Warum gibt es Vulkane: Wie das Inferno des Hadaikums die Erde formte

Schlüsselwörter: Hadaikum-Vulkanismus, Komatiit, Mantelplume, Schildvulkan, Schichtvulkan, Plattentektonik, Vulkantypen, Magmaentstehung, Druckentlastungsschmelzen, Flussmittelschmelzen, hydrothermale Quellen, frühe Atmosphäre

Auf der Erde gibt es heute ungefähr 1.500 aktive Vulkane, von denen jedes Jahr rund 50 bis 60 ausbrechen. Sie säumen den „Pazifischen Feuerring”, verlaufen entlang der Mittelozeanischen Rücken, die sich über Zehntausende von Kilometern erstrecken, und erheben sich über Mantelhotspots weit entfernt von jeder Plattengrenze. Lava quillt aus Erdspalten, Aschewolken verhüllen den Himmel, und neues Gestein entsteht schon Stunden nach dem Ausbruch. Wer diese Bilder sieht, denkt meist an Zerstörung und Katastrophe.

Dabei sind Vulkane aus einem anderen Blickwinkel betrachtet der grundlegende Mechanismus, über den ein Planet seine Wärme abgibt, das unvermeidliche Ergebnis von Milliarden Jahren angesammelter thermischer Energie, die sich einen Weg nach außen sucht. Jeder Vulkan auf der Erde, wo auch immer er steht, verweist auf ein und dieselbe Grundwahrheit: Ein Planet entlädt sich.

Dieses Geschehen ist heute schon eindrucksvoll genug. Im Hadaikum vor 4,6 Milliarden Jahren aber war die gesamte Erdoberfläche ein Vulkan. Keine Kontinente, kein Boden, keine Küsten, nur eine durchgängige Oberfläche aus geschmolzenem Gestein, ausbrechenden Gasen und den ersten dünnen Krusten, die sich langsam aus einem Magmameer erhoben. Die Schlote des Hadaikums vernichteten nicht nur die Oberfläche: Sie bauten die Atmosphäre auf, die wir heute atmen, lieferten das Wasser für die ersten Ozeane und legten die materiellen Grundlagen für das Leben.

Warum gibt es Vulkane

Vulkane entstehen, weil die im Erdinnern eingeschlossene Wärme an die Oberfläche gelangen muss. Diese Wärme entweicht über drei hauptsächliche tektonische Umgebungen, die jeweils einen eigenen Stil des Vulkanismus erzeugen.

Plattentektonik und Subduktionszonen: Wenn eine dichte ozeanische Platte unter eine andere Platte abtaucht, setzt der mit der Tiefe zunehmende Druck das in der Platte gespeicherte Wasser und andere flüchtige Stoffe frei. Diese Fluide dringen in den darüber liegenden Mantelkeil ein, senken den Schmelzpunkt der Silikatminerale erheblich und lösen eine Teilaufschmelzung aus, ohne dass besonders hohe Temperaturen erforderlich wären; so entstehen flüchtigreiche Magmen. Dieses Magma steigt zur Oberfläche auf und bildet den aktivsten und gefährlichsten Vulkangürtel der Welt: den Pazifischen Feuerring [Lockwood et al., 2010] Volcanoes: Global Perspectives
Lockwood, J. P., Hazlett, R. W. (2010)
Wiley-Blackwell
DOI: 10.1002/9781444392876 .

Mantelhotspots und Mantelplumes: Im Erdinnern steigen ungewöhnlich heiße Materiesäulen aus dem unteren Mantel, oder sogar von der Kern-Mantel-Grenze, auf und durchdringen die darüber liegende Lithosphäre, um an der Oberfläche Hotspot-Vulkanketten zu bilden [Condie, 2001] Mantle Plumes and Their Record in Earth History
Condie, K. C. (2001)
Cambridge University Press
DOI: 10.1017/CBO9780511529733 . Da die Lithosphärenplatten langsam über einen stationären Hotspot hinwegdriften, hinterlässt dieser eine Kette von immer älteren Vulkaninseln auf der wandernden Platte; die Hawaiianischen Inseln sind das Paradebeispiel. Hotspot-Magmen steigen direkt aus dem tiefen Mantel auf und unterscheiden sich chemisch deutlich von Vulkanen in Subduktionszonen; sie erzeugen in der Regel flüssigere basaltische Laven.

Riftzonen und Mittelozeanische Rücken: Wo sich zwei Platten auseinanderbewegen, quillt Mantelmaterial nach oben, um den entstehenden Spalt zu füllen. Da der überlagernde Druck abnimmt, schmilzt der Mantel, obwohl die Temperatur kaum steigt, ein Vorgang, den man als Druckentlastungsschmelzen bezeichnet. Das weltweite System der Mittelozeanischen Rücken, das sich über Zehntausende von Kilometern erstreckt, ist die vulkanisch aktivste Zone der Erde, obwohl der größte Teil davon in der Tiefsee verborgen ist. Island, wo der Rücken die Meeresoberfläche durchbricht, bietet einen seltenen Einblick in diesen Prozess.

Wie Magma entsteht

Unabhängig vom tektonischen Umfeld beinhaltet die Magmaentstehung immer einen zentralen Prozess: das Auslösen einer Teilaufschmelzung von Festgestein. Drei Hauptmechanismen, die einzeln oder in Kombination wirken, verwandeln tief im Erdinnern liegendes Festgestein in aufsteigendes flüssiges Magma.

Druckentlastungsschmelzen: Der Schmelzpunkt eines Gesteins hängt nicht nur von der Temperatur, sondern auch vom Druck ab. Wenn Mantelmaterial durch thermische Konvektion aufsteigt, verringert sich das Gewicht des darüber liegenden Gesteins, der Druck sinkt und damit auch der Schmelzpunkt. Bleibt die Temperatur gleich, während der Schmelzpunkt unter sie fällt, beginnt das Gestein zu schmelzen, ohne dass zusätzliche Wärmezufuhr nötig wäre. Das Druckentlastungsschmelzen ist der dominante Mechanismus an Mittelozeanischen Rücken und den meisten Mantelhotspots.

Flussmittelschmelzen: Bestimmte Stoffe, insbesondere Wasser und Kohlendioxid, senken den Schmelzpunkt von Silikatmineralen erheblich. Wenn eine subduzierende Ozeanplatte meerwasserdurchtränkte Minerale und hydratisierte Sedimente in den Mantel trägt, zersetzen sich diese wasserhaltigen Minerale mit zunehmendem Druck und steigender Temperatur und setzen Fluide frei. Diese Fluide dringen in den heißen darüber liegenden Mantelkeil ein, ähnlich wie Salz, das auf gefrorenes Gestein gestreut wird, und bewirken, dass es bei Temperaturen weit unter seinem normalen Schmelzpunkt zu schmelzen beginnt. Der größte Teil des Magmas in Subduktionszonen entsteht durch diesen Mechanismus.

Wärmeübertragung: Wenn heißes Magma in kältere Krustengesteine eindringt, breitet sich Wärme durch Wärmeleitung auf das umgebende Gestein aus und kann eine Teilaufschmelzung auslösen, die silikatreiche Sekundärmagmen erzeugt. Dieser Mechanismus ist besonders in der kontinentalen Kruste wichtig, wo häufig granitisches Magma entsteht, das zu den granitartigen Gesteinen abkühlt, die die Kerne der Kontinente bilden.

Vulkanismus im Hadaikum

Im Hadaikum (4,6 bis 4,0 Milliarden Jahre vor heute) arbeiteten alle drei Mechanismen mit extremer Intensität, doch der beherrschende Prozess war globaler Natur: Die gesamte Erdoberfläche war selbst vulkanisch.

Die Magmaozean-Phase: Nach dem Theia-Einschlag war die Erde von der Oberfläche bis in mehrere Hundert Kilometer Tiefe vollständig aufgeschmolzen und bildete einen globalen Magmaozean [Elkins-Tanton, 2012] Magma Oceans in the Inner Solar System
Elkins-Tanton, L. T. (2012)
Annual Review of Earth and Planetary Sciences
DOI: 10.1146/annurev-earth-042711-105503 . Der Magmaozean war gewissermaßen „totaler Vulkanismus”: nirgends auf dem Planeten gab es eine stabile feste Oberfläche; die gesamte Welt befand sich in einem Zustand des Ausbruchs. Als der Magmaozean langsam abkühlte, begannen die ersten dünnen festen Krusten an der Oberfläche zu treiben, wurden aber durch anhaltende Einschläge und innere Wärmeströme immer wieder zerbrochen und wieder aufgeschmolzen [Chambers, 2004] Planetary accretion in the inner Solar System
Chambers, J. E. (2004)
Earth and Planetary Science Letters
DOI: 10.1016/j.epsl.2004.04.031 .

Komatiite: das Markenzeichen des Hadaikums: Das markanteste Merkmal des Hadaikum-Vulkanismus war das Ausbrechen von Komatiiten [Arndt, 2003] Komatiites
Arndt, N. T. (2003)
Lithos
DOI: 10.1016/S0024-4937(03)00062-8 . Komatiite sind extrem magnesiumreiche, ultramafische Vulkangesteine, die bei Temperaturen über 1.600 °C ausbrachen, weit über den etwa 1.200 °C der modernen Basaltlaven. Solch extreme Temperaturen zeigen an, dass der Mantel damals weit heißer als heute war und so fließfähige Laven erzeugte, dass sie sich als extrem dünne Schichten über weite Flächen der Oberfläche ausbreiten konnten. Komatiite verschwanden nach dem Archaikum nahezu vollständig, weil der Erdmantel seither abkühlt und solche überhitzten Schmelzen nicht mehr erzeugen kann. Die in Südafrika und Westaustralien gefundenen uralten Komatiite sind der direkteste gesteinskundliche Beweis für eine wärmere Vergangenheit der Erde [Arndt et al., 2012] Processes on the Young Earth and the Habitats of Early Life
Arndt, N. T., Nisbet, E. G. (2012)
Annual Review of Earth and Planetary Sciences
DOI: 10.1146/annurev-earth-042711-105316 .

Vier Wärmequellen, die das Inferno des Hadaikums aufrecht erhielten: Derart anhaltender extremer Vulkanismus erforderte eine ständige Wärmenachlieferung. Vier Mechanismen unterhielten gemeinsam diesen planetaren Hochofen:

Einschlagsenergie: Ununterbrochene Kollisionen mit großen Himmelskörpern wandelten kinetische Energie direkt in Wärme um; jeder größere Einschlag schmolz Teile der Kruste erneut auf.

Radioaktiver Zerfall: Das frühe Sonnensystem war reich an kurzlebigen radioaktiven Isotopen, besonders ²⁶Al und ⁶⁰Fe, deren rascher Zerfall im frühen Hadaikum weit größere Mengen interner Wärme freisetzte als heute.

Kernbildung: Als Eisen und Nickel unter dem Einfluss der Schwerkraft zur Erdmitte absanken und den Erdkern bildeten, setzte die freigesetzte Schwerepotenzialenergie enorme Wärme frei und hielt den Mantel über lange Zeit in einem Zustand teilweiser Aufschmelzung [Kleine et al., 2002] Rapid accretion and early core formation on asteroids and the terrestrial planets from Hf–W chronometry
Kleine, T., Münker, C., Mezger, K., Palme, H. (2002)
Nature
DOI: 10.1038/nature00982 .

Gezeitenheizung: Der neu gebildete Mond befand sich zunächst viel näher an der Erde, und seine gewaltigen Gezeitenkräfte erzeugten durch Reibung große Wärmemengen im noch teilweise aufgeschmolzenen Erdinnern, was die Abkühlung weiter verlangsamte.

Über diesem Feuermeer begann sich, als die Erde allmählich abkühlte, die ersten vulkanischen Inseln aus dem globalen Ozean zu erheben, dünne Basalt- und Komatiitplatten, die zur ersten Landfläche oberhalb des Lavasiegels wurden.

Vulkantypen

Als die Erde abkühlte und die Plattentektonik sich etablierte, differenzierte sich der Vulkanismus aus der globalen Aufschmelzung des Hadaikums in mehrere unterschiedliche lokale Ausbruchssysteme [Lockwood et al., 2010] Volcanoes: Global Perspectives
Lockwood, J. P., Hazlett, R. W. (2010)
Wiley-Blackwell
DOI: 10.1002/9781444392876 . Das Verständnis dieser Typen hilft uns, jeden Berg auf der Erdoberfläche zu „lesen”.

Schildvulkane: Schildvulkane verdanken ihren Namen ihrem breiten, flach geneigten Profil, wie ein alter Kriegsschild, der flach auf dem Boden liegt. Sie entstehen durch die wiederholte Ansammlung von niedrigviskosen Basaltlaven, die Dutzende von Kilometern vom Schlot entfernt fließen können, bevor sie erstarren, daher die sehr flachen Hänge, aber potenziell riesigen Volumina. Mauna Loa auf Hawai’i ist der größte Schildvulkan der Erde; von Meeresgrund gemessen überragt er mit mehr als 9.000 Metern sogar den Mount Everest. Schildvulkane entstehen vorwiegend in Hotspot-Umgebungen und brechen relativ ruhig aus, wobei anhaltende Lavaströme dominieren statt explosiver Ausbrüche. Die frühesten Vulkaninseln auf der Hadaikum-Oberfläche dürften den heutigen Schildvulkanen am ähnlichsten gewesen sein.

Schichtvulkane (Stratovulkane): Schichtvulkane sind das, woran die meisten Menschen bei dem Wort „Vulkan” denken, ein steiler, symmetrischer Kegel, der sich eindrucksvoll aus der Landschaft erhebt. Sie bestehen aus abwechselnden Schichten aus Lavaströmen und vulkanischer Asche sowie pyroklastischen Gesteinen, weshalb sie auch Stratovulkane oder Komplexvulkane genannt werden. Siliziumreiche, hochviskose Magmen können nicht frei fließen; der Druck baut sich im Untergrund auf und entlädt sich schließlich in explosiven Ausbrüchen, die große Mengen Asche, Vulkanbomben und pyroklastische Ströme schleudern. Vesuv, Fuji und Pinatubo sind allesamt Schichtvulkane und entstehen vorwiegend in Subduktionszonen.

Schlackenkegel: Schlackenkegel sind der häufigste und kleinste der wichtigsten Vulkantypen. Sie entstehen aus Fetzen glühender Lava (Schlacke oder Scoria), die bei einem Ausbruch ausgeworfen werden und sich um den Schlot zu einem steilwandigen, trichterförmigen Hügel aufschichten. Schlackenkegel durchlaufen typischerweise nur eine einzige kurze Ausbruchsepisode, bevor sie dauerhaft erloschen sind; sie sind die jüngsten und am weitesten verbreiteten Mitglieder der Vulkanfamilie und treten häufig als Schwärme um große Vulkansysteme auf.

Calderen: Eine Caldera entsteht nicht durch Aufschüttung, sondern durch Einsturz. Wenn ein Vulkan bei einem massiven Ausbruch seine unterirdische Magmakammer rasch leert, bricht die nicht mehr gestützte Gipfelstruktur ein und bildet ein großes, annähernd kreisförmiges Becken. Yellowstone und die Toba-Caldera in Indonesien sind Beispiele dafür; Tobas Superausbruch vor etwa 74.000 Jahren war das größte Vulkanereignis der letzten zwei Millionen Jahre und förderte insgesamt so viel Material wie Tausende gewöhnliche Vulkane zusammen. Calderen besitzen das größte Zerstörungspotenzial aller geologischen Strukturen auf der Erde.

Komatiit-Vulkane (nur im Hadaikum): Komatiit-Vulkane haben auf der modernen Erde kaum ein Gegenstück, waren aber der wichtigste Vulkantyp im Hadaikum und im frühen Archaikum [Arndt, 2003] Komatiites
Arndt, N. T. (2003)
Lithos
DOI: 10.1016/S0024-4937(03)00062-8 . Ihre Ausbruchstemperaturen von über 1.600 °C bewirkten, dass die Schmelze eine extrem geringe Viskosität besaß, sie floss fast wie Wasser, und sich als extrem dünne, weit ausgedehnte Platten über die Oberfläche ergoss. Beim Abkühlen bildeten diese Ströme manchmal einzigartige Spinifex-Texturen: langgestreckte oder klingenförmige Olivinkristallnetzwerke, die ein Markenzeichen des Komatiits sind und sich nur in Milliarden Jahre alten Gesteinen finden. Das Verschwinden des Komatiit-Vulkanismus ist der direkteste gesteinskundliche Beleg für die langfristige Abkühlung des Erdmantels.

Das Erbe des Vulkanismus

Vulkanismus wird gemeinhin mit Zerstörung assoziiert, doch aus der Perspektive der planetaren Evolution war er eine der konstruktivsten Kräfte in der Geschichte der Erde.

Aufbau der Atmosphäre: Der Stickstoff, das Kohlendioxid, der Wasserdampf und das Schwefeldioxid in der heutigen Erdatmosphäre kamen nicht aus dem Weltraum; sie wurden schrittweise durch vulkanisches Entgasen aus dem Erdinnern freigesetzt [Holland, 2002] Volcanic gases from subduction zones and the atmosphere and oceans of the early Earth
Holland, H. D. (2002)
Geochimica et Cosmochimica Acta
DOI: 10.1016/S0016-7037(01)00829-7 . Dieser als Ausgasung bezeichnete Prozess war im frühen Hadaikum besonders intensiv, als der Magmaozean abkühlte und erstarrte. Die Zusammensetzung der frühen Atmosphäre wurde durch die Chemie des entgasenden Magmas bestimmt und unterschied sich grundlegend von der heutigen Atmosphäre, doch der darin enthaltene Wasserdampf sollte schließlich zu den ersten Ozeanen kondensieren [Zahnle et al., 2010] Earth's Earliest Atmospheres
Zahnle, K., Schaefer, L., Fegley, B. (2010)
Cold Spring Harbor Perspectives in Biology
DOI: 10.1101/cshperspect.a004895 .

Der Vorläufer der Ozeane: Zahlreiche Forschungsarbeiten zeigen, dass zumindest ein Teil des Wassers in den frühen Ozeanen der Erde durch vulkanische Ausgasung aus dem Erdinnern stammte und nicht allein durch Meteoriten und Kometen angeliefert wurde. Als der globale Magmaozean unter eine kritische Temperatur abkühlte, begann der dichte Wasserdampf in der Atmosphäre im großen Maßstab zu kondensieren, fiel als Regen und sammelte sich im Laufe von Millionen von Jahren zu den ersten globalen Ozeanen.

Hydrothermale Quellen und die Wiege des Lebens: Submariner Vulkanismus schuf Hydrothermalquellensysteme, aus deren Rissen im Meeresboden überhitzte, mineralreiche Flüssigkeiten hervorquellen und beim Kontakt mit dem umgebenden kalten Meerwasser steile chemische Gradienten erzeugen [Martin et al., 2008] Hydrothermal vents and the origin of life
Martin, W., Baross, J., Kelley, D., Russell, M. J. (2008)
Nature Reviews Microbiology
DOI: 10.1038/nrmicro1991 . Genau diese chemischen Ungleichgewichte liefern die Energiequelle, die der Metabolismus des Lebens benötigt; viele Wissenschaftler vermuten, dass die ersten chemischen Reaktionen, die das Leben einleiteten, in einem solchen Hydrothermal-Milieu stattfanden, ohne Sonnenlicht, nur durch Mineralien und Wärme.

Mineralische Ressourcen und Nährstoffkreislauf: Vulkane fördern Metallelemente, Mineralien und Spurennährstoffe aus dem tiefen Erdinnern an die Oberfläche und in den Ozean. Kupfer, Zink, Eisen, Schwefel und andere Elemente werden durch Vulkanismus in bestimmten geologischen Strukturen hochkonzentriert und bilden die Metallerzvorkommen, die wir heute abbauen. Gleichzeitig gelangen diese Minerale durch Verwitterung und Meeresströmungen in das gesamte Erdsystem und liefern die grundlegenden Nährstoffe, die Ökosysteme am Leben erhalten.

Die stillen, glühenden Schlote der frühen Erde waren nicht nur Agenten der Zerstörung. Sie waren die Architekten des Planeten, die über Jahrmilliarden geduldig eine geschmolzene Gesteinskugel in eine komplexe Welt mit Atmosphäre, Ozean und Leben verwandelten.