Plume (Geologie) – einfach erklärt

Grundidee und Bedeutung

Ein Mantelplume oder Manteldiapir ist eine vorgeschlagene Aufstiegsstruktur der Konvektion im Erdmantel. Heißes Material steigt dabei aus großer Tiefe als schmale, schlauchartige Säule auf. Unter der starren Lithosphäre, der festen äußeren Gesteinshülle der Erde, breitet es sich helmbuschartig oder pilzförmig aus.

Plumes sollen eine Form des Vulkanismus erklären, die nicht an Plattengrenzen liegt: den Hotspot-Vulkanismus. Anders als gewöhnlicher Vulkanismus an Subduktionszonen, Riftzonen oder mittelozeanischen Rücken tritt dieser Intraplattenvulkanismus innerhalb von Erdplatten auf. Nicht alle Orte, unter denen Hotspots und damit Plumes vermutet werden, zeigen gegenwärtig starken Vulkanismus.

Hotspots und Plattenbewegung

Die Modellvorstellung entstand in den 1960er und 1970er Jahren, weil die Plattentektonik Intraplattenvulkane zunächst nicht erklären konnte. Besonders wichtig war die Hawaii-Emperor-Insel-Seamount-Kette. Altersdatierungen zeigten, dass die Hawaii-Inseln mit zunehmender Entfernung vom heute aktiven Vulkanismuszentrum kontinuierlich älter werden.

John Tuzo Wilson folgerte 1963, dass eine tief gelegene Magmaquelle einen aktiven Vulkan speist, während die Lithosphärenplatte darüber hinwegwandert. Der Vulkan wird dadurch von der ortsfesten Quelle wegtransportiert und erlischt; über der Quelle kann ein neuer Vulkan entstehen. So bildet sich über geologische Zeiträume eine Insel- oder Seamount-Kette, welche die Bewegungsrichtung der Platte nachzeichnet.

W. Jason Morgan verband 1971 diese Hot Spots mit aufströmenden Plumes aus Konvektionsvorgängen im unteren Mantel. Damit sollte auch erklärt werden, warum Hotspot-Basalte chemisch etwas anders zusammengesetzt sind als Basalte von Mittelozeanischen Rücken. Das Modell wurde in den 1980er und 1990er Jahren weithin akzeptiert. Seit Beginn des 21. Jahrhunderts gibt es jedoch die Debatte „The great plume debate“ beziehungsweise „Plates vs. Plumes“. Kritisiert wird, dass die Hypothese keine zuverlässigen Vorhersagen geliefert habe und wiederholt an einzelne Hotspots angepasst worden sei. Wegen vieler Modelle gilt der allgemeine Plume-Begriff derzeit als schwach definiert sowie weder beweisbar noch widerlegbar.

Entstehung, Aufstieg und Magmabildung

Plumes transportieren Material aus der Tiefe zur Oberfläche; an anderen Orten wird durch Subduktion Material in die Tiefe geführt. Sie würden damit zur Massenbilanz und zur Mantelkonvektion beitragen. Nach heutigem Wissen entstehen sie aus Instabilitäten thermischer Grenzschichten.

Als mögliche Quellregion galt lange die D″-Schicht in rund 2900 km Tiefe, die Übergangszone zwischen flüssigem äußerem Erdkern und unterstem Mantel. Neuere Untersuchungen lassen aber vermuten, dass zumindest ein Teil der postulierten Plumes in oder unmittelbar unter der Mantelübergangszone in 410 bis 660 km Tiefe entsteht. Diese Zone ist durch Phasentransformationen des Minerals Olivin definiert. Die endotherme 660-km-Diskontinuität kann den Aufstieg hemmen: Material könnte sich darunter stauen und eine weitere thermische Grenzschicht bilden. Kleine Plumes würden dann möglicherweise nicht in den oberen Mantel eindringen, große wegen ihres stärkeren Auftriebs dagegen schon.

Unter der Lithosphäre erhitzt das Plume-Material den Mantel so stark, dass dessen Soliduskurve überschritten wird: Teile des Gesteins beginnen unter dem jeweiligen Druck zu schmelzen. Beim weiteren Aufstieg nimmt der Druck ab und mehr Material schmilzt. Das weniger dichte Magma steigt durch Klüfte und Gesteinsporen auf, wird zudem durch Spannungen und Auflastdruck ausgepresst und sammelt sich in der Erdkruste in einer Magmakammer. Bei ausreichendem Druck kann es die Oberfläche erreichen und intensiven Hotspot-Vulkanismus verursachen.

Untersuchung und erkennbare Folgen

Die tiefen Quellregionen sind nicht direkt beobachtbar. Numerische Modelle berechnen daher mit Größen wie Dichte und Viskosität sowie fluiddynamischen Gesetzen die Entwicklung eines Aufstroms. Laborversuche simulieren Plumes mit von unten erhitzten zähplastischen Flüssigkeiten. Beide Ansätze helfen bei der Deutung seismologischer Beobachtungen.

Seismische Tomographie kann Bereiche verminderter Ausbreitungsgeschwindigkeiten seismischer Wellen und ihre grobe dreidimensionale Struktur erfassen. Receiver Functions kartieren Veränderungen der Tiefenlage seismischer Grenzschichten. Aus solchen Untersuchungen wird abgeleitet, dass ein Plumeschlauch meist einige zehn bis wenige hundert Kilometer Durchmesser besitzt, der Plumekopf sich aber viel weiter ausbreiten kann. Der Aufstrom soll 100 °C bis 300 °C heißer als das umgebende Material sein.

Sichtbar sind besonders lineare Ketten vulkanischer Inseln und Seamounts, auf Kontinenten auch Vulkanketten. Erreicht ein niederviskoser Plumekopf die Lithosphäre, können großflächige Flutbasaltregionen oder Large Igneous Provinces entstehen; später hinterlässt der schmale Schlauch eine räumlich kleinere Vulkankette. Die Flutbasalte am Scoresbysund an Grönlands Ostküste werden mit der Öffnung des Atlantiks und vermutlich mit dem Kopf des heutigen Island-Plumes verbunden. Die Dekkan-Trapp-Basalte werden heute mit dem Réunion-Hotspot verknüpft, diese Deutung ist aber umstritten.

Weitere mögliche Effekte sind eine topografische Schwelle nahe eines aktiven Hotspots, eine regionale Geoid-Anhebung und dynamische Hebung durch den Aufstrom selbst. Im Erdinneren können erhöhte Temperaturen die seismischen Geschwindigkeiten verringern und die Tiefen der 410-km- und 660-km-Diskontinuitäten sowie der Lithosphären-Asthenosphären-Grenze verändern.

Superplumes und Forschungsstand

Robert Sheridan und Roger Larson schlugen Ende der 1980er und Anfang der 1990er Jahre für die Kreidezeit großräumige Superplume-Aktivität unter dem Westpazifik vor. Das betroffene Gebiet sollte mehrere tausend Kilometer Durchmesser und damit etwa die zehnfache Ausdehnung normaler Plume-Gebiete gehabt haben. Larson datierte das Ereignis auf vor 120 Millionen Jahren. Als Indizien nannten sie verstärkte eustatische Meeresspiegelschwankungen, mehr ozeanische Kruste, höhere Spreizungsraten, ausbleibende Umpolungen des Erdmagnetfelds, steigende globale Temperaturen, mehr Schwarzschiefersedimente, verstärkte Erdölbildung und den Aufstieg der Karbonatkompensationstiefe. Als möglicher Überrest gilt der South Pacific Superswell mit anormal dünner ozeanischer Kruste und erhöhtem Wärmefluss.

Weitere Superplumes wurden für Jura, den Übergang von Karbon zu Perm sowie Proterozoikum und Archaikum postuliert; auch die Tharsis-Vulkane auf dem Mars wurden damit in Verbindung gebracht. Die Theorie ist aber nicht allgemein anerkannt. Weil auch große Flutbasaltprovinzen durch einen gewöhnlichen auftreffenden Plumekopf erklärt werden können, bezeichnet die jüngere Literatur vor allem zwei heutige Regionen als Superplumes: den South Pacific Superswell mit erhöhtem Wärmefluss und vier Hotspots sowie eine Niedriggeschwindigkeitsstruktur unter dem südlichen Afrika. Letztere reicht von der Kern-Mantel-Grenze etwa 1200 km nach oben und könnte eine ähnliche horizontale Ausdehnung besitzen.

Neuere seismologische Studien lösen innerhalb hypothetischer Superplumes häufiger kleinere Strukturen auf. Deshalb könnten Superplumes eher Ansammlungen normaler Manteldiapire sein, die durch ihre Zirkulationsströme zusammenwandern. Ein anderes numerisches Modell nimmt an, dass eine bis zur Kern-Mantel-Grenze subduzierte Platte aus relativ kühlem Material eine besonders starke Instabilität und damit ein großräumiges, katastrophales Ereignis erzeugen kann.