Magma - Magma

Lavastrom auf Hawaii . Lava ist das extrusive Äquivalent von Magma.

Magma (von altgriechisch μάγμα (mágma)  'dicke Salbe ') ist das geschmolzene oder halbgeschmolzene Naturmaterial, aus dem alle magmatischen Gesteine gebildet werden. Magma unter der Oberfläche der gefundene Erde und den Nachweis von Magmatismus wird auch entdeckt, auf andere terrestrischen Planeten und einige natürlichen Satelliten . Magma kann neben geschmolzenem Gestein auch schwebende Kristalle und Gasblasen enthalten .

Magma wird durch Schmelzen des Mantels oder der Kruste in verschiedenen tektonischen Umgebungen produziert, zu denen auf der Erde Subduktionszonen , kontinentale Riftzonen , mittelozeanische Rücken und Hotspots gehören . Mantel- und Krustenschmelzen wandern nach oben durch die Kruste, wo sie vermutlich in Magmakammern oder transkrustalen kristallreichen Breizonen gelagert werden. Während der Lagerung von Magma in der Kruste kann seine Zusammensetzung durch fraktionierte Kristallisation , Kontamination mit Krustenschmelzen, Magmamischung und Entgasung verändert werden. Nach seinem Aufstieg durch die Kruste kann Magma einen Vulkan nähren und als Lava extrudiert werden , oder es kann sich unter der Erde verfestigen, um eine Intrusion wie einen Deich , eine Schwelle , einen Laccolith , einen Pluton oder einen Batholith zu bilden .

Während sich die Erforschung von Magma auf die Beobachtung von Magma nach seinem Übergang in einen Lavastrom stützte , wurde Magma dreimal bei geothermischen Bohrprojekten in situ angetroffen , zweimal in Island (siehe Verwendung in der Energieproduktion ) und einmal auf Hawaii.

Physikalische und chemische Eigenschaften

Magma besteht aus flüssigem Gestein, das normalerweise suspendierte feste Kristalle enthält. Wenn sich Magma der Oberfläche nähert und der Überlagerungsdruck sinkt, sprudeln gelöste Gase aus der Flüssigkeit, so dass oberflächennahes Magma aus Materialien in fester, flüssiger und gasförmiger Phase besteht.

Komposition

Das meiste Magma ist reich an Kieselsäure . Seltenes Nicht-Silikat-Magma kann sich durch lokales Schmelzen von Nicht-Silikat-Mineralvorkommen oder durch Trennung eines Magmas in separate, nicht mischbare Silikat- und Nicht-Silikat-Flüssigphasen bilden.

Silikatmagmen sind geschmolzene Mischungen, die von Sauerstoff und Silizium dominiert werden , den am häufigsten vorkommenden chemischen Elementen in der Erdkruste, mit kleineren Mengen an Aluminium , Kalzium , Magnesium , Eisen , Natrium und Kalium und geringen Mengen vieler anderer Elemente. Petrologen drücken die Zusammensetzung eines Silikat-Magmas routinemäßig in Form des Gewichts oder des molaren Massenanteils der Oxide der Hauptelemente (außer Sauerstoff) aus, die im Magma vorhanden sind.

Da viele Eigenschaften eines Magmas (wie seine Viskosität und Temperatur) mit dem Siliziumdioxidgehalt korrelieren, werden Silikatmagmen basierend auf dem Siliziumdioxidgehalt in vier chemische Typen unterteilt: felsisch , intermediär , mafisch und ultramafisch .

Felsisches Magma

Felsic oder Kiesels Magmas hat einen Siliciumdioxidgehalt von mehr als 63%. Dazu gehören Rhyolith- und Dazit- Magmen. Bei einem so hohen Kieselsäuregehalt sind diese Magmen extrem viskos und reichen von 10 ⁸ cP für heißes Rhyolith-Magma bei 1.200 ° C (2.190 ° F) bis 10 ¹¹ cP für kühles Rhyolith-Magma bei 800 ° C (1.470 ° F). Zum Vergleich hat Wasser eine Viskosität von etwa 1 cP. Aufgrund dieser sehr hohen Viskosität brechen felsische Laven normalerweise explosionsartig aus, um pyroklastische (fragmentäre) Ablagerungen zu erzeugen . Jedoch rhyolite Laven ausbrechen gelegentlich effusively zu bilden Lava Stacheln , Lavadome oder „coulees“ (das ist dick, kurze Lavaströme). Die Laven zersplittern normalerweise, wenn sie extrudieren, und erzeugen Blocklavaströme. Diese enthalten oft Obsidian .

Felsische Laven können bei Temperaturen von bis zu 800 ° C (1.470 ° F) ausbrechen. Ungewöhnlich heiße (>950 °C; >1.740 °F) Rhyolith-Laven können jedoch über Entfernungen von vielen Dutzend Kilometern fließen, wie zum Beispiel in der Snake River Plain im Nordwesten der Vereinigten Staaten.

Zwischenmagma

Zwischenmagmen oder andesitische Magmen enthalten 52 bis 63 % Kieselsäure und sind weniger aluminiumhaltig und normalerweise etwas reicher an Magnesium und Eisen als felsische Magmen. Zwischenlavas bilden Andesitkuppeln und Blocklaven und können auf steilen Verbundvulkanen wie in den Anden vorkommen . Sie sind auch im Allgemeinen heißer, im Bereich von 850 bis 1.100 ° C (1.560 bis 2.010 ° F). Aufgrund ihres geringeren Kieselsäuregehalts und höheren Eruptivtemperaturen neigen sie dazu, mit einer typischen Viskosität von 3,5 × 10 ⁶ cP bei 1.200 °C (2.190 °F) viel weniger viskos zu sein . Dies ist etwas höher als die Viskosität von glatter Erdnussbutter . Mittlere Magmen zeigen eine größere Neigung zur Bildung von Phänokristallen , höheres Eisen und Magnesium neigen dazu, sich als dunklere Grundmasse zu manifestieren , einschließlich Amphibol- oder Pyroxen-Phänokristallen.

Mafische Magmen

Mafische oder basaltische Magmen haben einen Kieselsäuregehalt von 52% bis 45%. Sie zeichnen sich durch ihren hohen ferromagnesischen Gehalt aus und brechen im Allgemeinen bei Temperaturen von 1.100 bis 1.200 °C (2.010 bis 2.190 °F) aus. Die Viskositäten können relativ niedrig sein, etwa 10 ⁴ bis 10 ⁵ cP, obwohl dies immer noch um viele Größenordnungen höher ist als bei Wasser. Diese Viskosität ist der von Ketchup ähnlich . Basaltlaven neigen dazu, flache Schildvulkane oder Flutbasalte zu produzieren , da die fluide Lava über weite Strecken aus dem Schlot fließt. Die Dicke einer Basaltlava, insbesondere an einem niedrigen Hang, kann zu jedem Zeitpunkt viel größer sein als die Dicke des sich bewegenden Lavastroms, da Basaltlaven durch die Zufuhr von Lava unter einer erstarrten Kruste "aufgebläht" werden können. Die meisten Basaltlaven sind vom Typ ʻAʻā oder pāhoehoe und keine Blocklava . Unter Wasser können sie Kissenlaven bilden , die den Pahoehoe-Laven vom Eingeweidetyp an Land ziemlich ähnlich sind.

Ultramafische Magmen

Ultramafische Magmen wie pikritischer Basalt, Komatiit und hochmagnesische Magmen, die Boninit bilden, treiben die Zusammensetzung und die Temperaturen auf die Spitze. Alle haben einen Kieselsäuregehalt unter 45%. Komatiite enthalten über 18% Magnesiumoxid und sollen bei Temperaturen von 1.600 ° C (2.910 ° F) ausgebrochen sein. Bei dieser Temperatur findet praktisch keine Polymerisation der mineralischen Verbindungen statt, wodurch eine hochmobile Flüssigkeit entsteht. Es wird angenommen, dass die Viskositäten von Komatiit-Magmen so niedrig wie 100 bis 1000 cP waren, ähnlich der von Leichtmotorenöl. Die meisten ultramafischen Laven sind nicht jünger als das Proterozoikum , mit einigen wenigen ultramafischen Magmen, die aus dem Phanerozoikum in Mittelamerika bekannt sind und einer heißen Mantelfahne zugeschrieben werden . Moderne Komatiit-Laven sind nicht bekannt, da der Erdmantel zu stark abgekühlt ist, um hochmagnesische Magmen zu produzieren.

Alkalische Magmen

Einige siliziumhaltige Magmen weisen einen erhöhten Gehalt an Alkalimetalloxiden (Natrium und Kalium) auf, insbesondere in Regionen mit kontinentalen Riftings , Gebieten über tief subduzierten Platten oder an Hotspots innerhalb der Platten . Ihr Kieselsäuregehalt kann von ultramafisch ( Nepheliniten , Basaniten und Tephriten ) bis zu felsischen ( Trachyten ) reichen . Sie werden eher in größeren Tiefen des Mantels erzeugt als subalkalische Magmen. Olivine Nephelinit Magmen sind beide ultramafischen und stark alkalischen und sind vermutlich gekommen sind , von viel tiefer in den Mantel der Erde als andere Magmen.

Nichtsiliziumhaltige Magmen

Auf der Erdoberfläche sind einige Laven ungewöhnlicher Zusammensetzung ausgebrochen. Diese beinhalten:

• Karbonatit- und Natrokarbonatit- Laven sind vom Vulkan Ol Doinyo Lengai in Tansania bekannt , der das einzige Beispiel für einen aktiven Karbonatit-Vulkan ist. Karbonatite in den geologischen Aufzeichnungen sind typischerweise 75 % Karbonatmineralien, mit geringeren Mengen an Silikat-untersättigten Silikatmineralien (wie Glimmer und Olivin), Apatit , Magnetit und Pyrochlor . Dies spiegelt möglicherweise nicht die ursprüngliche Zusammensetzung der Lava wider, die möglicherweise Natriumcarbonat enthalten hat , das anschließend durch hydrothermale Aktivität entfernt wurde, obwohl Laborexperimente zeigen, dass ein kalzitreiches Magma möglich ist. Karbonatit-Laven zeigen stabile Isotopenverhältnisse, was darauf hindeutet, dass sie von den stark alkalischen siliziumhaltigen Laven abgeleitet sind, mit denen sie immer assoziiert sind, wahrscheinlich durch die Trennung einer nicht mischbaren Phase. Natrokarbonatit-Laven von Ol Doinyo Lengai bestehen hauptsächlich aus Natriumkarbonat, mit etwa halb so viel Kalziumkarbonat und halb so viel Kaliumkarbonat und geringen Mengen an Halogeniden, Fluoriden und Sulfaten. Die Laven sind extrem flüssig, mit Viskositäten nur geringfügig höher als Wasser, und sind mit gemessenen Temperaturen von 491 bis 544 ° C (916 bis 1.011 ° F) sehr kühl.
• Es wird angenommen, dass Eisenoxidmagmen die Quelle des Eisenerzes in Kiruna in Schweden sind, das sich während des Proterozoikums gebildet hat . Im Vulkankomplex El Laco an der chilenisch-argentinischen Grenze treten Eisenoxid-Laven aus dem Pliozän auf . Es wird angenommen, dass Eisenoxid-Laven das Ergebnis einer nicht mischbaren Trennung von Eisenoxid-Magma von einem Elternmagma mit kalkalkalischer oder alkalischer Zusammensetzung sind.
• Am Vulkan Lastarria in Chile treten Schwefellavaströme mit einer Länge von bis zu 250 Metern und einer Breite von 10 Metern auf . Sie wurden durch das Schmelzen von Schwefelablagerungen bei Temperaturen von bis zu 113 ° C (235 ° F) gebildet.

Magmatische Gase

Die Konzentrationen verschiedener Gase können stark variieren. Wasserdampf ist typischerweise das am häufigsten vorkommende magmatische Gas, gefolgt von Kohlendioxid und Schwefeldioxid . Andere magmatische Hauptgase sind Schwefelwasserstoff , Chlorwasserstoff und Fluorwasserstoff .

Die Löslichkeit magmatischer Gase in Magma hängt von Druck, Magmazusammensetzung und Temperatur ab. Magma, das als Lava extrudiert wird, ist extrem trocken, aber Magma in der Tiefe und unter großem Druck kann einen gelösten Wassergehalt von mehr als 10 % enthalten. Wasser ist in Magma mit niedrigem Silikatgehalt etwas weniger löslich als Magma mit hohem Silikatgehalt, so dass ein basaltisches Magma bei 1.100 °C und 0,5 GPa 8% H . lösen kann
2O während ein Granit-Pegmatit-Magma 11% H . auflösen kann
2O . Allerdings sind Magmen unter typischen Bedingungen nicht unbedingt gesättigt.

Kohlendioxid ist in Magmen viel weniger löslich als Wasser und trennt sich häufig sogar in großer Tiefe in eine ausgeprägte flüssige Phase. Dies erklärt das Vorhandensein von Kohlendioxid-Flüssigkeitseinschlüssen in Kristallen, die in Magmen in großer Tiefe gebildet werden.

Rheologie

Die Viskosität ist eine Schlüsseleigenschaft der Schmelze, um das Verhalten von Magmen zu verstehen. Während die Temperaturen in gewöhnlichen Silikatlaven von etwa 800 °C (1.470 °F) für felsische Lava bis 1.200 °C (2.190 °F) für mafische Lava reichen, reicht die Viskosität derselben Laven über sieben Größenordnungen, von 10 ⁴ cP für mafische Lava auf 10 ¹¹ cP für felsische Magmen. Die Viskosität wird hauptsächlich durch die Zusammensetzung bestimmt, ist aber auch von der Temperatur abhängig. Die Tendenz von felsischer Lava, kühler zu sein als mafischer Lava, erhöht den Viskositätsunterschied.

Das Silizium-Ion ist klein und hochgeladen und hat daher eine starke Tendenz zur Koordination mit vier Sauerstoff-Ionen, die eine tetraedrische Anordnung um das viel kleinere Silizium-Ion bilden. Dies wird als Siliciumdioxid-Tetraeder bezeichnet . In einem siliziumarmen Magma werden diese Silikatetraeder isoliert, aber mit zunehmendem Siliziumgehalt beginnen Silikatetraeder teilweise zu polymerisieren und bilden Ketten, Schichten und Klumpen von Silikatetraedern, die durch verbrückende Sauerstoffionen verbunden sind. Diese erhöhen die Viskosität des Magmas stark.

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  Ein einzelnes Siliciumdioxid-Tetraeder

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  Zwei Siliciumdioxid-Tetraeder, verbunden durch ein verbrückendes Sauerstoffion (rosa getönt)

Die Polymerisationstendenz wird als NBO/T ausgedrückt, wobei NBO die Zahl der nicht verbrückenden Sauerstoffionen und T die Zahl der netzwerkbildenden Ionen ist. Silizium ist das wichtigste netzwerkbildende Ion, aber in natriumreichen Magmen wirkt auch Aluminium als Netzwerkbildner, und Eisen(III) kann als Netzwerkbildner wirken, wenn andere Netzwerkbildner fehlen. Die meisten anderen Metallionen reduzieren die Polymerisationsneigung und werden als Netzwerkmodifikatoren bezeichnet. In einem hypothetischen Magma, das vollständig aus geschmolzenem Siliziumdioxid besteht, wäre NBO/T 0, während in einem hypothetischen Magma, das so wenig Netzwerkbildner enthält, dass keine Polymerisation stattfindet, NBO/T 4 betragen würde haben typischerweise NBO/T zwischen 0,6 und 0,9, andesitische Magmen haben NBO/T von 0,3 bis 0,5 und rhyolithische Magmen haben NBO/T von 0,02 bis 0,2. Wasser wirkt als Netzwerkmodifikator und gelöstes Wasser reduziert die Schmelzviskosität drastisch. Kohlendioxid neutralisiert Netzwerkmodifikatoren, so dass gelöstes Kohlendioxid die Viskosität erhöht. Schmelzen mit höherer Temperatur sind weniger viskos, da mehr Wärmeenergie zur Verfügung steht, um Bindungen zwischen Sauerstoff und Netzwerkbildnern aufzubrechen.

Die meisten Magmen enthalten feste Kristalle verschiedener Mineralien, Fragmente von exotischen Gesteinen, die als Xenolithe bekannt sind, und Fragmente von zuvor erstarrtem Magma. Der Kristallgehalt der meisten Magmen verleiht ihnen thixotrope und strukturviskose Eigenschaften. Mit anderen Worten, die meisten Magmen verhalten sich nicht wie Newtonsche Flüssigkeiten, bei denen die Fließgeschwindigkeit proportional zur Schubspannung ist. Stattdessen ist ein typisches Magma eine Bingham-Flüssigkeit , die einen erheblichen Strömungswiderstand zeigt, bis eine Stressschwelle, die sogenannte Fließgrenze, überschritten wird. Dies führt zu einer Pfropfenströmung von teilkristallinem Magma. Ein bekanntes Beispiel für Plug-Flow ist die aus einer Zahnpastatube gepresste Zahnpasta. Die Zahnpasta tritt als halbfester Pfropfen aus, da die Scherung in einer dünnen Schicht in der Zahnpasta neben der Tube konzentriert ist und sich die Zahnpasta nur hier wie eine Flüssigkeit verhält. Thixotropes Verhalten verhindert auch, dass sich Kristalle aus dem Magma absetzen. Sobald der Kristallgehalt etwa 60 % erreicht, verhält sich das Magma nicht mehr wie eine Flüssigkeit und beginnt sich wie ein Festkörper zu verhalten. Eine solche Mischung von Kristallen mit geschmolzenem Gestein wird manchmal als Kristallbrei bezeichnet .

Magma ist typischerweise auch viskoelastisch , d. h. es fließt wie eine Flüssigkeit unter geringen Spannungen, aber sobald die angelegte Spannung einen kritischen Wert überschreitet, kann die Schmelze die Spannung allein durch Relaxation nicht schnell genug abbauen, was zu einer vorübergehenden Bruchausbreitung führt. Sobald die Spannungen unter den kritischen Schwellenwert abgebaut sind, entspannt sich die Schmelze erneut viskos und heilt den Bruch.

Temperatur

Die Temperaturen von Lava, bei der es sich um an die Oberfläche extrudiertes Magma handelt, liegen im Bereich von 700 bis 2.400 °C (1.300 bis 4.400 °F), aber sehr seltene Karbonatit- Magmen können bis zu 490 °C (910 °F) und Komatiit Magmen können bis zu 1.600 ° C (2.900 ° F) heiß gewesen sein. Magma wurde gelegentlich bei Bohrungen in geothermischen Feldern angetroffen, einschließlich Bohrungen auf Hawaii, die einen dazitischen Magmakörper in einer Tiefe von 2.488 m (8.163 ft) durchdrangen. Die Temperatur dieses Magmas wurde auf 1.050 °C (1.920 °F) geschätzt. Die Temperaturen tieferer Magmen müssen aus theoretischen Berechnungen und dem geothermischen Gradienten abgeleitet werden.

Die meisten Magmen enthalten einige feste Kristalle, die in der flüssigen Phase suspendiert sind. Dies deutet darauf hin, dass die Temperatur des Magmas zwischen dem Solidus liegt , der als die Temperatur definiert ist, bei der das Magma vollständig erstarrt, und dem Liquidus , der als die Temperatur definiert ist, bei der das Magma vollständig flüssig ist. Berechnungen der Solidustemperaturen in wahrscheinlichen Tiefen deuten darauf hin, dass Magma, das unter Riftbereichen erzeugt wird, bei einer Temperatur von etwa 1.300 bis 1.500 ° C (2.400 bis 2.700 ° F) beginnt. Magma, das aus Mantelwolken erzeugt wird, kann bis zu 1.600 ° C (2.900 ° F) heiß sein. Die Temperatur von Magma, das in Subduktionszonen erzeugt wird, in denen Wasserdampf die Schmelztemperatur senkt, kann bis zu 1.060 ° C (1.940 ° F) betragen.

Dichte

Magmadichten hängen hauptsächlich von der Zusammensetzung ab, wobei der Eisengehalt der wichtigste Parameter ist.

Magma dehnt sich bei niedrigerem Druck oder höherer Temperatur leicht aus. Wenn sich Magma der Oberfläche nähert, beginnen seine gelösten Gase aus der Flüssigkeit zu sprudeln. Diese Blasen hatten die Dichte des Magmas in der Tiefe erheblich verringert und dazu beigetragen, es überhaupt an die Oberfläche zu treiben.

Ursprünge

Die Temperatur im Erdinneren wird durch den geothermischen Gradienten beschrieben , der die Geschwindigkeit der Temperaturänderung mit der Tiefe ist. Der geothermische Gradient wird durch das Gleichgewicht zwischen Erwärmung durch radioaktiven Zerfall im Erdinneren und Wärmeverlust von der Erdoberfläche hergestellt. Der geothermische Gradient beträgt in der oberen Erdkruste durchschnittlich etwa 25 °C/km, variiert jedoch stark je nach Region, von einem Tiefstwert von 5–10 °C/km innerhalb ozeanischer Gräben und Subduktionszonen bis zu 30–80 °C/km entlang der Mitte -Ocean Grate oder in der Nähe von Mantelplumes . Der Gradient wird mit zunehmender Tiefe weniger steil und sinkt auf nur 0,25 bis 0,3 °C/km im Mantel, wo langsame Konvektion Wärme effizient transportiert. Der durchschnittliche geothermische Gradient ist normalerweise nicht steil genug, um Gesteine ​​irgendwo in der Kruste oder im oberen Mantel zum Schmelzpunkt zu bringen, daher wird Magma nur dort produziert, wo der geothermische Gradient ungewöhnlich steil oder der Schmelzpunkt des Gesteins ungewöhnlich niedrig ist. Der Aufstieg von Magma an die Erdoberfläche ist in solchen Umgebungen jedoch der wichtigste Prozess für den Wärmetransport durch die Erdkruste.

Gesteine ​​können als Reaktion auf einen Druckabfall, eine Änderung der Zusammensetzung (z. B. durch Zugabe von Wasser), eine Temperaturerhöhung oder eine Kombination dieser Prozesse schmelzen. Andere Mechanismen, wie das Schmelzen durch einen Meteoriteneinschlag , sind heute weniger wichtig, aber Einschläge während der Akkretion der Erde führten zu einem umfangreichen Schmelzen, und die äußeren mehrere hundert Kilometer unserer frühen Erde waren wahrscheinlich ein Ozean aus Magma. Einschläge großer Meteoriten in den letzten paar hundert Millionen Jahren wurden als ein Mechanismus vorgeschlagen, der für den ausgedehnten Basaltmagmatismus mehrerer großer magmatischer Provinzen verantwortlich ist.

Dekompression

Dekompressionsschmelzen tritt aufgrund eines Druckabfalls auf. Es ist der wichtigste Mechanismus zur Produktion von Magma aus dem oberen Erdmantel.

Die Solidustemperaturen der meisten Gesteine ​​(die Temperaturen, unter denen sie vollständig fest sind) steigen mit zunehmendem Druck in Abwesenheit von Wasser. Peridotit in der Tiefe des Erdmantels kann auf einer flacheren Ebene heißer sein als seine Solidustemperatur. Wenn solches Gestein während der Konvektion des festen Mantels aufsteigt , kühlt es sich leicht ab, wenn es sich adiabatisch ausdehnt , aber die Abkühlung beträgt nur etwa 0,3 °C pro Kilometer. Experimentelle Untersuchungen an geeigneten Peridotitproben belegen, dass die Solidustemperaturen um 3 °C bis 4 °C pro Kilometer ansteigen. Wenn das Gestein weit genug aufsteigt, beginnt es zu schmelzen. Schmelztröpfchen können zu größeren Volumina zusammenlaufen und nach oben eindringen. Dieser Schmelzprozess durch die Aufwärtsbewegung des festen Mantels ist für die Entwicklung der Erde von entscheidender Bedeutung.

Dekompressionsschmelzen erzeugt die Ozeankruste an mittelozeanischen Rücken und ist damit die mit Abstand wichtigste Magmaquelle der Erde. Es verursacht auch Vulkanismus in Intraplattenregionen wie Europa, Afrika und dem pazifischen Meeresboden. Der Intraplatten-Vulkanismus wird dem Aufstieg von Mantelplumes oder der Intraplatten-Ausdehnung zugeschrieben, wobei die Bedeutung jedes Mechanismus ein Thema fortlaufender Forschung ist.

Auswirkungen von Wasser und Kohlendioxid

Die Veränderung der Gesteinszusammensetzung, die am meisten für die Entstehung von Magma verantwortlich ist, ist die Zugabe von Wasser. Wasser senkt die Solidustemperatur von Gesteinen bei einem bestimmten Druck. Beispielsweise beginnt Peridotit in einer Tiefe von etwa 100 Kilometern bei Wasserüberschuss bei 800 °C zu schmelzen, bei Abwesenheit von Wasser jedoch bei 1500 °C. In Subduktionszonen wird Wasser aus der ozeanischen Lithosphäre verdrängt und bewirkt das Schmelzen im darüber liegenden Mantel. Wasserhaltige Magmen aus Basalt und Andesit entstehen direkt und indirekt durch Austrocknung während des Subduktionsprozesses. Solche Magmen und die von ihnen abgeleiteten bilden Inselbögen wie die im Pazifischen Feuerring . Diese Magmen bilden Gesteine ​​der kalkalkalischen Reihe, einem wichtigen Teil der kontinentalen Kruste .

Die Zugabe von Kohlendioxid ist eine relativ viel weniger wichtige Ursache für die Magmabildung als die Zugabe von Wasser, aber die Entstehung einiger mit Siliciumdioxid untersättigter Magmen wurde der Dominanz von Kohlendioxid gegenüber Wasser in ihren Mantelquellengebieten zugeschrieben. Experimente belegen, dass in Gegenwart von Kohlendioxid die Peridotit-Solidustemperatur in einem engen Druckintervall bei Drücken entsprechend einer Tiefe von etwa 70 km um etwa 200 °C absinkt. In größeren Tiefen kann Kohlendioxid mehr Wirkung haben: In Tiefen bis etwa 200 km wurden die Temperaturen des anfänglichen Schmelzens einer karbonatisierten Peridotit-Zusammensetzung als 450 °C bis 600 °C niedriger bestimmt als bei der gleichen Zusammensetzung ohne Kohlendioxid. Magmen von Gesteinsarten wie Nephelinit , Karbonatit und Kimberlit gehören zu denen, die nach einem Einströmen von Kohlendioxid in den Erdmantel in Tiefen von mehr als etwa 70 km entstehen können.

Temperaturerhöhung

Der Temperaturanstieg ist der typischste Mechanismus für die Bildung von Magma in der kontinentalen Kruste. Solche Temperaturerhöhungen können aufgrund des nach oben gerichteten Eindringens von Magma aus dem Mantel auftreten. Die Temperaturen können auch den Solidus eines Krustengesteins in kontinentaler Kruste überschreiten, die durch Kompression an einer Plattengrenze verdickt ist . Die Plattengrenze zwischen den indischen und asiatischen Kontinentalmassen liefert ein gut untersuchtes Beispiel, da das tibetische Plateau nördlich der Grenze eine etwa 80 Kilometer dicke Kruste aufweist, etwa doppelt so dick wie die normale kontinentale Kruste. Studien des aus magnetotellurischen Daten abgeleiteten elektrischen Widerstands haben eine Schicht entdeckt, die Silikatschmelze zu enthalten scheint und sich über mindestens 1.000 Kilometer innerhalb der mittleren Kruste entlang des Südrandes des tibetischen Plateaus erstreckt. Granit und Rhyolith sind Eruptivgesteine, die aufgrund von Temperaturerhöhungen gemeinhin als Schmelzprodukte kontinentaler Kruste interpretiert werden. Temperaturerhöhungen können auch zum Schmelzen der Lithosphäre beitragen, die in einer Subduktionszone nach unten gezogen wird.

Der Schmelzprozess

Phasendiagramm für das Diopsid-Anorthit-System

Wenn Gesteine ​​schmelzen, geschieht dies über einen Temperaturbereich, da die meisten Gesteine ​​aus mehreren Mineralien bestehen , die alle unterschiedliche Schmelzpunkte haben. Die Temperatur, bei der die erste Schmelze (der Solidus) auftritt, ist niedriger als die Schmelztemperatur eines der reinen Mineralien. Dies ist vergleichbar mit der Absenkung des Schmelzpunktes von Eis, wenn es mit Salz vermischt wird. Die erste Schmelze wird als Eutektikum bezeichnet und hat eine Zusammensetzung, die von der Kombination der vorhandenen Mineralien abhängt.

Beispielsweise beginnt eine Mischung aus Anorthit und Diopsid , die zwei der vorherrschenden Mineralien im Basalt sind , bei etwa 1274 °C zu schmelzen. Dies liegt deutlich unter den Schmelztemperaturen von 1392 °C für reines Diopsid und 1553 °C für reines Anorthit. Die resultierende Schmelze besteht aus etwa 43 Gew.-% Anorthit. Wenn dem Gestein zusätzliche Wärme zugeführt wird, bleibt die Temperatur bei 1274 °C, bis entweder der Anorthit oder das Diopsid vollständig geschmolzen ist. Die Temperatur steigt dann an, während das verbleibende Mineral weiter schmilzt, was die Schmelzzusammensetzung vom Eutektikum weg verschiebt. Wenn beispielsweise der Gehalt an Anorthit mehr als 43% beträgt, schmilzt der gesamte Diopsidvorrat bei 1274 °C zusammen mit genügend Anorthit, um die Schmelze bei der eutektischen Zusammensetzung zu halten. Durch weiteres Erhitzen steigt die Temperatur langsam an, da der verbleibende Anorthit allmählich schmilzt und die Schmelze zunehmend an Anorthit-Flüssigkeit angereichert wird. Hat die Mischung nur einen geringen Überschuss an Anorthit, schmilzt dieser, bevor die Temperatur deutlich über 1274 °C ansteigt. Wenn die Mischung fast ausschließlich aus Anorthit besteht, erreicht die Temperatur fast den Schmelzpunkt von reinem Anorthit, bevor der gesamte Anorthit geschmolzen ist. Wenn der Anorthitgehalt der Mischung weniger als 43% beträgt, schmilzt der gesamte Anorthit zusammen mit einem Teil des Diopsids bei der eutektischen Temperatur, und das verbleibende Diopsid schmilzt dann allmählich, wenn die Temperatur weiter ansteigt.

Aufgrund des eutektischen Schmelzens kann sich die Zusammensetzung der Schmelze stark vom Ausgangsgestein unterscheiden. Beispielsweise könnte eine Mischung von 10 % Anorthit mit Diopsid etwa 23 % teilweise schmelzen, bevor die Schmelze vom Eutektikum abweicht, das die Zusammensetzung von etwa 43 % Anorthit hat. Dieser Effekt des partiellen Schmelzens spiegelt sich in den Zusammensetzungen verschiedener Magmen wider. Ein niedriger Teilschmelzgrad des oberen Mantels (2 bis 4 %) kann stark alkalische Magmen wie Mellite erzeugen , während ein höherer Teilschmelzgrad (8 bis 11 %) Alkali-Olivin-Basalt produzieren kann. Ozeanische Magmen resultieren wahrscheinlich aus einem teilweisen Schmelzen von 3% bis 15% des Quellgesteins. Einige Kalk-alkalische Granitoide können durch einen hohen Teilschmelzgrad von bis zu 15 bis 30 % hergestellt werden. Magmen mit hohem Magnesiumgehalt, wie Komatiit und Pikrit , können auch das Produkt eines hohen Teilschmelzens von Mantelgestein sein.

Bestimmte chemische Elemente, die als inkompatible Elemente bezeichnet werden , haben eine Kombination aus Ionenradius und Ionenladung , die sich von der der häufiger vorkommenden Elemente im Quellgestein unterscheidet. Die Ionen dieser Elemente fügen sich eher schlecht in die Struktur der Mineralien ein, aus denen das Ausgangsgestein besteht, und verlassen leicht die festen Mineralien, um in Schmelzen, die durch einen geringen Teilschmelzgrad erzeugt werden, hoch konzentriert zu werden. Inkompatible Elemente umfassen im Allgemeinen Kalium , Barium , Cäsium und Rubidium , die groß und schwach geladen sind (die lithophilen Elemente mit großen Ionen oder LILEs) sowie Elemente, deren Ionen eine hohe Ladung tragen (die Elemente mit hoher Feldstärke, oder HSFEs), die solche Elemente wie Zirkonium , Niob , Hafnium , Tantal , die Seltenerdelemente und die Aktiniden umfassen . Kalium kann sich in Schmelzen, die durch einen sehr geringen Teilschmelzgrad erzeugt werden, so anreichern, dass es beim anschließenden Abkühlen und Erstarren des Magmas ungewöhnliche Kaliumgesteine ​​wie Lamprophyr , Lamproit oder Kimberlit bildet .

Wenn genügend Gestein geschmolzen ist, verbinden sich die kleinen Schmelzkügelchen (die im Allgemeinen zwischen Mineralkörnern vorkommen) und erweichen das Gestein. Unter Druck in der Erde kann bereits ein Bruchteil eines Prozents des teilweisen Schmelzens ausreichen, um die Schmelze aus ihrer Quelle herauszuquetschen. Schmelze trennt sich schnell von ihrem Ausgangsgestein, sobald der Teilschmelzgrad 30% überschreitet. Allerdings werden in der Regel weit weniger als 30% eines Magmaquellgesteins geschmolzen, bevor die Wärmeversorgung erschöpft ist.

Pegmatit kann durch ein geringes teilweises Schmelzen der Kruste erzeugt werden. Einige Magmen mit Granitzusammensetzung sind eutektische (oder kotektische) Schmelzen, und sie können durch niedrige bis hohe Grade des teilweisen Schmelzens der Kruste sowie durch fraktionierte Kristallisation erzeugt werden .

Entwicklung von Magmen

Schematische Diagramme, die die Prinzipien der fraktionierten Kristallisation in einem Magma zeigen. Beim Abkühlen entwickelt sich das Magma in seiner Zusammensetzung, weil verschiedene Mineralien aus der Schmelze kristallisieren. 1 : Olivin kristallisiert; 2 : Olivin und Pyroxen kristallisieren; 3 : Pyroxen und Plagioklas kristallisieren; 4 : Plagioklas kristallisiert. Am Boden des Magma-Reservoirs bildet sich ein kumuliertes Gestein .

Die meisten Magmen sind nur für einen kleinen Teil ihrer Geschichte vollständig geschmolzen. Typischer sind sie Mischungen aus Schmelze und Kristallen und manchmal auch aus Gasblasen. Schmelze, Kristalle und Blasen haben normalerweise unterschiedliche Dichten und können sich daher bei der Entwicklung von Magmen trennen.

Wenn Magma abkühlt, kristallisieren Mineralien typischerweise bei unterschiedlichen Temperaturen aus der Schmelze. Dies ähnelt dem ursprünglichen Schmelzprozess in umgekehrter Reihenfolge. Da sich die Schmelze jedoch meist von ihrem ursprünglichen Quellgestein getrennt und in eine geringere Tiefe verlagert hat, ist der umgekehrte Kristallisationsprozess nicht exakt identisch. Wenn beispielsweise eine Schmelze zu jeweils 50 % aus Diopsid und Anorthit besteht, dann würde Anorthit bei einer Temperatur etwas höher als die eutektische Temperatur von 1274 °C aus der Schmelze zu kristallisieren beginnen. Dadurch verschiebt sich die verbleibende Schmelze in Richtung ihrer eutektischen Zusammensetzung von 43% Diopsid. Das Eutektikum wird bei 1274 °C erreicht, der Temperatur, bei der Diopsid und Anorthit zusammen zu kristallisieren beginnen. Wenn die Schmelze 90 % Diopsid enthielt, würde das Diopsid zuerst zu kristallisieren beginnen, bis das Eutektikum erreicht war.

Wenn die Kristalle in der Schmelze suspendiert blieben, würde der Kristallisationsprozess die Gesamtzusammensetzung der Schmelze plus feste Mineralien nicht ändern. Diese Situation wird als Gleichgewichtskristallisation bezeichnet . In einer Reihe von Experimenten, die 1915 in seiner Arbeit Crystallization-differentiation in Silicat Liquids gipfelten , zeigte Norman L. Bowen jedoch , dass Olivin- und Diopsidkristalle, die aus einer abkühlenden Schmelze von Forsterit , Diopsid und Siliciumdioxid kristallisierten, durch die Schmelze sinken würden auf geologisch relevanten Zeitskalen. Geologen fanden anschließend beträchtliche Feldbeweise für eine solche fraktionierte Kristallisation .

Wenn sich Kristalle von einem Magma trennen, unterscheidet sich das Restmagma in seiner Zusammensetzung vom Muttermagma. Zum Beispiel kann ein Magma mit gabbroischer Zusammensetzung eine Restschmelze mit granitischer Zusammensetzung erzeugen, wenn früh gebildete Kristalle vom Magma getrennt werden. Gabbro kann eine Liquidustemperatur nahe 1.200 °C aufweisen, und die Schmelze der abgeleiteten Granitzusammensetzung kann eine Liquidustemperatur von nur etwa 700 °C aufweisen. Unverträgliche Elemente konzentrieren sich während der fraktionierten Kristallisation in den letzten Resten des Magmas und in den ersten Schmelzen, die während des partiellen Schmelzens entstehen: Beide Prozesse können das Magma bilden, das zu Pegmatit kristallisiert , einem Gesteinstyp, der üblicherweise mit inkompatiblen Elementen angereichert ist. Bowens Reaktionsreihe ist wichtig, um die idealisierte Abfolge der fraktionierten Kristallisation eines Magmas zu verstehen.

Die Magmazusammensetzung kann durch andere Verfahren als partielles Schmelzen und fraktionierte Kristallisation bestimmt werden. Zum Beispiel interagieren Magmen häufig mit Gesteinen, in die sie eindringen, indem sie diese Gesteine ​​schmelzen und mit ihnen reagieren. Die Assimilation in der Nähe des Daches einer Magmakammer und die fraktionierte Kristallisation in der Nähe ihrer Basis können sogar gleichzeitig stattfinden. Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung können sich miteinander vermischen. In seltenen Fällen können sich Schmelzen in zwei nicht mischbare Schmelzen mit kontrastierenden Zusammensetzungen trennen.

Primäre Magmen

Wenn Gestein schmilzt, ist die Flüssigkeit ein primäres Magma . Primäre Magmen haben keine Differenzierung erfahren und stellen die Ausgangszusammensetzung eines Magmas dar. In der Praxis ist es schwierig, primäre Magmen eindeutig zu identifizieren, obwohl vermutet wurde, dass es sich bei Boninit um eine Andesit-Variante handelt, die aus einem primären Magma kristallisiert wurde. Der Great Dyke of Simbabwe wurde auch als Gestein interpretiert, das aus einem primären Magma kristallisiert wurde. Die Interpretation von Leukosomen von Migmatiten als primäre Magmen wird durch Zirkondaten widerlegt, die darauf hindeuten, dass Leukosomen ein Rückstand (ein kumuliertes Gestein ) sind, der bei der Extraktion eines primären Magmas zurückbleibt.

Elternmagma

Wenn es unmöglich ist, die Zusammensetzung des primitiven oder primären Magmas zu finden, ist es oft nützlich, zu versuchen, ein elterliches Magma zu identifizieren. Ein Elternmagma ist eine Magmazusammensetzung, aus der der beobachtete Bereich der Magmachemie durch die Prozesse der magmatischen Differenzierung abgeleitet wurde . Es muss keine primitive Schmelze sein.

Beispielsweise wird angenommen, dass eine Reihe von Basaltflüssen miteinander in Beziehung stehen. Eine Zusammensetzung, aus der sie vernünftigerweise durch fraktionierte Kristallisation hergestellt werden könnten, wird als elterliches Magma bezeichnet . Fraktionierte Kristallisationsmodelle würden erstellt, um die Hypothese zu testen, dass sie ein gemeinsames elterliches Magma teilen.

Migration und Erstarrung

Magma entwickelt sich innerhalb des Mantels oder der Kruste, wo die Temperatur- und Druckbedingungen den geschmolzenen Zustand begünstigen. Nach seiner Entstehung steigt Magma aufgrund seiner geringeren Dichte als das Quellgestein mit Auftrieb zur Erdoberfläche auf. Während es durch die Kruste wandert, kann sich Magma ansammeln und in Magmakammern verweilen (obwohl neuere Arbeiten darauf hindeuten, dass Magma in transkrustalen kristallreichen Breizonen und nicht in überwiegend flüssigen Magmakammern gespeichert wird). Magma kann in einer Kammer verbleiben, bis es entweder abkühlt und zu Intrusivgestein kristallisiert, als Vulkan ausbricht oder in eine andere Magmakammer wandert.

Plutonismus

Wenn Magma abkühlt, beginnt es feste Mineralphasen zu bilden. Einige von ihnen setzen sich am Boden der Magmakammer ab und bilden Kumulate , die mafische geschichtete Intrusionen bilden könnten . Magma, das in einer Magmakammer langsam abkühlt, bildet normalerweise Körper aus Tiefengesteinen wie Gabbro , Diorit und Granit , abhängig von der Zusammensetzung des Magmas. Alternativ bildet das Magma, wenn es ausbricht, vulkanisches Gestein wie Basalt , Andesit und Rhyolith (die extrusiven Äquivalente von Gabbro, Diorit bzw. Granit).

Vulkanismus

Magma, das bei einem Vulkanausbruch an die Oberfläche geschleudert wird, wird Lava genannt . Lava kühlt und erstarrt relativ schnell im Vergleich zu unterirdischen Magmakörpern. Dieses schnelle Abkühlen lässt die Kristalle nicht groß werden, und ein Teil der Schmelze kristallisiert überhaupt nicht und wird zu Glas. Zu den Gesteinen, die größtenteils aus vulkanischem Glas bestehen, gehören Obsidian , Schlacke und Bims .

Vor und während Vulkanausbrüchen verlassen flüchtige Stoffe wie CO ₂ und H ₂ O teilweise die Schmelze durch einen Prozess, der als Exsolution bezeichnet wird . Magma mit geringem Wassergehalt wird immer viskoser . Kommt es während eines Vulkanausbruchs zu einer massiven Exsolution, wenn Magma nach oben wandert, ist die resultierende Eruption normalerweise explosiv.

Einsatz in der Energieerzeugung

Das Iceland Deep Drilling Project , bei dem Versuch, die Hitze des vulkanischen Grundgesteins unter der Oberfläche Islands zu nutzen, mehrere 5.000 m Bohrlöcher bohrte, stieß 2009 auf eine Magmatasche auf 2.100 m Höhe. Denn dies war erst das dritte Mal in der Geschichte Da Magma erreicht war, beschloss IDDP, in das Loch zu investieren und es IDDP-1 zu nennen.

In das Loch wurde ein zementiertes Stahlgehäuse mit einer Perforation am Boden in der Nähe des Magmas gebaut. Die hohen Temperaturen und der Druck des Magmadampfes wurden genutzt, um 36 MW Leistung zu erzeugen, was IDDP-1 zum weltweit ersten Magma-verstärkten Geothermiesystem macht.

Verweise