Quelltext der Seite Kapverdenschwelle

Die '''Kapverdenschwelle''' ist eine submarine [[Schwelle (Geomorphologie)|Schwellenregion]] im östlichen [[Atlantik|Nordatlantik]]. Ihre Entstehung dürfte mit aufwallender [[Erdmantel|Mantelkonvektion]] im Zusammenhang stehen.

== Geographie ==
[[Datei:Cape Verde Rise.jpg|miniatur|500px|Die Position der Kapverdenschwelle im Nordostatlantik, gelb umrandet]]
Die Kapverdenschwelle, [[Englische Sprache|engl.]] ''Cape Verde Rise'', ist eine ausgeprägte [[Bathymetrie|bathymetrische]] Anomalie des östlichen Nordatlantiks. Ausgehend vom [[afrika]]nischen [[Kontinentalrand]] [[Mauretanien]]s und [[Senegal]]s bei 17° West zieht sie in generell westlicher Richtung auf den [[Mittelatlantischer Rücken|Mittelatlantischen Rücken]] zu. Hierdurch trennt sie das nördlich gelegene [[Kanarisches Becken|Kanarische Becken]] vom [[Kapverdisches Becken|Kapverdischen Becken]] im Süden. Ihre Ausdehnung in Nord-Süd-Richtung beträgt zwischen 14 und 22° nördlicher Breite rund 900 Kilometer.

Im Bereich der [[Kapverdische Inseln|Kapverdischen Inseln]] und den dazugehörigen [[Tiefseeberg|Seamounts]] (wie beispielsweise der [[Cabo-Verde-Seamount]], [[Cadamosto-Seamount]], [[Nola-Seamount]], [[Senghor-Seamount]] u. a.), die alle der gleichnamigen Schwelle aufsitzen, erreicht die Tiefenanomalie einen Maximalwert von + 2200 Meter, weltweit einer der größten bekannten Werte für Tiefseeschwellen. Die Anomalie setzt sich dann in abgeschwächter Form bis zirka 36° West weiter fort.

== Bruchzonen ==
Die Schwelle wird in etwa von zwei großen, Ostsüdost-streichenden (N 105) [[Bruchzone]]n begrenzt, im Norden von der [[Kane-Bruchzone]] und im Süden von der [[Fifteen Twenty-Bruchzone]] bzw. der [[Jacksonville-Bruchzone]]. Insgesamt konnten bisher 13 Bruchzonen im Zentralteil der Kapverdenschwelle ausgemacht werden<ref>{{Literatur |Autor=Williams, C. A. U. a.|Jahr=1990|Titel=Fracture zones across the Cape Verde Rise, NE Atlantic|Sammelwerk=Journal of the Geological Society|Ort=London|Band=147|Seiten=851-857}}</ref>. Ein unmittelbarer Zusammenhang in der Ausrichtung der Bruchzonen mit der Anordnung der einzelnen Inseln ist jedoch nicht ersichtlich.

== Magnetische Anomalien ==
Im Bereich der Kapverdischen Inseln können auf der Schwelle die [[Polaritätszone]]n [[M 0-Polaritätszone|M 0]] bis [[M 16-Polaritätszone|M 16]], weiter in Richtung Kontinent noch bis [[M 25-Polaritätszone|M 25]] identifiziert werden. Die Anomalien verlaufen in etwa senkrecht zu den Bruchzonen (N 015). Dies bedeutet, dass die Inseln von 142 bis 124 Millionen Jahre [[Before Present|BP]] alter, [[Kreide (Geologie)|unterkretazischer]] [[Ozeanische Kruste|ozeanischer Kruste]] unterlagert werden (Zeitraum [[Berriasium]] bis [[Aptium]]). In Richtung Festland schließt sich dann [[Jura (Geologie)|oberjurassische]] Kruste an, welche bis ins [[Kimmeridgium]] (vor 155 Millionen Jahren BP) zurückreicht. Die durchschnittliche Spreizungsrate war mit rund 1 Zentimeter/Jahr relativ gering.

== Geoidanomalie ==
Auf der Kapverdenschwelle konnte ferner eine positive Anomalie des [[Geoid]]s festgestellt werden. Die Abweichung hat ein Maximum von + 8 Meter zwischen den hufeisenförmig angeordneten Inseln, auf der restlichen Schwelle werden meist nur Werte von + 2 bis + 4 Meter erreicht<ref>{{Literatur |Autor=Monnereau, M. und Cazenave, A.|Jahr=2000|Titel=Depth and geoid anomalies over oceanic hot spot swells: a global survey|Sammelwerk=J. Geophys. Res.|Band=95|Seiten=15429–15438}}</ref>.

== Wärmefluss ==
Von [[RRS Discovery (1962)|RRS Discovery]] vorgenommene [[Wärmefluss]]messungen an der Kapverdenschwelle erbrachten mit 61 ± mW/m² erhöhte Werte (ozeanische Kruste vergleichbaren Alters besitzt normalerweise nur 45&nbsp;mW/m²)<ref>{{Literatur |Autor=Courtney., C. und White, R . S.|Jahr=1986|Titel=Anomalous heat flow and geoid across the Cape Verde Rise: evidence for dynamic support from a thermal plume in the mantle|Sammelwerk=Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society|Band=87|Seiten=815-867}}</ref>.

== Seismik ==
[[Refraktionsseismik|Refraktionsseismische]] Untersuchungen an Bord der ''[[Meteor (Schiff, 1986)|Meteor]]'' im Zentralbereich der Kapverdischen Inseln lieferten folgende Ergebnisse<ref>{{Literatur |Autor=Pim, J. u. a.|Jahr=2008|Titel=Crustal structure and origin of the Cape Verde Rise|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=272|Seiten=422–428}}</ref>

* Die ozeanische Kruste weist mit 7160 Meter eine normale Dicke auf.
* Auf ihrer sehr rauen Oberfläche haben sich 2000 bis 1000 Meter dicke Sedimente abgelagert, die ozeanwärts an Mächtigkeit verlieren.
* Eine Unterkruste erhöhter Dichte bzw. ein oberer Mantel mit verringerter Dichte konnten nicht festgestellt werden.
* Die elastische effektive Krustendicke '''T<sub>e</sub>''' beträgt 30 Kilometer.
* Die [[Mohorovičić-Diskontinuität]] und damit die Kruste/Mantel-Grenze liegt bei durchschnittlich 12 Kilometer Tiefe.

Die auf der Kapverdenschwelle ruhende Sedimenthülle innerhalb des Kapverdenarchipels konnte von Ali u. a. in vier Einheiten unterteilt werden<ref>{{Literatur |Autor=Ali, M.Y., Watts, A.B. und Hill, I.|Jahr=2003|Titel=A seismic reflection profile study of lithospheric flexure in the vicinity of the Cape Verde islands|Sammelwerk=J. Geophys. Res.|Band=108|Seiten=2239|DOI=10.1029/2002JB002155}}</ref>.
Die Einheiten I und II wurden zwischen der Oberkreide und dem [[Miozän|Untermiozän]] noch vor dem Einsetzen des Inselvulkanismus abgelagert. Die Sedimente stammen vom afrikanischen Kontinentalrand und dünnen in Richtung Beckeninneres aus. Durch ihre Auflast erfuhr der Kontinentalrand eine leichte Flexur. Die Einheiten III und IV hingegen sind untermiozänen bis [[Holozän|rezenten]] Alters und sind auf den [[neogen]]en [[Vulkanismus]] der Kapverden zurückzuführen. Sie wurden in einer konzentrisch um die Inseln angeordneten Flexur abgelagert, wobei ihre Mächtigkeit inselwärts zunimmt. Die Flexur ist ihrerseits auf die Auflast der vulkanischen Inseln zurückzuführen. Die Sedimente sind überdies in Inselnähe aufgebogen, was auf ein tektonisch bedingtes Herausheben der Inseln schließen lässt.

== Tiefseebohrungen ==
[[Datei:DSDP 368.png|miniatur|400 px|Schematisiertes, stark überhöhtes Profil entlang der Kapverdenschwelle]]
Auf die Kapverdenschwelle wurden im Rahmen des [[Deep Sea Drilling Project]] bzw. des [[Ocean Drilling Program]] bisher zwei [[Bohrung|Forschungsbohrungen]] niedergebracht, [[DSDP 368]] und [[ODP 659]]. DSDP 368 erreichte die Kapverdenschwelle in 3367 Meter Wassertiefe und durchfuhr 985 Meter an Sediment, ODP 659 in 3071 Meter Wassertiefe und erbohrte 275 Meter an Sediment. Es ergab sich folgende Stratigraphie (von jung nach alt):

* 132,5 Meter an [[Foraminiferen]]-führenden [[Mergel|Nannomergeln]] und -schlämmen – [[Holozän]] bis [[Pliozän|Unterpliozän]]
* 133 Meter Nannoschlämme und -mergel, Tiefseetone und drei vulkanische Aschenlagen – [[Miozän]]
* 685,5 Meter an zyklisch wechsellagernden, [[turbidit]]ischen, grüngefärbten, siltigen Tonen und Tonsteinen – Untermiozän bis Unterkreide
* 34,5 + ? Meter [[Schwarzschiefer]] mit [[basalt]]ischen [[Lagergang|Lagergängen]] – Unterkreide bis [[Turonium]]/[[Albium]]

== Geologie ==
Älteste aufgeschlossene Gesteine auf der Kapverdenschwelle sind 131 bis 128 Millionen Jahre BP alte [[Kissenlava|Kissenlaven]] im Innern [[Maio]]s und im Norden [[Santiago (Kap Verde)|Santiagos]]<ref>{{Literatur |Autor=Mitchell, J.G., Le Bas, M.J., Zielonka, J. und Furnes, H.|Jahr=1983|Titel=On dating the magmatism of Maio, Cape Verde Islands|Sammelwerk=Earth Planet. Sci. Lett.|Band=64|Seiten=61–76}}</ref>. Die Laven sind bis zu 4000 Meter angehoben und teilweise tektonisch verstellt worden. Auf Maio werden Laven des submarinen Unterbaus konkordant von einer pelagischen [[Karbonat]]serie überlagert, die zumindest bis ins [[Valanginium]] zurückreicht.

Der eigentliche, neogene Vulkanismus begann im Osten des Archipels im [[Burdigalium]] vor 20 Millionen Jahren. Er erreichte dann im Zeitraum 15 bis 7 Millionen Jahren im Mittel- und Obermiozän seinen Höhepunkt – die Inseln erfuhren in dieser Zeitspanne ihren bedeutendsten Wachstumsschub. Nach einer starken Einebnungsphase während des Pliozäns, die bis zu 2000 Meter an Sediment konzentrisch um die Inseln anhäufte, beschränken sich die vulkanischen Tätigkeiten aktuell nur noch auf [[Fogo]]. Seismisch aktiv sind zurzeit Fogo, [[Brava]] und der Cadamosto-Seamount<ref>{{Literatur |Autor=Heleno, S.I.N. und Fonseca, J.F.B.D.|Jahr=1999|Titel=A seismological investigation of the Fogo volcano, Cape Verde Islands: Preliminary results|Sammelwerk=Volcanol. Seismol.|Band=20|Seiten=199–217}}</ref>.

== Ursachen ==
Der erhöhte Wärmefluss und die positive Geoidanomalie im Bereich der Kapverdenschwelle sowie der neogene Vulkanismus der Kapverdischen Inseln und der Seamounts lassen auf '''dynamisch''' aufwallendes Mantelgestein (als [[Mantelplume]], [[Diapir|Manteldiapir]] oder [[Konvektion]]szelle) unterhalb der Schwelle schließen und deuten möglicherweise einen [[Hotspot (Geologie)|Hotspot]] an<ref>{{Literatur |Autor=Sleep, N.H.|Jahr=1995|Titel=Geophysics — a wayward plume|Sammelwerk=Nature|Band=378|Seiten=19–20}}</ref>. Ein so genanntes ''Underplating'' (Unterschieben eines Krusten/Mantelsegments mit anomaler Dichte)<ref>{{Literatur |Autor=Phipps Morgan, J., Morgan,W.J. und Price, E.|Jahr=1995|Titel=Hot spot melting generates both hot spot volcanism and a hot spot swell?|Sammelwerk=J. Geophys. Res.|Band=100|Seiten=8045–8062}}</ref> und thermisches Wiederaufheizen der Lithosphäre<ref>{{Literatur |Autor=Detrick, R.S. und Crough, S.T.|Jahr=1978|Titel=Island subsidence, hot spots, and lithospheric thinning|Sammelwerk=J. Geophys. Res.|Band=83|Seiten=1236–1244}}</ref>. als alternative Erklärungsmechanismen dürften aufgrund der normalen Krustenstruktur recht unwahrscheinlich sein.

== Einzelnachweise ==
<references />

[[Kategorie:Geographie (Atlantischer Ozean)]]
[[Kategorie:Untermeerischer Rücken]]