11. Intraplattenvulkanismus Ozeanischer Intraplattenvulkanismus ...
11. Intraplattenvulkanismus Ozeanischer Intraplattenvulkanismus ...
11. Intraplattenvulkanismus Ozeanischer Intraplattenvulkanismus ...
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<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
<strong>Ozeanischer</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong>, hier z.B. Pico, Azoren<br />
• große Vulkane bis 10 km Höhe über Meeresboden<br />
• oft lange Ketten mit Altern bis 80 Mill. Jahren<br />
Magmatische Petrologie Folie 1<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Ozeaninseln und Seamounts bilden oft altersprogressive Linien<br />
von Vulkanen: Hotspot-Spur über einem Mantelplume<br />
Magmatische Petrologie Folie 2<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Hotspot-Spur von Hawaii quer über den Pazifik<br />
Anzeichen für absolute Plattenbewegung<br />
Magmatische Petrologie Folie 3<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Altersprogression des Vulkanismus als Hinweis auf stationäre<br />
Magmenquelle tief im Erdmantel verankert<br />
Magmatische Petrologie Folie 4<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Typen von Ozeanischen Intraplatten (Insel) Basalten =<br />
OIB Magmen<br />
Zwei prinzipielle Magmaserien:<br />
Tholeiitische Serie<br />
Hauptelementzusammensetzung sehr ähnlich zu MORB,<br />
aber einige deutliche chemische und mineralogische<br />
Unterschiede, z.B. höhere Gehalte an Na 2 O, K 2 O und<br />
TiO 2 .<br />
Alkaline Serie<br />
Laven SiO 2 -untersättigt und angereichert an<br />
inkompatiblen Elementen<br />
Magmatische Petrologie Folie 5<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
• Entwicklung des Vulkanismus<br />
einer Ozeaninsel am Beispiel von<br />
Hawaii<br />
• Entwicklung durch vier Stadien<br />
• Stadien zeigen variable<br />
Magmenmengen und<br />
Magmenzusammensetzung<br />
Magmatische Petrologie Folie 6<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Hauptelementvariation in Laven des Hawaii Hotspots<br />
• Variation von Tholeiiten bis stark alkalinen Laven<br />
• Variation durch unterschiedliche Aufschmelzbedingungen<br />
7<br />
6<br />
5<br />
Post-Erosional, Oahu<br />
Schild, Oahu<br />
Schild, Kilauea<br />
Prä-Schild, Loihi<br />
Post-Schild, Mauna Kea<br />
Schild, Mauna Kea<br />
Na2O + K2O<br />
4<br />
3<br />
2<br />
1<br />
35 40 45 50 55 60<br />
SiO 2<br />
Magmatische Petrologie Folie 7<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Variation der Seltenen Erd Elemente in Hawaiianischen Laven<br />
•SEE Gehalte steigen von Schildlaven zu den posterosionalen Laven an,<br />
daher Abnahme des Aufschmelzgrades und/oder Anreicherung der<br />
Mantelquelle<br />
•Schwere SEE schneiden sich und deuten residualen Granat im Mantel an<br />
Probe/C1 Chondrit<br />
1000<br />
100<br />
10<br />
Posterosional, Nephelinit, Kauai<br />
Posterosional, Basanit, OA<br />
Postschild, Alkalibasalt, MK<br />
Schild, Tholeiit, MK<br />
1<br />
La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Er Tm Yb Lu<br />
Magmatische Petrologie Folie 8<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Sr/Nd Isotope und Mantelquellen<br />
• Isotope werden nicht durch Aufschmelzprozesse beeinflusst<br />
• Isotope reflektieren die zeitintegrierte Zusammensetzung der<br />
Magmenquelle<br />
• Mischung zwischen Plume und umgebendem MORB Mantel<br />
0.5132<br />
0.5131<br />
0.5130<br />
143 Nd/<br />
144 Nd<br />
0.5129<br />
0.5128<br />
0.5127<br />
0.5126<br />
Post-Erosional, Oahu<br />
Post-Schild, Kauai<br />
Schild, Oahu<br />
Prä-Schild, Loihi<br />
0.5125<br />
0.7028 0.7030 0.7032 0.7034 0.7036 0.7038 0.7040 0.7042 0.7044 0.7046<br />
87 Sr/ 86 Sr<br />
Magmatische Petrologie Folie 9<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Modell für den <strong>Intraplattenvulkanismus</strong> von Hawaii durch Bewegung<br />
der Platte über dem Plume<br />
F = Aufschmelzgrad des Mantels<br />
Magmatische Petrologie Folie 10<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Variation der inkompatiblen Spurenelemente in ozeanischen<br />
Intraplattenbasalten<br />
Verschiedene Muster deuten auf unterschiedliche Entstehung der<br />
Mantelquellen<br />
Hofmann 1997<br />
Magmatische Petrologie Folie 11<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Isotopische Unterschiede zwischen MORB und OIB<br />
• MORB zeigen niedrige Sr und hohe Nd Isotopenverhältnisse: langfristige<br />
Verarmung der Mantel-inkompatiblen Elemente<br />
• OIB Mantelquellen sind dagegen oft angereichert<br />
0,5134<br />
0,5132<br />
Atlantische MORB<br />
Pazifische MORB<br />
Atlantische OIB<br />
Pazifische OIB<br />
143 Nd/<br />
144 Nd<br />
0,5130<br />
0,5128<br />
0,5126<br />
0,5124<br />
0,702 0,703 0,704 0,705 0,706<br />
87 Sr/ 86 Sr<br />
Magmatische Petrologie Folie 12<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Geochemie<br />
• Inkompatible Elemente<br />
angereichert in OIB relativ zu<br />
MORB<br />
• Radiogene Isotope wie Sr oder Nd<br />
Isotopenverhältnisse<br />
unterscheiden sich deutlich von<br />
MORB<br />
• Zusammen mit geophysikalischen<br />
Daten deuten die geochemischen<br />
Unterschiede zu MORB (= Oberer<br />
Erdmantel) auf eine Herkunft des<br />
OIB Mantels aus dem unteren<br />
Erdmantel<br />
Magmatische Petrologie Folie 13<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Verteilung von Large Igneous Provinces (LIPs)<br />
Sowohl ozeanisch als auch kontinental<br />
Magmatische Petrologie Folie 14<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
„Starting Plume“: Aufstieg eines Plumekopfes von der Kern-Mantel-Grenze, beim<br />
Auftreffen auf die Lithosphäre Ausbreitung und verbreitete Aufschmelzung<br />
Spätere Bewegung der Platte über den Plume-Stamm hinweg führt zur Bildung<br />
einer altersprogressiven Hotspot-Spur<br />
Magmatische Petrologie Folie 15<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Nordatlantische Vulkanprovinz<br />
• Flutbasalte in Schottland,<br />
Irland, Faröer und Grönland<br />
• Am Kontinentalrand „seawarddipping<br />
reflectors“, mächtige<br />
Pakete mit Lavaströmen sowie<br />
„crustal underplating“<br />
• Island Plume beeinflusst die<br />
Magmengenese während des<br />
Riftings<br />
www-odp.tamu.edu/publications/ 163, modified from Larsen, Saunders, Clift et al., 1994.<br />
Magmatische Petrologie Folie 16<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Flutbasalte in Schottland<br />
TAS Diagramm<br />
• Tholeiite bis Alkalibasalte deuten<br />
auf variable Aufschmelzprozesse<br />
im Erdmantel<br />
• Stärker differenzierte Laven<br />
zeigen fraktionierende<br />
Kristallisation und Assimilation<br />
von kontinentaler Kruste<br />
Kerr et al 1999<br />
Magmatische Petrologie Folie 17<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Seltene Erd-Zusammensetzungen der Flutbasalte von Skye, Schottland<br />
Variation der Mantelquellen und der Aufschmelzung<br />
Magmatische Petrologie Folie 18<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Kontinentale Riftsysteme<br />
Mitteleuropäisches Riftsystem, z.B. in<br />
Deutschland tertiäre bis quartäre<br />
Vulkanite<br />
Viel Vulkanismus am Rheinischen<br />
Schiefergebirge und Egergraben,<br />
aber wenig im Rheingraben<br />
Magmatische Petrologie Folie 19<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Laven reichen von Alkalibasalten bis zu Nepheliniten<br />
sowie entwickelten Laven bis zu Phonolithen<br />
Eger Graben<br />
Magmatische Petrologie Folie 20<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Angereicherte leichte Seltene Erden im Vergleich zu schweren SEE<br />
Niedrige Aufschmelzgrade tief im Mantel im Granat-Peridotit<br />
Magmatische Petrologie Folie 21<br />
Endogene Geodynamik
<strong>11.</strong> <strong>Intraplattenvulkanismus</strong><br />
Entstehung der Magmen in kontinentalen Rifts<br />
• durch Dehnung und Ausdünnung der Lithosphäre<br />
• durch Aufstieg von heißem Mantel, z.B. Modell der heißen Finger<br />
unter Mitteleuropa<br />
Magmatische Petrologie Folie 22<br />
Endogene Geodynamik
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