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2. Einführung in die Hot-Spot-Theorie

2.1. Vulkane und Globaltektonik

2.1.1. Der Vulkanismus auf der Erde

Planetare Körper, zu denen auch die Erde gehört, unterliegen im Laufe ihrer Geschichte einem Abkühlungs- und Entgasungsprozeß. Radioaktive und andere Prozesse lassen im Innern Wärme entstehen, die dann nach außen abgeführt wird. Im Mantel erfolgt der Wärmetransport durch Wärmeleitung und Konvektion. Nach Solomon und Head (1982) bestimmen folgende Prozesse den Wärmetransport durch die Lithosphäre: 1. Produktion, Migration und Subduktion lithosphärischer Platten (Plattentektonik bzw. Recycling lithosphärischer Platten), 2. Wärmeleitung und 3. Hot-Spot-Vulkanismus. Der Wärmefluß an der Oberfläche der Erde wird nach Solomon und Head (1982) zu 65 % durch Plattentektonik, zu 20 % durch Wärmeleitung, zu 15 % durch Zerfall radioaktiver Elemente in der Kruste und zu weniger als 1 % durch Hot-Spot-Vulkanismus bestimmt.

Eine wesentliche Form des Wärmetransportes stellt der Magmatismus dar. Aus unterschiedlichen Gründen entstandene Gesteinsschmelzen bahnen sich in der und durch die Kruste ihren Weg an die Oberfläche. Erstarren diese Körper noch in der Kruste, spricht man von einem Pluton. Erreichen diese Schmelzen die Oberfläche, so kommt es zur Entgasung und dem Austritt von Lava. Dies definiert den Vulkanismus. Da sich in der Literatur keine einheitliche, alle bekannten Phänomene einschließende Definition für den Vulkanismus finden ließ, wird hier definiert:

Eine geologische Struktur, die den Ort markiert, an dem durch Wärmetransport aus dem Innern eines Körpers aufsteigendes krustenbildendes Material an die freie Oberfläche durchgebrochen ist oder durchbricht, heißt Vulkan. Dabei weist das geförderte Material eine höhere Temperatur als die vorherrschende Oberflächentemperatur auf, so daß es i. a. in einem anderen als dem an der Oberfläche vorliegenden Aggregatzustand aufsteigt. Es werden meistens Schmelzen gefördert, die dann an der Oberfläche erstarren.

Demnach müssen Vulkane nicht notwendigerweise der klassischen Vorstellung von Bergen genügen. Auch Eruptionsspalten gehören dazu. Die Definition schließt auch die vulkanischen Phänomene anderer Himmelskörper wie Mond, Mars und Venus und insbesondere den Schwefelvulkanismus des Jupitermondes Io ein. Die gegebene Definition beschränkt den Vulkanismus auf Körper, die eine Kruste ausgebildet haben.

Abb. 1. Gesichtspunkte einer Klassifizierung der Vulkane auf der Erde. Die verschiedenen Formen des Vulkanismus ergeben sich aus den weils zugrundegelegten Kriterien für die Einteilung der Vulkane. Da die Form des Vulkanismus auf der Erde in starkem Maße von der Plattentektonik, vgl. Abb. 4 in Kap. 2.1.2., abhängt, lassen sich die Vulkane der Erde auf zwei Grundtypen zurückführen. Es sind dies der "rote" und der "schwarze" Vulkanismus (siehe Text). Die eingetragenen Verbindungslinien weisen auf kausale Beziehungen hin.

Nach Abb. 1 lassen sich die Vulkane nach verschiedenen Gesichtspunkten klassifizieren. Dabei sind die Übergänge zwischen den einzelnen Formen fließend. Eine Klassifizierung nach nur einem bestimmten Gesichtspunkt wäre unvollständig und kann die Systematik in der Natur der Vulkane nicht erfassen. Kausalzusammenhänge würden nicht erkannt. Die in Abb. 1 genannten Kriterien, nach denen sich eine Einteilung vornehmen läßt, beruhen allesamt auf beobachtbaren Merkmalen. Die Anordnung der einzelnen Klassifikationskriterien in Abb. 1 weist auf bestimmte Zusammenhänge zwischen diesen Kriterien hin, die auf die verschiedenen Ursachen des Vulkanismus hindeuten und im folgenden erläutert werden. In diesem Sinne dient die Klassifizierung nach Abb. 1 dazu, Kriterien, die im Zusammenhang mit den Ursachen des Vulkanismus stehen, herauszustellen.

Die Beobachtung vulkanischer Prozesse hat gezeigt, daß zwischen Vulkanstruktur, Art der Tätigkeit, Petrologie und Art der Förderprodukte sowie dem Vorkommen Zusammenhänge bestehen. So gehören auf der einen Seite zu einem Schildvulkan in der Regel effusiv geförderte Laven basaltischer Zusammensetzung. Auf der anderen Seite gehören zu einem Schichtvulkan in der Regel explosive Ausbrüche, die hohe Anteile an Gas freisetzen und saure Gesteine und Pyroklastika fördern. Der effusive Vulkanismus kennzeichnet im allgemeinen divergierende tektonische Prozesse, der explosive Vulkanismus konvergierende tektonische Prozesse.

In diesem Zusammenhang sei darauf hingewiesen, daß unter explosivem Vulkanismus primär derjenige Vulkanismus zu verstehen ist, der von den physikalischen und chemischen Eigenschaften der Förderprodukte bzw. der Schmelzen her bereits explosiv ist. Als sekundär explosiv gelten Vulkan(ausbrüche), die durch den Kontakt der Schmelze mit Wasser verursacht werden. Hierbei wird die Explosivität des Vulkanismus durch Randbedingungen verursacht, die nicht mit dem vulkanischen Prozeß selbst entstehen. So gehört z. B. die Maarbildung hierzu. Ein solcher Kontakt mit Wasser kann natürlich auch in einem ansonsten effusiv geprägten Vulkanmilieu auftreten.

Obwohl nach Abb. 1 zwischen den verschiedensten Formen des Vulkanismus unterschieden werden kann, lassen sich die Vulkane auf der Erde im wesentlichen in zwei Gruppen einteilen:

1. rote Vulkane und 2. schwarze Vulkane.

Der rote Vulkanismus ist vorwiegend effusiv, fördert basische Produkte und bildet Schildvulkane. Der schwarze Vulkanismus ist vorwiegend explosiv, fördert saure Produkte und bildet Schichtvulkane. Die Attribute "rot" und "schwarz" sind dabei folgendermaßen zu verstehen: "Rot" weist auf den Erguß glühender Lava (diese erscheint dem Betrachter rot) und "schwarz" auf die dunklen Eruptionswolken (diese erscheinen dem Betrachter schwarz) hin. Damit orientieren sich die Attribute "rot" und "schwarz" an der Art der Förderprodukte nach Abb. 1, die für die jeweiligen Typen charakteristisch sind.

In Abb. 1 sind die Eigenschaften der beiden Hauptvertreter des irdischen Vulkanismus besonders gekennzeichnet. Daneben gibt es aber auch eine Reihe anderer Formen, die im wesentlichen durch veränderte Rahmenbedingungen begünstigt sind. Diese Formen zeigt die Abb. 1 in der Mitte. Solche Formen können damit sowohl von in der Regel rotem (links) als auch in der Regel schwarzem (rechts) Vulkanismus angenommen werden. So führt hochviskoses Material, das normalerweise sauer ist, zum Aufbau von Staukuppen, dem péléanischen Vulkantyp. Ein hoher Gasdruck führt zum vulcanianischen Typ. Der Kontakt mit Grundwasser führt zur Maarbildung. Besonders schwere Eruptionen können kataklysmische Ausmaße annehmen, die die Bildung von Calderen zur Folge haben.

Die Klassifizierung der Vulkane kann nicht anhand einzelner Ereignisse vorgenommen werden. So zeigte nach Krafft (1984) der Vesuv während einzelner Ausbrüche nacheinander die verschiedenen Ausbruchsmechanismen strombolianisch, vulcanianisch, péléanisch und hawaiianisch. Die Ausbruchsmechanismen hängen in starkem Maße von Parametern des Aufbaus der Kruste ab, so daß hierüber keine Vulkane hinsichtlich ihrer Ursache eingeteilt werden können. Z. B. spielt für den Ausbruchsmechanismus das Vorhandensein von Wasser und/oder der Ablauf von Differentiationsprozessen, die Auswirkungen auf die chemische Zusammensetzung der Magmen und den Gasgehalt haben, in möglichen Magmenkammern eine wichtige Rolle. In diesem Sinne gibt es sowohl rote als auch schwarze Vulkane, die jeweils das gesamte Spektrum der Ausbruchsmechanismen nach Abb. 1 aufweisen. Aber dennoch läßt sich hier feststellen, daß die roten Vulkane meist dünnflüssigen Basalt fördern und damit eine hawaiianische Tätigkeit aufweisen.

Als weitere Vulkanklassifizierungskriterien, die in Abb. 1 nicht aufgeführt worden sind, wären noch die Tätigkeitsfrequenz (Häufigkeit und Dauer der Eruptionen), die Größe des Vulkans (Einteilung in Größenklassen) und freigesetzte Ausbruchsenergien und -massen zu nennen.

Neben den in Abb. 1 gelisteten Formen unterscheidet Krafft (1984) die Vulkane nach morphologischen Merkmalen. Danach kann zwischen Zentral- und Linearvulkanen, Staukuppen, subglazialen und submarinen Vulkanen sowie Pseudokratern unterschieden werden. Typische Zentralvulkane sind z. B. Schild- und Schichtvulkane. Die Linearvulkane sind die Lavavulkane. Staukuppen sind die Form des péléanischen Vulkanismus. Die übrigen von Krafft (1984) genannten Formen werden weitestgehend unabhängig von der vulkanischen Ursache erst durch die physikalischen und chemischen Bedingungen der oberflächennahen Kruste und Lithosphäre bestimmt (Vorhandensein von Eis, Wasser und Grundwasser). Damit sind die Formen von Krafft (1984) im Klassifikationsschema nach Abb. 1 in den entsprechenden Sparten berücksichtigt worden.

Nicht mehr zu den Vulkanen selbst gehörend, aber eng mit ihnen in Zusammenhang stehend, sind die Förderprodukte und die (post)vulkanischen Begleiterscheinungen. Verschiedene Oberflächenformen (Blocklava (aa), Fladenlava (pahoehoe)) und Absonderungsformen (Kissenlava, Basaltsäulen u. a. ) der Laven sowie anderer Förderprodukte (Pyroklastika u. a.) können unterschieden werden. Diese Formen treten aber unabhängig vom vulkanischen Milieu der Ursache in Erscheinung. Auch (post)vulkanische Begleiterscheinungen wie Geysire, Fumarolen u. a. sind nicht an eine bestimmte Form des Vulkanismus nach Abb. 1 gebunden. Damit kann durch diese Phänomene keine weitergehende Vulkanklassifizierung erfolgen.

Der Charakter eines Vulkans kann sich mitunter im Laufe der geologischen Zeit verändern. Dies kann sowohl durch Veränderungen des Vulkanumfeldes, z. B. des regionalen tektonischen Spannungsfeldes, als auch durch eine Veränderung der Ursache des auftretenden Vulkanismus an sich denkbar sein. Hauptsächlich Rückkopplungsmechanismen, die durch die vulkanische Aktivität erst selbst bedingt sind, führen mitunter zu einer anderen Vulkanklasse. Beispiel hierfür ist die Bildung von Calderen, die sowohl aus basisch effusivem als auch aus sauer explosivem Vulkanismus hervorgehen können.

Abb. 2. Weltweite Verbreitung der Vulkane, die in den letzten 10000 Jah- ren nach Simkin et al. (1981) sowie Simkin et al. (1989) aktiv waren. Einzelne Vulkane sind durch einen schwarzen Punkt gekenn- zeichnet. Dort, wo die schwarzen Punkte zu Flächen verschmieren, kann die Dichte der Vulkane nicht mehr zeichnerisch aufgelöst werden. Man beachte die in Lehrbüchern zugunsten der Gebiete großer Vulkandichte oft nicht dargestellten Vulkane z. B. in Zentral- und Ostasien. Die gestrichelten Linien stehen für den nicht direkt beobachteten Vulkanismus entlang der ozeanischen Rückenachsen.

Die geographische Verbreitung der Vulkane der Erde ist nicht rein zufällig. Dies zeigt Abb. 2. Danach erkennt man Einzelvulkane sowie in Haufen und in Reihen angeordnete Vulkangruppen. Die in Abb. 2 dargestellten Vulkane lassen sich zunächst in drei Gruppen einteilen: - einzeln stehende Vulkane, - zu Haufengruppen vereinigte Vulkanprovinzen und - zu langen Ketten vereinigte Vulkananeinanderreihungen.

Abb. 3. Weltweite Verbreitung der Erdbeben nach Herdtiefen nach Schnei- der (1984). : 0-70 km Tiefe; : 70-300 km Tiefe; : 300-800 km Tiefe.

Die meisten Karten aus Publikationen über die Verbreitung des Vulkanismus auf der Erde zeigen lediglich diejenigen Gebiete, die durch eine große Anzahl von Vulkanen auffallen. Weniger bekannt ist jedoch die Tatsache, daß der Vulkanismus weltweit nicht nur auf einige Vulkanzentren und -reihen beschränkt ist. Die vorliegende Arbeit befaßt sich vielmehr mit den zu Haufengruppen vereinigten Vulkanprovinzen und mit den einzeln stehenden Vulkanen. Davon, das zeigt die Abb. 2, gibt es immerhin noch einige hundert.

Die in Abb. 2 zusammengetragenen Daten haben zumindest in den ozeanischen Gebieten keinen Anpruch auf Vollständigkeit. Die vulkanische Tätigkeit im Bereich der Scheitelgräben der ozeanischen Rücken wird in Abb. 2 nur linienhaft skizziert, da sie zumeist nur indirekt beobachtet werden konnte. Die Oberfläche der ozeanischen Kruste wird im Gegensatz zu den Kontinenten ausschließlich vulkanisch geformt. Dort befindet sich das größte Vorkommen von Vulkanen auf der Erde. Sie treten in Form von Seamounts (submarine, oft über 1000m hoch gegenüber der Umgebung aufragende vulkanische Erhebungen) auf. Nach Batiza (1982) beherbergt der Pazifik bereits etwa 30 000 Seamounts. Offenbar haben die Magmaförderraten nicht ausgereicht, um die Seamounts über den Meeresspiegel wachsen zu lassen (Schmincke, 1986). Hinzu kommen Absinken von Seamounts durch Abkühlung und Abtragung.

Der Vergleich von Abb. 2 mit Abb. 3 zeigt, daß die Verbreitung des Vulkanismus sehr gut mit der Verbreitung der seismisch aktivsten Gebiete der Erde korreliert. Vulkanismus ohne wenigstens geringe seismische Aktivität gibt es praktisch nicht, wohl aber seismische Aktivität ohne Vulkanismus. Die Gebiete der tieferen Erdbeben nach Abb. 3 sind identisch mit denen des schwarzen Vulkanismus. Roter Vulkanismus läßt sich dort im allgemeinen nicht finden. Dieser liegt ausschließlich im Bereich flacher Beben.

2.1.2. Plattentektonik und Hot Spots

Die "vulkanoseismischen" Befunde aus Abb. 2 und Abb. 3 liefern die Grundlage für das in Abb. 4 dargestellte Schema der Plattentektonik. Danach markieren die seismisch besonders aktiven Gebiete die Ränder starrer lithosphärischer Platten. Der rote Vulkanismus kennzeichnet die Extensionstektonik, der schwarze die Subduktionszonen. Die Plattentektonik wurde durch die paläomagnetischen Befunde an den Ozeanböden und durch geologisch-paläontologische Untersuchungen manifestiert. Als Antriebskräfte für die Bewegungen der Platten werden in der Literatur verschiedene Modelle von Konvektionssystemen vorgeschlagen.

Der Vergleich von Abb. 2 mit Abb. 4 zeigt, daß es fern aller Plattengrenzen liegende Gebiete auf der Erde gibt, die Vulkanismus aufweisen, den sogenannten Intraplattenvulkanismus. So gehören beispielsweise im ozeanischen Milieu die Hawaii-Inseln, Réunion sowie der Archipel der Kanarischen Inseln dazu. Im kontinentalen Milieu tritt fernab der plattentektonischen Prozesse beispielsweise Vulkanismus in Kamerun und der Sahara (z. B. Tibesti) auf. Die allermeisten Vulkane sind im Zusammenhang mit den

Abb. 4. Plattentektonik; Nomenklatur und Anordnung der starren litho- sphärischen "Platten" und ihrer Grenzen nach Dewey (1972) aus Rast (1983).

tektonischen Prozessen an den Plattengrenzen zu sehen. Die globale Tektonik starrer Platten erklärt somit den längs ausgezeichneter Linien gehäuft vorkommenden Vulkanismus, die Vulkanreihen oder den linearen Vulkanismus entlang tektonischer Lineamente. Diejenigen vulkanisch geprägten Gebiete, die nicht durch das Modell der Plattentektonik erklärbar sind, werden in der Literatur als "Hot Spot" angesprochen. Dazu gehören nach Abb. 2 auch Vulkanprovinzen, die sich nicht als Linearvulkanismus ansprechen lassen. Im Vergleich zu Abb. 4 zeigt Abb. 2 vulkanische Haufengruppen sowohl abseits als auch auf Plattengrenzen (z.B. Island, Kamerun). Der isolierte Vulkanismus ist weltweit verbreitet, besonders oft aber im regionalen Hinterland von Subduktionszonen in Bereichen aktiver Gebirgsbildung (vgl. Abb. 4 und Abb. 2 in Ostasien). Hier lassen sich schon erste Hinweise auf die Klassifizierung des isolierten Vulkanismus erahnen, die aber erst im Zusammenhang mit den Hot-Spot-Katalogen anderer Autoren, vgl. Kap. 3 und 4, näher diskutiert werden.

Nach Burke und Wilson (1976) liegt nur 1 % des Vulkanismus nicht an den Plattengrenzen. Die in Kap. 2.1.1. gegenübergestellten Wärmetransportprozesse verdeutlichen die Bedeutung der Plattentektonik für den Wärmeverlust der Erde. Der Vulkanismus an Hot Spots tritt dagegen um Größenordnungen in den Hintergrund. Daher wurde die Erforschung der Natur der Hot Spots zugunsten der Plattentektonik lange Zeit vernachlässigt.

Der Begriff "Hot Spot" geht auf Wilson (1963) zurück. Hot Spots zeigen überwiegend den roten Vulkanismus. Den Hot Spots wurden von der klassischen Plattentektonik unabhängige Ursachen zugeschrieben (Morgan,1972), auf die später noch näher eingegangen wird. Da der Intraplattenvulkanismus zwar eine hinreichende, aber keine notwendige Bedingung für einen Hot Spot (Island liegt auf einer Rückenachse und gilt als Hot Spot) darstellt, wird mittlerweile zwischen Hot Spots und Intraplattenvulkanismus unterschieden. Die beiden Begriffe sind also nicht gleichzusetzen.

2.2. Charakteristika der Hot Spots

2.2.1. Beobachtungen im Gelände und Definition des Hot Spots

Den Intraplattenvulkanismus von Hawaii identifizierte Wilson (1963) als Hot Spot per definitionem. Hawaii als damit klassischer Hot Spot weist folgende geologisch-physikalischen Eigenschaften auf:

1. effusive vulkanische (hawaiianische) Tätigkeit, 2. Schildvulkanbauten, 3. bas(alt)isches Material, 4. topographische Schwelle (regionale Aufdomung), 5. Lage abseits tektonischer Aktivität der Plattenränder, 6. progressives Alter der Inseln und Seamounts.

Diese Eigenschaften erhält man zum einen aus der genauen Betrachtung der in Kap. 5 befindlichen Abb. 33 und Abb. 34 gezeigten physisch-geographischen Struktur des Hawaii-Hot-Spots vom regionalen bis zum lokalen, zentralen Bereich und zum anderen aus geophysikalischen Beobachtungen und geologischen (z.B. Chemismus der geförderten Vulkanprodukte) Meßergebnissen.

Ähnliche Beobachtungen können auch bei anderen Hot Spots, die als solche angesprochen werden, gemacht werden. Da jedoch Hawaii ein Hot Spot per definitionem ist, müssen alle weiteren Hot Spots mit diesem in Beziehung gesetzt werden. Beispielsweise kann der sechste Punkt als allgemeines Kriterium zur Identifizierung von Hot Spots nicht aufrecht erhalten werden. Diese Eigenschaft rührt von der sich bewegenden pazifischen Platte über die als relativ zu dieser fest angenommen Hot-Spot-Ursache her, davon aber mehr im nächsten Kapitel.

Der auf Wilson (1963) zurückgehende Hot-Spot-Begriff wird in der Literatur auf vielfältige Weise verwendet. Dies zeigen die nachfolgenden, der Literatur entnommenen Definitionen:

- Def. nach Sheriff (1984): Ein Hot Spot ist eine lokale Region erhöhten Wärmeflusses mit tiefer Ursache, oft assoziiert mit Vulkanismus und anderer geothermischer Aktivität. Hawaii und Yellowstone sind mutmaßliche Hot Spots. - Def. nach Burke und Wilson (1976): Ein Hot Spot ist jede Form von Intraplatten- oder anomalem Ridge-Vulkanismus. - Def. nach Crough (1983a): Ein Hot Spot ist eine Region mit Intraplatten- oder anomalem Ridge-Vulkanismus, welcher entweder über geologische Zeiträume hinweg aktiv ist oder von einer weitreichenden topographischen Schwelle umgeben ist. - Def. nach Anderson (1981): Ein Hot Spot ist eine relativ stationäre, langlebige thermische Anomalie im Mantel, welche mit an Spurenelementen angereicherter Magma beliefert wird. - Def. nach White und McKenzie (1989): Traditionell gelten Hot Spots als eng begrenzte Erscheinungen, an denen schmale Säulen aus aufwärtsdrängendem Material - sogenannte Plumes - einen quasi punktförmigen Vulkanismus unmittelbar über ihnen hervorrufen. Dennoch ist der Einfluß des ... Hot Spots über einen weiten Bereich hinweg spürbar.

Die Hot-Spot-Idee orientierte sich am Intraplattenvulkanismus. Aus den Karten verschiedener Publikationen, z. B. Burke und Wilson (1976) sowie Crough (1983a), ist zu ersehen, daß Hot Spots keineswegs nur als Intraplattenvulkanismus verstanden werden dürfen. Viele Hot Spots liegen auf den Plattengrenzen. Inwieweit jede Form von Intraplattenvulkanismus einen Hot Spot darstellt, hängt von der angewendeten Definition ab.

Die der Literatur entnommenen Definitionen gehen neben an der Oberfläche beobachtbaren und meßbaren Eigenschaften und Größen zum Teil auch auf vermutete ursächliche Zusammenhänge ein. Es erweist sich als sinnvoll, zwischen dem Hot Spot als beobachtbares Phänomen und seiner potentiellen Ursache zu differenzieren. In Anlehnung an die Definition von Burke und Wilson (1976) wird in der vorliegenden Arbeit definiert:

- Ein Hot Spot (HS) ist ein Gebiet, das sich durch seinen punktförmig-regional auftretenden Vulkanismus von der Umgebung unterscheidet.

Dabei können auf der Erde Hot Spots durchaus auf Plattengrenzen liegen. Beobachtbare und meßbare Größen von Vulkangebieten bilden dabei die Grundlage der gegebenen Definition. Der Hot Spot stellt sich damit als ein Oberflächenphänomen dar. Ein Vulkangebiet gilt somit als Hot Spot, wenn dessen Vulkanismus entweder isoliert oder andersartig als umgebender Vulkanismus auftritt.

2.2.2. Potentielle Hot-Spot-Ursachen

2.2.2.1. Definition des Mantel Plumes

In der vorliegenden Arbeit wird das Phänomen des Hot Spots zunächst unabhängig von seiner Ursache betrachtet. Unzählige Publikationen sind über mutmaßliche Ursachen der Hot Spots geschrieben worden. In der Regel versuchen die Autoren dabei, allen Hot Spots der Erde dieselbe Ursache zuzuschreiben. In dieser Arbeit wird der Ansatz verfolgt, Hot Spots verschiedenen Ursprungs anzunehmen. Dennoch soll eine alle Hot Spots umfassende Definition gegeben werden. Die in der gegenwärtigen Wissenschaft favorisierte Erklärung für die Hot Spots ist der Mantel Plume, dargestellt in Abb. 5. Hierbei handelt es sich um eine von zahlreichen Untersuchungen geforderte pilzförmige Ausbreitung eines aufsteigenden Mantel Plumes im Sublithosphärenbereich, wenn der Mantel Plume aus der Tiefe kommend sich der Lithosphäre nähert (z.B. Courtney und White, 1986).

Diese Mantel Plumes haben ihren Ursprung sehr wahrscheinlich von der Kern-Mantel-Grenze, der sogenannten D"-Schicht (Loper, 1984; Stacey und Loper, 1983; Schubert et al., 1987 und Olson et al., 1987), und bewegen sich relativ zueinander kaum (Minster und Jordan, 1978; Vink et al., 1985). Die thermische Grenzschicht an der Basis des Mantels, die sogenannte D"-Schicht, wird dabei vom Wärmeübergang aus dem konvektierenden, äußeren Kern und die Konvektion des Kerns wiederum aus der latenten Wärme, die beim "Ausfrieren" des äußeren Kerns an den inneren, festen Kern frei wird, gespeist. Der Mantel Plume ist ein konvektiver Prozeß, wobei der Aufstieg des Gesteinsmaterials aus der thermischen Grenzschicht über der Kern-Mantel-Grenze in Form enger Schläuche erfolgt. Aufgrund des Viskositätsgradienten (vgl. z. B. Li Yinting et al., 1983) breitet sich das Material unterhalb der Basis der Lithosphäre in der Asthenosphäre aus. Mantel Plumes werden seit langem in zahlreichen Modellrechnungen behandelt, obwohl sie immer noch weitgehend hypothetisch sind. Inzwischen gibt es jedoch aus tomographischen Untersuchungen (vgl. Abb. 23 in Kap. 3.3.3.) Hinweise auf die Existenz von Mantel-Plume-Strukturen.

Abb. 5. Geometrischer Aufbau eines idealen Mantel Plumes. Wichtigste Be- standteile des Mantel Plumes sind das enge Auftriebszentrum und die pilzförmige Ausbreitung im Sublithosphärenbereich.

Unabhängig von der Oberflächenstruktur "Hot Spot" wird (auch in Anlehnung an die tomographischen Ergebnisse, die in Kap. 3.3.3. angesprochen werden) definiert:

- Ein Mantel Plume (MP) ist eine positiv thermisch anomale Struktur im Mantel, die einen Durchmessser von einigen hundert km bis zu 2000 km aufweist und im Sublithosphärenbereich in Tiefen von ca. 70 km bis hinunter zu maximal 200 km liegt.

Die gegebenen Definitionen von Hot Spot und Mantel Plume trennen sauber die Ursache "Mantel Plume" im Erdinnern von seiner Wirkung "Hot Spot" an der Oberfläche. Damit kann es einerseits Hot Spots geben, die nicht von einem Mantel Plume herrühren, und andererseits kann es Mantel Plumes geben, die sich nicht an der Oberfläche durch Hot Spots bemerkbar machen. Eine erste Klassifizierung (nach Ursachen) stellt die Definition des Mantel-Plume-Hot-Spots dar:

- Ein Mantel-Plume-Hot-Spot (MP-HS) ist ein Hot Spot, dem als Ursache ein Mantel Plume zugeschrieben werden kann.

Als indirekte Merkmale für Mantel-Plume-Hot-Spots gelten u. a. das Auftreten regionaler Schwellen bzw. Aufdomungen, Seamount-Ketten progressiven Alters und petrologische Randbedingungen (vgl. auch Kap. 4.3.2.2.).

Bei den theoretischen Modellansätzen für Mantel Plumes lassen sich zwei wichtige Gruppen unterscheiden: "Steady-state Plumes" und "Starting Plumes". Die Steady-state-Plume-Hypothese (vgl. z. B. White und McKenzie, 1989) stellt den Plume als einen bis zu vielen Millionen Jahren andauernden Konvektionsprozeß dar. Diese Art von Plume, dargestellt in Abb. 5, gilt in der vorliegenden Arbeit als Mantel Plume. Solche Mantel Plumes werden zum umgebenden Mantel als mehr oder weniger ortsfest angenommen (vgl. hierzu auch Kap. 4.2.). Die Starting-Plume-Hypothese (vgl. z. B. Richards et al. (1989) und Hill et al. (1991)) beinhaltet das initiale Auftreffen eines Plumes auf die Lithosphärenbasis von der Tiefe her.

2.2.2.2. Alternative Modellvorstellungen

Das Mantel-Plume-Modell wurde zunächst für den Hawaii-Hot-Spot entwik-kelt. Später übertrug man es auf andere als Hot Spot erkannte Gebiete. Das Mantel-Plume-Modell mag sehr wohl eine befriedigende Erklärung für einige Hot Spots sein, aber für viele Hot Spots kann und soll es auch nicht herangezogen werden. Neben der Mantel-Plume-Hypothese werden in der Literatur weitere mögliche Ursachen für Hot Spots diskutiert, die bei der Klassifizierung in Kap. 4 zum Teil in anderer Form berücksichtigt worden sind. Im wesentlichen lassen sich aus der Literatur neben der bereits andiskutierten Mantel-Plume-Struktur folgende mögliche Hot-Spot-Ursachen entnehmen:

1. "Propagating Cracks" in der Lithosphäre nach z.B. Turcotte und Oxburgh (1973, 1976), Sleep (1974), Solomon und Sleep (1974). Hierbei handelt es sich um Schwächezonen, die sich infolge der Änderung des Spannungszustandes in der Lithosphäre in eine Vorzugsrichtung verlagern. Im Bereich der Lage der aktiven Schwächezone sinkt nach diesem Modell der untere Teil der Lithosphäre in den oberen Mantel und wird dabei durch heißes asthenosphärisches Material ersetzt (Sleep et al., 1988).

2. "Allgegenwärtige Mantelheterogenitäten" nach Sleep (1984). In dieser Hypothese geht der Autor davon aus, daß der Mantel nicht eine überall gleichartige Änderung der chemischen Zusammensetzung und der physikalischen Zustände wie z. B. Dichte und Viskosität als Funktion der Tiefe aufweist. Es gibt in gleichen Tiefen dadurch wärmere und kühlere Zonen des Mantels, die sich aus verschiedenen Gründen herausgebildet haben. In diesem Sinne ist der Mantel nicht homogen, sondern heterogen aufgebaut. Der Hot-Spot-Vulkanismus, der noch eine Funktion des Zustandes der Lithosphäre darstellt, kommt danach vorzugsweise über den wärmeren Gebieten vor.

3. "Reaktivierung von Schwächezonen" nach z.B. Sykes (1978). Sykes (1978) behandelt eine Vielzahl der Hot Spots unter dem Gesichtspunkt tektonischer Spannungsfelder. Im Gegensatz zu den "propagating cracks" (1) handelt es sich hierbei um bereits aus längst vergangenen tektonischen Prozessen hervorgegangene Schwächezonen, die durch eine jüngere tektonische Beanspruchung aus verschiedenen Gründen reaktiviert werden.

4. "localized shear melting" nach Shaw und Jackson (1973). In diesem Modell wird davon ausgegangen, daß die Produktion der Schmelzen durch eine Scherbewegung zwischen der Lithosphärenplatte und dem darunterliegenden Mantel hervorgerufen wird. Dieser Prozeß ist in gewissem Sinne mit der Produktion von Reibungswärme vergleichbar. Der Rückstand aus der Schmelzenbildung führt über eine gravitative "Verankerung" (siehe Shaw und Jackson, 1973) dazu, daß die Hot-Spot-Ursache im Mantel fixiert ist.

5. "Lithospheric thinning" nach z.B. Sowerbutts (1969), Spohn und Schubert (1982), Detrick und Crough (1978) bzw. 6. "Lithospheric reheating" nach z.B. Sleep und Philips (1979), Morgan und Philips (1983) und Crough (1978).

Die Modelle (5) und (6) sind eng miteinander verwandt, da ein "reheating" der Lithosphäre letztendlich ein "lithospheric thinning" zu Folge hat. Das Modell von Crough (1978) eignet sich zur Erklärung der Kompensation von Schwellen. Nach diesem Modell erhitzt und erodiert ein Mantel Plume die Lithosphäre. Dabei wird lithosphärisches durch leichteres asthenosphärisches Material ersetzt (vgl. Abb. 54d in Kap. 7.1.), das die Schwellentopographie kompensiert. Hierbei wird zwar das "reheating" auf einen Mantel Plume zurückgeführt, dieser leistet jedoch in diesem Modell keinen eigenen Beitrag (weder durch Aufbau und Struktur noch durch dynamische Auftriebsprozesse) zur Schwellenkompensation. Der Mantel Plume dient nur als Erklärung für das "reheating" der Lithosphäre. Durch den Mantel Plume wird die Lithosphäre nach Detrick und Crough (1978) thermisch zurückgestellt, d. h. daß der Zusammenhang zwischen Wärmefluß und Alter der Lithosphäre nach Parsons und Sclater (1977) nicht mehr gegeben ist. Nach Detrick und Crough (1978) kann das "lithospheric thinning" zum einen ein mechanischer und zum anderen ein thermischer Prozeß sein. Im Falle eines thermischen Prozesses könnten Intrusionen in die untere Lithosphäre erfolgen.

Die Modellprozesse (1)-(6) müssen möglichst die in Kap. 8.3.1. näher ausgeführten Beobachtungen erklären. Jedes der genannten Modelle hat jedoch seine Schwächen. Die Hypothese (1) der "propagating cracks" beschäftigte auch Walcott (1976). Jedoch kann dabei nach McKenzie und Bickle (1988) die Menge der produzierten Schmelzen, die zum Aufbau der Hawaii-Kette geführt haben, nicht erklärt werden. Außerdem gibt dieses Modell keine Erklärung für die topographischen und Geoidanomalien. Das "localized shear melting" ist nach Watson und McKenzie (1991) nicht in der Lage, die Menge der Schmelzen zu erklären, und ferner gibt es keinen Grund, warum die Schmelzproduktion unter den Inseln sein sollte. Außerdem ist es nach Watson und McKenzie (1991) unwahrscheinlich, daß die "Verankerung" in einer Mantelkonvektion erhalten bleibt.

Das einfache "reheating"-Modell, das keine dynamischen Auftriebsprozesse in der Asthenosphäre berücksichtigt, kann den abrupten Anstieg der Schwelle südöstlich vor der Insel Hawaii nicht erklären. Jedoch kann es gut die allmähliche Absenkung der Schwelle im Nordwesten und damit ihre grundsätzliche Form erklären. Aus dem "reheating"-Modell folgt für den Hot Spot eine signifikante Wärmeflußanomalie. Von Herzen et al. (1989) maßen für den Überschuß bzw. die Anomalie der Oberflächenwärmeflußdichte, im folgenden mit Wärmeflußanomalie bezeichnet, einen Wert von 5-10 mW/m2, der jedoch nach ihren eigenen Angaben vernachlässigt werden kann. Diese Abwesenheit einer signifikanten Wärmeflußanomalie steht im Widerspruch zu dem "reheating"-Modell.

Die Entkopplung einer signifikanten Wärmeflußanomalie von der topographischen Anomalie hat zur Folge, daß entweder die Schwelle durch geophysikalische Prozesse isostatisch kompensiert oder dynamisch durch Konvektionsströme in der Asthenosphäre unterstützt ist. Letzteres läßt sich problemlos mit einem Mantel-Plume-Ansatz erklären. Dieser könnte im Rahmen einer Plume-Lithosphären-Wechselwirkung die geophysikalischen Prozesse zur isostatischen Kompensation der Schwelle zusätzlich bewirken. Darauf wird im zweiten Teil dieser Arbeit genauer eingegangen.

Die theoretischen Prozesse (1)-(6) werden in der angegebenen Literatur ausführlich erläutert. Verschiedene empirische, experimentelle und numerische Methoden führten auf diese Hypothesen. Jedes dieser Ursachen-Modelle weist wie oben dargelegt Widersprüche mit Geländemessungen und -beobachtungen auf. Das Für und Wider ist in der Literatur ausführlicher als es hier getan werden kann dargelegt. Alle Modellvorstellungen können einerseits als echte Alternative zu der Mantel-Plume-Hypothese aufgefaßt werden. Andererseits kann man nicht ausschließen, daß der eine oder andere als Hot-Spot-Ursache aufgefaßte Prozeß bereits als Wirkung eines Mantel Plumes entstanden sein könnte. Dann wäre die Hot-Spot-Ursache über eine geschachtelte Kausalbeziehung letztendlich wieder der Mantel Plume. Dies gilt insbesondere für die letzten beiden Theorien über den Zustand der Lithosphäre (5) und (6). Im Rahmen der Klassifizierung, die unten erfolgt, werden Hot Spots erkannt, die unmittelbar einer Mantel-Plume-Wirkung zuzuschreiben sind, die nur mittelbar gewissermaßen als Nebeneffekt mit einem Mantel Plume und die überhaupt nicht in Zusammenhang mit einer Mantel-Plume-Tätigkeit erklärbar sind.

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