die Basalte, die durch den Hotspot-Vulkanismus gefördert werden, eine etwas andere chemische Zusammensetzung zeigen als jene, die an Mittelozeanischen Rücken entstehen. Das Konzept erlangte in den 1980er und 1990er Jahren allgemeine Akzeptanz und ist anhand von Erkenntnissen aus Laborversuchen, Computersimulationen und seismologischen Untersuchungen kontinuierlich weiterentwickelt worden.

Seit Beginn des 21. Jahrhunderts entwickelte sich um Plumes eine Paradigmendebatte „The great plume debate“ Mit der Zeit entwickelte sich das Konzept eines Plumes mit der wachsenden Anzahl von Modellen zu einer schwach definierten Hypothese, die als allgemeiner Begriff derzeit weder beweisbar noch widerlegbar ist.

Physikalischer Hintergrund

Entstehung und Entwicklung von Plumes

Plumes sind aufsteigende Ströme heißen Materials aus dem tiefen Erdmantel, die sich in Form einer schmalen Säule zur Erdoberfläche bewegen. Durch sie wird Material aus der Tiefe an die Erdoberfläche transportiert, während an anderer Stelle Material durch die Subduktion in die Tiefe transportiert wird. Somit tragen Plumes zum Ausgleich der Massenbilanz bei und stellen daher einen wichtigen Teil der Mantelkonvektion dar.

Mantelplumes entstehen nach heutigem Wissen aus Instabilitäten einer thermischen Grenzschicht. Eine solche stellt u. a. die sogenannte D"-Schicht in rund 2900 km Tiefe dar, eine Übergangszone zwischen dem flüssigen äußeren Erdkern und dem untersten Erdmantel. Diese Grenzschicht wurde über lange Jahre als die Quellregion aller beobachteten Mantelplumes diskutiert. Neuere Untersuchungen lassen jedoch vermuten, dass wenigstens ein Teil der heute postulierten Plumes in oder direkt unterhalb der Mantelübergangszone (410 km bis 660 km Tiefe) entstehen. Diese Zone, die den Übergang vom unteren zum oberen Mantel bildet, wird über Phasentransformationen des Minerals Olivin definiert. Der endotherme Charakter der 660-km-Diskontinuität, also der unteren Grenzschicht der Übergangszone, behindert den Aufstieg des Plumematerials und könnte als Barriere fungieren, unterhalb der sich das Material aufstaut und somit eine weitere thermische Grenzschicht erzeugt. Mantelplumes geringeren Durchmessers wären demnach nicht in der Lage, in den oberen Mantel einzudringen, während Plumes mit großem Durchmesser genügend Auftrieb hätten, ihren Aufstieg fortzusetzen.

Nachdem ein Plume den zähplastischen Erdmantel durchquert hat, trifft das Material im oberen Bereich auf die festere Lithosphäre auf, unterhalb derer es sich pilzförmig in alle Richtungen ausbreitet. Das heiße Plume-Material heizt den sublithosphärischen Mantel so weit auf, dass die Soliduskurve des Mantelgesteins überschritten wird, d.h. seine Temperatur steigt über die Temperatur, bei der Teile des Mantelgesteins unter dem herrschenden Druck zu schmelzen beginnen. Je weiter der Plume aufsteigt, desto mehr Material schmilzt infolge des abnehmenden Druckes auf. Die Schmelze (Magma) strömt durch bestehende Klüfte und ein Netzwerk der durch das Schmelzen gebildeten Gesteinsporen im Muttergestein aufwärts, da sie eine geringere Dichte hat als das Gesteinsresiduum und zudem durch mechanische Spannungen im Muttergestein und den Auflastdruck ausgepresst wird. Dem Druck- und Dichtegradienten weiter folgend, wandert sie im Kluftraum durch die Lithosphäre bis in die Erdkruste, wo sie sich in einer Magmakammer sammelt. Wächst der Druck in der Magmakammer auf ein ausreichendes Maß an, kann die Schmelze schließlich bis zur Erdoberfläche aufdringen und dort einen intensiven Hotspot-Vulkanismus verursachen.