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Inhaltsverzeichnis
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4. Klassifizierung der irdischen Hot Spots
Jedes zu klassifizierende Objekt wird sich in irgendeiner Weise von allen anderen unterscheiden. Keines gleicht aufgrund der Wechselwirkungen mit der Umgebung dem anderen. Eine Klassifizierung kann nach verschiedenen Gesichtspunkten durchgeführt werden. Zu den Idealtypen einer Klasse kommen stets schwer klassifizierbare Übergangsformen hinzu, da Prozesse in der Natur oft komplex miteinander wechselwirken. Eine Klassifizierung der Hot Spots wird durch unbekannte bzw. hypothetische Ursachen erschwert. Daher besteht der Zweck der Klassifizierung zunächst einmal darin, die beobachteten Merkmale vergleichend darzustellen und zu ordnen. Diese Zusammenstellung von Beobachtungen soll Aufschluß über ursächliche Zusammenhänge geben.
Die Trennung und Zusammenfassung einzelner Objekte und die oben gegebene Definition des Begriffs "Hot Spot" sowie die damit verbundene Ausgrenzung andersgearteter Objekte bilden die Grundlage einer Klassifizierung. Die Klassifizierung selbst erfolgt einerseits nach beobachtbaren Merkmalen und andererseits nach potentiellen ursächlichen Zusammenhängen, auf die man aus gewissen Beobachtungen schließen kann.
Eine erste Klassifizierung präsentierte Wilson (1973). Diese findet der Leser in Kapitel 4.2. Keine regelrechte Klassifizierung, aber eine Typenbeschreibung vieler Hot Spots lieferte Sleep (1990). Seine Ausführungen werden insbesondere in Kapitel 4.3. berücksichtigt.
Ähnlich wie die Klassifizierung der Vulkane in Abb. 1 lassen sich auch die Hot Spots nach verschiedenen Kriterien klassifizieren. In der vorliegenden Arbeit findet eine Aufteilung nach beobachtbaren, meßbaren Größen und nach vermuteten ursächlichen Zusammenhängen statt. In dieser Weise werden alle in der Literatur genannten Hot Spots betrachtet. Wie oben bereits gesagt, gibt es verschieden umfangreiche Kataloge. Daher wird mittels der Ergebnisse des vorangegangenen Kapitels zunächst eine Liste aller Mantel-Plume-Hot-Spots zusammengestellt. Diese betrachten viele Autoren als die eigentlichen Hot Spots.
4.1. Datensammlung über identifizierte Hot Spots
Es wird versucht, eine möglichst vollständige Liste aller von irgendeinem Wissenschaftler vorgeschlagenen Hot Spots anzulegen. Dabei wird neben Publikationen, die sich einem ausgewählten Hot Spot widmen, insbesondere Literatur herangezogen, in der auf mehrere Hot Spots eingegangen wird. Um die verschiedenen Formen einer Darstellung der geographischen Hot-Spot-Verbreitung auch kompatibel zu machen, wird jeder Hot Spot mit einem geographischen Namen belegt und ihm eine geographische Koordinate zugewiesen. Aufgrund der regionalen Ausdehnung von manchen Hot Spots verweist die geographische Koordinate in der Regel auf das letzte Aktivitätszentrum. Eine Angleichung verschiedener Koordinatenangaben unterschiedlicher Autoren wird teilweise notwendig. Zur geographischen Benennung der Hot Spots aus Kartendarstellungen wie der von Vogt (1981) oder der von Burke und Wilson (1976) wird insbesondere folgende Literatur herangezogen: - Neotectonic Map of the World von Nikolaev et al. (1984); die in der Karte gezeigten basischen Vulkanprovinzen wurden vor allem für Ostasien herangezogen. - Thorpe und Smith (1974) für Afrika. - O'Connor und Duncan (1990) für den Atlantik. - Suppe et al. (1975) für Nordamerika. - Knaurs Weltatlas (1985) für übrige Gebiete.
Die Angaben physikalischer Parameter für die einzelnen Hot Spots entstammen vor allem der folgenden Literatur: - (a) Pollack et al. (1983), - (b) Richards et al. (1988), - (c) Crough (1983a), - (d) Epp (1984), - (e) White und McKenzie (1989), - (f) Sleep (1990), - (g) Monnereau und Cazenave (1990), - (h) Brott et al. (1981).
Die obigen Kennbuchstaben der zitierten Literatur tauchen als Index in den Tabellen auf. "x" bedeutet dabei, daß diese Koordinate vom Autor selbst gesetzt wurde. In diesen Fällen waren entweder keine Koordinaten in der Literatur gegeben oder die angegebenen Koordinaten waren unzureichend, d. h. sie lagen weder im Zentrum noch auf einem der aktiven Zentren des betreffenden Hot Spots. Zunächst werden die Daten für die identifizierten Hot Spots gelistet, die für alle Hot Spots bekannt sind. Die in Pollack et al. (1983) angegebene Hot-Spot-Koordinatenliste diente als Grundlage. Aus ihr entstammen auch die Angaben über die Plattendrift und die Lithosphärendicke in Tab. 1. Vielen der Koordinaten wurde eine geographische Bezeichnung zugeordnet. Die in nachfolgender Tabelle definierten Kürzel werden in der Arbeit im folgenden in Abbildungen und Tabellen verwendet, um die Übersichtlichkeit zu erhalten.
Tab. 1. Die als rezent aktiv identifizierten Hot Spots der Erde.
Tab. 1 umfaßt 150 geographische Hot-Spot-Lokationen. Bekannte Hot-Spot-Gebiete, die in Tab. 1 nicht gelistet sind, werden in der vorliegenden Arbeit entweder mit einer anderen geographischen Bezeichnung geführt, oder sie liegen geographisch sehr nahe einem in Tab. 1 gelisteten Hot-Spot-Gebiet. Eine weitergehende Aufsplittung geographisch definierter Vulkanprovinzen in Einzel-Hot-Spot-Lokationen erscheint hier nicht notwendig, da im Rahmen der Klassifizierung viele Hot Spots aus Tab. 1 zu einem Gebiet zusammengefaßt werden.
In der folgenden Tab. 2 sind Daten über Hot Spots aufgelistet, die für viele Autoren als potentielle Mantel-Plume-Hot-Spots in Frage kommen. Die hier gelisteten Daten waren für die übrigen Hot Spots nicht verfügbar. Die genannten Werte sind oft von Autor zu Autor verschieden. Ferner müssen sowohl statistische als auch systematische Fehler angenommen werden. So hängen z.B. die bestimmten Plattengeschwindigkeiten aus Tab. 1 und die Krustenalterwerte aus Tab. 2 von der Koordinate des Hot Spots ab, die z. T. recht willkürlich festgelegt werden kann.
Die nachfolgende Tab. 2 weist neben anderen Parametern, die sich selbst erklären, den von Sleep (1990) definierten "Auftriebsfluß" (Bouyancy Flux) B aus. Hierbei handelt es sich um eine errechnete Größe, die wie folgt definiert ist:
B = m T QP,
wobei T : Temperaturdifferenz zwischen Mantel Plume und um- gebenen Mantel, m : Manteldichte, angesetzt mit 3,3 g/cm3, : thermischer Expansionskoeffizient, etwa 3 . 10-5°C-1, QP : Volumenfluß des Mantel Plumes in m3/s.
Bei den Hot Spots aus Tab. 2 handelt es sich um diejenigen Hot Spots, über die weitere Informationen verfügbar sind und über welche bereits Untersuchungen unterschiedlicher Art vorliegen. Jedoch gehören diese nicht unbedingt genau zur Klasse der Mantel-Plume-Hot-Spots, obwohl viele Autoren unter dieser Annahme obige Angaben machten. Z. T. handelt es sich um errechnete Größen (z. B. Auftriebsfluß), in die auch viele Annahmen und die Fehler von Meßdaten und Beobachtungen eingehen. So liegen über viele Daten abweichende Angaben je nach Autor vor. Beispielsweise schwanken die Angaben über das Krustenalter für die Lage des Marquesas-Hot-Spots zwischen 45 (White und McKenzie, 1989) und 64 Millionen Jahren (Monnereau
Tab. 2. Ergänzende Daten über Hot Spots, die von vielen Autoren mit einem Mantel Plume in Zusammenhang gebracht werden.
Abb. 24. Verbreitung identifizierter Hot Spots. Diese Zusammenstellung stellt die Vereinigungsmenge aus verschiedenen Publikationen über Hot Spots dar.
und Cazenave, 1990). Abweichungen entstehen überdies bei Hot Spots, die über mehrere Aktivitätszentren verfügen. Dazu gehören z. B. die Kanarischen Inseln mit La Palma, Teneriffa (Pico de Teide) und Lanzarote. Damit variieren bei einer derartigen geographischen Ausdehnung mehrerer zu einem Hot Spot gehörenden Aktivitätszentren die Hot-Spot-Parameter nicht unerheblich. Im Falle der Kapverden existieren Angaben über das Krustenalter, die zwischen 125 (White und McKenzie, 1989) und 140 Millionen Jahren (Monnereau und Cazenave, 1990) variieren. Dabei haben die verschiedenen Autoren jeweils andere Bezugspunkte zugrunde gelegt.
Eine Übersicht über die geographische Lage der identifizierten Hot Spots gibt die Abb. 24. Die Darstellung zeigt lediglich das quantitative Vorkommen der Hot Spots. Qualitative Aussagen über diese Gebiete sind in Tab. 1 und Tab. 2 festgehalten.
4.2. Verbreitung der Mantel-Plume-Hot-Spots und Rifting-Prozesse
An dieser Stelle wird die Verbreitung der Mantel-Plume-Hot-Spots aus den Ergebnissen von Kap. 3 mit Hilfe der Nomenklatur nach Tab. 1 sowie den in der Literatur mit einem Mantel Plume in Zusammenhang gebrachten Hot Spots nach Tab. 2 abgeleitet. In den nachfolgenden Kapiteln, in denen Klassifizierungen der einzelnen Hot Spots herausgearbeitet werden, werden die im folgenden genannten Mantel-Plume-Hot-Spots bestätigt und weiter diskriminiert.
Aus Abb. 17 lassen sich unter Benutzung der Nomenklatur aus Tab. 1 zunächst die folgenden Hot-Spot-Zentren ablesen: Hawaii, der südpazifische Raum, Galapagos, Nordwestamerika, Island, Nordostatlantik, Zentralatlantik, Südatlantik, Crozet, Kerguelen, Réunion, Ostafrika, Afar, Sahara, Kamerun und die Karolinen. Alle diese Gebiete werden von verschiedenen Autoren mit einer Mantel-Plume-Aktivität in Zusammenhang (vgl. Tab. 2) gebracht. Dabei wird der südpazifische Raum in die einzelnen Hot Spots Tahiti, Pitcairn, Samoa, MacDonald, Marquesas, Osterinsel, San Felix und Juan Fernandez aufgeteilt. Die ersten fünf dieser Hot Spots sehen einige Autoren in Zusammenhang mit einem Superswell (McNutt und Fisher, 1987), die letzten werden von Bonatti et al. (1977) einer Mantel-Hot-Line zugeordnet. In jedem Falle gelten sie damit als Mantel-Plume-Hot-Spots, die überdies noch möglicherweise in einer umfassenderen Ordnung zu sehen sind. Nordwestamerika wird im wesentlichen durch den Einzugsbereich des Yellowstone-Hot-Spots abgedeckt. Das Gebiet des Nordostatlantiks läßt sich in die einzelnen Vulkanzentren der Azoren, der Kanaren und der Kapverden gliedern, die aufgrund ihrer topographischen Schwellen und ausgedehnten Vulkanmassive als Mantel-Plume-Hot-Spots angesprochen werden können. Im Bereich des Zentralatlantiks dominiert der St.-Helena-Hot-Spot und im Bereich des Südatlantiks der Tristan-Hot-Spot. Ostafrika wird im wesentlichen durch den Kenya-Dome und die Sahara durch die Vulkanstöcke Hoggar, Darfur und Tibesti geprägt.
Die Liste der Hot Spots in Tab. 2 entspricht dem Umfang von Katalog 2 und stellt damit die potentiellen Mantel-Plume-Hot-Spots aus der Literatur dar. Die Gemeinsamkeit dieser Hot Spots ist ihre topographische Schwelle regionalen Ausmaßes (vgl. Tab. 2), der im zentralen Bereich große Vulkangebäude aufsitzen. Dies ist die einzige notwendige Eigenschaft, die jeder Mantel-Plume-Hot-Spot aufweist. Jedoch gibt es kein Kriterium für einen Mantel-Plume-Hot-Spot, das sowohl notwendig als auch hinreichend für dessen Identifikation ist. Seamountketten oder Flutbasaltprovinzen sowie weitere Aspekte, die in den folgenden Kapiteln diskutiert werden, sollen die bereits hier gegebene Identifikation von Mantel-Plume-Hot-Spots bestätigen.
Die bereits hier abgeleiteten Mantel-Plume-Hot-Spots sind durch ihr Einzugsgebiet charakterisiert worden. Dieses Einzugsgebiet rührt von der Größe der Mantel Plumes her. Damit überhaupt die Lithosphäre von einem solchen "durchgebrannt" werden kann, muß der Mantel Plume eine bestimmte Mindestgröße aufweisen und damit wiederum der Mantel-Plume-Hot-Spot-Einzugsbereich in der Größenordnung von 1000 km liegen. Es macht daher keinen Sinn, daß der räumliche Abstand der Zentren der Mantel-Plume-Hot-Spots weniger als etwa 1000 km beträgt. Auf diese Weise gehören alle Hot Spots nach Tab. 1, die dichter als etwa 1000 km zu einem der hier als Mantel-Plume-Hot-Spot angesprochenen Gebiete liegen, zu einer oder mehreren verschiedenen anderen Hot-Spot-Klassen.
In Abb. 17 sind über die bereits als Mantel-Plume-Hot-Spot erkannten Gebiete hinaus weitere Hot-Spot-Regionen zu erkennen. Diese umfassen die ostasiatische Region, die südliche Tasmanien-See, Europa, die Antarktis sowie eine Reihe kleinerer Gebiete. Diese Gebiete werden nicht zur Klasse der Mantel-Plume-Hot-Spots gerechnet. Die Natur dieser Regionen wird in Tab. 3 und Tab. 4 sowie in der sich anschließenden geographischen Diskussion in Kap. 4.3.3. dargestellt.
Tab. 2 listet potentielle Mantel-Plume-Hot-Spots aus der Literatur, die jedoch nicht unbedingt allesamt als Mantel-Plume-Hot-Spots anzusprechen sind. Nicht zu den Mantel-Plume-Hot-Spots gerechnet werden die folgenden Gebiete aus Tab. 2. Der Bowie- und der Cobb-Hot-Spot liegen im Einzugsbereich des Yellowstone-Hot-Spots (vgl. Abb. 17). Der Bermuda-Hot-Spot weist zwar eine signifikante Schwelle auf, ist aber nach Detrick et al. (1986) erloschen. Der Madeira-Hot-Spot fällt in den Einflußbereich der Kanaren, der Meteorbank (GRM) -Hot-Spot in den Einflußbereich der Azoren. Der Ascension-Hot-Spot fällt in den Einflußbereich von St.-Helena. Die Hot-Spots von Fernando und Trindade weisen einen geringen Auftriebsfluß bei geringerer Schwellenhöhe (nur 500m) auf. Signifikante Vulkanbauten liegen hier nicht vor. Der Hot Spot von St. Paul und Amsterdam steht nach Morgan (1978) im Einflußbereich der Kerguelen. Der Komoren-Hot-Spot ist nach Grimison und Chen (1988) auf Intraplattenstress zurückzuführen. Vema und Discovery stellen einzelne Seamounts dar, um welche keine ausgeprägten Schwellen vorliegen. Unter der Annahme hypothetischer Mantel Plumes hat Sleep (1990) für fast alle in Tab. 2 gelisteten Hot Spots Auftriebsflußwerte bestimmt. Jedoch können lediglich Hot Spots mit Auftriebsflußwerten von mehr als 1Mg/s durchweg zu den Mantel-Plume-Hot-Spots gezählt werden.
Damit haben sich die in Abb. 25 dargestellten Gebiete als potentielle Mantel-Plume-Hot-Spots ergeben. Hierbei handelt es sich um Mantel-Plume-Hot-Spots, die im Sinne der Steady-state-Plume-Hypothese zu verstehen sind (vgl. Kap. 2.2.2.1.). Sie alle zeichnen sich durch topographische Schwellen mit aufgesetztem Vulkanismus aus, der basischer Natur ist. Diese Mantel-Plume-Hot-Spots sind nach physikalischen Gesichtspunkten und nach ihrer Ursache klassifiziert. Eine geographische Diskussion, die die verschiedenen Kriterien anhand der einzelnen Hot-Spot-Gebiete herausstellt, beinhaltet Kap. 4.3.3.. Es bietet sich an, diese Mantel-Plume-Hot-Spots nun noch einer geologisch-tektonischen Betrachtung zu unterziehen. In diese Analyse werden auch noch andere Hot Spots mit einbezogen.
Abb. 25. Verbreitung der aus Tab. 4 als Mantel-Plume-Hot-Spots identifi- zierten Hot Spots. Hierbei handelt es sich größtenteils um die in Tab. 2 aufgeführten Hot Spots. Die fetten Kreissymbole verweisen auf eine dominantere Bedeutung des zugehörigen Hot Spots gegenüber solchen, die mit kleineren Kreisen gekennzeich- net sind (vgl. Tab. 4 in Kap. 4.3.2.). Die nicht ausgefüllten großen Kreissymbole stellen die zur Zeit nicht aktiven Hot Spots in der Sahara dar. Der Louisville-Hot-Spot gilt als erlo- schen (Lonsdale, 1988), da er aber nach Abb. 27 eine Spur zu den Ontong-Java-Basalten aufweist, gehört(e) er zu den Mantel- Plume-Hot-Spots. Die Hot Spots von Crozet und Marion aus Abb. 27 werden aufgrund ihrer Nähe zueinander zusammengefaßt (vgl. auch Kap. 4.3.3.5.).
Im Zusammenhang von Mantel Plumes und Plattentektonik unterscheidet Wilson (1973) verschiedene Arten von Hot Spots: - Hot Spots auf dem oder nahe des mittelsüdatl. Rückens und des ost- pazifischen Rückens, - Hot Spots auf oder nahe anderer ozeanischer Rücken, - geol. junge Hot Spots und Rift Valley - Strukturen, - geol. junge Hot Spots in Ozeanen, die stationär angenommen werden, - geol. alte Hot Spots, deren Entstehungsort subduziert worden ist.
Darüber hinaus kennt Wilson (1973) teilweise die Einteilung der Hot Spots in "triple point"-, "fracture zone"-, "large fracture zone"- und "major fracture zone " - Lagen.
Diese beiden Arten der Einteilung sind unabhängig voneinander. Beide Klassifikationen bringen die Hot Spots, denen Wilson (1973) den Mantel-Plume-Mechanismus als Ursache zuschreibt, in Zusammenhang mit der Plattentektonik. Die Verbreitung aller von verschiedenen Autoren identifizierten Hot Spots zeigt Abb. 24. Die plattentektonischen Strukturen stellt Abb. 4 dar. Eine Korrelation aller in Abb. 24 gezeigten Hot Spots mit den Strukturen aus Abb. 4 liegt nicht vor. Dies kann auch nicht sein, da ursprünglich die Hot Spots sogar ausschließlich als Intraplattenvulkanismus aufgefaßt worden waren.
Der Aufstieg eines Mantel Plumes ist ein konvektiver Prozeß. Die Lage eines Mantel-Plume-Hot-Spots markiert ein Gebiet, unter welchem sich eine aufwärts gerichtete Konvektionsströmung befindet. In der Literatur findet man immer wieder Darstellungen, in denen sich die Plumes mit der zur Erklärung der Plattentektonik skizzierten Konvektionsströmung ungestört überlagern (z.B. Siever, 1983). Während Campbell et al. (1989), Richards et al. (1989) und Sleep (1990) in den Plumes eine Art "zweitrangige" Konvektion (dabei sind die durch Plumes beschriebenen Konvektionsvorgänge unabhängig von globalen Konvektionssystemen zu betrachten) sehen, verstehen White und McKenzie (1989) die Plumes als Bestandteil großräumiger Konvektionsprozesse. Eine ungestörte Überlagerung der Plumes mit klassischen Konvektionszellen, die zur Erklärung der Plattentektonik vermutet worden waren, erscheint wenig plausibel. Als Antriebsmechanismus der Plattentektonik wird mittlerweile "ridge-push" (Rückendruck) und "slab-pull" (Plattensog) angesehen (Forsyth und Uyeda, 1975). Die Rücken selbst werden bezüglich der plattentektonischen Kräfte als passiv eingestuft und liegen nicht notwendigerweise über Konvektionszellen mit einer aufwärtsgerichteten Strömung des Materials (Lachenbruch, 1976). Die Plattenbewegungen können nach Officer und Drake (1983) ferner durch laterale Temperatur- und Dichtegradienten unterstützt werden. Auf diese Weise benötigt man die klassischen Konvektionszellen nicht mehr zur Erklärung der Plattentektonik.
Mittlerweile begegnen auch andere Autoren offenbar dem Problem der Überlagerung klassischer Konvektionsmuster mit der durch Mantel Plumes definierten Konvektion. So vertreten Spohn und Schubert (1982) und Sengör und Burke (1978) in ihren Modellen beispielsweise die Ansicht, daß die Lage ozeanischer Rifts ausnahmslos durch Hot Spots bestimmt wird. Dagegen bestreiten dies z. B. McKenzie (1978) sowie Hill (1991). Coffin und Eldholm (1994) schlagen eine "heterogene" Mantel-Konvektion vor, die mit einer der Plattentektonik zugehörigen Konvektion koexistiert, komplexe thermische Strukturen aufweist und ferner mindestens vier geochemische/isotopische Reservoirs erklären kann. Der Vergleich von Abb. 4 mit Abb. 24 verdeutlicht, daß es neben Hot Spots, die mit einem Rifting in Zusammenhang gebracht werden können, sowohl Hot Spots ohne Rifting als auch Rifting-Gebiete ohne Hot Spots gibt. Letztere haben eher regional-lokalen Charakter.
Ein Vergleich der tomographischen Ergebnisse nach Abb. 23 zeigt, daß die Zonen niederer seismischer Geschwindigkeiten, die letztendlich positive Wärmeanomalien anzeigen, unter den ozeanischen Rücken in oberflächennahen Tiefen, unter den Hot Spots hingegen in größeren Tiefen (deutlich mehr als 100 km) liegen. Dabei sind die Anomalien um die Hot Spots inselhaft bzw. regional, während die Rückenanomalien global dem gesamten Verlauf der Rückenachse (siehe z. B. Zhang und Tanimoto (1991a) und Anderson et al. (1992)) folgen. Damit liegt der Schluß nahe, daß an den ozeanischen Rücken der Materialaufstieg mit Ausnahme in Einflußbereichen von Hot Spots wie z. B. Island aus oberflächennahen Bereichen und passiv erfolgt. Dagegen erfolgt der Aufstieg von Material aus größeren Tiefen aktiv in Form sublithosphärisch regional ausgedehnter Mantel Plumes. Auf diese Weise liegen "punktuelle" Zentren der Aufstiegsbewegung in Form der Mantel Plumes vor. Diesen stehen die "flächenhaften" Abstiegszentren in Form der abtauchenden Platten der Subduktionszonen, die seismisch durch Erdbebenherdtiefen nachgewiesen sind, gegenüber.
Bereits in Kap. 3.2.2. wurde und in Kap. 4.3.2.2. wird angesprochen, daß die Plumes eine Mindestgröße aufweisen müssen, um sich überhaupt durch die Lithosphäre hindurch an der Oberfläche durch Vulkanismus bemerkbar machen zu können. Die Mindestgröße eines Plumes führt dazu, daß die Lebensdauer eines Plumes mindestens in der Größenordnung von Millionen Jahren liegt. Den in Abb. 27 gezeigten Flutbasaltprovinzen werden von verschiedenen Autoren ursächliche Mantel Plumes zugesprochen, die heute die am Ende der in Abb. 27 gezeigten "Spuren" liegenden geographischen Hot-Spot-Gebiete speisen.
Coffin und Eldholm (1993) stellen heraus, daß das Entstehen der Flutbasaltprovinzen nur wenige Millionen Jahre andauert. So wurden nach Coffin und Eldholm (1993) die Deccan Trapps innerhalb von weniger als einer Millionen Jahren und die Kerguelen Basalte innerhalb von 4,5 Millionen Jahren aufgebaut. Diesen Tatsachen stellen Coffin und Eldholm (1993) die mehr als 70 Millionen Jahre andauernde Plume-Tätigkeit von Hawaii gegenüber. An dieser Stelle muß betont werden, daß die Plumes in der Regel mehrere Zehnermillionen von Jahren aktiv bleiben. Dies zeigen z. B. die Kapverden, wo der Plume nach White und McKenzie (1989) seit mindestens 20 Millionen Jahren, wahrscheinlich aber seit 40 bis 50 Millionen Jahren aktiv ist. Auch der Réunion-Hot-Spot ist ein Beispiel für einen alten Plume (Courtilliot et al., 1988), da der Hot Spot mit den 66 Millionen Jahre alten Deccan Trapps (Duncan und Richards, 1991) in Zusammenhang zu bringen ist und somit der zugehörige Plume seit bereits 66 Millionen Jahren als Steady-state-Plume (vgl. Kap. 2.2.2.1.) tätig ist. Darüber hinaus ist beispielsweise der Plume unter Island nach Upton (1988) seit mindestens 60 und unter Tristan da Cunha nach O'Connor und le Roex (1992) seit 120 Millionen Jahren aktiv. Aus Abb. 27 sind für alle diese Beispiele die zugehörigen Flutbasaltprovinzen zu entnehmen.
In diesem Sinne ist festzuhalten, daß die Steady-state-Plumes eine Lebensdauer in der Größenordnung von einigen Zehnermillionen Jahren aufweisen und damit die Dauer der beständigen Aktivität des Hawaii-Plumes zwar nicht sehr ungewöhnlich, aber nach wie vor rätselhaft ist. Im Gegensatz zu den Steady-state-Plumes, die aus den Starting-Plumes (vgl. Kap. 2.2.2.1.) hervorgehen, haben die Starting-Plumes lediglich eine Lebensdauer von etwa 1 bis 5 Millionen Jahren.
Die in Abb. 27 dargestellten Flutbasaltprovinzen sind als Folge der Starting-Plumes (der Ankunft eines neuen Plumes an der Lithosphärenbasis von unten her) zu verstehen. Zu einem späteren Zeitpunkt flaute die Basaltförderung ab und der Plume ging in den Steady-state-Status über und liegt unter den heute bekannten den Basaltprovinzen über Vulkanketten geographisch zugehörigen Hot-Spot-Lokationen. Coffin und Eldholm (1994) geben in ihrer Arbeit weit mehr Basaltprovinzen an als in Abb. 27 dargestellt sind. Um den Zusammenhang bestimmter Flutbasaltprovinzen zu Hot-Spot-Lokationen zu betonen, wurde in der vorliegenden Arbeit auf die umfassende Darstellung aller bekannten Basaltprovinzen, die Coffin und Eldholm (1994) geben, bewußt verzichtet. Die Zusammenstellung der Basaltprovinzen von Coffin und Eldholm (1994) mit Literaturangaben enthält neben den in Abb. 27 dargestellten Gebieten weitere kontinentale Flutbasaltprovinzen und weitere ozeanische Basaltplateaus sowie passive Ridges (Inselkettenbasalte), passive Kontinentalränder vulkanischen Ursprungs und Seamountgruppen. Alle diese Gebiete weisen einen ähnlichen Chemismus auf.
Fast alle Mantel-Plume-Hot-Spots, die die Abb. 27 im Zusammenhang mit Flutbasaltprovinzen ausweist, weisen in ihrer Geschichte ein anfängliches Rifting, das mittlerweile globale Ausdehnung angenommen hat, auf. Bis auf Réunion liegen alle Gebiete noch in geologisch aktiven Dehnungsbereichen. Der in Abb. 27 dargestellte Zusammenhang zwischen tasmanischen Flutbasalten und dem Balleny-Hot-Spot wird in der vorliegenden Arbeit zur Klassifizierung der Mantel-Plume-Hot-Spots nicht übernommen. Zum einen weisen die tasmanischen Flutbasalte keine mit den übrigen Basaltprovinzen vergleichbare Ausdehnung auf und zum anderen wird der Balleny-Hot-Spot von Morgan (1978) im Zusammenhang von Materialflußprozessen vom Mt.-Erebus-Gebiet gesehen. Für Hawaii ist der Ursprungsort nicht mehr feststellbar (evtl. Sibirien), oder aber es gab kein initiales Rifting kontinentalen Ursprungs. Dieses weisen auch die Südpazifik-Hot-Spots wie Tahiti nicht auf. Ihre Spur beginnt nicht im Zusammenhang mit "break-up"-Prozessen.
Man unterscheidet aktives und passives Rifting: - Als aktives Rifting bezeichnet man Ausdehnung und nachfolgendes Aufbrechen der Lithosphäre infolge asthenosphärischer Aufwölbungen durch gravitative Instabilität. - Als passives Rifting bezeichnet man Dehnungstektonik, die als Folge der Wechselwirkung einzelner Platten oder Schollen, welche sich infolge großräumiger Mantelkonvektion bewegen, auftritt (Logatchev et al., 1983).
Mantel Plumes können sich verborgen halten, durch Hot Spots bemerkbar machen oder gar Beiträge zu globalen Riftingprozessen liefern und in diesem Sinne die Plattentektonik maßgeblich beeinflussen. Im fortgeschrittenen ozeanischen Milieu erhalten den einmal von möglichen Mantel Plumes initiierten Rifting-Prozeß "Ridge-push"- Effekte (Rückendruck der lithosphärischen Platten durch gravitatives Abgleiten (Forsyth und Uyeda, 1975; Fowler, 1990)). "Slab-pull"-Effekte (Plattensog der lithosphärischen Platten durch die Subduktion (Forsyth und Uyeda, 1975; Fowler, 1990)) fördern die Riftingprozesse bei aktiven kontinentalen Rändern zusätzlich.
Es könnte aber auch Rifts geben, die erst eine Hot-Spot-Bildung mit krusteninterner Ursache hervorrufen und später durch Wechselwirkungen zur Mantel-Plume-Bildung beitragen. Weit verbreitet ist die Erkenntnis, daß die Lithosphäre auf die Mantelkonvektion reagiert. Einem möglichen Umkehrprozeß dagegen ist kaum Beachtung gegeben worden. Wenige wie z. B. Gurnis (1988) wiesen bereits daraufhin, daß die kontinentale Lithosphäre ebenfalls einen Einfluß auf die Mantelkonvektion hat. Damit ergeben sich Prozesse der Wechselwirkungen und mannigfaltige Ursachen für eine Hot-Spot-Entstehung. Abb. 26 zeigt die Verbreitung größerer Riftstrukturen auf den Kontinenten. Der Vergleich von Abb. 26 mit Abb. 24 liefert, daß beispielsweise der Baikal-Hot-Spot mit Riftstrukturen korreliert, die als passiv eingestuft werden (Logatchev et al.,1983).
Im Vergleich von Abb. 24 zu Abb. 26 zeigt sich, daß viele Hot Spots im Bereich kontinentaler Riftogene liegen. Lediglich drei dieser Hot Spots, und zwar Yellowstone, Ostafrika und Afar, sind, wie der Vergleich von Abb. 25 zu Abb. 26 zeigt, als Mantel-Plume-Hot-Spot klassifiziert worden. Insbesondere in diesem Zusammenhang zeigt der weitere Vergleich mit Abb. 27, daß der Mantel-Plume-Hot-Spot von Afar zentral im rezenten ostafrikanischen Riftogen mit Flutbasaltproduktion liegt.
Rifting-Begleiterscheinungen sind meist Vulkanismus und regionale Aufdomung. Diese Eigenschaften haben auch die Hot Spots, insbesondere die Mantel-Plume-Hot-Spots, nach Tab. 1. Nach Brown und Girdler (1980) lassen sich die großen negativen Bouguer-Anomalien, die mit rezenten Rifts korrelieren, durch eine Verdünnung und Verdrängung der Lithosphäre durch aufsteigende Asthenosphäre verminderter Dichte erklären. Aber dieser Prozeß kann sowohl aktiv als auch passiv ablaufen. Nach Sengör und Burke (1978) ist das geologische Resultat beider Rifting-Arten kaum trennbar. Sehr umstritten ist dieser Prozeß am Ostafrikanischen Grabensystem.
Abb. 26. Kontinentale Riftogenverbreitung nach Nikolaev et al. (1984). 1: Basin und Range - Provinz, 2: Ostafrikanisches Grabensystem und Rotes Meer, 3: Baikal-Rift, 4: Tschersky-Rift, (Fortsetzung des mittelatlantischen Rückens durch Eurasien), 5: Rhein-Rhone-Rift, 6: Antarktische Riftogene, 7: Rio Grande - Rift.
Das Ostafrikanische Riftsystem steht über die Afar-Triple-Junction (Afar-Mantel-Plume-Hot-Spot) in Verbindung zur globalen Dehnungstektonik zwischen den Platten. Im Bereich des Ostafrikanischen Rifts gibt es zwei Aufdomungen, den Kenya- und den Afardom (vgl. Abb. 20b). Beide gelten als Mantel-Plume-Hot-Spot (Ostafrika, Afar). In Ostafrika gilt ein Zusammenhang zwischen Mantel-Plume-Hot-Spot-Tätigkeit und Rifting-Prozessen damit als erwiesen. Möglicherweise läßt sich hier studieren, inwieweit massive Mantel-Plume-Tätigkeit zur Ausbildung von divergierenden Plattengrenzen beiträgt. Mantel-Plume-Tätigkeit, die zur Störung der Lithosphäre beigetragen hat, führt möglicherweise zu Dekompression in der Lithosphäre und damit zur Produktion zusätzlicher Wärmequellen längs der gestörten Lithosphärenbereiche, die sich an der Oberfläche durch Rifts äußern.
Abb. 27. Geographische Lage der Flutbasaltprovinzen nach Duncan und Ri- chards (1991) und ihrer zugeordneten rezenten Mantel-Plume-Hot- Spots, sofern diese Zuordnung möglich ist. CRB: Columbia-River- Basalte, NATB: Nordatlantische Tertiärbasalte.
Als Beispiel für aktives Rifting gilt nach Fitton (1983) das westafrikanische Riftsystem. Dieses steht in engem Zusammenhang zu einem Mantel Plume, der an der Oberfläche den Kamerun-Hot-Spot markiert. Nach Fitton (1983) ist die Kamerun-Linie das einzige und damit das Musterbeispiel für ein durch eine thermische Anomalie in der Asthenosphäre hervorgerufenes aktives Rifting. Im Bereich der Kamerun-Linie kam es nach Fitton (1983) nicht zur Ausbildung einer Grabenstruktur. Diese sei stets als Folge regionalen Stresses zu interpretieren und damit charakteristisch für passives Rifting. Das Gebiet der Rifts im Bereich des Kamerun-Hot-Spots weist eine weitere Besonderheit auf. Es besteht keine Verbindung zu den Rifts und Rücken, die in das globale Schema der Plattengrenzen nach Abb. 4 eingebunden sind. In diesem Sinne liegt im Bereich des Kamerun-Hot-Spots ein Gebiet vor, welches durch eine Art "Lokal-Plattentektonik" geprägt ist. Die Platten sind freilich nicht als umschlossene Gebilde definiert. Vielmehr liegen Ansätze von Plattenrandstrukturen vor, die keine Verbindung zu globaltektonischen Lineamenten aufweisen.
Diese Ausführungen haben gezeigt, daß man Hot Spots mittlerweile in einem engen Zusammenhang zur Plattentektonik sehen muß. Einen Zusammenhang zwischen den atlantischen Hot Spots und dem Beginn kontinentalen Riftings erkannten auch bereits Morgan (1972), Anderson (1982) sowie White und McKenzie (1989). Es gibt aber auch Hot Spots, die mit plattentektonischen Vorgängen an den Plattenrändern nicht in Zusammenhang zu bringen sind. Dies ist der reine Intraplattenvulkanismus. Dieser Term wurde einst gar mit dem Term Hot Spot gleichgesetzt. Das bekannteste Beispiel für einen Hot Spot dieser Art ist Hawaii. Hierbei handelt es sich um den klassischen Mantel-Plume-Hot-Spot. Dieser Hot Spot weist jedoch einige Eigenschaften auf, die erst durch die Plattenbewegung in Erscheinung treten. In diesem Sinne liegt zwar kein aktiver, aber dennoch ein passiver Zusammenhang mit der Plattentektonik vor. Die wesentlichste Eigenschaft, die hier zu nennen ist, ist die Altersabfolge der Inseln und Seamounts der Hawaii-Kette. Die jüngsten Vulkanmassive befinden sich im Südosten, die ältesten im Nordwesten dieser Kette. Dies ist das Resultat der Bewegung der pazifischen Platte über den als fest angenommenen, seit mindestens 70 Millionen Jahren aktiven nun unter Hawaii liegenden Mantel Plume.
Sowohl der charakteristische Knick in der als auch die Geradlinigkeit der hawaiianischen Vulkan- und Seamountkette (vgl. Abb. 35 in Kap. 5) inspirierten die Annahme der ortsfesten Mantel Plumes, um auf diese Weise die Plattenbewegungen an den Hot-Spot-Spuren ablesen zu können. Minster und Jordan (1978) konstruierten anhand der als relativ ortsfest im Mantel verankerten langlebigen Mantel Plumes (Minster et al., 1974; Minster und Jordan, 1978) die weltweiten Bewegungsrichtungen und -geschwindigkeiten der Platten. Im Gegensatz zu dieser allgemeinen Anerkennung der Ortsfestigkeit der Mantel Plumes gibt es nach Anderson et al. (1992) keinen ersichtlichen Grund, warum die Plumes, die von der D"-Schicht stammen, relativ zueinander ortsfest sein sollen. Die Ortsfestigkeit der Mantel Plumes kann nicht durch einfache Mantelkonvektionsmodelle erklärt werden, die die Plattentektonik erklären könnten (vgl. oben bzgl. der Antriebskräfte der Plattentektonik und der Überlagerung einer Plume-Konvektion). Die Ortsfestigkeit der Mantel Plumes wird auch beispielsweise von Molnar und Atwater (1973) oder Molnar und Stock (1987) skeptisch beurteilt. Im Falle nicht ortsfester und kurzlebiger Mantel Plumes wären die kalkulierten Plattengeschwindigkeiten und sämtliche daraus gewonnenen Schlußfolgerungen jedoch neu zu überdenken.
Für die Ortsfestigkeit der Mantel Plumes sprechen sich dagegen auch Duncan und Richards (1991) aus, die eine über 120 Millionen Jahre andauernde Ortsfestigkeit vertreten. Die Autoren teilen die Hot Spots in zwei Gruppen (pazifische und übrige Hot Spots) ein. Innerhalb jeder einzelnen Gruppe sehen sie keine Relativbewegungen der Mantel Plumes untereinander. Jedoch bewegen sich die pazifischen relativ zu den übrigen Mantel Plumes. Duncan und Richards (1991) schließen daraus, daß es entweder doch eine Relativbewegung zwischen Mantel Plumes gibt oder sich im Bereich des in Abb. 31 als "unsicher" eingestuften Gebietes der Antarktis eine noch unentdeckte Plattengrenze befindet. Diese hypothetische Plattengrenze würde dann nach Duncan und Richards (1991) die auftretende Relativbewegung zwischen den pazifischen und übrigen Mantel-Plume-Hot-Spots erklären.
4.3. Kriterien zur Einteilung der irdischen Hot Spots
4.3.1. Nach beobachtbaren Merkmalen
Aus den in Tab.1 und Tab. 2 sowie in den Abb. 26, Abb. 27, Abb. 4 und Abb. 20 enthaltenen Informationen über die Hot Spots läßt sich die in Tab. 3 bereitgestellte Klassifizierung nach beobachtbaren Merkmalen ableiten.
Die ozeanische und die kontinentale Kruste unterscheiden sich neben ihrer chemischen Zusammensetzung insbesondere in der Mächtigkeit. So weist die ozeanische Kruste Mächtigkeiten zwischen 5 und 10 km auf, die kontinentale hingegen zwischen 20 und 70 km (Meissner, 1986). Da eine weniger mächtige Lithosphäre von thermischen Mantelanomalien schneller durchdrungen werden kann, hat die Struktur der Kruste mitunter erhebliche Auswirkungen auf das Vorkommen von Hot Spots auf der Erde. Daher lassen sich die Hot Spots zunächst in ozeanische und kontinentale Lagen gliedern. Die Vorgänge an den tektonisch besonders aktiven Lineamenten entlang der auf der Erde ausgeprägten Plattentektonik (Abb. 4) machen eine weitere Differenzierung der Hot Spots sinnvoll: solche, die auf den oder nahe bei den Plattengrenzen, und solche, die im Intraplattenbereich liegen. Dabei kommt es nicht vor, daß Hot Spots direkt im Bereich des Oberflächenverlaufs einer konvergierenden Plattengrenze liegen. Vielmehr tauchen Hot Spots auf Plattengrenzen nur in Bereichen divergierender Krustenbewegung auf. Der Intraplattenvulkanismus jedoch kann auf embryonalen Riftstrukturen oder im Hinterland einer Subduktionszone liegen.
Die allerwenigsten der in Abb. 24 gezeigten Hot Spots weisen eine topographische Schwelle auf. Dies ist im Hinblick auf die Mantel-Plume-Hot-Spots von größter Wichtigkeit. In diesem Zusammenhang wird auch erfaßt, inwieweit einer rezenten Hot-Spot-Lokation eine Vulkankette progressiven Alters zugeordnet werden kann. Ferner lassen sich einigen dieser Lokationen überdies noch Flutbasaltprovinzen zuordnen. Dies gibt wichtige Hinweise auf die Wechselwirkung von Mantel-Plume-Hot-Spots und Lithosphäre.
Jedes Hot-Spot-Gebiet zeichnet sich durch eine Art vulkanischer Intensität aus. Ein Maß dafür ist als direkte Konsequenz der Lavamengenproduktion die Größe des assoziierten Vulkangebäudes. So gibt es Hot Spots, die aus kleinen Aktivitätszentren aufgebaut sind (z.B. die Eifel) und solche, die Vulkanmassive mit Hochgebirgscharakter aufweisen (z.B. Island und Hawaii). Dabei besteht die Möglichkeit, daß der Hot Spot sich über ein regionales Gebiet erstreckt und dabei mehrere Aktivitätszentren aufweist. Sehr gute Beispiele hierfür sind z.B. die Kanarischen Inseln, die Azoren und die Kapverdischen Inseln. Vulkanische Aktivität findet man für den Kanaren-Hot-Spot z. B. auf La Palma, Teneriffa und Lanzarote. In der Regel bildet sich jedoch ein zentrales Aktivitätszentrum aus (z.B. Hawaii, Réunion und Tahiti).
Darüber hinaus existieren Hot-Spot-Gebiete, die ein von einer topographischen Schwelle umgebenes Zentralmassiv vulkanischer Tätigkeit aufweisen, das von mehreren kleineren Hot Spots umgeben ist. In diesem Fall werden die kleineren Hot Spots als "nahe der Zentrallokationen" liegend erkannt. Da es auch vorkommt, daß verschiedene Autoren einen größeren Hot Spot "spalten", d. h. in kleinere, nahebeieinanderliegende Hot Spots zerlegen, werden diese Hot Spots als alternative geographische Definition aufgefaßt. Zusammengefaßt ergibt dies folgende, nach beobachtbaren Merkmalen klassifizierbare Hot-Spot-Klassen:
1. o - ozeanische Kruste c - kontinentale Kruste 2. r - auf oder im Zusammenhang Ridge (für o) / Rift (für c) i - reiner Intraplattencharakter ir - Intraplattenvulkanismus mit Riftbildung is - Intraplattenvulkanismus im Hinterland einer Subduktions- zone oder in Terrane-Akkretionsgebieten 3. s - ausgeprägte topographische Schwelle vorhanden 4. t - Spur vorhanden (evtl. doppelt bei Rückenachsenursprung) 5. b - Flutbasaltprovinz am Beginn der Spur kann zugeordnet werden 6. mv - sehr große Vulkangebäude sv - standardgroße Vulkane wv - schwacher Vulkanismus (kleine Ausdehnung, kurze Zeit) 7. c - Zentrallokation n - nahe Lokation eines anderen Hot Spots p - Teil eines anderen Hot Spots bzw. alternative geographische Definition
Tab. 3. Klassifizierung der Hot Spots nach beobachtbaren Merkmalen (vgl. auch Tab. 1 und Tab. 2).
4.3.2. Nach geophysikalischen Zusammenhängen und Ursachen
4.3.2.1. Allgemeines und geochemische Aspekte
In der Literatur schreiben die Autoren im allgemeinen allen Hot Spots die gleiche Ursache zu. So wird oft anhand ausgewählter Beispiele das Für und Wider von Mantel Plumes diskutiert, ohne die Möglichkeit zuzulassen, daß die Mantel Plumes für einige, aber längst nicht für alle Hot Spots als Ursache in Frage kommen. Im Gegensatz dazu verfolgte Sleep (1990) den Ansatz, die Verschiedenartigkeit möglicher Hot-Spot-Ursachen nebeneinander zuzulassen. Seine Ausführungen haben jedoch nicht eine Klassifizierung der Hot Spots zum Ziel.
Der am besten untersuchte Hot Spot ist Hawaii. Die nahezu ideale Linearität der hawaiianischen Insel- und Seamountkette weist nach Jarrard und Clague (1977) auf eine sublithosphärische Ursache dieses Hot Spots hin. Die zur Zeit dafür favorisierte Hypothese stellt der in Abb. 5 gezeigte Mantel Plume dar. Es gibt aber auch alternative Theorien in der Literatur. So sieht Sleep (1984) unter den Hot Spots liegende Mantelinhomogenitäten, die für die Magmaversorgung der Hot Spots verantwortlich sind. Insbesondere in den siebziger Jahren erklärte man die Hot Spots durch "propagating cracks" (Turcotte und Oxburgh, 1973, 1976; Solomon und Sleep, 1974), die durch Veränderungen im Spannungssystem (vgl. Kapitel 2.2.2.) hervorgerufen werden.
Einige der Hot Spots zeichnen sich durch eine topographische Anschwellung aus. Die Ursache dieser Schwellenbildung wird unabhängig von der Hot-Spot-Ursache betrachtet, steht aber in engem Zusammenhang mit der Bildung von vermuteten Mantel-Plume-Hot-Spots. Der Prozeß der Schwellenbildung wird am Beispiel des Hot Spots Hawaii im zweiten Teil der vorliegenden Arbeit diskutiert, vgl. insbesondere Kap. 7.1. für Theorien zur Schwellenbildung.
a.
b.
c.
d.
Abb. 28. Geochemische Gesichtspunkte der Hot Spots. a. Beispiele primitiver MORB - Zusammensetzungen: Tabelle der chemischen Zusammensetzung verschiedener MORB (aus Flower, 1991). b. Beispiele primitiver OIB - Zusammensetzungen: Tabelle der chemischen Zusammensetzung hawaiianischer OIB (aus Flower, 1991). c. Variation in
87Sr/86Sr-143Nd/144Nd- und d. 206-Pb/204Pb-207Pb/204Pb- Isotopenverhältnissen für ausge- wählte ozeanische Inseln und Seamounts im Vergleich zu MORB. (nach Staudigel et al., 1984).
Über einige der zu klassifizierenden Hot Spots ließen sich in der Literatur keine Hinweise auf Untersuchungen finden. Um diese Hot Spots für eine möglichst vollständige Klassifizierung dennoch mit einzubeziehen, wurden Analogieschlüsse durchgeführt. Dabei wurden Ergebnisse über Hot Spots, die in einem vergleichbarem geophysikalischem Umfeld lagen, auf die nicht näher in der Literatur beschriebenen Hot Spots sinngemäß übertragen. Das zugrunde gelegte geophysikalische Umfeld ergibt sich aus der in Kap. 4.3.1. aufgeführten Tab. 3.
Geochemische Untersuchungen, auf die jedoch im Rahmen dieser Arbeit nicht weiter eingegangen wird, erstrecken sich auf die Bestandteile an Haupt- und Nebenelementen, Spurenelementen und seltenen Erden. Hinzu kommen die Untersuchungen über die Isotopenverhältnisse. Abb. 28 zeigt einige geochemische Merkmale der Hot-Spot-Vulkanite anhand ausgewählter Beispiele. Hier wird der Unterschied zwischen den ozeanischen Hot-Spot-Vulkaniten (Ocean-Island-Basalte (OIB)) und den Ridge-Vulkaniten (Mid-Ocean-Ridge-Basalte (MORB)) herausgestellt. Nach Abb. 28a,b liegen die wesentlichsten Unterschiede in der Zusammensetzung von OIB und MORB bei TiO2, Al2O3, FeO, MgO, K2O und dem Verhältnis Al2O3/TiO2.
Für die gelisteten Bestandteile wurden aus Abb. 28a die folgenden Unter- und Obergrenzen in Prozent für MORB ermittelt:
TiO2 : 0,51 - 0,92,
Al2O3: 14,57 - 17,0,
FeO : 7,99 - 8,89,
MgO : 10,1 - 10,66,
K2O : 0,0 - 0,25 sowie für das Verhältnis
Al2O3/TiO2 einen Wert von 15,8 - 33,3.
Für die gelisteten Bestandteile wurden aus Abb. 28b die folgenden
Unter- und Obergrenzen in Prozent für OIB ermittelt:
TiO2 : 1,37 - 3,02,
Al2O3: 9,01 - 13,7,
FeO : 10,80 - 13,02,
MgO : 11,9 - 21,81,
K2O : 0,23 - 1,53 sowie für das Verhältnis
Al2O3/TiO2 einen Wert von 3,31 - 6,78.
Damit bestehen klare Trennungen zwischen dem mengenmäßigen Vorkommen der einzelnen Bestandteile zwischen OIB und MORB. Es kommt zu keinen Überlappungen der Bereiche in den oben gelisteten Bestandteilen. Damit kann die Geochemie nach Abb. 28a,b zur Abgrenzung des linearen Vulkanismus vom punktförmig auftretenden Hot-Spot-Vulkanismus herangezogen werden. Der lineare Vulkanismus ist zum einen der saure Vulkanismus an konvergierenden Plattengrenzen und zum anderen der mit den Hot Spots verwandte basische Vulkanismus an den divergierenden Plattengrenzen. Dabei hat im letzteren Falle der Hot-Spot-Vulkanismus OIB-Charakteristik, der lineare Vulkanismus MORB-Charakter. Dies gilt für das ozeanische Milieu. Im kontinentalen Milieu kommt es aufgrund der längeren Durchdringungswege der Schmelzen durch die Lithosphäre zu weiter gefächerten Charakteristika.
Eine Möglichkeit, Hot Spots mit geochemischen Methoden zu klassifizieren, liegt in der Darstellung der Isotopenverhältnisse nach Abb. 28c,d. Die Diagramme zeigen das 143Nd/144Nd - Verhältnis in Kombination mit dem 87Sr/86Sr - Verhältnis sowie das 207Pb/204Pb - Verhältnis in Kombination mit dem 206Pb/204Pb - Verhältnis für verschiedene Hot Spots und Seamounts im Vergleich zu Rückenachsenbasalten (MORB). Jedes geographische Gebiet zeigt offenbar seine ganz individuelle Charakteristik. Man erkennt, daß die einzelnen Hot Spots in ihrer Gesamtheit ein größeres Feld als das der MORB abdecken. Das Feld, welches zu einem bestimmten Hot Spot gehört, ist in der Regel jedoch kleiner als der Bereich, der von MORB abgedeckt wird.
Durch die Unterscheidung zwischen verschiedenartigen OIB wie "EM-I", "EM-II" und "HIMU", die z. B. von Weaver (1991) definiert werden, kann möglicherweise auf eine weitere Weise zwischen verschiedenen Hot Spots unterschieden werden. EM steht für "enriched mantle" (angereicherter Mantel), von dem zwei Arten (Typ I und II, vgl. Zindler und Hart (1986)) existieren. HIMU steht für "high U/Pb-ratio". Hierbei handelt es sich um eine OIB-Gruppe mit sehr radiogenen Bleiisotopenzusammensetzungen. Nach Woodhead et al. (1993) werden die EM-OIB auf vormals subduzierte krustale Einschlüsse zurückgeführt.
Die OIB haben eine Zusammensetzung, die Ähnlichkeiten mit der Zusammensetzung einiger primitiver Meteorite aufweist (z. B. McKenzie, 1983). Da zu Beginn der Erdgeschichte primordiales Material zum Zentrum absank, liegt die Vermutung nahe, daß die Hot-Spot-Vulkanite (die OIBs) aus größerer Tiefe stammen müssen. Möglicherweise läßt sich in Zukunft mittels geochemischer Methoden der Herkunftsort der Förderprodukte (670 km - Diskontinuität, D"-Schicht an der Kern-Mantel-Grenze) eindeutig bestimmen. Dann wäre die Möglichkeit gegeben, die (Mantel-Plume-) Hot Spots nach dem Ursprung ihrer Förderprodukte zu klassifizieren.
Die bekanntesten Hot Spots sind Yellowstone und Hawaii (Sheriff, 1984; Def. d. Hot Spots). Während die Natur des Yellowstone-Hot-Spots bis jetzt noch nicht so richtig verstanden ist, da er sich im Bereich der Kollisionszone zwischen der nordamerikanischen und der pazifischen Platte befindet, zeichnete sich der Hawaii-Hot-Spot immer mehr als der von Fremdeinflüssen am wenigsten betroffene und daher scheinbar einfacher zu erklärende Hot Spot aus. Zunächst werden die den Hot Spots in der Literatur zugeschriebenen möglichen Ursachen und Zusammenhänge anhand ausgewählter Beispiele diskutiert. Die Ergebnisse können dann sinngemäß auf die Hot Spots übertragen werden, die in ihrer Lage bezüglich tektonischer Aktivität der Umgegend vergleichbar angeordnet sind.
4.3.2.2. Zusammenfassung charakteristischer Merkmale für Mantel- Plume-Hot-Spots
An dieser Stelle werden die bisher festgestellten Charakteristika für Mantel-Plume-Hot-Spots zusammengefaßt. Da sich ein Mantel Plume erst durch die Lithosphäre "durchbrennen" muß, um als Hot Spot beobachtbar zu werden, kann von einer Mindestgröße eines Mantel Plumes ausgegangen werden. Diese Mindestgröße liegt in Größenordnungen von etwa 1000 km Durchmesser. Eine solche Struktur hat demnach ein regionales Gebiet als Einzugsbereich. Damit können Mantel-Plume-Hot-Spots nicht beliebig dicht beieinander liegen. Aus den Abb. 9, Abb. 10 und Abb. 11 können demnach nur Gebiete als Hot Spot hervorgehen, die Mindestabstände von etwa 1000 km untereinander aufweisen. Dieser Einzugsbereich eines Mantel-Plume-Hot-Spots ist in jedem Falle durch eine topographische, regionale Schwelle beobachtbar. Damit wird die regionale Schwelle zu einem notwendigen, aber nicht unbedingt hinreichenden Kriterium (Schwellen können z. B. auch durch Sedimentanhäufung entstehen) für Mantel-Plume-Hot-Spots. Im zentralen Bereich einer solchen Schwelle muß basaltischer Vulkanismus vorhanden sein. Die Hot Spots gelten als langlebig in geologischen Zeiträumen und als sich kaum relativ zueinander bewegend und damit als ortsfest (Duncan und Richards, 1991). Im Falle von sich bewegenden Platten müssen sich somit Vulkanketten progressiven Alters zeigen. Im Falle von ruhenden Platten müssen sich in der Umgebung über dem Plume-Zentrum massive Vulkangebäude zeigen.
Aus den vorherigen Kapiteln haben sich insbesondere zwei weitere Charakteristika für Mantel-Plume-Hot-Spots ergeben. Nach Kap. 4.2. zeigen einige Mantel-Plume-Hot-Spots über einer Vulkankette progressiven Alters einen Zusammenhang mit Flutbasaltprovinzen. In diesem Sinne gelten Flutbasaltprovinzen als ein Kriterium für den Entstehungsort eines Mantel-Plume-Hot-Spots. Ein Kausalzusammenhang zwischen einem Hot Spot und einer Flutbasaltprovinz stellt zwar kein notwendiges, aber doch ein hinreichendes Kriterium für den Hot Spot dar, als Mantel-Plume-Hot-Spot angesprochen zu werden. Nach den Ergebnissen des vorangegangen Kapitels 4.3.2.1. können die ozeanischen Hot Spots über geochemische Analysen von andersartigen Vulkantätigkeiten (MORB) durch ihre OIB-Charakteristik unterschieden werden. Daher müssen auch Mantel-Plume-Hot-Spots im ozeanischen Milieu notwendigerweise die OIB-Charakteristik aufweisen. Dies ist aber keine hinreichende Bedingung, da nicht bekannt ist, ob es Hot Spots mit OIB-Charakteristik geben kann, die nicht auf einen Mantel Plume zurückführbar sind.
Durch die Auftriebsflußwerte von Sleep (1990) kann möglicherweise ein weiteres Kriterium für Mantel-Plume-Hot-Spots angegeben werden. So sind alle Hot Spots aus Tab. 2 mit Auftriebsflußwerten von mehr als 1 Mg/s als Mantel-Plume-Hot-Spots identifiziert worden. Da jedoch auch geringere Werte für Mantel-Plume-Hot-Spots möglich sind (vgl. Tab. 2), liegt hiermit kein notwendiges Kriterium, aber vielleicht eine hinreichendes vor. Schließlich ist festzustellen, daß einzig und allein das Auftreten topographischer regional ausgedehnter Schwellen mit zentralem basaltischen Vulkanismus als notwendiges und hinreichendes Kriterium für Mantel-Plume-Hot-Spots gewertet werden kann. Auf dieser Grundlage wurden zu Beginn von Kap. 4.2. die Mantel-Plume-Hot-Spots erkannt. Die in Kap. 4.2. herausgestellten Mantel-Plume-Hot-Spots werden durch die später hinzugekommenen Kriterien nicht in Frage stellt, sondern bestätigt und in ihrer Art differenziert. Dies wird im folgenden Kapitel aufgezeigt.
4.3.2.3. Die verschiedenen Hot-Spot-Klassen
Nach den bisherigen Ausführungen und den Ergebnissen aus Tab. 3 lassen sich die Hot Spots bezüglich ihrer potentiellen Ursachen in folgende Klassen gliedern:
- Mantel-Plume-Hot-Spots (MP-HS)
- Intraplattenstress-Hot-Spots (IS-HS)
- Riftogene Hot Spots (RI-HS)
- Thermische Anomalien (TA-HS)
- alternative Lokationen (AL-HS).
Neben den in Kap. 3.4. genannten Charakteristika ist das wesentlichste Merkmal der Mantel-Plume-Hot-Spots, die bereits in Kap. 4.2. andiskutiert worden sind, die topographische Schwellung von regionaler Ausdehnung. Die Mantel-Plume-Hot-Spots stellen die Hauptgruppe unter den Hot Spots dar und werden weiter unterteilt in
- Vulkanismus mit Zentralmassivcharakter (zMP)
- Vulkanketten (Inseln und Seamounts im ozeanischen Milieu)
progressiven Alters (kMP)
- Vulkanketten progressiven Alters, an deren zeitlichen Ursprung
Basaltprovinzen liegen (bkMP)
- Zentraler Vulkanismus mit Basaltprovinz (bzMP).
Alle diese Formen können theoretisch sowohl ozeanisch (o) als auch kontinental (c) auftreten. Ferner kann der Mantel-Plume-Hot-Spot mit einem Rift in Wechselwirkung stehen (r). Schließlich lassen sich die Mantel-Plume-Hot-Spots je nach Größenordnung des Vulkanmassives und der Schwelle in verschiedene Größenklassen aufgliedern: - 0: sehr groß; 1: groß; 2: klein; "-" steht für: z. Z. nicht aktiv.
Die Intraplatten-Stress-Hot-Spots, die auch im Zusammenhang mit der Bildung von Dekompressionsschmelzen in Schwächezonen unterschiedlicher Ursache gesehen werden können, werden weiter untergliedert in
- Hot Spots, die in Zusammenhang mit postorogenen, alkalischen
Prozessen gesehen werden können (paIS)
- Hot Spots, deren Vulkanismus im Einzugsbereich eines in der Nähe
befindlichen Mantel-Plume-Hot-Spots liegt (peIS)
- Hot Spots, die sich infolge einer Störungsschwächezone bilden (szIS)
- Hot Spots, die sich aus einem passiven Rifting heraus bilden (prIS).
Die Riftogenen Hot Spots umfassen nicht die Mantel-Plume-Hot-Spots, die mit Rifts in Wechselwirkung stehen. Vielmehr sind in dieser Gruppe diejenigen Hot Spots angesprochen, die sich in Form von lokalem, alkalischem Vulkanismus in der Umgebung sekundär in Zusammenhang mit dem Riftingprozeß gebildet haben. Sie können unterschieden werden in
- Hot Spots, die in gewisser Weise asthenosphärisches Material
kanalisieren, d.h. Vulkangebiete über potentiellen Verbindungs-
wegen von Mantel-Plume-Hot-Spots zu Rifts oder Ridges (kaRI)
- Hot Spots, die exzentrisch zum Rift auftretenden Vulkanismus
aufweisen, der erst als Folge des Riftings entsteht (evRI)
- Hot Spots, die schwächere, aber gegenüber der übrigen Riftzonen
erhöhte vulkanische Tätigkeit aufweisen (svRI).
Thermische Anomalien (thermischer Intraplattenvulkanismus) können Hot Spots sein, die durch Mantelheterogenitäten ausgelöst worden sind. Sie zeigen chemisch den OIB-Charakter, aber weisen keine für Mantel-Plume-Hot-Spots erforderliche Schwellung oder entsprechende Geoidanomalien auf. Manche Autoren sehen in Bereichen starker Hot-Spot-Tätigkeit mehrere Einzel-Hot-Spots. Diese alternativen Hot-Spot-Lokationen sind jedoch in größeren Mantel-Plume-Hot-Spot-Regionen enthalten.
Zunächst wird eine übersichtliche Zusammenfassung der Klassifizierung nach potentiellen Ursachen in Tab. 4. gegeben. Diese Einteilung leitet sich im wesentlichen aus den Angaben nach Tab. 3 ab. Dabei sind die Mantel-Plume-Hot-Spots bereits in Abb. 25 dargestellt. Die übrigen Klassen ergeben sich meist aus der Lage zu globaltektonischen Prozessen und der Größe der diese Hot Spots markierenden Vulkane. So gehören alle Hot Spots ohne nenneswerte Schwellen und mit kleineren Vulkangebäuden, die abseits von Plattengrenzen liegen, zu den Intraplattenstress-Hot-Spots. Hot Spots, die ohne eigene topographische Schwelle im Bereich von Rifts und in der Nähe von bereits als Mantel-Plume-Hot-Spots klassifizierten Hot Spots liegen, werden als Riftogene Hot Spots angesprochen. Diese Gruppen werden weiter unterteilt, je nach dem, ob z. B. bei den Intraplattenstress-Hot-Spots postorogener Vulkanismus, die Lage in der Nähe von Mantel-Plume-Hot-Spots oder eine mit diesem Hot Spot zusammenhängende Riftbildung beobachtet werden kann. Im Rahmen der Diskussion dieser Klassifizierung in Kap. 4.3.3. werden weitere Kriterien, insbesondere solche aus der Literatur, aufgeführt. Damit erklären sich im nachhinein insbesondere die vorgenommen Einteilungen, die nicht unmittelbar aus Tab. 3 folgen. Diese wie auch die aus Tab. 3 folgenden Einteilungen werden schließlich noch anhand zweier Karten (Abb. 31 und Abb. 32) verdeutlicht.
Tab. 4. Klassifizierung der Hot Spots nach potentiellen ursächlichen Zu- sammenhängen.
1. Mantel-Plume-Hot-Spots (MP-HS); (29 Hot Spots).
- zMP: AZO(or,1.), CAN(o,1.), HOG(c,-.), TIB(c,-.), CPV(o,1.), DAR(c,-.), CMR(c,1.), EAR(cr,1.), SFE(o,2.), EAI(o,2.), JFE(o,2.); (11 Hot Spots).
- kMP: HAW(o,0.), CAR(o,2.), MRQ(o,2.), TAH(o,1.), PTC(o,2.), DCA(o,2.), SAM(o,2.), BOU(or,2.); (8 Hot Spots).
- bkMP: ICL(or,0.), YEL(c,1.), GAL(or,1.), HEL(or,2.), REU(o,1.), TRC(or,1.), MPE/CRZ(or,2.), KER(o,1.), LVI(o,3.); (9/10 Hot Spots).
- bzMP: AFR(cr,0.); (1 Hot Spot).
2. Intraplattenstress-Hot-Spots; (54 Hot Spots).
- paIS: SEW, KOL, LWR, NUV, NBC, CHP, UYS, DBT, MSR, GOA, AUV, MER, XIH, CBS, ORD, HAL, RAT, CHC, CHJ, SCH, LAO, HAI, VTN, BNW, BNE, QUE, SEA; (27 Hot Spots).
- peIS: MAD, TPL, ULP, SWD, HRJ, EGH, UWN, TNR, AIR, DAK, BIU, JOS, ADA, NGA, COC, BBO, MAN, BKO, STP, MSC, MDG; (21 Hot Spots).
- szIS: ETN, COM, ERB; (3 Hot Spots).
- prIS: BKL, EIF, URV; (3 Hot Spots).
3. Riftogene Hot Spots (ohne Mantel Plume); (41 Hot Spots).
- kaRI: ASC, ROD, SPA, BAL; (4 Hot Spots).
- evRI: UTA, SYR, ARZ, JOR, RGD, HWA, MED, SEG, WAB, BAY, MEI, SAA, IGW, RGW, API, QPL, PET, ELW, SHP, PAL, MBL, MSL, ROS; (23 Hot Spots).
- svRI: YER, JMA, CSK, BOW, COB, BAJ, RGI, CLP, TUR, SPR, KIV, GOU, AAR, MCQ; (14 Hot Spots).
4. Thermische Anomalien
- TA-HS: BCR, ATL, BER(ehemaliger Mantel Plume?), GRM, FER, CMI, ARN, TRD, SWA, NOF, VEM, CAP, TMS, DIS, BKP, TSM, NZS, SCO, TIT; (19 Hot Spots).
5. Alternative Hot-Spot-Lokationen (die angegebenen Hot Spots sind in der Literatur alternativ geführte geographische Bezugspunkte für Mantel-Plume-Hot-Spots; in Klammern ist der das gleiche Gebiet bezeichnende Mantel-Plume-Hot-Spot angegeben)
- AL-HS: ICE (ICL), CAI (CAN), ETH (AFR), EAK (EAR), VIR (EAR), HRD (KER); (6 Hot Spots).
Zusammenfassend enthält Tab. 4 29 Mantel-Plume-Hot-Spots, 54 Intraplat-tenstress-Hot-Spots, 41 Riftogene Hot Spots, 19 thermische Anomalien und 6 alternative Hot-Spot-Lokationen.
Sowohl die beobachteten und gemessenen Merkmale als auch die hier gegebene Einteilung der Hot Spots orientiert sich am Gegenwartszustand. Jeder Hot Spot kann sich im Verlaufe der Zeit zu einer anderen Gruppe hin entwickeln. Außerdem können neue hinzukommen und andere verschwinden. In der Vergangenheit hat es möglicherweise und in der Zukunft wird es möglicherweise Hot Spots geben, die nicht in das gegebene Klassifikationsschema passen. Die gegebene Klassifikation kann nur diejenigen enthalten, die in der Gegenwart beobachtbar sind. Denkbar sind aber auch andere Formen der Hot Spots, die auftreten können. Dies zeigt ein Blick über die Erde hinaus. So gibt es z. B. auf der Venus (Coronae) und auf dem Jupitermond Io vollkommen anders gearteten nicht linearen, sondern ebenfalls zentral auftretenden Vulkanismus. Auch für die Erde findet man in der Literatur Begriffe, die in Tab. 4 nicht auftauchen. So ist z. B. gelegentlich von "dying-ridge-Hot Spots", "waned Hot Spots", "Superswells" (vgl. Kap. 4.3.3.) und "Hot Lines" (vgl. Kap. 4.3.3.) zu lesen, um nur einige der Begriffe zu nennen. Um den Weg zur Klassifizierung nach Tab. 4 zu dokumentieren und dabei die Meinung anderer Autoren zu diskutieren, werden die Hot Spots nach geographischen Regionen kurz näher beschrieben. Eine vollständige Zusammenstellung aller über sämtliche Hot Spots verfügbaren Informationen führt über den Rahmen der vorliegenden Arbeit hinaus. Der an einzelnen Hot Spots interessierte Leser sei an dieser Stelle auf rechnergestützte Schlagwortverzeichnisse über Publikationen in den Bibliotheken verwiesen, in denen er über die Angabe geographischer Bezeichnungen Zugang zu entsprechender Literatur finden kann.
4.3.3. Diskussion der Hot-Spot-Klassifizierung nach geographischen Räumen
4.3.3.1. Der pazifische Raum
Auf den Hawaii-Hot-Spot wird im zweiten Teil der vorliegenden Arbeit näher eingegangen. An dieser Stelle sei nur kurz gesagt, daß es sich um einen der drei Mantel-Plume-Hot-Spots 0. Größenordnung handelt. Neben dem isoliert liegenden Hawaii-Hot-Spot befinden sich im Pazifik weitere Hot Spots. Diejenigen, die im Bereich der pazifischen Platte liegen, weisen allesamt Spuren auf. Hierin manifestieren sich einerseits die Bewegung der pazifischen Platte relativ zum Mantel und damit andererseits sublithosphärische Ursachen für die Hot Spots. Es gibt auf der pazifischen Platte unzählige Ketten von Seamounts progressiven Alters. Nur einigen wenigen davon kann derzeit ein aktives Hot-Spot-Zentrum zugeordnet werden. Rezenten Vulkanismus am "Kopf" linearer Inselketten im Pazifik identifizierte man nach Stoffers et al. (1989) an vier Stellen: HAW - Hawaii: Loihi Seamount südöstlich der Hawaii-Inseln (Klein und Koyanagi, 1979; Malahoff et al., 1982; Moore et al., 1982), SAM - Samoa: Rockne Volcano nahe 14 Grad 50 S 169 W (Johnson, 1984), TAH - Tahiti: Teahitia-Mehetia Region (Talandier und Okal, 1983; Cheminée et al., 1989), DCA - McDonald Seamount / Cook-Austral-Inseln: McDonald Seamount (Johnson, 1970, 1980; Talandier und Okal, 1984) Stoffers et al. (1989) untersuchten ebenfalls den McDonald-Hot-Spot und fanden darüber hinaus den Pitcairn-Hot-Spot (Stoffers et al., 1990).
Abb. 29. Die morphologische Struktur des Bodens der Weltmeere (aus Craig und Sandwell, 1991). Die Karte zeigt alle Seamounts, die aus SEASAT-Daten identifiziert werden konnten und die eine bestimm- te Mindesthöhe gegenüber der Umgebung aufweisen. Die schwarzen Punkte markieren klassifizierte Mantel-Plume-Hot-Spots im Pazi- fik, wobei der nach Lonsdale (1988) erloschene Louisville-Hot- Spot durch einen Kreis dargestellt ist. Nach Batiza (1982) be- finden sich im Pazifik mehr als 30000 Seamounts. Sehr viele dieser Seamounts gesellen sich zu Ketten aneinander und markie- ren so mögliche Hot-Spot-Spuren.
Die Abb. 29 zeigt neben der geographischen Lage weiterer pazifischer Hot Spots die Anordnung pazifischer Seamounts. Es ist zu sehen, daß die meisten Seamount-Ketten dagegen kein bekanntes rezent aktives Vulkangebiet aufweisen. Möglicherweise handelt es sich hierbei um erloschene Hot Spots.
Die Hot Spots im Südpazifik befinden sich in recht geringem Abstand voneinander. McNutt und Fischer (1987) ordnen die südpazifischen Hot Spots einem sogenannten "Superswell" zu. Dieser umfaßt die Hot Spots Osterinsel, Pitcairn, Marquesas, McDonald und Tahiti. Hierunter ist nicht die Überlagerung einzelner Schwellen zu verstehen, sondern vielmehr eine Art regional ausgedehnte Schwelle, der mehrere Hot Spots aufliegen, die eine gemeinsame Ursache haben. Neben der Möglichkeit, diese Hot Spots aber dennoch als unabhängig voneinander zu betrachten, sehen Bonatti et al. (1977) in den Hot Spots von McDonald, Pitcairn, Osterinsel, San Felix und Juan Fernandez eine sogenannte "Mantel-Hot-Line". Bonatti et al. (1977) begründen ihre Auffassung damit, daß diese Hot Spots entlang einer bzw. nahe einer großen, den ostpazifischen Rücken störenden Fracturezone liegen. Dabei bleibt die Frage offen, ob die Fracturezone als Folge einer "heißen Mantellinie" oder die Aufreihung von Hot Spots nach der Existenz der Fracturezone aus plattentektonisch bedingten Prozessen auftritt.
Tafelförmige Aufströmungen asthenosphärischen Materials zur Erklärung von Hot Lines sind durchaus denkbar. Als anschauliches Beispiel mögen besser erfaßbare Vorgänge in der Atmosphäre dienen. Typisches Rückseitenwetter in der Atmosphäre nach Durchzug einer Tiefdruckzyklone weist oft starke thermische Aufwindströmungen auf. Diese sind in der Regel "plumehaft". Im Falle örtlicher Verdichtungen solcher Aufwindschlote kommt es jedoch hier oft zu "tafelförmigen" Aufwindbereichen, die dem Beobachter als langgesteckte Cumulu(nimbu)swolken auffallen. Mitunter sind mehrere Cumulunimben über "schmale Wolkenbrücken", die die tafelförmigen Aufwindbereiche zwischen den Plumes darstellen, eng miteinander verbunden. Diese Tatsachen entstammen dem Autor aus Segelflugerfahrungen und können möglicherweise sinngemäß auf das Geschehen in der Lithosphäre und Asthenosphäre übertragen werden. Dort würden diese Prozesse gemäß der anderen physikalischen Randbedingungen (feste bis zähplastische Stoffe) wesentlich langsamer und großräumiger ablaufen.
Die pazifischen Hot Spots Samoa, Juan Fernandez, San Felix und Carolinen sind offensichtlich schwächer als z. B. Hawaii oder Tahiti, da sie keine nennenswerte Schwelle aufweisen. Nach Keating et al. (1984) hat die Aktivität des Carolinen-Hot-Spots sich abgeschwächt. Der Samoa-Hot-Spot wird von Wright und White (1987) mit der naheliegenden Subduktion in Beziehung gesetzt, indem Flexur die vulkanische Tätigkeit hier ausgelöst hat. Es kann jedoch nicht ausgeschlossen werden, daß Samoa ebenfalls ein Hot Spot mit einer Inselkette progressiven Alters war, dessen Spur bereits von der naheliegenden Subduktionszone verschluckt worden ist.
Im Zusammenhang mit den Ontong-Java-Basalten steht der gegenwärtig nicht mehr oder kaum noch aktive Louisville-Hot-Spot (Watts et al. 1988; Lonsdale, 1988). Louisville weist keine deutlich sichtbare topographische oder Geoidanomalie (mehr) auf. Aufgrund der Spur, die im Gegensatz zu allen anderen südpazifischen Mantel-Plume-Hot-Spots an ihrem Startpunkt Flutbasaltprovinzen aufweist, muß bei Louisville auf einen Mantel-Plume-Hot-Spot geschlossen werden, der nun nicht mehr wirksam ist.
Neben dem klassischen Hot Spot von Hawaii und der Hot-Spot-Provinz im Südpazifik liegen im Pazifik, aber nicht inmitten der pazifischen Platte, weitere Hot Spots. Dazu gehört der Galapagos-Hot-Spot, der auf einer Rük-kenachse liegt und ferner über Spuren zu den karibischen Basaltprovinzen Verbindungen aufweist. Auf einer der Spuren liegt der Cocos-Hot-Spot. Castillo et al. (1988) sehen hier einen asthenosphärischen Materialtransport von Galapagos nach Cocos, so daß Cocos zum Galapagos-Mantel-Plume-Hot-Spot hinzugerechnet werden kann. Galapagos selbst weist wie die Hot Spots der Kanaren, der Kapverden und der Azoren (siehe unten) einen aus mehreren aktiven Vulkanen bestehenden Inselarchipel auf, der sich über eine weite Region erstreckt. Hey (1977) und Hey et al. (1977) bringen Galapagos in Beziehung zu Rückenachsenreorganisationen, was aber die Mantel-Plume-Natur von Galapagos nicht in Frage stellt, sondern eher noch bestätigt. Dies wäre dann eine Auswirkung des Mantel Plumes auf die Rük-kenachse.
In Zusammenhang mit dem ostpazifischen Rücken zu sehen ist der Revilla-Hot-Spot. Er liegt auf dem Kreuzungspunkt des erloschenen Mathematician Rückens mit dem ostpazifischen Rücken und wird von Mammerickx et al. (1988) durch tektonischen Stress gedeutet. Nimmt man an, daß der ostpazifische Rücken von der nordamerikanischen Platte teilweise subduziert wurde (vgl. Abb. 30 in Kap. 4.3.3.2.), liegen auch die Hot Spots Bowie und Cobb auf diesem Rücken. Möglicherweise haben diese Hot Spots ihre Ursache in der Reorganisation der Rückenachse, sind also tektonisch bedingt. Sleep (1990) erwähnt auch die theoretische Möglichkeit eines Zusammenhanges mit Yellowstone. Karsten und Delaney (1989) sehen jedoch in Bowie und Cobb Mantel-Plume-Ursachen. Dagegen sprechen die geochemischen Analysen von Eaby et al. (1984) und Allan et al. (1988). Außerdem gibt es in diesem Gebiet keine nennenswerten topographischen Schwellungen, die einer Mantel-Plume-Struktur zugeschrieben werden könnten.
4.3.3.2. Der südliche nordamerikanische Raum
Dieses Gebiet enthält in seinen nördlichen Ausläufern den Mantel-Plume-Hot-Spot von Yellowstone. Es umfaßt neben einigen kleineren Hot Spots insbesondere noch die Hot-Spot-Gebiete Raton, Arizona, Utah, Baja California und Rio Grande. Das Gebiet umfaßt im wesentlichen die Basin-und-Range-Provinz. Hier sind geologische Rahmenbedingungen gegeben, wie sie sonst nirgendwo auf der Erde angetroffen werden können. Die Ursache hierfür liegt in einer möglichen Subduktion des ostpazifischen Rückens durch die nordamerikanische Platte. Diese Situation erscheint wahrscheinlich,
Abb. 30. Der ostpazifische Rücken wird möglicherweise durch die west- wärts strebende nordamerikanische Platte subduziert. Dieser Eindruck entsteht dem Betrachter der a. magnetischen Muster des Meeresbodens um den ostpazifischen Rücken sowie der b. perspektivischen 3D-Darstellung der Morphologie des Ostpazi- fiks und der amerikanischen Platte. (Die Abbildungen stammen aus Hamblin, 1989.) Bei der Betrachtung der Magnetik zeigt sich, daß die Kruste mit Entfernung vom zentralen Bereich des Rückens progressiv älter wird. Diese Altersprogression ist auch vor der Westküste Kali- forniens zu erkennen, ohne daß das jüngste Material vorhanden ist. Außerdem liegt eine Störung der allgemeinen pazifischen Subduktionszone im Bereich von Niederkalifornien vor. Hier zei- gen sich divergierende Prozesse. In der Verlängerung des Rük- kens, der bei Niederkalifornien in die San-Andreas-Verwerfung übergeht und damit verschwindet, nach Norden stößt man auf den Yellowstone-Hot-Spot (schwarzer Punkt). Dieser weist die von West nach Ost gerichtete Spur der Columbia-River-Basalte auf (vgl. Abb. 27). Dies wie auch das Verschwinden der jüngsten Schichten deuten auf die Subduktion des ostpazifischen Rückens hin.
wenn man sich das tektonische Muster der Region in Abb. 30 anschaut. Wie kaum irgendwo anders findet man hier Subduktion und Riftbildung direkt ineinander übergehend. Im Süden liegt der ostpazifische Rücken, im Westen schließt sich über die San-Andreas-Störung die pazifische Platte an, im Norden dominieren Gebirgsketten mit eingelagerten sauren Vulkanen, und im Osten wird das Gebiet durch die Rocky Mountains, die auf der nordamerikanischen Platte liegen, begrenzt. Die Überlagerung der divergierenden und konvergierenden Kräfte wird überdies noch durch Terrane-Akkretionsprozesse gestört.
Der Yellowstone-Hot-Spot, u. a. untersucht von Anders et al. (1989), Brott et al. (1981) und Smith und Christiansen (1985), weist die für Mantel-Plume-Hot-Spots typischen Merkmale einer Spur und der Aufdomung auf. Als aktiver Mantel-Plume-Hot-Spot, derzeit zwar in einer Phase verminderter Oberflächentätigkeit, prägt Yellowstone zusätzlich das betrachtete Gebiet. Die Lage macht den Hot Spot Yellowstone zu einem der komplexesten Mantel-Plume-Hot-Spots. Während die übrigen Hot Spots den divergierenden Prozessen der Region zugeschrieben werden können, weist der Yellowstone-Hot-Spot auf aktives Aufsteigen heißen Materials hin (Smith und Christiansen, 1985). Möglicherweise ist hierin beobachtbar, daß sich im ostpazifischen Rücken eingelagerte Hot Spots, insbesondere Yellowstone, nicht ohne weiteres subduzieren lassen. Im übrigen findet man in keiner anderen Gegend der Welt einen Mantel-Plume-Hot-Spot im Subduktionshinterland. 4.3.3.3. Der atlantische Raum
Der Hot Spot von Jan Mayen (z.B. Vink, 1984) weist keine große topographische Schwelle auf. Saemundsson (1986) sieht in Jan Mayen eine südwärts gerichtete Fortpflanzung des Moins Rückens. Jan Mayen liegt auf dem mittelatlantischen Rücken in der Nähe des Hot Spots Island, der eine große topographische Schwelle aufweist. Die Insel Island ist das einzige Gebiet der Erde, wo ein ozeanischer Rücken mit einer Ausdehnung über die einzelnen Vulkane hinaus flächenhaft die Meeresoberfläche überragt. Nach Schilling (1986) erstreckt sich die geochemische Anomalie des Hot Spots Island auf ca. 700 km Durchmesser. In diesem Sinne liegt hier ein Mantel-Plume-Hot-Spot 0. Größenordnung vor. Dieser Hot Spot weist darüber hinaus in seiner Umgebung Spuren zu den benachbarten Kontinentalrändern auf, wo sich Flutbasaltprovinzen (Thule-Basalte, Grönland) befinden.
Geht man vom dominanten Island-Mantel-Plume-Hot-Spot entlang des mittelatlantischen Rückens weiter nach Süden, so gelangt man zur Triple Junction, wo sich die eurasische, die afrikanische und die (nord)amerikanische Platte treffen. Genau dort befindet sich mit den Azoren ein weiterer Mantel-Plume-Hot-Spot. Die Azoren weisen aktiven Inselvulkanismus in einer weitgestreuten Region auf. Diese reicht von Flores auf der nordamerikanischen Platte bis zur Insel Sao Miguel, auf der Grenze zwischen der afrikanischen und eurasischen Platte östlich des mittelatlantischen Rückens gelegen. Im Gegensatz zu Island läßt sich hier keine Spur feststellen.
Auch der Archipel der Kanarischen Inseln setzt sich aus größeren Vulkanmassiven zusammen, die einer topographischen Schwelle aufliegen. Dies rechtfertigt die Klassifizierung als Mantel-Plume-Hot-Spot. Manche Autoren sehen hier jedoch nicht einen Mantel-Plume-Hot-Spot, sondern mehrere kleine dicht beieinander liegende Hot Spots. So werden teilweise im Bereich des zentralen Inselarchipels zwei Hot Spots in die Karte eingetragen (z. B. Burke und Wilson, 1976). Andere Autoren schließen Madeira in die Kanaren ein. Nach Stillman (1987) weist eine einzelne der Kanarischen Inseln eine über 65 Millionen Jahre gehende Vulkangeschichte auf. Mehrere aktive Vulkane liegen gegenwärtig im Bereich des Archipels (La Palma, Pico de Teide auf Teneriffa, Lanzarote).
Der dritte aus einem weitgestreuten Inselarchipel aufgebaute Hot Spot sind die Kapverden, untersucht insbesondere von Courtney und White (1986) sowie McNutt (1988). Er zeigt eine sehr große Schwelle sowohl in der Wellenlänge als auch in der Amplitude. Er wird als Mantel-Plume-Hot-Spot angesprochen und zeigt wie auch die benachbarten Archipele der Kanaren und Azoren Vulkanismus, der sich auf mehrere recht weit voneinander entfernte aktive Vulkanzentren erstreckt.
Die Hot Spots der Kanaren, Kapverden und Azoren weisen allesamt keine nennenswerten Spuren auf. Vielmehr zeigen einzelne Inseln vulkanische Tätigkeiten über viele geologische Zeiträume hinweg. Dies liegt an der Lage der Mantel Plumes unter der sich kaum bewegenden afrikanischen Platte, worin die Hot Spots hier liegen.
Die Atlantis-Meteor-Seamount-Gruppe, hier durch die Hot Spots Atlantis Seamounts und Große Meteorbank dargestellt, ordnen Verhoef und Collette (1983) einer untergeordneten Plattengrenze zu. Nach Weigel et al. (1990) liegt im Bereich der Hot Spots der Großen Meteorbank und der Atlantis Seamounts kein rezenter Vulkanismus mehr vor. Die Seamount-Vulkane besitzen allesamt ein flaches Plateau, was auf eine Absenkung und Erosion vormaliger Inseln durch das Meer schließen läßt. Es gibt Publikationen (z. B. O'Connor und Duncan, 1990), in denen wird dem Große Meteorbank-Hot-Spot eine Spur zugeordnet, die längs der New England Seamounts verläuft. Würde ein solcher Zusammenhang bestehen, wäre die Große Meteorbank eine Hot-Spot-Struktur, deren Mantel-Plume-Ursache weitestgehend erloschen ist. Für diese Möglichkeit spricht auch die Angabe einer 1200m-Schwellenhöhe von Crough (1983a). Eine topographische Anomalie dieser Amplitude kann der Autor der vorliegenden Arbeit jedoch nicht nachvollziehen.
Während die Hot Spots der Azoren, der Kanaren und insbesondere der Kapverden in verschiedenen Geoid-Karten auffällig leicht erkennbar sind, weist der Hot Spot der Großen Meteorbank, aber auch z. B. Fernando und Discovery Seamount, keine nennenswerten topographischen oder Geoidanomalien auf. Bei diesen und ähnlichen weiteren Hot Spots im Atlantik handelt es sich offenbar um sowohl in Zeit als auch in Raum einzelne vulkanische Ereignisse infolge vorgezeichneter Schwächezonen in der Lithosphäre bei gleichzeitiger Anwesenheit thermischer Anomalien im oberen Mantel, die entweder schwach oder kurzlebig waren bzw. sind. Diese können die ozeanische Kruste, deren Mächtigkeit gegenüber der kontinentalen deutlich kleiner ist, eher durchdringen.
Ähnlich wie die Azoren liegt der Bouvet-Hot-Spot auf einer Triple Junction im südlichen Atlantik. Hier treffen sich die afrikanische, die (süd)amerikanische, und die antarktische Platte.
Ein weiterer Mantel-Plume-Hot-Spot auf der atlantischen Rückenachse ist Tristan. Nach Barker (1983) gab es vor 71 Millionen Jahren mehrere Rük-kensprünge. Außerdem existieren längs der dem Tristan-Hot-Spot zugeordneten Spuren ausgedehnte vulkanische Plattformen. Diese zeigten in der Kreidezeit Größenordnungen, die in der Gegenwart Island aufweist. Mittlerweile liegen sie jedoch untermeerisch und sind inaktiv. Daher kann davon ausgegangen werden, daß die Aktivität des Mantel Plumes unter Tristan zurückgegangen ist.
4.3.3.4. Der afrikanische Raum
Der afrikanische Raum setzt sich aus mehreren dominanten Hot-Spot-Regionen zusammen. Diese umfassen den Bereich der Sahara und Kamerun, den ostafrikanischen Raum sowie den Raum um die Maskarenen im Bereich des Indischen Ozeans. Alle Hot Spots im afrikanischen Raum zeigen keine nennenswerten Spuren. Geht man von ruhenden Mantel Plumes unter einigen Hot Spots aus, so bedeutet dies eine relativ stationär gelagerte afrikanische Platte.
Im Bereich der Sahara liegen drei dominante Vulkanstöcke: Hoggar, Tibesti und Darfur (vgl. Abb. 20b). Daneben gibt es eine Vielzahl weiterer Gebiete, die nach Thorpe und Smith (1974) känozoischen Vulkanismus aufweisen. Diese Gebiete wurden von Burke und Wilson (1976) allesamt als Hot Spots eingestuft. Über die Hot Spots der Sahara gibt es nur wenige Untersuchungen. Geophysikalisch näher betrachtet wurden insbesondere Hoggar (Crough, 1981a), Tibesti (Vincent, 1970) und Darfur (Crough, 1981b; Bermingham et al, 1983). Aufgrund der auffälligen Vulkanbauten, die weltweit auch hier ein Unikum sind, und der umgebenen topographischen Regionalschwelle werden die drei obengenannten Vulkanstöcke als Mantel-Plume-Hot-Spots eingestuft. Sie sind jedoch alle drei nicht rezent aktiv, wohl aber in geologisch sehr junger Zeit aktiv gewesen, so daß es noch keinen Grund für die Annahme gibt, der Mantel Plume sei erloschen. Vielmehr mag es eine periodische, vielleicht unregelmäßig wiederkehrende Aktivitätsphase geben. Der erneute Aufbau von Spannungen bis zur Entlastung verlangt eine höhere Energie als diejenige, die nach gerade erfolgter Entlastung noch zur Verfügung steht.
Die Hot Spots in der Sahara, die für eine Mantel-Plume-Ursache eine viel zu geringe topographische Schwellung aufweisen (es sind dies alle in Tab. 1 gelisteten in der Sahara liegenden Hot Spots (z. B. Eghei, Djebel Uweinat, Djebel Sawda, Haruj, Air, Ténéré, Meidob u. a.; vgl. Abb. 24) mit Ausnahme von Hoggar, Tibesti und Darfur, die als Mantel-Plume-Hot-Spots gelten), können möglicherweise als Seiteneffekte einer Zentralaktivität von Hoggar, Tibesti und Darfur gesehen werden. Godoy (1987) faßt sogar die Vulkanstöcke der Sahara zu einer Sahara-Hot-Spot-Familie zusammen. Die Hot-Spot-Vulkanstöcke der Sahara (Hoggar, Tibesti und Darfur) haben zwar auf der Erde kein Vergleichsgebiet, vielleicht aber auf dem Mars (Sjogren et al., 1975; Reasenberg, 1977). Es sind dies hier insbesondere die Vulkane Olympus Mons, Arsia Mons, Pavonis Mons und Ascraeus Mons der Tharsis-Aufwölbung. Damit liegen möglicherweise Hinweise auf gemeinsame Randbedingungen bezüglich des Auftretens mächtiger Lithosphäre vor. Aber auch auf der Venus finden sich vergleichbare Gebiete, z. B. Bell Regio (Janle et al., 1987). Es ist sinnvoll, anzunehmen, daß erst ab einer gewissen Mindestenergie ein Mantel Plume die Lithosphäre zu durchdringen vermag. Diese Mindestenergie kann durch vorhandene Störungen, wie sie durchaus beim initialen Durchbruch der Mantel-Plume-Wirkung in der Region um den zentralen Bereich auftreten können, herabgesetzt sein. Auf diese Weise kann es zu abhängigen, im ganzen Umland liegenden kleineren Hot Spots kommen. In diese Kategorie gehören z. B. Air, Djebel Sawda und andere.
Der Kamerun-Hot-Spot wurde bereits in Kap. 4.2. diskutiert. Danach handelt es sich hierbei um einen Mantel-Plume-Hot-Spot, der im Zusammenhang mit aktiven Rifting-Prozessen auftritt (Fitton, 1983). Das durch diesen Hot Spot hervorgerufene Rifting stellt das sogenannte Benue-Rift in Nigeria dar. Durch eine Rotation der afrikanischen Platte liegt der Mantel Plume nun unter Kamerun und bringt den Kamerun-Hot-Spot-Vulkanismus hervor. Die Form der Verbreitung dieses Vulkanismus korreliert sehr gut mit der Form des Benue-Riftes. Dabei befinden sich die Vulkane jedoch nicht dort, wo heute das Benue-Rift anzutreffen ist, sondern liegen vielmehr parallelverschoben südöstlich des Benue-Rifts. Das Benue-Riftsystem, auch westafrikanisches Rift genannt, gilt als "abgestorbenes Rift", das im Zusammenhang mit der Öffnung des Südatlantiks entstanden ist (Burke und Wilson, 1976). Während das mittelatlantische Riftsystem sich als mittelatlantischer Rücken zu einer Plattengrenze entwickelt hat, kam der Rifting-Prozeß in Westafrika zum Erliegen. Der Hot-Spot-Vulkanismus entwickelte sich jedoch weiter.
Aufgrund der nicht mehr vorhandenen Verbindung des Benue-Riftes zu globalen plattentektonischen Prozessen handelt es sich hierbei um den einzigen Mantel-Plume-Hot-Spot, der damit eine Art embryonale Plattentektonik aufweist, die nicht an das globale Plattengrenzennetz angeschlossen ist. Zum Bereich des Kamerun-Hot-Spots gehören auch alle die von Burke und Wilson (1976) erkannten Hot Spots, die eine Entfernung von bis zu 1000 km vom Kamerun-Mantel-Plume-Hot-Spot aufweisen. Diese liegen mit im Einflußbereich eines möglichen Mantel Plumes, der eine dementsprechende regionale Ausdehnung aufweist.
Der größte im kontinentalen Milieu rezent aktive Mantel-Plume-Hot-Spot ist Afar (Long, 1976). Er liegt an der Triple Junction von Rotem Meer, Golf von Aden und dem Ostafrikanischen Grabensystem (White und McKenzie, 1989). Das Ostafrikanische Grabensystem wird in den einschlägigen Publikationen, die ein Bild des Schemas der Plattentektonik zeigen, vgl. z. B. Abb. 4 in Kap. 2.1.2., nicht als Plattengrenze anerkannt. Daher gilt das Ostafrikanische Grabensystem entweder als "Failed Rift" (der Rifting-Prozeß kommt zum Erliegen) oder als noch nicht zu einer Plattengrenze entwickelt. Es gibt aber auch Veröffentlichungen (z. B. Garland, 1979), in denen bereits eine von der afrikanischen Platte abgetrennte somalische Platte gezeigt wird. Dabei ist die Plattengrenze zwischen der afrikanischen und somalischen Platte das Rift Valley. Diese Unklarheiten zeigen, daß sich hier ein Veränderungen bewirkender, direkter Eingriff der Mantel-Plume-Tätigkeit in die bestehenden Plattengrenzen vollzieht. Die afrikanische Platte ist gewissermaßen "eingerissen". Der Begriff Platte ist für Somali-Land (noch) nicht definiert. Ebenfalls in den Einzugsbereich des Afar-Hot-Spots fällt das Äthiopische Hochland, das in der Literatur z. T. als eigenständiger Hot Spot angesprochen wird.
Gehen wir entlang des Rift Valleys nach Süden, so erreichen wir ein weiteres Hochland um den Viktoriasee. Hier gibt es vulkanische Tätigkeit auf zwei Riftachsen. Dabei kommt der alkalische Vulkanismus sowohl im zentralen Rift selbst als auch exzentrisch daneben vor. So sind z. B. der Mt. Kenya und der Kilimandscharo Vulkane, die nicht im Rift selbst aktiv waren. Diese mächtigen Vulkane sitzen der regionalen Schwellung des Kenya-Domes auf. Darin wird ebenfalls ein Mantel-Plume-Hot-Spot, der Ostafrika-Hot-Spot gesehen. Die Arbeit von Thorpe und Smith (1974) weist in Zusammenhang mit Burke und Wilson (1976) insbesondere Hot Spots kleinerer Größe aus, die längs des gesamten Ostafrikanischen Rifts vom Toten Meer über das Rote Meer bis hin zum Njassa-See reichen. Dies sind wohl postorogene, alkalische Vulkanzentren, die entweder als Folge des Riftings selbst oder aber in Zusammenhang mit den zentralen Mantel-Plume-Hot-Spots an naheliegenden Schwächezonen entstanden sind.
Die Mantel-Plume-Hot-Spots der Azoren, Kanaren und Kapverden zeigen einen ausgedehnten Inselarchipel. Diese Tatsache hängt mit der praktisch ruhenden afrikanischen Platte zusammen. Diese Hot Spots liegen im atlantischen Raum und wurden oben diskutiert.
4.3.3.5. Indischer Ozean
Der Komoren-Hot-Spot befindet sich zwar im Indischen Ozean, gehört aber in gewisser Hinsicht noch zu Afrika, da er zwischen dem afrikanischen Festland und Madagaskar liegt. Grimison und Chen (1988) ordnen die Komoren einer Wirkung von Intraplattenstress, der in Zusammenhang mit der Bildung des Ostafrikanischen Grabensystems steht, in Kombination mit heißem Material älterer Hot-Spot-Spuren zu. Kleinere Vulkanzentren, die sich im Bereich Madagaskars befinden, können wohl mit den Komoren in Zusammenhang gebracht werden. Der Mantel-Plume-Hot-Spot von Afar wurde oben diskutiert.
Im Bereich des Indischen Ozeans befinden sich weiterhin die Mantel-Plume-Hot-Spots Crozet, Kerguelen und Réunion. Alle weisen über Spuren zu ihrem Ursprungsort im kontinentalen Milieu, wo heute ausgedehnte Flutbasaltprovinzen anzutreffen sind (vgl. Abb. 27 in Kap. 4.2.). In diesem Zusammenhang ist festzustellen, daß nach Tab. 2 (Schwelle) bzw. in Abb. 25 im südwestlichen Indischen Ozean Crozet als Mantel-Plume-Hot-Spot ausgewiesen wird, aber die Flutbasaltprovinzen nach Abb. 27 dem Marion-Prince-Edward-Hot-Spot zugeordnet werden. Nach Courtney und Recq (1986) weist Crozet ähnliche Wärmefluß-, topographische und Geoiddaten wie die Kapverden auf. Jedoch liegt Crozet im Bereich einer Rückenachse, wenngleich die genaue Position umstritten ist (Morgan, 1981; Sleep, 1990). Aufgrund der Ungenauigkeit der Position wird der naheliegende Marion-Hot-Spot mit dem Crozet-Hot-Spot zusammengefaßt (Einzugsbereiche nach Kap. 3). Crozet weist keinen ausgedehnten Inselarchipel auf. Möglicherweise kann Crozet zusammen mit Marion und Prince Edward als großer Inselarchipel angesehen werden. Der Mantel Plume unter Crozet ruht nicht relativ zum derzeitigen geographischen Hot-Spot-Gebiet (Plattenbewegungen), wie dies bei den Kapverden der Fall ist.
Die bathymetrisch dominante Struktur des Mantel-Plume-Hot-Spots der Kerguelen umfaßt auch das aktive Zentrum der Insel Heard. Morgan (1978) sieht in dem nahegelegenen, auf der Rückenachse liegenden Hot Spot von St. Paul und Amsterdam die Wirkung von asthenosphärischem Materialtransport vom Mantel-Plume-Hot-Spot der Kerguelen zur Rückenachse, die nicht allzuweit vom Mantel Plume entfernt liegt. Dies kann mit dem Galapagos-Cocos-System verglichen werden.
Der bekannteste Mantel-Plume-Hot-Spot im Indischen Ozean ist Réunion. Seine Spur weist zu den ausgedehnten Dekkan-Trapps in Indien. Réunion ist z. B. von Bonneville et al. (1988) untersucht worden. Réunion zeichnet sich durch gegenwärtig stark aktiven Vulkanismus aus. In Zusammenhang mit der auf der Spur liegenden Insel Mauritius ergeben sich recht große topographische Komplexe. Nach Morgan (1978) besteht eine Strömung asthenosphärischen Materials von Réunion zum mittelindischen Rücken, die sich in Rodriguez äußert.
4.3.3.6. Übrige Gebiete
Postorogener, alkalischer Vulkanismus zeigt sich oft in bereits vorhandenen tektonischen Schwächezonen. Er kann grundsätzlich in zwei Arten aufgegliedert werden. Die eine Art befindet sich im Bereich der Riftogene, die andere im Bereich konvergierender tektonischer Prozesse. Die erste Art ist in obigen Betrachtungen bereits enthalten. Dies sind die einzelnen, kleinen Vulkangebiete vor allem in Afrika im Bereich des Ostafrikanischen Grabensystems. Die andere Art findet man im Hinterland aktiver Subduktionszonen. Hier kommt es auch zu Terrane-Akkretionsprozessen. In diese Gruppe fallen insbesondere die Hot Spots in Ostasien und Nordwestamerika, die keinerlei topographische Schwellungen aufweisen. Weiterhin fallen in diese Gruppe die europäischen Hot Spots Eifel und Oberrheintalgraben. Der Oberrheintalgraben-Hot-Spot kann als tektonische Reaktion auf die Orogenese der Alpen interpretiert werden. Der Eifel-Hot-Spot steht nach Sleep (1990) in Zusammenhang mit dem Oberrheintalgraben-Hot-Spot.
Hot-Spot-Spuren werden von McDougall und Duncan (1988) im tasmanisch-australischen Raum erkannt. Signifikante Schwellungen können hier jedoch nicht gesehen werden. Daher liegen diesen Hot Spots wahrscheinlich Intraplattenstressfelder zugrunde. In diesem Bereich befinden sich nicht mehr aktive Riftstrukturen.
Der Ätna-Hot-Spot nimmt eine besondere Stellung ein. Hier liegt keinerlei topographische Schwellung vor, aber dennoch weist der Ätna eine rege Tätigkeit auf. Die Förderprodukte sind bas(alt)isch. Der Ätna wird i. a. nicht als Hot Spot angesprochen. Lediglich Pichler (1985) weist ihn als Hot Spot aus. Das Besondere am Ätna ist seine geographische Lage in Verbindung mit den Förderprodukten und der Art der Tätigkeit. Die vulkanischen Merkmale sprechen für eine Hot-Spot-Natur des Vulkanismus, es wäre dies der einzige Hot Spot, der im Bereich einer Kollisionszone (hier Afrika-Europa) liegt. Nicht zuletzt aus geochemischen Gründen scheidet er jedoch als Mantel-Plume-Hot-Spot aus.
Auch der Bermuda-Hot-Spot nimmt eine Sonderstellung unter den Hot Spots ein. Er weist eine große topographische Schwelle auf, der Vulkanismus aufsitzt. Damit könnte Bermuda durchaus als Mantel-Plume-Hot-Spot erklärt werden. Jedoch sieht es nach Detrick et al. (1986) danach aus, als habe hier die Aktivität in den letzten 20 bis 30 Millionen Jahren aufgehört. Damit fällt dieses Gebiet nicht mehr unter die rezent aktiven Gebiete und wurde bei der Ermittlung kontinuierlicher Dichtefunktionen ausgelassen. Hier liegt mitunter ein nicht mehr hinreichend energetischer Mantel Plume unter dem Bermuda-Hot-Spot vor. Möglicherweise handelt es sich hierbei um das Beipiel eines Mantel-Plume-Finalstadiums. Der Vergleich der Lage der aktiven Mantel-Plume-Hot-Spots (Abb. 25) mit dem Geoid (Abb. 18) zeigt, daß die Mantel-Plume-Hot-Spots alle im Bereich positiver Anomalien liegen, nicht aber Bermuda und der Mt. Erebus, die von manchen Autoren auch zu den Mantel-Plume-Hot-Spots gerechnet werden. Jedoch fehlt bei Bermuda die Absenkung der Insel seit dem Erlöschen des Vulkanismus vor 30 bis 25 Millionen Jahren. Ferner ist die Orientierung der Schwelle nicht mit der Driftrichtung der nordamerikanischen Platte vereinbar (Richardson, 1991). In diesem Zusammenhang gibt Vogt (1991) eine alternative Erklärung für den Vulkanismus im östlichen Teil der amerikanischen Platte. Vogt (1991) postuliert u. a. lineare Gebiete aufsteigender Materie beiderseits des Kontinentalrandes. Damit wird deutlich, daß es noch Arten von Hot Spots geben kann, die in dieser Arbeit nicht näher beschrieben worden sind.
4.4. Einteilung in Vulkanprovinzen
Die im vorangegangenen Kapitel gelisteten und diskutierten Ergebnisse werden hier übersichtlich kartographisch dargelegt. Die in diesen Karten (Abb. 31 und Abb. 32) gezeigten Vulkanprovinzen und -einheiten beziehen sich ausschließlich auf die Hot-Spot-Vulkane. Der Vulkanismus durch Subduktionsprozesse kann aufgrund seines Chemismus (saure Förderprodukte), seiner Vulkantypen (i. a. Stratovulkane mit explosivem Vulkanismus) und seiner linearen Anordnung klar vom Hot-Spot-Vulkanismus unterschieden werden. Damit sind potentielle Verwechslungen und Fehlklassifizierungen in dieser Richtung ausgeschlossen, womit diese Art von Vulkanismus nicht mit in die Karten aufgenommen wurde. Dies erhöht zudem die Übersichtlichkeit für die einzelnen Hot-Spot-Klassen und deren räumliche Anordnung. Gezeigt wird der Gegenwartszustand. Die Hot-Spot-Klassenzugehörigkeit einzelner Hot Spots kann sich mit Ablauf geologischer Zeiträume ändern.
Setzt man die Hot Spots in Beziehung zur globalen, divergierenden Tektonik, die einen mit den Hot Spots artverwandten Vulkanismus aufweist, ergibt sich das Bild in Abb. 31. Danach läßt sich die Erdoberfläche klar in verschiedenartig durch Hot-Spot-Vulkane geprägte Gebiete einteilen.
Nach Abb. 31 liegen in Gebiet (1), dem Gebiet des Intraplattenvulkanismus als dem klassischen Hot-Spot-Vulkanismus, die Mantel-Plume-Hot-Spots des Pazifiks und Afrikas. Dazu gehören für den Pazifik insbesondere die Hot Spots im Südpazifik sowie Hawaii. Im Bereich der afrikanischen Platte (vgl. Abb. 4) gehören die Inselgruppen der Kanaren und der Kapverden sowie der Vulkanismus der Sahara und in Kamerun zu Gebiet (1). Hinzu kommt im Gebiet der Mascarenen noch der Réunion-Hot-Spot. In Afrika wird das Gebiet (1) durch das Ostafrikanische Riftsystem geteilt.
Abb. 31. Der Zusammenhang zwischen Hot Spots und Globaltektonik, eine Gebietseinteilung nach Hot-Spot-Typen. 1 - Gebiet der Intraplatten-Hot-Spots 2 - Gebiet der Hot-Spot-Rifting-Wechselwirkung 3 - Terrane-Ansammlungs- und Subduktionsgebiete und deren Hin- terland 4 - Hot-Spot-freie Gebiete Übergänge zwischen den Gebieten werden hier symbolisch durch Grenzen angedeutet, die in der Natur jedoch fließend sind.
Das Gebiet (2), zu dem auch das Ostafrikanische Riftsystem gehört, kennzeichnet diejenigen Bereiche, in denen insbesondere Mantel-Plume-Hot-Spots mit Rückenachsen und Rifts wechselwirken. Das Zentrum dieses Gebietes korrespondiert mit den divergierenden Plattengrenzen. Hot Spots, die zwar nicht im Zentrum dieses Gebietes liegen, aber deren Abstand zu diesem noch einen Wechselwirkungsprozeß mit dem Rifting-Prozeß zuläßt (ein Maß dafür ist die Ausdehnung der Plumes im sublithosphärischen Bereich), gehören mit zu diesem Gebiet. Bemerkenswert an Gebiet (2) ist, daß das Gebiet keilförmig in das Gebiet um den Afar-Hot-Spot und in das Tschersky-Rift in Nordost-Sibirien hineinragt. Möglicherweise manifestiert sich hierin eine Art "Einreißprozeß". Am Westrand von Amerika wird das Gebiet (2) durch Subduktionsprozesse begrenzt. Im Bereich der Baja-California grenzt der zentrale Bereich des Gebietes (2), der durch das aktive Rifting markiert ist, direkt an die Subduktionszone und geht allmählich in das Gebiet (3) über. An dieser Stelle liegt gegenwärtig die einzige Stelle, an der nach Abb. 30 noch aktiver Rückenbereich subduziert wird. Der Yellowstone-Hot-Spot zeigt durch die Lage der Columbia-Flutbasalte (vgl. Abb. 27) eine ostwärts gerichtete Migration relativ zur nordamerikanischen Platte. Möglicherweise stellte Yellowstone ein "Island" in der geologischen Vergangenheit des ostpazifischen Rückens dar.
Das Gebiet (3) kennzeichnet diejenigen Bereiche der Erde, in denen zum einen Terrane-Akkretionsprozesse nach Jones et al. (1985) stattgefunden haben und stattfinden und die zum anderen im weiteren "Hinterland" von Subduktionszonen liegen. Hier kommen keine Mantel-Plume-Hot-Spots vor. Das Gebiet weist nach Sykes (1978) insbesondere Hot Spots auf, die durch die eine oder andere Form des Intraplattenstress, der durch die in nicht allzu weiter Entfernung sich abspielenden globaltektonischen Prozesse angeregt wird, entstanden sind. So führen z. B. Molnar und Tapponnier (1975) den Rheintalgraben auf die Alpenorogenese und das Baikal Rift auf die Kollision von Indien mit Asien zurück. Beide Gebiete sind u. a. von Pollack et al. (1983) als Hot Spots angesprochen worden.
Im Gebiet (4) lassen sich nach keinem Autor Hot Spots finden. Eine Ausnahme bildet der Bermuda-Hot-Spot. Er taucht aufgrund seiner gut ausgeprägten Schwelle (Abb. 20a; Crough, 1978; Detrick et al., 1986) in verschiedenen Hot-Spot-Listen noch auf (z. B. Monnereau und Cazenave, 1990; Duncan und Richards, 1991), obwohl er bereits seit 20 bis 30 Millionen Jahren keinen aktiven Vulkanismus mehr aufweist (vgl. Kap. 4.3.3.6.). Daher wurde er ausgelassen. Das Gebiet (4) umfaßt die Regionen alter Kratone (vgl. Jordan, 1985) und mächtiger Lithosphäre nach Abb. 21 mit Ausnahme der Antarktis und Afrikas sowie nach Chase und Sprowl (1983) die Bereiche ehemaliger Subduktion, in denen möglicherweise kaltes Material die Hot-Spot-Bildung unterdrückt. Afrika und die Antarktis sind von Rifting-Prozessen und Hot Spots gekennzeichnet (vgl. Abb. 9, Abb. 10 und Abb. 26).
Nicht nur die Erdoberfläche läßt sich geographisch nach Hot Spots untergliedern, sondern die Hot Spots selbst kann man geographisch in Gruppen zusammenfassen. Nach Abb. 32 läßt sich die Erdoberfläche in zwei Hot-Spot-Räume aufteilen, den afrikanischen und den pazifischen Raum. Dieser Sachverhalt zeichnete sich auch bereits in den Darstellungen der Rechnungen über die Hot-Spot-Dichte in Kap. 3 ab. Die beiden Hot-Spot-Räume werden getrennt durch definitiv Hot-Spot-freie Gebiete, in denen nach Chase und Sprowl (1983) vor 100 Millionen Jahren Subduktion stattgefunden hat. Es sind dies das östliche Amerika sowie Zentraleurasien mit Indien. Weiterhin lassen sich verschiedene Mantel-Plume-Hot-Spots zu Gruppen zusammenfassen. Hier erkennt man sehr gut die Lage identifizierter Mantel-Plume-Hot-Spots bezüglich der übrigen Hot-Spot-Klassen. McHone et al. (1987) haben beispielsweise die Existenz von Mantel-Plume- oder ähnlichen Strukturen mit der engen Lage vieler Hot Spots zueinander abgelehnt. Mantel-Plume-Hot-Spots haben nach White und McKenzie (1989) Einzugsbereiche von bis zu 2000 km im Durchmesser. Die Provinzen Ostasien, Tasman-See, Mittelwesteuropa sowie der Nordwesten Amerikas (nicht jedoch Yellowstone) weisen keine Mantel-Plume-Hot-Spots auf. Hierbei handelt es sich im wesentlichen um Hot Spots, die im Hinterland von Subduktionszonen in Verbindung mit Terrane-Akkretionsprozessen liegen. Diese Hot-Spot-Provinzen weisen somit ausschließlich Intraplattenstress-Hot-Spots auf (vgl. Tab. 4).
Die von Mantel-Plume-Hot-Spots geprägten Hot-Spot-Räume Afrika und Pazifik lassen sich weiter nach Gruppen zusammenfassen. In Afrika kann zwischen den Mantel-Plume-Hot-Spots im Bereich der Sahara, zu denen auch die der nordwestafrikanischen Küste vorgelagerten Inselgruppen zählen, sowie den mit dem Ostafrikanischen Rift in Wechselwirkung stehenden Mantel-Plume-Hot-Spots unterschieden werden. Die Gebiete der Zentralsahara unterscheiden sich von denen im Atlantik durch die Art der Kruste. Erstere liegen im kontinentalen, letztere im ozeanischen Milieu. Eine Sonderrolle spielt der Vulkanismus in Kamerun, auf den in Kap. 4.2. bereits eingegangen worden ist. Neben den kontinentalen Hot Spots liegen noch die ozeanischen Mantel-Plume-Hot-Spots auf der afrikanischen Platte, die allesamt "Spuren" zu einer Flutbasaltprovinz aufweisen.
Abb. 32. Hot-Spot-Vulkanprovinzen der Erde, eine geographische Zusam- menfassung. Die schwarzen Punkte bezeichnen die Mantel-Plume- Hot-Spots.
Die pazifischen Mantel-Plume-Hot-Spots lassen sich in vier Gruppen einteilen. Zunächst ist der isoliert gelegene Mantel-Plume-Hot-Spot von Hawaii zu nennen, der bekannteste Hot Spot überhaupt. Daneben gibt es die recht isolierte Mantel-Plume-Hot-Spot-Tätigkeit um Galapagos, die im Zusammenhang mit Rifting zu sehen ist. Weiterhin sind die Hot Spots zu nennen, die entlang einer von Bonnatti et al. (1977) vermuteten "Hot Line" liegen. Schließlich gibt es die Anhäufung von Mantel-Plume-Hot-Spots im Südpazifik. McNutt und Fischer (1987) sehen hierin eine sogenannte "Superschwelle". Dies bedeutet, daß entweder die Mantel-Plume-Hot-Spots in diesem Bereich zusammenhängen würden oder ein "Megaplume", d. h. eine weiträumige Anomalie des oberen Mantels, vorliegt (der Begriff des "Superplumes" wurde bereits von Larson (1991) für zeitlich limitierte Plume-Erscheinungen, die mit einem großen Starting Plume (vgl. Kap. 2.2.2.1.) zu vergleichen sind, geprägt). Es gibt Anzeichen dafür, daß die Intensität der Mantel-Plume-Tätigkeit auf der Erde über geologische Zeiträume hinweg variiert. So interpretieren McNutt et al. (1990) den Darwin Rise, der mit der heutigen von McNutt und Fischer (1987) vorgeschlagenen südpazifischen Superschwelle vergleichbar ist, als Folge einer möglichen massiven Plume-Tätigkeit in der Kreidezeit.
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