Subduktion

Grundprinzip und zentrale Begriffe

Subduktion ist ein fundamentaler Prozess der Plattentektonik. Dabei taucht ozeanische Lithosphäre – also Erdkruste und der oberste Teil des Erdmantels – am Rand einer tektonischen Platte in den darunterliegenden Erdmantel ab. Gleichzeitig wird dieser Plattenrand von einer anderen, angrenzenden Lithosphärenplatte überfahren. Die Krustengesteine der abtauchenden Platte werden metamorph umgewandelt. Dadurch steigt ihre Dichte so stark an, dass der abgetauchte Teil tief in den Erdmantel absinken kann.

Voraussetzung ist, dass sich zwei Platten aufeinander zubewegen. Ihr Kontaktbereich heißt konvergierende Plattengrenze. Weil dort Lithosphärenmaterial in den Erdmantel gelangt und dadurch an der Oberfläche „vernichtet“ wird, spricht man auch von einer destruktiven Plattengrenze. Die abtauchende Platte heißt Unterplatte, die überfahrende Platte Oberplatte. Der in den Erdmantel abgetauchte Teil der Unterplatte wird Slab genannt. Der gesamte unmittelbar beeinflusste Bereich der Lithosphäre heißt Subduktionszone. Dort treten besondere tektonische und magmatische, also mit Schmelzen zusammenhängende, Vorgänge auf.

Voraussetzungen und Antrieb

Die heute mögliche Form der Subduktion erfordert einen festen, aber plastisch verformbaren und relativ kalten Erdmantel. Deshalb findet sie wahrscheinlich erst seit dem Mesoarchaikum statt und nicht bereits seit der Bildung der ersten Lithosphäre im Hadaikum. Für das Absinken ozeanischer Lithosphäre ist wahrscheinlich die Umwandlung ihrer basischen ozeanischen Kruste in Eklogit entscheidend. Ein geeigneter geothermischer Gradient, bei dem basaltisches Lithosphärenmaterial im Mantel zu Eklogit werden kann, besteht anscheinend erst seit etwa 3 Milliarden Jahren vor heute, im mittleren Mesoarchaikum, kontinuierlich und überall auf der Erde. Zuvor war der obere Mantel zu heiß: Die abtauchende Kruste wurde bereits in geringer Tiefe zu stark entwässert. In der für die Eklogitisierung nötigen Tiefe stand dann kein Wasser mehr für den erforderlichen advektiven Ionentransport zur Verfügung.

Ozeanische Lithosphäre besitzt weniger Auftrieb als kontinentale Lithosphäre und verliert durch Abkühlung mit zunehmendem Alter weiter an Auftrieb. Deshalb gibt es heute keine ozeanische Lithosphäre, die älter als etwa 180 Millionen Jahre ist; älteres Material wurde bereits subduziert. Eine mögliche Ausnahme bilden Reste ozeanischer Lithosphäre der Neotethys unter dem östlichen Mittelmeer. Neuere paläomagnetische Untersuchungen geben dafür ein Alter von bis zu 365 Millionen Jahren, also Oberdevon, an. Frühere Modellierungen gingen dagegen von einem permischen bis triassischen Alter von 280 bis 230 Millionen Jahren aus.

Beim Abtauchen steigen Druck und Temperatur im Slab. Die dadurch ausgelösten Gesteinsumwandlungen erhöhen dessen Dichte weiter, obwohl die Erwärmung allein die Dichte verringern würde. Der Slab bleibt dadurch dichter als das Material des sublithosphärischen Mantels, aus dem die ozeanische Lithosphäre hervorgegangen ist. In größerer Tiefe zieht er den noch an der Oberfläche liegenden Plattenteil durch seine Schwere nach. Diese Antriebskraft heißt auf Englisch slab pull („Plattenzug“) und gilt als möglicher Antrieb der Plattendrift und damit der Plattentektonik. In welcher Tiefe und auf welche Weise Slabs absinken und was danach mit ihnen geschieht, ist noch nicht vollständig geklärt. Seismische Anomalien, die als versinkende Slabs gedeutet werden, wurden jedoch nahe der Kern-Mantel-Grenze festgestellt.

Da die Erdoberfläche insgesamt konstant bleibt, muss verschwundenes Material an anderer Stelle ersetzt werden. Neben den Subduktionszonen gibt es daher Spreizungszonen, besonders am Mittelozeanischen Rücken, an denen aufsteigendes Asthenosphärenmaterial neue ozeanische Lithosphäre bildet. Mantelplumes können außerdem heißes Material von der Kern-Mantel-Grenze bis an die Unterseite der Lithosphäre transportieren und dort Hotspots mit von Plattengrenzen unabhängigem Vulkanismus erzeugen. Subduktion, Plattendrift, Ozeanbodenspreizung und Mantelplumes sind Ausdruck der Mantelkonvektion.

Beginn, Verlauf und Ende der Subduktion

Für den Beginn einer Subduktionszone werden zwei Mechanismen unterschieden. Bei der vertikal forcierten oder „spontanen“ Subduktion sinkt alte, abgekühlte ozeanische Lithosphäre aufgrund ihres verlorenen Auftriebs ohne horizontal gerichtete Kräfte ab. Die ozeanische Lithosphäre besteht aus Erdkruste und lithosphärischem Mantel. Junge, warme Lithosphäre schwimmt noch auf der dichteren Asthenosphäre. Mit zunehmendem Alter kühlt sie ab und wird dichter; zugleich wächst der lithosphärische Mantel durch Anlagerung von Asthenosphärenmaterial. Der zu schwer gewordene Teil kann schließlich absinken. Dies geschieht wahrscheinlich relativ selten, etwa an einem passiven Kontinentalrand oder an einer bereits vorhandenen intra-ozeanischen Bruchzone.

Bei der horizontal forcierten oder „induzierten“ Subduktion wirken an zwei Plattenrändern gegeneinander gerichtete horizontale Schubkräfte. Ab einem bestimmten Punkt schiebt sich der schwerere Rand aktiv unter den anderen. Diese Kräfte können von weit entfernten Bereichen der Lithosphäre ausgehen, beispielsweise von einem umfangreichen Riftsystem. Nach dem Beginn wird die Subduktion zunehmend durch den gravitativen Zug des bereits versunkenen Slabs angetrieben.

Wird an der Spreizungszone der Unterplatte langsamer neue Lithosphäre gebildet, als an der Subduktionszone verschwindet, verengt sich das betreffende Ozeanbecken. Die Spreizungszone mit ihrem Mittelozeanischen Rücken nähert sich dann der Subduktionszone und wird schließlich selbst subduziert. Dieser Vorgang heißt spreading ridge subduction. Er bremst die Subduktion und deformiert den Rand der Oberplatte stärker. Entlang des subduzierten Teils der Spreizungsachse können Lücken im Slab, sogenannte slab windows, entstehen, die den Magmatismus auf der Oberplatte verstärken. Nach der vollständigen Subduktion der Spreizungszone wird kein neues Material mehr in das Ozeanbecken eingebracht, sodass dessen Einengung schneller werden kann.

Trifft ein Mittelozeanischer Rücken auf die Subduktionszone, kann die Subduktion enden oder länger unterbrochen werden, wenn der Rücken weitgehend parallel zum Rand der Oberplatte verläuft und die junge Lithosphäre jenseits des Rückens keine starke Querbewegung besitzt. Diese Lithosphäre hat eine sehr geringe Dichte und ist schwer zu subduzieren, weil sie außerdem noch keinen Slab besitzt, der einen Plattenzug ausüben könnte. Ein entsprechender Vorgang ereignete sich im Känozoikum zumindest abschnittsweise am Westrand der Nordamerikanischen Platte.

Schließt sich ein Ozeanbecken vollständig, gerät der Kontinentalblock am Rand der Unterplatte in die Subduktionszone. Wegen seines hohen Auftriebs kann er nicht tief subduziert werden und setzt der Bewegung zunehmenden Widerstand entgegen. Es kommt zur Kollision der Kontinentalblöcke, zu Gebirgsbildung und zum Abriss des Slabs. Aus der Subduktionszone wird eine Kollisionszone. Kontinentale Kruste kann in der Endphase der Subduktion oder frühen Kollisionsphase dennoch in 100–200 km Tiefe versenkt werden und wegen ihrer geringen Dichte wieder aufsteigen. Diese Rückkehr heißt Exhumierung. Heute sind auch Krustenabschnitte bekannt, die aus über 350 km Tiefe aufgestiegen sind. Kollisionen bremsen die beteiligten Platten stark und können deren Relativbewegung auf null bringen. Dadurch wird das Bewegungsmuster benachbarter Platten neu organisiert; das Ausmaß ist meist umso größer, je größer die Kollisionspartner sind.

Aufbau, Typen und tektonische Formen

Bei der Ozean-Kontinent-Subduktion taucht ozeanische Lithosphäre wegen ihrer höheren Dichte unter einen Kontinentalblock. Dieser Bereich wird auch aktiver Kontinentalrand genannt. Bei der Ozean-Ozean-Subduktion taucht ozeanische Lithosphäre unter die ebenfalls ozeanische Lithosphäre einer anderen Platte ab.

Im Abtauchbereich der ozeanischen Kruste entstehen Tiefseerinnen. Der Marianengraben ist mit bis zu 11.034 m die tiefste submarine Rinne der Erde. Auf der Oberplatte kann über der Subduktionszone ein Vulkangebirge entstehen, beispielsweise die Anden. Der Rand der Oberplatte kann zusätzlich gehoben werden, wie in den Zentralanden. Bei der Ozean-Ozean-Subduktion bildet sich über der Zone ein Inselbogen.

Der Bereich hinter dem Inselbogen oder dem kontinentalen Vulkangebirge heißt Backarc („Rückseite des Bogens“). Eintauchwinkel und Subduktionsgeschwindigkeit bestimmen dort die tektonische Entwicklung. Bei niedriger Subduktionsgeschwindigkeit und steilem Eintauchwinkel von mehr als 50° wird die Lithosphäre im Backarc häufig gedehnt. Es kann ein Backarc-Becken und bis hin zu einem kleinen Ozeanbecken mit Mittelozeanischem Rücken entstehen; dies wird Backarc-Spreizung genannt. Besonders häufig ist sie heute an Ozean-Ozean-Subduktionszonen des Westpazifiks, dem Marianen-Typ der Konvergenz.

Bei hoher Subduktionsgeschwindigkeit und flachem Eintauchwinkel von weniger als 30° wird der Backarc-Bereich gestaucht. Dort entsteht ein Falten- und Überschiebungsgürtel. Dieses Muster tritt heute an Ozean-Kontinent-Subduktionszonen am Ostrand des Pazifiks auf und wird als Anden-Typ der Konvergenz bezeichnet.

Metamorphose, Fluide und Erdbeben

Ozeanische Lithosphäre enthält große Mengen Wasser. Es liegt ungebunden in Störungs- und Porenräumen, etwa in Meeressedimenten, oder ist in Mineralen gebunden. Mit zunehmendem Druck und zunehmender Temperatur werden Wasser und andere flüchtige Verbindungen wie CO₂ in mehreren Phasen als Fluide freigesetzt. Diese Devolatilisierung gehört zur schrittweisen Metamorphose der subduzierten Gesteine. Je nach Temperatur durchlaufen MORB-Basalt, Dolerit und Gabbro sowie die bei der Ozeanbodenmetamorphose entstandenen Gesteine Spilit und Amphibolit unterschiedliche Metamorphosepfade.

In relativ warmen Subduktionszonen erfolgt in etwa 50 km Tiefe die direkte Umwandlung in Eklogit. Dieses Hochdruckgestein besteht aus dem Klinopyroxenmineral Omphacit und Granat sowie Jadeit. In relativ kalten Subduktionszonen tritt zunächst blauschieferfazielle Metamorphose auf; die Eklogitisierung erfolgt erst in Tiefen von mehr als 100 km. Nur in kalten Subduktionszonen kann Wasser in wasserhaltigen Mineralen des subduzierten Mantels bis zur Mantelübergangszone transportiert werden.

Bei starker Wärmeentwicklung durch Scherkräfte entstehen im oberen Teil der abtauchenden Platte nacheinander grünschieferfazielle, amphibolitfazielle, granulitfazielle und schließlich eklogitfazielle Metamorphose in Tiefen von weniger als 100 km. Olivin der peridotitischen Mantellithosphäre wird zwischen 350 und 670 km Tiefe in Spinell umgewandelt; ab mehr als 670 km Tiefe entstehen Bridgmanit und Magnesiowüstit. Diese Umwandlungen erhöhen jeweils die Dichte und ermöglichen erst das tiefe Absinken in die Asthenosphäre und später in den unteren Erdmantel. Fluide aus dem Zerfall von Hornblende, Lawsonit beziehungsweise Klinozoisit, Glaukophan und Chlorit sind offenbar auch eine Ursache des Vulkanismus an Subduktionszonen.

Die gegeneinander gerichteten Plattenbewegungen machen Subduktionszonen besonders erdbebengefährdet. Die Platten können sich verhaken und große Spannungen aufbauen. Werden diese ruckartig freigesetzt, entstehen Erdbeben und untermeerische Beben, die Tsunamis auslösen können. Die Erdbebenzone entlang der abtauchenden Platte heißt Wadati-Benioff-Zone. Beispiele sind das Beben im Sundagraben vom 26. Dezember 2004 und das schwere Tōhoku-Beben vom 11. März 2011, das ebenfalls einen verheerenden Tsunami verursachte.

Vulkanismus und Lagerstätten

Die bei der Metamorphose freigesetzten Fluide senken den Schmelzpunkt des umgebenden Gesteins. Das Wasser ist unter den dort herrschenden Druck- und Temperaturbedingungen überkritisch, also weder einfach flüssig noch gasförmig. Im Mantelkeil, dem zwischen Oberplatte und Slab liegenden Asthenosphärenbereich, kommt es dadurch zur Anatexis, also Teilaufschmelzung. Unter geeigneten Bedingungen können auch tiefe Bereiche des Akkretionskeils und sehr selten der Slab teilweise aufschmelzen. Das Magma steigt auf, bleibt jedoch häufig in der Kruste der Oberplatte stecken und erstarrt dort zu großen Plutonen.

Magma, das die Kruste vollständig durchdringt, bildet charakteristische Vulkanketten. Bei Ozean-Ozean-Subduktion entstehen Inselbögen wie die Aleuten und Kurilen. Bei Ozean-Kontinent-Subduktion bilden sich kontinentale Vulkanketten wie in den Anden oder im Kaskadengebirge. Die durch die phasenweise Entwässerung der ozeanischen Lithosphäre entstehenden vulkanisch aktiven Bereiche können mehrere, zueinander und zur Subduktionsfront parallele Linien bilden. Ihr Abstand vom Subduktionsgraben beträgt gewöhnlich 100 bis 300 km, im globalen Durchschnitt etwa 287 km, allerdings mit starken Schwankungen.

Typisch sind andesitische Schmelzen. Sie bilden Schichtvulkane, deren zähflüssige Magmen explosive Eruptionen begünstigen. Beispiele sind der Krakatau-Ausbruch von 1883, der Ausbruch des Mount St. Helens 1980 und der Ausbruch des Pinatubo 1991. Beim Verbiegen der abtauchenden Platte können Risse entstehen, durch die Magma aus der Asthenosphäre auf den Ozeanboden gelangt. Solche etwa 50 m hohen Vulkane heißen Petit Spots; sie wurden 2006 auf einer abtauchenden Platte im Japangraben in 5000 m Tiefe beobachtet. Die Vulkan- und Inselbogengebirge an den Rändern der Pazifischen Platte bilden zusammen den Pazifischen Feuerring.

Mehrere Modelle diskutieren außerdem einen indirekten Zusammenhang zwischen Subduktion und Intraplattenvulkanismus. Die Subduktion erzeugt chemische und thermische Heterogenitäten im Erdmantel und transportiert Wasser in den Mantel. Dieses senkt die Solidustemperatur, also die Temperatur, ab der Gestein zu schmelzen beginnt, und kann dadurch Aufschmelzung auslösen.

Typische primäre Lagerstätten an Subduktionszonen sind porphyrische Kupferlagerstätten und Iron-Oxide-Copper-Gold-Lagerstätten, kurz IOCG-Lagerstätten. Daneben entstehen sekundäre sedimentäre Lagerstätten. Zu ihnen gehören die Salztonebenen des Andenraums, in denen sich über Millionen Jahre aus verwitterndem vulkanischem Material ausgewaschenes Lithium in abbauwürdigen Konzentrationen anreicherte.