Marine Supervulkane und deren Auswirkungen in der Erdgeschichte

PDF

Im Laufe der Erdgeschichte kam es immer wieder zu besonders großräumigen vulkanischen Ausbrüchen. Diese dauerten mehrere Millionen Jahre an und türmten Lavagebirge auf, die viele Millionen Kubikkilometer groß wurden und von der Fachwelt als „Flutbasalt-Provinzen“ bezeichnet werden. Ereignete sich ein solcher Ausbruch im Ozean, spricht man hier auch von ozeanischen oder marinen Plateaus (Abb. 1). Diese sind weit weniger erforscht als die Flutbasalte auf dem Festland, aber mindestens ebenso bedeutend für das Verständnis des Systems Erde.

Die Entstehung aller Flutbasalt-Provinzen wird mit dem Aufstieg von heißem Material erklärt, das vermutlich aus der Grenzregion zwischen Erdkern und Erdmantel stammt. Obwohl der Erdmantel und das aufsteigende heiße Material aufgrund des sehr hohen Drucks nicht geschmolzen sind, kann das heiße Material den bis zu 2.900 Kilometer langen Weg bis zur unteren Grenze der Lithosphäre − dabei handelt es sich um die äußere, starre Schicht der Erde, also die kontinentale bzw. die ozeanische Erdkruste und den oberen Erdmantel, durch langsames „Kriechen“ der einzelnen Mineralkörner in etwa 100 Millionen Jahren zurücklegen (Steinberger & Antretter, 2006). An der Basis der Lithosphäre herrscht ein geringerer Druck, sodass das immer noch heiße Gestein seinen Schmelzpunkt nun überschreitet und bis zu über 30 Prozent aufschmelzen kann. Selbst diese Teilmenge reicht aus, um weite Gebiete mit mehreren Kilometern dicker Lava zu bedecken.

Das größte Plateau im Ozean ist das Ontong-Java-Plateau im Westpazifik, das mit einer Fläche von 4,3 Millionen Quadratkilometernetwa 12 Mal so groß wie Deutschland ist (Ingle & Coffin, 2004). Man nimmt an, dass es einst mit den benachbarten Hikurangi- und Manihiki-Plateaus vereint war und somit eine Gesamtfläche von fast acht Millionen Quadratkilometern, also mehr als ein Prozent der gesamten Erdoberfläche, bedeckt hat (Hoernle et. al., 2010). Selbst die Laven des vergleichsweise kleinen Manihiki-Plateaus (Abb. 2) würden ausreichen, um ganz Deutschland, Frankreich und die Benelux-Länder mit einer zehn Kilometer mächtigen Gesteinsschicht zu bedecken.

Diese seltenen, aber enormen Ereignisse sind Zeugen außergewöhnlicher geologischer Prozesse, die einen bedeutenden Teil des Energie- und Massentransfers vom Erdinneren an die Erdoberfläche ausmachten, und oft in direktem Zusammenhang mit dem Wachstum und Auseinanderbrechen von Kontinenten standen.

Entstehungszeiträume von mehreren Millionen Jahren erscheinen für Menschen lang, sind aber geologisch gesehen nur eine kurze Zeitspanne. Entsprechend stark waren die Auswirkungen des Flutbasalt-/Plateau-Vulkanismus auf die globale Umwelt.

Für die letzten 300 Millionen Jahre zeigt sich eine fast perfekte zeitliche Übereinstimmung dieses Vulkanismus mit globalen Massenaussterbe-Ereignissen (Courtillot & Renne, 2003; Ernst & Youbi, 2017). Als wichtigster Faktor gilt dabei die Freisetzung von großen Mengen vulkanischer Gase einschließlich Schwefelsäure und Treibhausgasen wie CO₂, was zur massiven Störung der Atmosphärenchemie, des Sauerstoffaustausches zwischen Atmosphäre und Ozean oder der biologischen Produktivität führen kann (Wignall, 2005).

Vulkanisch-atmosphärische „Killer“-Mechanismen können dabei Ozeanversauerung, Vergiftung mit toxischen Metallen, saurer Regen, oder die Zerstörung der Ozonschicht sein. Mehrere globale „ozeanische anoxische Ereignisse“, bei denen die tiefen Wasserschichten der Weltozeane vollständig an Sauerstoff verarmten, werden mit Flutbasalt-/Plateau-Vulkanismus und der dadurch verursachten globalen Erwärmung in Verbindung gebracht (Bond & Grasby, 2017). Auch haben wachsende Plateaus Meeresströme blockieren bzw. ablenken können und damit ganze Meeresbecken von der Versorgung mit sauerstoffreichem Tiefenwasser abgeschnitten.

Eine der dramatischsten Entwicklungen ereignete sich vor rund 56 Millionen Jahren, als enorme Mengen CO₂ aus überwiegend vulkanischen Quellen in die Atmosphäre gelangten (Gutjahr et al., 2017). Der damalige Vulkanismus stand im Zusammenhang mit der Öffnung des nordatlantischen Ozeans. Man nimmt an, dass größere Mengen Magma in die kohlenstoffreichen Sedimente, die sich im noch schmalen, schlecht durchlüfteten Ozeanbecken ablagerten, eingedrungen sind und dadurch auch große Mengen des Super-Treibhausgases Methan freigesetzt wurden (Berndt et al., 2016; Galerne & Berndt, 2020). Innerhalb weniger tausend Jahre erwärmte sich die Erde um fünf bis acht Grad Celsius. Nur der derzeitige menschengemachte Temperatur-Anstieg läuft noch schneller ab: Nach neuesten Berechnungen könnten wir deshalb schon im Jahr 2160 (also in 140 Jahren oder nur fünf Generationen) klimatische Bedingungen wie zu dieser Zeit erreichen (Gingerich, 2019).

Erschreckend ist, dass die Erde damals etwa 150.000 Jahre gebraucht hat, um den zusätzlichen Kohlenstoff resultierend aus dem Flutbasalt-Vulkanismus wieder aus der Atmosphäre zu entfernen und die globalen Temperaturen wieder auf Werte fast wie vor diesem Ereignis zurückzuschrauben. Bei diesem Reinigungsprozess hilft das Vulkangestein selber kräftig mit: Wie der Name schon sagt, bestehen Flutbasaltprovinzen und Marine Plateaus überwiegend aus Basalt, einem relativ siliziumarmen Gestein, das 5 bis 10 Mal schneller verwittert als die überwiegend siliziumreicheren Gesteine der kontinentalen Kruste, wie z.B. Granit (Dessert et al., 2003).

Die bei der Verwitterung freigesetzten Elemente, wie z.B. Kalzium, werden als gelöste Ionen (geladene Teilchen) über Flüsse ins Meer transportiert und dort von kalkschalenbildenden Organismen (z.B. bestimmten Planktonarten) unter Einbindung von CO₂ zu Karbonat verarbeitet, das sich schließlich als Sediment am Meeresboden absetzt und Kalkstein bildet. Je wärmer und feuchter es ist, desto schneller arbeitet die Verwitterung (positive Rückkopplung) und desto mehr Ionen stehen für die Kalksteinproduktion zur Verfügung. Durch diesen Prozess wird CO₂ langfristig der Atmosphäre entzogen und als Sediment im Meeresboden gebunden. Die globale Temperatur sinkt wieder ab (negative Rückkopplung).

Bei ozeanischen Plateaus entsteht, wenn auch weniger effektiv, bei der submarinen Verwitterung das Karbonat direkt im Gestein (ohne Mithilfe durch Organismen). Solange die submarinen Lavadecken nach der Eruption noch warm genug waren und Seewasser in ihren Spalten zirkulierte, kam es auch zur chemischen Ausfällung von Karbonat direkt aus dem Seewasser (Alt & Teagel, 1999) und damit ebenfalls zu CO₂-Entzug.

Der Flutbasalt/Plateau-Vulkanismus trug somit langfristig dazu bei, die die durch ihn entstandene Störung des globalen Kohlenstoffkreislaufes wieder auszugleichen. Auch in der heutigen Zeit finden solche Verwitterungsprozesse statt. Wir sollten uns aber auch darüber im Klaren sein, dass dieser Ausgleichsprozess in menschlichen Zeithorizonten betrachtet sehr langsam abläuft und nicht dazu taugt, dem anthropogenen Klimawandel merklich entgegen zu wirken.

• Alt, J. C. & Teagel. D. A. H. (1999). Uptake of carbon during alteration of oceanic crust. Geochimica et Cosmochimica Acta, 63(10), 1527-1535. doi:10.1016/S0016-7037(99)00123-4

• Berndt, C., Hensen, C., Mortera-Gutierrez, C., Sarkar, S., Geilert, S., Schmidt, M., … Lizarralde, D. (2016). Rifting under steam – How rift magmatism triggers methane venting from sedimentary basins. Geology, 44(9), 767-770. doi:10.1130/G38049.1

• Bond, D. P. G. & Grasby, S. E. (2017). On the causes of mass extinctions. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 478, 3-29. doi:10.1016/j.palaeo.2016.11.005

• Courtillot, V. & Renne, P. R. (2003). On the ages of flood basalt events. Sur l'âge des trapps basaltiques. Comptes Rendus Geoscience, 335(1), 113-140. doi:10.1016/S1631-0713(03)00006-3

• Dessert, C., Dupré, B., Gaillardet, J., François, L. M. & Allègre, C. J. (2003). Basalt weathering laws and the impact of basalt weathering on the global carbon cycle. Chemical Geology, 202(3-4), 257-273. doi:10.1016/j.chemgeo.2002.10.001

• Ernst, R. E. & Youbi, N. (2017). How large igneous provinces affect global climate, sometimes cause mass extinctions, and represent natural markers in the geological record. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 478, 30-52. doi:10.1016/j.palaeo.2017.03.014

• Galerne, C. & Berndt, C. (2020). Magmatismus in Sedimentbecken – der Ursache vergangener Umweltkatastrophen auf der Spur. In D. Spreen, J. Kandarr, P. Klinghammer & O. Jorzik (Hrsg.), ESKP-Themenspezial Vulkanismus und Gesellschaft. Zwischen Risiko, Vorsorge und Faszination (S. 109-112). Potsdam: Deutsches GeoForschungsZentrum GFZ. doi:10.2312/eskp.2020.2.5.4

• Gingerich, P. (2019). Temporal scaling of carbon emission and accumulation rates: Modern anthropogenic emissions compared to estimates of PETM onset accumulation. Paleoceanography and Paleoclimatology, 34(3), 329-335. doi:10.1029/2018PA003379

• Gutjahr, M., Ridgwell, A., Sexton, P. F., Anagnostou, E., Pearson, P. N., Pälike, H., Norris, R. D., Thomas, E. & Foster, G. L. (2017). Very large release of mostly volcanic carbon during the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. Nature, 548, 573-577. doi:10.1038/nature23646

• Hoernle, K., Hauff, F., van den Boogard, P., Werner, R., Mortimer, N., Geldmacher, J., Garbe-Schönberg, D. & Davy, B. (2010). Age and geochemistry of volcanic rocks from the Hikurangi and Manihiki oceanic Plateaus. Geochimica et Cosmochemica Acta, 74(24), 7196-7219. doi:10.1016/j.gca.2010.09.030

• Ingle, S. & Coffin, M. F. (2004). Impact origin for the greater Ontong Java plateau. Earth and Planetary Science Letters, 218(1-2), 123-134. doi:10.1016/S0012-821X(03)00629-0

• Johansson, L., Zahirovic, S. & Müller R.D. (2018). The interplay between the eruption and weathering of large igneous provinces and the deep-time carbon cycle. Geophysical Research Letters, 45(11), 5380-5389. doi:10.1029/2017GL076691

• Steinberger, B. & Antretter, M. (2006), Conduit diameter and buoyant rising speed of mantle plumes: Implications for the motion of hotspots and shape of plume conduits. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 7(11):Q11018. doi:10.1029/2006GC001409

• Wignall, P. (2005). The link between large igneous province eruptions and mass extinctions. Elements, 1(5), 293-297. doi:10.2113/gselements.1.5.293