Ozeanischer Inselbasalt

Der ozeanische Inselbasalt ist ein wichtiger Basalttypus, der auf Hochseeinseln im Platteninnern zu finden ist. Seine Entstehung wird gewöhnlich auf Hotspots im Erdmantel zurückgeführt.

Einführung

Lavastrom aus OIB am Piton de la Fournaise auf Reunion, Ausbruch im Jahr 2004.

Ozeanische Inselbasalte, Englisch oceanic island basalts oder abgekürzt OIB, finden sich immer auf ozeanischer Kruste und bauen dort riesige Vulkaninseln wie beispielsweise Hawaii auf, aber auch eine erstaunliche Anzahl von Seamounts und Guyots. Ihr Gesamtanteil am ozeanischen Vulkanismus wird auf rund 10 % geschätzt.[1] Die chemische Zusammensetzung der OIB ist variabel und reicht innerhalb einer einzelnen Inselgruppe von subalkalischen Tholeiiten hin zu Alkalibasalten, wobei kalkalkalische Magmen bezeichnenderweise niemals auftreten (letztere sind auf Plattenränder beschränkt). Bei Hotspot-Inseln wird der größte Teil der Vulkanstruktur anhand von tholeiitischen OIBs während des anfänglichen Schildstadiums aufgebaut. Nach dem erosiven Stadium kann es zu violenten Ausbrüchen kommen, wobei dann Alkalibasalte und andere höher differenzierte Vulkanite mit hohem Alkaligehalt gefördert werden.

Die Plattentektonik liefert zwar gute Erklärungen für die Existenz violenter Vulkanausbrüche an Plattenrändern (z. B. an Mittelozeanischen Rücken oder an Subduktionszonen). Sie verdeutlicht ferner, warum geologische Prozesse Basalte mit unterschiedlichen geochemischen Eigenschaften an Plattengrenzen erzeugen. Basalteruptionen im Platteninneren werden aber in plattentektonischen Modellen nicht berücksichtigt. Es wurden daher ab 1963 Modellvorstellungen entwickelt, die den Intraplattenvulkanismus mittels Hotspots oder durch Magmenaufstieg in Form von Manteldiapiren (Plumes) aus tiefgelegenen Erdmantelquellen erklären. Diese Modelle beantworten zwar die Frage, warum OIB geochemisch stärker angereichert sind als MORB, die wesentlich flachgründiger sind und in der Asthenosphäre ihren Ausgangsherd besitzen. Ob jedoch die in den sechziger und siebziger Jahren postulierten Mantelplumes und Hotspots eine tatsächliche physikalische Existenz besitzen wird nach wie vor heiß debattiert.[2]

Quellen im Erdmantel

Bisher konnten in Reservoiren des Erdmantels verschiedene Quellen für ozeanische Inselbasalte identifiziert werden. Ihre Magmen unterscheiden sich in den Isotopenverhältnissen radioaktiver Elemente, die sie von den Ausgangsgesteinen geerbt haben. Insbesondere die kombinierten Analysen der Isotopenverhältnisse von ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb und neuerdings auch ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os sowie ¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os haben es ermöglicht, ganz bestimmte Magmenkomponenten im Erdmantel zu definieren. Diese können in angereicherte und abgereicherte Quellkomponenten unterschieden werden.

Unter den angereicherten Komponenten sind zu nennen:

EMI
EMII
HIMU

Als abgereicherte Komponenten fungieren:

PREMA
DMM
FOZO

Bei der Komponente EMI, Englisch enriched mantle I (angereicherter Erdmantel I), dürfte es sich um Mantelmaterial handeln, das mit subduzierten pelagischen Sedimenten kontaminiert wurde. Es ist aber auch denkbar, dass EMI subkontinentale Lithosphäre darstellt, die ihrerseits mit subduziertem pelagischen Sedimentmaterial verunreinigt wurde.[3] Die Komponente EMII, Englisch enriched mantle II (angereicherter Erdmantel II), ist Mantelmaterial, das wahrscheinlich mit rezyklierten terrigenen Sedimenten vermischt wurde. Die Komponente HIMU, Englisch high mu (hohes my – wobei μ das Verhältnis ²³⁸U/²⁰⁴Pb ausdrückt), stammt wahrscheinlich aus subduzierter ozeanischer Kruste, die sich mit dem umgebenden Erdmantel nicht homogenisieren konnte. Die Homogenisierung fand deshalb nicht statt, weil die ozeanische Kruste als riesige "unverdauliche Megalithen" vorlag, welche sich an der Mantelübergangszone in 660 Kilometer Tiefe oder noch tiefer an der Kern-Mantel-Grenze stauten.

Die Komponente PREMA, Englisch prevalent mantle (vorherrschender Mantel), stellt entweder eine abgereicherte Mischkomponente aus sämtlichen anderen Mantelquellen dar oder ein sehr früh in der Erdgeschichte gebildetes abgereichertes Reservoir. Die Komponente DMM, Englisch depleted MORB mantle (abgereicherter MORB-Mantel), entstand aufgrund der Absonderung der Erdkruste zu Beginn der Erdgeschichte und unterlagert jetzt die mittelozeanischen Rücken. Zusammen mit der HIMU-Komponente ist sie für die Entstehung der MORB verantwortlich. Die Komponente FOZO, Englisch focal zone (Fokuszone), steht im Zusammenhang mit Mantelplumes. In ihrer Zusammensetzung liegt sie zwischen der DMM- und der HIMU-Komponente. Ihren Namen verdankt sie einer Tetraederprojektion von Isotopenwerten, die von der Fokuszone auszufächern scheinen. Die FOZO-Komponente zeichnet sich überdies durch hohe Gehalte an Helium-3 aus und ist mit sehr tiefgründigen Mantelplumes assoziiert. Sie repräsentiert entweder direkt von der Kern-Mantel-Grenze aufsteigendes Plumematerial selbst oder eine Schicht Mantelmaterial, das an der Stirnseite der aufsteigenden Plumes mit hochgeschleppt wird.

Petrologie

Wie eingangs bereits erwähnt, besitzen ozeanische Inselbasalte eine sehr variable geochemische Zusammensetzung, die sich in drei Differentiationsreihen ausdrückt:

einer gesättigten subalkalischen Tholeiitreihe Pikrit – Basalt – Icelandit – Rhyodazit – Commendit/Pantellerit
einer untersättigten mild alkalischen Reihe (wie beispielsweise auf Ascension oder den Azoren) Alkalibasalt – Mugearit – Hawaiit – Benmoreit – Trachyt
einer untersättigten stark alkalischen Reihe (wie z. B. auf Tristan da Cunha) Basanit – Tephrit – Nephelinphonolith – nephelinitischer Melilithit

Von großer Bedeutung ist das Fehlen kalkalkalischer Magmen.

Hauptelemente

Bei den Hauptelementen zeigen OIB gegenüber MORB eine deutliche Anreicherung an TiO₂, K₂O und P₂O₅, jedoch eine geringere Al₂O₃-Konzentration. Dies spiegelt eine unterschiedliche Quellregion bzw. unterschiedliche Residualmineralogien während des partiellen Auschmelzvorgangs wider.

Zur Verdeutlichung der Unterschiede zwischen MORB und verschiedenen OIB folgende Tabelle:

Oxid Gew. %	MORB	OIB-Tholeiit Mauna Loa	OIB-Basalt Tristan da Cunha	OIB-Alkalibasalt Hualalai
SiO₂	48,77	51,63	42,43	46,37
TiO₂	1,15	1,94	4,11	2,40
Al₂O₃	15,90	13,12	14,15	14,18
Fe₂O₃	1,33	2,14	5,84	4,09
FeO	8,62	8,48	8,48	8,91
MnO	0,17	0,17	0,17	0,19
MgO	9,67	8,53	6,71	9,47
CaO	11,16	9,97	11,91	10,33
Na₂O	2,43	2,21	2,77	2,85
K₂O	0,08	0,33	2,04	0,93
P₂O₅	0,09	0,22	0,58	0,28

Spurenelemente

Unter den Spurenelementen reichern sich Kationen mit niedriger Valenz (LILE bzw. LFS) wie Cäsium, Rubidium, Kalium, Barium, Blei und Strontium in ozeanischen Inselbasalten im Vergleich zu MORB an, wobei in Alkalibasalten die deutlichste Anreicherung erzielt wird. Ihre jeweilige Konzentration hängt von Quellzusammensetzung, Residualmineralogie, Aufschmelzgrad und anschließender fraktionierter Kristallisation ab. Große Kationen mit hoher Valenz wie die HFS-Elemente Thorium, Uran, Cer, Zirkonium, Hafnium, Niob, Tantal und Titan reichern sich ebenfalls bevorzugt in OIB an.

Übergangsmetalle

Die Übergangsmetalle Nickel und Chrom sind in OIB-Alkalibasalten gegenüber MORB und auch OIB-Tholeiiten abgereichert. Dies deutet womöglich auf eine bedeutende, unter hohen Drucken stattfindende fraktionierte Kristallisation hin.

Seltene Erden

Bei den Seltenen Erden besitzen ozeanische Inselbasalte intern eine Anreicherung ihrer LREE im Vergleich zu den HREE. Gegenüber normalen MORB (N-MORB) sind selbst OIB-Tholeiite noch sehr reich an LREE. Dies zeigt, dass ihre Mantelquellen im Gegensatz zu MORB nicht verarmt sind. Dieser Unterschied wird bei den OIB-Alkalibasalten noch deutlicher und kann mit einer geringeren partiellen Aufschmelzrate erklärt werden.

Anmerkung: Plume-MORB (P-MORB) weist jedoch Ähnlichkeiten mit OIB auf.

Tabelle mit einigen Seltenen Erden und Spurenelementen:

Seltene Erden Spurenelemente ppm	MORB	OIB-Tholeiit Mauna Loa	OIB-Basalt Tristan da Cunha	OIB-Alkalibasalt Hualalai
La	2,10	7,58		18,8
Ce		21,0		43,0
Sm	2,74	4,40		5,35
Eu	1,06	1,60		1,76
Yb	3,20	1,98		1,88
Rb	0,56	4,9	110	22
Sr	88,7	273	700	500
Ba	4,2	75	700	300

Radioisotopen

Nd-Sr-Isotopendiagramm mit den Positionen der abgereicherten Mantelkomponente DMM, MORB und OIB. Ozeanische Inselbasalte sind deutlich von den Basalten der mittelozeanischen Rücken abgesetzt.

Radioisotopendiagramme verdeutlichen die Absonderung von MORB und OIB, wobei MORB nur ein sehr beschränktes, in der Nähe der DMM-Komponente gelegenes Feld einnimmt. Dies ist in ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-Diagrammen klar zu erkennen. Das von OIB eingenommene Feld ist weitaus umfangreicher und erstreckt sich zu niederen εNd- und höheren εSr-Werten. Nur Inselbogenbasalte (IAB, Englisch island arc basalt) sind in ihren Isotopenzusammensetzungen noch ausgedehnter; sie umschließen die OIB-Werte und tendieren darüber hinaus zu noch höheren εSr.

Sobald die Bleiisotopen mit berücksichtigt werden, kann ein einfaches binäres Mischungsmodell zwischen einer DMM- und einer EM-Komponente nicht mehr aufrechterhalten werden. Wird beispielsweise ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd oder ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr gegenüber ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb aufgetragen so können bereits vier Mantelkomponenten (siehe oben) auseinandergehalten werden.

Vorkommen

Ozeanische Inselbasalte sind in allen Ozeanen anzutreffen. Als Beispiele seien angeführt:

Atlantischer Ozean:
- Annobón
- Ascension – mild alkalisch mit Entwicklung zu gesättigten Residuen
- Azoren – gemäßigt alkalisch mit Entwicklung zu gesättigten Residuen
- Bermuda – extrem alkalisch
- Bioko
- Bouvetinsel – alkalisch
- Discovery Seamounts
- Fernando de Noronha – untersättigt
- Gough-Insel – untersättigt und stark Kalium-betont mit Na/K = 0,9
- Jan Mayen – Kalium-betont mit Na/K = 1
- Kanarische Inseln – untersättigt und Natrium-betont mit Na/K = 2
- Kapverdische Inseln – extrem Natrium-betont
- Madeira
- Príncipe
- São Tomé
- St. Helena – untersättigt und Natrium-betont mit Na/K = 2
- Trindade und Martim Vaz – untersättigt
- Tristan da Cunha – untersättigt und Kalium-betont mit Na/K = 1
Indischer Ozean:
- Amsterdam-Insel
- Comoren
- Crozetinseln
- Heard – Kalium-betont mit Na/K = 1
- Kerguelen – untersättigt
- Prinz-Edward-Inseln
- Mauritius
- Réunion
- Sankt-Paul-Insel
Pazifischer Ozean:
- Australinseln – Mangaia und Tubuai sind extrem Natrium-betont mit Na/K = 3,3
- Cookinseln
- Galapagos-Inseln
- Gesellschaftsinseln – untersättigt
- Gilbertinseln
- Hawaii-Emperorkette
- Line Islands
- Marquesasinseln
- Marshallinseln
- Osterinsel
- Samoa
- Tuamotu-Inseln

Literatur zur Plume-Kontroverse

John Tuzo Wilson: A possible origin of the Hawaiian islands. In: Canadian Journal of Physics. Band 41, 1963, S. 493–571.
John Tuzo Wilson: Mantle plumes and plate motion. In: Tectonophysics. Band 19, 1973, S. 149–164.
Morgan, W. J.: Convection plumes in the lower mantle. In: Nature. Band 230, 171, S. 42–43.
Morgan, W. J.: Plate motions and deep mantle convection. In: Geol. Soc. Am. Mem. 1972, S. 7–22.
Morgan, W. J.: Hotspot tracks and the early rifting of the Atlantic. In: Tectonophysics. Band 94, 1983, S. 123–139.
Zindler, A., Staudigel, H. und Batiza, R.: Isotope and trace element geochemistry of young Pacific seamounts: implications for the scale of upper mantle heterogeneity. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 70, 1984, S. 175–195.
Zindler, A. und Hart, S.: Chemical geodynamics. In: Am. Rev. Earth Planet. Sci. Band 14, 1986, S. 493–571.

Einzelnachweise

Wilson, Marjorie: Igneous Petrogenesis – a global tectonic approach. Chapman & Hall, London 1989, ISBN 0-412-53310-3.
Niu, Y., Wilson, M., Humphreys, E. R. und O'Hara, M. J.: The origin of intra-plate ocean island basalts (OIB): the lid effect and its geodynamic implications. In: Journal of Petrology. Band 52 (7-8):, 2004, S. 1443–1468, doi:10.1093/petrology/egr030.
Dickin, Alan P.: Radiogenic Isotope Geology (2nd ed.). Cambridge University Press, 2005, S. 161–162.

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[1] Wilson, Marjorie: Igneous Petrogenesis – a global tectonic approach. Chapman & Hall, London 1989, ISBN 0-412-53310-3.

[2] Niu, Y., Wilson, M., Humphreys, E. R. und O'Hara, M. J.: The origin of intra-plate ocean island basalts (OIB): the lid effect and its geodynamic implications. In: Journal of Petrology. Band 52 (7-8):, 2004, S. 1443–1468, doi:10.1093/petrology/egr030.

[3] Dickin, Alan P.: Radiogenic Isotope Geology (2nd ed.). Cambridge University Press, 2005, S. 161–162.