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Lavastrom

LavastromEin Lavastrom wird von einem Vulkan effusiv eruptiert. Dazu muss die Lava fließfähig sein. Die Fließfähigkeit wird von der Viskosität der Lava bestimmt. In Abhängig von der Viskosität der Lava bilden sich unterschiedliche Arten von Lavaströmen. Ein Lavastrom fließt entweder ruhig aus dem Schlot oder wird von Lavafontänen gespeist. In der Regel erfolgen solche Eruptionen nicht explosiv.

Die treibende Kraft hinter Lavaströmen ist die Gravitation und es gilt die Faustregel: Je steiler der Vulkanhang und je dünnflüssiger die Lava, desto schneller und weiter fließt der Lavastrom. In geringerem Maße wirken auch Zug- und Scherkräfte auf einen Lavastrom. Das nachströmende Material drückt das plastische Material aus dem Schlot, während die Front des Stroms an das nachfolgende Material zieht. Dünnflüssige Lavaströme können an einem steilen Hang bis zu 50 km/h schnell werden. Zähe Lavaströme stauen sich hingegen teilweise mehrere Meter hoch auf und bewegen sich oft nur wenige Meter in der Stunde vorwärts.

Lavastrom und Lavadom

Die Länge eines Lavastroms ist sehr variabel. Die kürzesten Lavaströme aus sehr hochviskoser Schmelze können den Förderschlot kaum verlassen und verstopfen diesen. In so einem Fall entsteht ein Dom (Lavadom).

Kissenlava bildet sich unter Wasser

Lavaströme aus niedrigviskoser Lava können 15-18 Kilometer weit fließen. Sehr selten legen sie weitere Strecken zurück. Typisch sind dünnflüssige Ströme aus basaltischer Schmelze, wie sie von Inselvulkanen über Hotspots gefördert werden. Diese erreichen gelegentlich die Küste und werden dann vom Meer ausgebremst. Allerdings kann ein Lavastrom auch unter Wasser weiterfließen. Dort bildet sich die sogenannte Kissenlava. Wenn die Lava mit Wasser in Kontakt kommt, dann bildet sich schnell eine Kruste. Unter der Kruste fließt die Lava weiter und durchbricht an der Front die Kruste und fließt ein Stückchen weiter, bevor die Oberfläche wieder erstarrt. So entsteht ein Lavagebilde, das aussieht wie aus aneinandergereihten Kissen.

Pahoehoe- und Aa-Lavaströme

Die bekanntesten Lavastrom-Arten wurden nicht etwa von Vulkanologen benannt, sondern von den polynesischen Einwanderern auf Hawaii und Neuseeland. Auf beiden Inseln gibt es mehrere aktive Vulkane und zahlreiche Lavaströme und Felder. Ausschlaggebend war für die barfuß laufenden Menschen, wie man auf einen erkalteten Lavastrom gehen kann. Ein Lavastrom mit relativ glatter Oberfläche wurde als Pahoehoe-Lava bezeichnet. Das bedeutet so viel wie „Lava, auf der man gut gehen kann“. Das Gegenteil davon ist ein Aa-Lava. Diese Bezeichnung soll von den Schmerzenslauten herrühren, die man beim barfüßigen Begehen unweigerlich ausstößt. Während sich Pahoehoe-Ströme aus dünnflüssiger Lava bilden, entstehen A’a Ströme aus zähflüssigerer Lava.

Zerstörungskraft von Lavaströmen

Das zerstörerische Potenzial von Lavaströmen ist nicht zu unterschätzen. Es werden zwar relativ wenige Menschen Opfer von Lavaströmen, doch sie können ganze Siedlungen vernichten. Jüngstes Beispiel ist die Siedlung Leilani-Estates auf Hawaii. Im Sommer 2018 wurden mehr als 1000 Häuser zerstört. Am Pico do Fogo (siehe Bild) auf den Kapverden wurden ganze Häuser von Lavaströmen von ihren Fundamenten gerissen und wie auf einem Fließband beiseite geschoben.

Liquefaktion

Liquefaktion bedeutet Verflüssigung und steht in unserem Kontext als Fachausdruck für Bodenverflüssigung (engl. soil liquefaction ). Die Liquefaktion kann als Folge schwerer Erdbeben auftreten. Starke Erschütterungen können in wassergesättigter Böden bewirken, dass Wasser an der Oberfläche austritt. Im Extremfall können geysirartige Wasser- und Schlammfontänen entstehen. Der Boden selbst kann sich in Schlamm verwandeln und seine Tragfähigkeit verlieren.

Besonders betroffen sind sandige, poröse Bodenstrukturen mit einem hoch stehende Grundwasserspiegel. Das ist häufig in Küstenregionen der Fall, die oft von Erdbeben heimgesucht werden. Extrem gefährdet sind künstlich aufgeschüttete Gebiete, die dem Meer abgerungen wurden, wie man es z.B. in Dubai im großen Stil gemacht hat. Tatsächlich ist die Metropole einem großen Erdbebenrisiko ausgesetzt. Regionen entlang von Flussläufen und deren Mündungen stellen ebenfalls exponierte Gebiete dar, in denen es infolge von Erdbeben zur Bodenliquifikation kommen kann.

Durch die Druckwellen eines Erdbebens steigt der Porendruck im Boden und die Haftreibung zwischen den locker gelagerten Körnern des Sediments verringert sich. Damit einhergehend wird die Scherfestigkeit des Gefüges so stark reduziert, dass sich der Boden wie eine Flüssigkeit verhält. Der Verlust der Scherfestigkeit bedingt ebenfalls eine Reduzierung der Tragfähigkeit des Bodens, was im Falle einer Bebauung dramatische Folgen haben kann: Nach einem starken Erdbeben, das 1964 die japanische Stadt Niigata heimsuchte, kippten ganze Wohnblocks um, da sich der Untergrund verflüssigt hatte.

Beispiele für Bodenverflüssigung nach Erdbeben

Viele der bekannten Erdbeben, mit teils katastrophalen Folgen, verursachten Liquefaktionen. Eine besonders große Bodenfläche verflüssigte sich durch zwei Erdbeben, die sich 2012 in Italien ereigneten. Auf der Po-Ebene kam es auf einer Fläche von 1200 Quadratkilometern zur Liquefaktion. Das war im Mai 2012. Die Beben hatten die Magnituden 6,1 und 6,0. Als prominentes Beispiel wird auch die Erdbebenserie von 2010-2011 herangezogen, die das neuseeländische Christchurch heimsucht. Das stärkste Beben hatte hier eine Magnitude von 7,1. Christchurch wurde auf sandigem Boden eiszeitlicher Ablagerungen errichtet, die von den Flüssen der Region aus dem gebirgigen Hinterland angeschwemmt wurden. Generell sind insbesondere Regionen mit jungen Sedimentablagerungen aus dem Quartär gefährdet.

Lokalmagnitude, Richterskala

Die Lokalmagnitude ML dient dazu die Schwingungsenergie eines Erdbebens zu quantifizieren. Umgangssprachlich wird die Magnitude eines Erdbebens oft als seine Stärke bezeichnet, was physikalisch betrachtet nicht ganz korrekt ist.

Lokalmagnitude findet in der Richterskala Anwendung

Die Lokalmagnitude wurde von den Seismologen Charles Francis Richter und Beno Gutenberg entwickelt und die zugehörige Skala ist allgemein als Richter-Skala bekannt. Theoretisch ist sie nach oben offen, praktisch gesehen können mit ihrer Hilfe nur Erdbeben bis zu einer Lokalmagnitude von 6,5 genau bestimmt werden. Bei stärkeren Erschütterungen nimmt die Linearität ab und die Magnitude ändert sich nur noch wenig. Eine weitere Einschränkung der Richterskala leitet sich aus dem Begriff Lokalmagnitude ab: sie kann nur für Beben mit einer Epizentralentfernungen von weniger als 1000 km angewendet werden. Für die Zwecke ihrer Erfinder war das auch ausreichend. Die beiden Forscher arbeiteten 1935 am California Institute of Technology (CalTech), als sie die ursprüngliche Idee einer Magnitudenskala von K. Wadati aufgriffen und auf kalifornische Erdbeben anwandten.

Bei Berechnung der Lokalmagnitude werden nur die zuerst ankommenden Erdbebenwellen berücksichtig. Zur Anwendung kommt eine logarithmische Skala, bei der die Erhöhung um einen Faktor eine Verzehnfachung der Schwingungsenergie entspricht.

Bei den Magnituden-Angaben vulkanisch bedingter Erdbeben handelt es sich meistens um die Lokalmagnitude, oder aber um die Raumwellenmagnitude Mb.

Andere Magnitudenskalen

Eine Magnitudenskala, die auch bei weiter entfernten Epizentren gut funktioniert, ist die Raumwellen-Magnitude Mb. Bei ihr werden vor allem Erdbebenwellen aufgezeichnet, die durch den Erdkörper laufen. Daher ist die Bestimmung der Raumwellen-Magnituden auch bei Erdbeben anwendbar, deren Entfernung zum Seismografen mehr als 2000 km beträgt. Sie hat aber die gleiche Einschränkung wie die Lokalmagnitude: bei Erdbeben größer Mb 6,0 ist auch die Raumwellenmagnitude gesättigt und damit nicht mehr anwendbar.

Die Einschränkung der Sättigung umgeht man bei der Momentenmagnitude Mw. Das Moment ist dabei eine physikalische Größe, die direkt mit den Eigenschaften der Störungszone, an der das Erdbeben stattfand, verknüpft ist und steht in Beziehung zur Gesamtenergie, die bei dem Erdbeben freigesetzt wurde. Das Moment kann aus dem vergleich mehrere Seismogrammen geschätzt werden. Die Momentmagnitude muss recht aufwendig ermittelt werden und steht normalerweis erst einige Zeit nach dem Erdbeben zur Verfügung. Bei der Angabe stärkerer Erdbeben ist sie heute die Referenz.

Maar

Bei einem Maar handelt es sich um eine spezielle Vulkanform. Ein Maar besteht aus einer Senke, die von einem Ringwall umgeben ist und gleicht auf den ersten Blick einem großen Krater. Doch zwischen Krater und Maar gibt es einige Unterschiede: Ein wichtiges Kriterium ist der Ringwall. Er besteht aus vulkanischen Lockerprodukten die während der Eruption dort abgelagert wurden. Bei den Lockerprodukten handelt es sich in den meisten Fällen um Tuff mit einem hohen Anteil nicht-vulkanischer Gesteine. Diese Fremdgesteine bildeten vor der Eruption den Boden und wurden durch die Gewalt der explosiven Eruption aus dem Boden gesprengt. Während ein Vulkankrater für gewöhnlich in vulkanischem Gestein eingebettet ist, bildet sich ein Maar meistens auf nicht vulkanisch geschaffenen Boden.

Maar-Vulkane sind monogenetisch und entstehen in einer einzigen Eruptionsperiode. Die Eruptionen sind phreatomagmatischer Natur und entstehen, wenn Magma im Grundwasser in Verbindung kommt. Durch das verdampfende Wasser entstehen besonders starke explosive Eruptionen.

Die Größe von Maaren variiert starkt. Ihr Durchmesser schwankt zwischen 50 und 2000 m. Einige Maare sind noch größer. Die Tiefe der Maare weißt ebenfalls ein großes Spektrum auf: während manche Maare nur wenige Meter tiefe Senken sin, erreichen einige Maare Tiefen von bis 100 m.

Die meisten Maare füllen sich mit Wasser, so dass Maarseen entstehen. Es gibt aber auch Trockenmaare. Zu dieser Kategorie zählen ebenfalls ehemals mit Wasser gefüllte Maare, die nach und nach verlandeten und mit Sedimenten aufgefüllt wurden. Es gibt aber auch Trockenmaare, bei denen der Untergrund so wasserdurchlässig ist, dass sich kein Wasser ansammeln kann.

Die meisten Maare finden sich in der deutschen Vulkaneifel. Dort konzentrieren sie sich insbesonderes um den Ort Daun. In Europa finden sich weitere Maare in der französischen Chaîne des Puys und im spanischen Vulkangebiet von Campo de Calatrava. Außerhalb Europas gibt es Maare in den USA (Alaska, Washington), Mexiko, El Salvador, Chile, Indonesien, Philippinen und Japan. Sogar in Äthiopien, Sudan und Kamerun sind Maare entdeckt worden.

Maare der Eifel

In der deutschen Vulkaneifel findet sich die weltgrößte Ansammlung von Maaren: 75 dieser vulkanischen Hohlformen sind in der Eifel bekannt. Bei den meisten Maaren handelt es sich um Trockenmaare, von denen viele bereits erodiert sind und schwer zu identifizieren sind. Am bekanntesten sind die herrlichen Maarseen. Sie werden auch als die Blauen Augen der Eifel bezeichnet.

Die Maare der Eifel konzentrieren sich in 3 Gebieten. In der Hocheifel, sowie östlich und westlich davon.

Als Hocheifel bezeichnet man die Region zwischen den Ort Ulmen und Adenau. Der Vulkanismus der Hocheifel begann bereits im Tertiär. Damit fanden hier die ersten Eruptionen der Eifel statt. Die Vulkane der Hocheifel sind allerdings auch bereits seit 15 Millionen Jahren erloschen.

Die Maare der Osteifel liegen im Bereich von Mendig. Bekanntestes Maar der Osteifel ist der Laacher See. Doch ausgerechnet das größte Maar der Eifel entpuppte sich als eine Mischung zwischen Maar und Caldera. Die Eruption fand vor 12900 Jahren statt und war ungewöhnlich heftig. Es wurde eine Eruptionswolke generiert, die bis Tephra bis in die Stratosphäre fördere. Es entstanden sogar pyroklastische Ströme. Sie sorgten dafür, dass im Rhein bei Andernach ein natürlicher Schüttdamm entstand, der den Fluss aufstaute. In der Osteifel gibt es weitere Vulkane in Form von Schlackenkegeln, die heute die zahlreichen Hügel der Gegend bilden.

Das Zentrum der Westeifel bildet die Stadt Daun. Dort finden sich die schönsten Maare auf engem Raum: Schalkenmehrener Maar, Weinfelder Maar und Gemündener Maar. Das Ulmener Maar ist der jüngste Vulkan Deutschlands und eruptierte vor gut 11.000 Jahren.

Der Vulkanismus der Eifel findet seinen Ursprung in einem Mantelplume. Allerdings hat auch das Rifting des Rheingrabens sehr wahrscheinlich seine Hand im Spiel. An einigen Stellen treten heute noch vulkanische Gase aus. Es ist durchaus möglich, dass es zukünftig zu weiteren Eruptionen im Gebiet der Vulkaneifel kommen wird.

Magma

Als Magma bezeichnet man eine Gesteinsschmelze im Erdinneren, welche aus geschmolzenen Mineralien besteht und flüchtige Substanzen enthält. Bei diesen handelt es sich um Fluide, die flüssig, oder gasförmig sein können. Wird die Gesteinsschmelze aus einem Vulkan eruptiert, entweichen diese Fluide zum großen Teil. Das Magma wird zur Lava. Die Lava kühlt ab und erstarrt zu festem Gestein. Diese Gesteine nennt man Vulkanite.

Magma entsteht im Wesentlichen aus silikatischen Gesteinen, deren wichtigste Komponente Siliziumdioxid (SiO2) ist. Aus einem ursprünglichen Stammmagma entstehen durch magmatische Differentiation und fraktionierte Kristallisation unterschiedlicher Gesteinschmelzen. Dieser Reifungsprozess eines Magmas findet für gewöhnlich in einer Magmakammer statt, die sich bereits in der Erdkruste befindet. Bis in einer Tiefe von ungefähr 5 km ist der Dichteunterschied zwischen Schmelze und umgebenen festen Gestein der Hauptmotor zum Aufstieg der Schmelze.

Entstehung des Magmas durch partielles Schmelzen

Wie Magma entsteht ist noch nicht komplett erforscht. Doch im Laufe der letzten Jahrzehnte kristallisierte sich 1 Modell zur Magmenentstehung heraus. Dachte man früher, der Erdmantel bestünde aus geschmolzenen Gestein, geht man heute davon aus, dass das Gestein überwiegend fest ist. Es verhält sich zwar plastisch, doch aufgrund des hohen Druckes schmilzt es nicht und es wird nicht flüssig. Schmelze, also Magma, entsteht durch partielles Schmelzen im Bereich des oberen Erdmantels, oder der unteren Erdkruste. Wahrscheinlich ist die Asthenosphäre jener Bereich im Erdinneren, in dem es die meiste Schmelze gibt. Ein wichtiger Faktor für partielles Schmelzen ist Wasser. Kommt Wasser in Kontakt mit dem Material der Asthenosphäre kann es teilweise aufschmelzen. Wasser reduziert die Schmelztemperatur von Kristallen, so dass sich diese verflüssigen, obwohl sich weder die Temperatur, noch der Druck änderten. Das Wasser kann aus den Gesteinen im Erdinneren selbst stammen, wird aber überwiegend entlang von Subduktionszonen mit den Tiefseesedimenten ins Erdinnere transportiert. Die Schmelztemperatur ist für jedes Mineral eines Gesteins unterschiedlich, darum spricht man bei Gesteinen nicht von einem Schmelzpunkt, sondern von einem Schmelzbereich. Der Punkt, bei dem alle Komponenten eines Gesteins fest sind, nennt man Solidus. Die Temperatur bei der das Gestein komplett geschmolzen ist, heißt Liquidus-Temperatur. In den seltensten Fällen sind alle Komponenten eines Magmas komplett geschmolzen. Es bleiben einige Mineralien als feste Kristalle in der Schmelze erhalten. Daher nennt man diese Art der Magmenbildung partielles Schmelzen.


Die chemische Zusammensetzung eines Magmas hängt von seinem Schmelzgrad ab. Dieser wird durch den Anteil des geschmolzenen Materials bestimmt. Wird die Schmelze an einem Vulkan eruptiert, spiegelt sich ihr Schmelzgrad in der Lava wider. Indirekt lässt die Untersuchung vulkanischer Gesteine Rückschlüsse über Druck- und Temperaturbedingungen zu, unter denen sich die partielle Schmelze bildete. Die Tiefe ihres Entstehungsortes und der Chemismus der partiellen Schmelze lassen sich so ermitteln.

Magma und Mantelplumes

Magma entsteht aber nicht nur durch partielles Schmelzen. Es kann auch durch Mantelplumes aufsteigen, die ihren Ursprung an der Grenze zwischen Erdmantel und Erdkern finden. In der sogenannten Grenzschicht D, zwischen Mantel und Kern, liegt das Gestein offenbar in geschmolzenen Zustand vor. Von dieser Grenzschicht aus startet das Magma seinen weg zur Erdkruste durch schlauchartige Gebilde, den sogenannten Plumes. sie speisen die Hotspot-Vulkane, die sich inmitten der Erdplatten befinden.

Magmakammer

Unter einer Magmakammer versteht man einen Hohlraum in der Erdkruste in dem sich Magma ansammelt. Dies geschieht gewöhnlich unter einem Vulkan. Neue Forschungsergebnisse kommen immer häufiger zu dem Schluss, dass der Begriff Magmakammer neu definiert werden muss. Zeitgemäßer sind die Begriffe Magmenkörper, oder Magmenreservoir. Grund hierfür ist, dass es sich bei einer Magmakammer scheinbar nur in seltenen Fällen um einen Hohlraum handelt, der sich immer wieder mit Magma füllt. Vielmehr scheinen sich Körper zu bilden, ohne dass vorher ein Hohlraum vorhanden gewesen sein muss.

Die Strukturen von Magmenreservoirs können sehr unterschiedlich sein. Oft scheint sich die Schmelze in taschenförmige Poren zu sammeln. So entwickelten einige Vulkanologen die Vorstellungen, dass die Magmakammer unter dem Ätna wie ein Schwamm aufgebaut ist.

Unter einem Vulkan können mehrere Magmakammern liegen. Diese füllen sich von unten nach oben auf. Die treibende Kraft hinter dem Aufstieg des Magmas aus dem Erdmantel ist der hydrostatische Druckausgleich: die heiße Gesteinsschmelze ist weniger Dicht als das umgebende feste Gestein. Ähnlich einer Luftblase im Wasser steigt das Magma auf. Dies funktioniert ungefähr bis in einer Tiefe von 5 km, in der sich die meisten großen Magmenansammlungen befinden. Von dort an bedarf es eines aktiven Mechanismus hinter dem weiteren Aufstieg des Magmas. Ein entscheidender Aspekt ist der Gasdruck im Magmenreservoir. Durch die Änderung von Druck und Temperatur im Magmenreservoir beginnt die Kristallisation des Magmas. Es entstehen erste Kristalle und es wird Gas freigesetzt. Dadurch steigt der Gasdruck in der Kammer. Zudem verändern sich Dichte und Zusammensetzung der Schmelze. Überschreitet der Gasdruck den hydrostatischen Druck in der Magmakammer, bilden sich Blasen die das Magma nach oben treiben. Erreicht das Magma die Erdoberfläche kommt es zur Eruption.

Magmatischer Gang

Ein magmatischer Gang (Dyke) entsteht, wenn Magma in einem Gesteinskörper eindringt. Das Magma nutzt Schwachstellen im Gestein aus, oder verwendet bereits vorhandene Risse, durch die es fließt. Das Eindringen (intrudieren) des Magmas in das Gestein löst meistens schwache Erdbeben aus. Diese Beben nennt man vulkanotektonische Erdbeben. Erstarrt das Magma, dann bildet sich ein langgestreckter Körper aus einem magmatischen Gestein. Ein magmatischer Gang kann wie eine Rohrleitung fungieren und Magma seitwärts bis zu einem Eruptionszentrum transportieren.

Am Ätna auf Sizilien sind besonders viele Dykes aufgeschlossen. Im Valle del Bove treten sie zutage. Als das Tal durch einen gewaltigen Hangrutsch entstand, legte es die Gänge frei. Bisher jüngstes Ereignis, bei dem ein magmatischer Gang intrudierte fand zu Weihnachten 2018 statt: Ein starkes Schwarmbeben zeigte an, dass sich Magma auf dem Weg gemacht hatte. Wenig außerhalb des Valle del Bove hob sich der Boden deutlich an.  Vulkanologen fürchteten eine Spalteneruption in dieser Gegend. Doch letztendlich kam es zu einer Subterminal-Eruption und an der Basis des Neuen Südostkraterkegels öffneten sich 2 Eruptionsspalten. Es wurden Lavaströme gefördert, die in das Valle del Bove flossen. Ein Teil des Magmas verblieb im Gang.

Ein ähnliches Ereignis gab es bereits im Mai 2018: Am Kilauea auf Hawaii floss die Lava aus den beiden Lavaseen unterirdisch in Richtung Küste ab. Es entstanden Tausende Erdbeben, darunter auch einige mit Magnituden größer als 6. Auf der Küstenebene drang das Magma in den oberflächennahen Boden ein. In der Siedlung Leilani öffneten sich Rissen. Wenig später kam es zu einer der größten Eruptionen auf Hawaii. Ein schönes Beispiel dafür, dass Magma unterirdisch von Oben nach Unten fließen kann und sich dabei seitwärts bewegt. Aus der Luft sah man sehr schön, dass die Eruptionsspalten auf einer Linie lagen. Diese Linie markierte den Verlauf des magmatischen Gangs.

Mantelbeben

Von einem Mantelbeben spricht man, wenn sich ein Erdbeben im Erdmantel ereignet. Die Grenze zwischen Erdkruste und dem Erdmantel wird im Durchschnitt mit 35 km angegeben. Allerdings variiert sie, je nachdem, ob man sie unter einem Kontinent, oder einem Ozean sucht. Bei letzterem liegt sie in Tiefen zwischen 5-8 km. Unter den Kontinenten kann sie erst in 70 km Tiefe liegen. Genaugenommen beginnt in den genannten Tiefen die Asthenosphäre. Bei ihr handelt es sich um eine knapp 200 km mächtige Grenzschicht zwischen Kruste und Mantel. In der Literatur wird sie von vielen Autoren bereits dem Oberen Erdmantel zugeordnet. In der Asthenosphäre können Temperaturen von bis zu 500 Grad Celsius herrschen und das Gestein beginnt plastisch zu werden.  Bis in einer Tiefe von ca. 100-150 km kann es noch zum Sprödbruch der Gesteine kommen und es können Erdbeben entstehen. Trotzdem kommt es vereinzelt zu Erdbeben in Tiefen von bis zu 600 km. Noch tiefer gelegene Hypozentren kommen sehr selten vor.

Wie genau Mantelbeben entstehen ist nicht hinreichend geklärt. Die gängigste Hypothese geht davon aus, dass sich Mantelbeben an einem Stück subduzierter Erdkruste entwickeln. Diese soll relativ kühl sein und brechen können.

Bei der Subduktion handelt es sich um einem plattentektonischen Prozess, bei dem Ozeanische Erdkruste bis in den Erdmantel abtaucht. Das kann an konvergenten Plattengrenzen passieren, an denen die Ozeankruste mit einer anderen Krustenplatte kollidiert.

Orte, an denen Mantelbeben entstehen

Mantelbeben entstehen häufig hinter Tiefseegräben. Sie markieren den verlauf submariner Subduktionszonen. Besonders oft kam es in den letzten Jahren in der Region zwischen Fidschi und Tonga zu Mantelbeben. Aber auch unter Zentralkamtschatka, in Peru, oder bei den japanischen Ryukyu-Inseln bebte es bereits öfters in Tiefen von mehr als 200 km.

Mittelozeanischer Rücken

Bei einem Mittelozeanischen Rücken handelt es sich um einen submarinen Gebirgszug, inmitten der Ozeanischen Kruste, an dem Divergenz stattfindet. Es sind die Spreizungszonen (seafloor spreading) der großen Ozeane und die Gegenstücke zu Subduktionszonen. Während dort ozeanische Erdkruste in den Erdmantel abtaucht, quillt entlang der Mittelozeanischen Rücken Lava aus, die die Rissen füllt die durch die Spreizung der Kruste bilden. Es entsteht also permanent neue Ozeanische Kruste. Zugleich sind die Ozeanrücken kontinentale Nahtstellen entlang derer sich die Ozeane öffnen.

Als Motor für diesen Prozess werden 2 Mechanismen angenommen: Zum einen können 2 gegenläufig rotierende Konvektionszellen im Erdmantel die Ozeankruste zerreisen. Zum anderen zieht die subduzierte Kruste an den Suduktionszonen den Ozeanboden auseinander.

Die Beschreibungen lassen erahnen, dass hier ungeheure Kräfte am Werk sind, die zugleich den Vulkanismus beeinflussen. Tatsächlich werden die submarinen Gebirgszüge als die größten Vulkanketten der Welt bezeichnet.

An den Spreizungszonen werden basaltische Laven gefördert, die tatsächlich eine spezielle chemische Signatur aufweisen. Sie werden als MORBs (mid ocean ridge basalt) bezeichnet. Im Prinzip sind es Tholeiite mit einer konstanten Zusammensetzung, die sich zu den Alkalibasalten durch niedrigere K2O und Na2O-Gehalte auszeichnen.

Einer der bekanntesten Mittelozeanischen Rücken ist der im Atlantik. Zugleich ist es das längste Gebirge der Welt. Er ist gut 20.000 km lang. Alle Mittelozeanischen Rücken zusammengenommen bringen es auf 60.000 km. Weitere prominente Ozeanische Rücken verlaufen im Pazifik und im Indischen Ozean. Dort gibt es gleich 3 dieser tektonischen Grenzlinien.

In Bereich von Island tritt ein Teil des Mittelatlantischen Rückens an die Oberfläche. Das hier der Ozeanboden soweit angehoben wurde, das die Insel auftauchte, ist auch einem Mantelplume zu verdanken, der den Ozeanboden von unten anhob. Auf Island lassen sich die tektonischen Prozesse eine Mittelozeanischen Rückens oberirdisch studieren.

Eine weitere Besonderheit Ozeanischer Rücken ist das gehäufte vorkommen von unterseeischen hydrothermalen Quellen. Sie werden als Black Smoker bezeichnet, weil ihre ausgestoßenen heißen Lösungen im Meerwasser oxidieren und sich schwarz färben. Im Umkreis der heißen Mineralquellen siedeln ich gerne thermophile Lebensformen an.