Magmatismus, Gesteine und Metamorphose: Ein umfassender Überblick

Magmatismus und magmatische Gesteine

Der Magmatismus ist der geologische Prozess, durch den Magmen generiert werden, sich verschieben, aufsteigen und abkühlen, wodurch magmatische Gesteine entstehen. Es ist der wichtigste petrogene Prozess, da mehr als 80 % der Gesteine der Erdkruste magmatischen Ursprungs sind. Darüber hinaus ist die Bedeutung des magmatischen Prozesses in der kortikalen Dynamik (Bildung ozeanischer Kruste, die Erweiterung des Meeresbodens usw.) hervorzuheben.

Der deutlichste Beweis für die Existenz von Magmen ist der Vulkanismus, ein Prozess, durch welchen Magma an die Oberfläche gelangt, als Lava abkühlt und vulkanische Gesteine entstehen lässt. Doch zwei Drittel der Magmen erreichen die Oberfläche nicht und kühlen in tieferen Bereichen ab, wo durch Plutonismus plutonische Gesteine entstehen. Es wird geschätzt, dass täglich mehr als 130 Millionen Tonnen Magma entstehen, wovon 10 % als Lava an die Oberfläche gelangen.

Abb. 36: Verteilung der magmatischen Prozesse und ihre Beziehung zur Plattentektonik. Die Zahlen geben die Menge des jährlich entstandenen Magmas in km³ an.

Was ist Magma? Magmen sind Massen von geschmolzenem Gestein, die im Erdinneren entstehen. Die Temperatur, der sie ausgesetzt sind, ist hoch (700–1200 °C) und sie weisen variable Anteile von Wasser und anderen gasförmigen Komponenten auf, die aufgrund des herrschenden Drucks im System eingebettet bleiben.

Wie entsteht Magma? Ein Gestein ist eine Sammlung von Mineralien, die jeweils einen charakteristischen Schmelzpunkt haben. Dies bedeutet, dass ein Gestein nicht einen einzigen Schmelzpunkt hat, sondern einen Temperaturbereich, in dem ein Teil des Gesteins geschmolzen und ein anderer Teil fest ist (dieses Phänomen lässt sich mit einem Glas Wasser mit gestoßenem Eis vergleichen). Die Temperatur, bei der das Schmelzen beginnt, wird als Soliduspunkt bezeichnet. Das Ende des Schmelzvorgangs wird als Liquiduspunkt bezeichnet. Zwischen diesen beiden Punkten ist das Gestein teilweise geschmolzen.

1 Faktoren für die Entstehung von Magmen

Die Erhöhung der Temperatur, die auf eine Konzentration radioaktiver Elemente (die Energie freisetzen) im Erdinneren oder auf einen mechanischen Prozess (Reibung zwischen zwei lithosphärischen Platten) zurückzuführen ist, führt dazu, dass Gesteine schmelzen, da sich ihr Volumen erhöht: Jedes Mineral hat eine charakteristische Schmelztemperatur.

Der Druck wirkt der Schmelzung entgegen, d. h. er komprimiert die Masse, da das Schmelzen mit einer Ausdehnung einhergeht. Dies führt dazu, dass mit zunehmender Tiefe eine höhere Temperatur erforderlich ist, um ein Gestein zu schmelzen.

Der dritte Faktor ist die Zugabe von Wasser zu einem Gestein. Auch wenn der Anteil unterschiedlich ist, beginnt ein Gestein in Gegenwart von Wasser früher zu schmelzen.

2 Wo entstehen Magmen?

Magmen bilden sich in tiefen Bereichen, in denen die Druck- und Temperaturbedingungen die partielle Aufschmelzung von Gesteinen ermöglichen. Dies geschieht gewöhnlich in der unteren Erdkruste und im oberen Erdmantel in Tiefen zwischen 30 und 200 km. Die petrogenetischen Vorgänge werden im Rahmen der Theorie der Plattentektonik erklärt und verstanden. Nach dieser Theorie konzentriert sich die magmatische Aktivität vor allem an den Rändern der lithosphärischen Platten. Diese Platten bewegen sich über eine mehr oder weniger zusammenhängende Schicht, die als Asthenosphäre bezeichnet wird. Die Asthenosphäre liegt im oberen Erdmantel und zeichnet sich durch ein plastisches Verhalten aus. In der Asthenosphäre herrschen anomal niedrige seismische Geschwindigkeiten, und es wird angenommen, dass sie dauerhaft einen sehr kleinen geschmolzenen Anteil enthält. Es scheint sicher, dass die Bedingungen in der Asthenosphäre nahe am Solidus liegen, so dass unter bestimmten Umständen eine Schmelzung zu einer erheblichen Magmenbildung führen kann.

An den mittelozeanischen Rücken tritt die Trennung der Lithosphäre auf, während heißes Mantelmaterial aus der Asthenosphäre stetig in Richtung der Achse des Rückens aufsteigen kann. Dies bewirkt eine Dekompression des Mantelmaterials und die anschließende Schmelzung großer Mengen an Feststoff. Der intensive Magmatismus in diesen Gebieten kann als ein Effekt der Dekompression von Mantelmaterial erklärt werden, das durch Konvektion (im festen Zustand) aufsteigt. Durch den Druckverlust wird die Soliduslinie überschritten, und das Material beginnt zu schmelzen, was durch die intensive Verwerfung in diesen Bereichen begünstigt wird.

In Subduktionszonen sinkt die kalte Lithosphäre in den Erdmantel ab, was eine Reihe von Störungen verursacht, die ebenfalls zu einer Schmelzung führen würden: Man könnte meinen, dass der Eintrag von kalter Lithosphäre die Schmelzung nicht begünstigt, aber die subduzierte Platte enthält Sedimente, die während des Subduktionsprozesses entwässert werden (aufgrund des erhöhten Drucks und der Temperatur). Dadurch kommt es zu einem erheblichen Zufluss von Wasser in das Mineralsystem des Mantels, was den Schmelzpunkt der Mineralien senkt und die Schmelzung selbst dann ermöglicht, wenn die Temperatur deutlich reduziert wurde.

Intraplatten-Magmatismus tritt auf, wenn es eine anomale Erhöhung der Temperatur des Mantels gibt, obwohl es sich um einen Plattenrand handelt. Dies scheint auf die Dynamik des konvektiven Mantels zurückzuführen sein. An einigen Stellen gibt es heiße Materialströme nach oben („Hot Spots“). Die Hawaii-Inseln sind ein Beispiel für einen Hot Spot unter der ozeanischen Lithosphäre. In kontinentalen Gebieten initiiert der Schmelzprozess, der an einem heißen Punkt im Untergrund entsteht, eine Verdünnung der Kruste, die in ihrem teilweisen oder vollständigen Bruch gipfelt – im letzteren Fall entsteht ein Rift Valley mit neuer ozeanischer Kruste.

3. Magmatische Gesteine. Typen.

Wenn Magma günstige Temperatur- und Druckbedingungen erreicht, beginnt es zu erstarren, wodurch alle magmatischen Gesteine entstehen. Steigt Magma an einen Ort, an dem die Temperatur niedriger ist, oder steigt es an die Oberfläche der Kruste auf, kühlt die Schmelze ab. Die allmähliche Abkühlung des Magmas bewirkt die Kristallisation verschiedener Mineralien.

Typen magmatischer Gesteine

Wenn man berücksichtigt, wo die Erstarrung stattfindet, lassen sich zwei Typen unterscheiden:

1 – Intrusivgesteine oder Plutonite. Die Verfestigung erfolgt in der Tiefe, nach einer langsamen Abkühlung im Inneren der Magmakammer oder in anderen Bereichen ohne Verbindung zur Außenwelt. Da die Abkühlung so langsam erfolgt, können alle Mineralien identifiziert werden und bilden Kristalle, die sich je nach Platzangebot anordnen. Manchmal lassen sich zwei Phasen der Kristallisation von Mineralien unterscheiden: eine langsame und eine schnelle. In diesem Fall entstehen magmatische Gesteine oder hypoabyssische Gänge durch die Erstarrung von Magma in Rissen, Brüchen oder Spalten.

2 – Extrusivgesteine oder Vulkanite. Hier gelangt das Magma an die Oberfläche und erstarrt nach einem plötzlichen Temperatursturz. Dies bedeutet, dass sich die Zusammensetzungen oder geochemischen Verwandtschaften des Magmas nicht klar trennen können und daher keine Kristallisation stattfindet.

Was versteht man unter der Textur eines Gesteins? Die Größe der Kristalle in einem Gestein hängt stark von der Geschwindigkeit der Abkühlung des Magmas ab. In der Regel führt eine langsame Abkühlung zu großen Kristallen, während eine schnelle Abkühlung zu kleinen Kristallen führt. Eine plötzliche Abkühlung führt zum Aussehen eines natürlichen Glases ohne Kristallbildung. Die Kühlleistung hängt auch vom Ort des Magmas zum Zeitpunkt seiner Erstarrung ab. In der Tiefe immobilisiertes Magma kühlt langsam ab, da die umgebenden Gesteine die Wärme nur sehr langsam ableiten. Die schnelle Abkühlung der Lava selbst bildet feine Schichten, die sich schnell bilden und Wärme an die Atmosphäre oder die Hydrosphäre abgeben.

Basierend auf dem Grad der Kristallinität lassen sich magmatische Gesteine wie folgt einteilen:

• Holokristallin: Besteht fast ausschließlich aus Kristallen.
• Hypokristallin: Besteht aus Kristallen und Glas (amorph).
• Hyalin oder glasig: Besteht fast ausschließlich aus Glas.

Abhängig von der Größe der Kristalle werden magmatische Gesteine wie folgt bezeichnet:

• Phaneritisch: Die Kristalle sind mit bloßem Auge oder mit einer Lupe erkennbar.
• Aphanitisch: Die Kristalle sind nur unter dem Mikroskop sichtbar.

Die wichtigsten Arten von Texturen magmatischer Gesteine sind:

• Granular: Plutonische Gesteine mit Millimeter großen, holokristallinen und phaneritischen Kristallen mit mehr oder weniger einheitlicher Größe (die Reihenfolge ist charakteristisch für viele Granite) deuten darauf hin, dass das Magma langsam in der Erdkruste abgekühlt ist. In einigen Fällen sind die Kristalle besonders groß (> 2,5 cm) und bilden eine pegmatitische Textur. Wenn die Abkühlung schneller erfolgt, sind die Kristalle kleiner und bilden eine mikrogranulare Textur, die nur unter dem Mikroskop zu unterscheiden ist.
• Porphyrisch: Heterogranulare Textur, die durch das Vorhandensein großer und gut ausgebildeter Kristalle (Phänokristalle) gekennzeichnet ist, die in eine feinkörnige oder glasige Matrix eingebettet sind. Diese Art von Textur deutet darauf hin, dass das Magma langsam in zwei Phasen abgekühlt ist, was zur Bildung von Phänokristallen und einer schnellen Matrix führt. Diese Textur findet sich in vulkanischen und einigen Ganggesteinen.
• Glasig: Mineralien ohne Kristallisation. Sie ist typisch für Gesteine, die durch plötzliche Abkühlung des Magmas entstehen, wie z. B. Obsidian.
• Vesikulär: Einige vulkanische Gesteine weisen charakteristische Texturen auf, die durch die rasche Ausdehnung flüchtiger Gase während des Ausbruchs entstehen. Die Gesteine sind mit Hohlräumen gefüllt, die durch Gasblasen entstanden sind. Sein bekanntester Vertreter ist Bimsstein.

Vulkanische Erscheinungen

Ein Vulkan ist eine Öffnung in der Erdkruste, durch die Magma die Oberfläche erreichen kann. Aus einem Vulkan werden Feststoffe, Flüssigkeiten und Gase in unterschiedlichen Anteilen ausgestoßen, je nach Art des Ausbruchs.

Der Charakter eines Vulkanausbruchs wird in erster Linie durch die Zusammensetzung des Magmas und seine Viskosität bestimmt. Die Viskosität eines Magmas bestimmt die Fähigkeit, Gase freizusetzen. Sehr zähflüssiges Magma hält Blasen leichter zurück, so dass der Austritt gewaltsam erfolgt. Bei flüssigerem Magma ist die Viskosität geringer, und die Entgasung erfolgt ruhiger. Dieses unterschiedliche Verhalten des Magmas ermöglicht die Einteilung der Ausbrüche in explosive, effusive und gemischte. Bei explosiven Ausbrüchen kommt es zur gewaltsamen Freisetzung von Gasen, die magmatisches Material mit festen Fragmenten (Pyroklasten) aus dem Schlot und der Kraterwand vermischen, wobei wenig oder keine Lava austritt. Effusive Ausbrüche sind viel ruhiger und zeichnen sich durch den Austritt von sehr dünnflüssiger Lava aus, die Strukturen bildet und abkühlt, die als Lavaströme bezeichnet werden. Gemischte Ausbrüche stellen eine mittlere Form zwischen den beiden vorherigen dar und werden von der Extrusion von Lava und pyroklastischem Material (vulkanische Bomben, Lapilli, Asche, Bimsstein usw.) begleitet.

Vulkanische Strukturen

Die bekannteste Struktur ist der Vulkankegel, der durch die fortschreitende Anhäufung von vulkanischem Material um die Austrittsöffnung entsteht. Allerdings führt nicht jeder Ausbruch zur Bildung eines Vulkankegels desselben Typs, sondern dieser kann je nach den Eigenschaften des Magmas variieren, dem Medium, in dem der Ausbruch stattfindet, und ob dieser sich auf einen Punkt (zentraler Ausbruch) konzentriert oder entlang einer Fraktur (fissuraler Ausbruch) verläuft.

Bei zentralen Ausbrüchen steigt das Magma an die Oberfläche und dehnt sich von einem Punkt mehr oder weniger radial aus. Die Anhäufung von vulkanischem Material über dem Austrittszentrum führt zur Bildung des vulkanischen Kegels. Der Kanal, durch den das Magma aufsteigt, wird als Schlot bezeichnet, und der Krater ist die trichterförmige Vertiefung an der Spitze des Vulkankegels. Wenn das Magma auch durch die Verzweigungen des Hauptschlots an die Oberfläche steigt, entstehen kleinere Nebenkrater.

Flüssige Magmen, die typisch für effusive Ströme sind, bilden durch die Stapelung mehrerer Lavaströme Vulkane mit sehr sanften Hängen und großen Kratern, die mit Lavaseen gefüllt sind. Diese Vulkane sind als Schildvulkane bekannt und sind typisch für den hawaiianischen Vulkanismus.

Bei explosiven Ausbrüchen sind die Kegel, die durch die rasche Anhäufung von Pyroklasten entstehen, steiler. Der Wechsel von effusiven und explosiven Phasen führt zur Bildung von Schichtvulkanen, die durch die sukzessive Anhäufung von Lava und Pyroklasten entstehen.

Die Emission von Gasen in Magmen mit geringer Viskosität verhindert die Bildung von Kegeln. In diesem Fall sammelt sich die austretende Lava an den Lippen und bildet domartige Strukturen.

Metamorphose

Die physikalisch-chemischen Bedingungen im Inneren der Lithosphäre unterscheiden sich von denen an der Oberfläche, vor allem in Bezug auf Druck und Temperatur. Darüber hinaus führen die fortgesetzten Verschiebungen der lithosphärischen Platten im Kontaktbereich zwischen den großen Platten zu erheblichen Unterschieden in Druck und Temperatur.

Metamorphose ist der geologische Prozess, bei dem Gesteine eine Reihe von mineralogischen und strukturellen Veränderungen erfahren, die durch Temperatur, Druck und die Anwesenheit von chemisch aktiven Flüssigkeiten verursacht werden, bis zu dem Punkt, dass es in vielen Fällen schwierig ist, die grundlegenden Eigenschaften der ursprünglichen Gesteine zu erkennen. Die Metamorphose ist ein endogener Prozess, da sie in tiefen Bereichen der Erdkruste stattfindet, und sie erfolgt im festen Zustand, d. h. es kommt nicht zur Schmelzung von Mineralien. Aufgrund ihrer Lage ist sie ein Phänomen, das nicht direkt untersucht werden kann, sondern nur durch ihre Ergebnisse: die metamorphen Gesteine.

Faktoren, die die Metamorphose steuern

Temperatur

Wärme ist einer der wichtigsten Faktoren der Metamorphose. Unterhalb von 100–200 °C ist die Reaktionsgeschwindigkeit so gering, dass es nicht zu wesentlichen Veränderungen in den Mineralien kommt. Oberhalb von 700 °C beginnt die Schmelzung, obwohl diese Grenze eher diffus ist, da es Gesteine gibt, die ihren festen Zustand über 1000 °C beibehalten.

Druck

Die hohen Drücke im Inneren der Lithosphäre können zu größeren Verschiebungen in den Gesteinen führen. Zunehmender Druck führt tendenziell zu einer Verringerung des Gesteinsvolumens. Darüber hinaus begünstigt der erhöhte Druck das plastische Verhalten von Gesteinen, was zu einer Neuausrichtung ihrer Mineralien führt.

Die Materialien der Erdkruste sind zwei Arten von Belastungen ausgesetzt:

• Lithostatischer Druck oder Auflastdruck, der durch das Gewicht der Gesteinssäule über einem bestimmten Punkt verursacht wird. Dieser Druck nimmt mit der Tiefe zu.
• Gerichteter Druck. Tektonischen Ursprungs (Druckkraft), der in eine bestimmte Richtung und einen bestimmten Sinn ausgeübt wird. Verursacht strukturelle Veränderungen wie die Neuausrichtung ihrer Kristalle.

Arten der Metamorphose

Je nach vorherrschendem Faktor und Ausdehnung:

• Kontaktmetamorphose (T) Lokal
• Dynamische Metamorphose (P)
• Dynamothermische Metamorphose (P + T) Regional

• Versenkungsmetamorphose: Findet an der Basis von Sedimentbecken statt, in denen sich Sedimente ansammeln, in der Regel in Gebieten in Tiefen von > 9 km.
• Kontaktmetamorphose und thermische Metamorphose: Der bekannteste Fall ist das Eindringen von Magma in flache Bereiche. Es besteht ein Kontakt zwischen dem Magma und dem umgebenden Gestein, das durch hohe Temperaturen beeinträchtigt wird, aber nicht schmilzt. Die durch diese Art der Metamorphose entstandenen metamorphen Gesteine werden allgemein als Hornfelse der Metamorphose-Aureolen bezeichnet.
• Regionale oder dynamothermische Metamorphose: Findet in Subduktionszonen statt. Sie führt zu einer kombinierten Erhöhung von Druck und Temperatur. Die Umwandlungen und der Grad der Metamorphose des Gesteins sind schrittweise. Je nach dem Grad der erreichten Metamorphose entstehen metamorphe Serien. Die bekannteste ist die Tonschiefer-Gneis-Serie, bei der Sedimente aus Ton unter dem Einfluss von Druck und allmählich höheren Temperaturen unterschiedliche Gesteine bilden:

Tonschiefer – Phyllit – Glimmerschiefer – Gneis

Metamorphe Gesteine

Der Prozess wirkt sich hauptsächlich auf zwei Arten auf die Textur der metamorphen Gesteine aus:

• Erhöhte Korngröße

Eines der Merkmale der metamorphen Gesteine ist die Zunahme der Größe ihrer Minerale. Diese Eigenschaft verleiht den metamorphen Gesteinen ein „kristallines“ Aussehen, wie im Fall von Marmor.

• Orientierung der Kristalle

Dieser Prozess wird durch Druck verursacht, der die Kristalle dazu bringt, sich je nach Richtung der einwirkenden Kräfte auszurichten (senkrecht zum gerichteten Druck), wie im Fall von Gneis oder Schiefer.