The room problemEdit
Die eigentliche Quelle von Magma ist das teilweise Aufschmelzen von Gestein im oberen Mantel und in der unteren Kruste. Dabei entsteht Magma, das eine geringere Dichte hat als das Ausgangsgestein. Zum Beispiel hat ein granitisches Magma, das viel Siliziumdioxid enthält, eine Dichte von 2,4 Mg/m3, viel weniger als die 2,8 Mg/m3 von hochwertigem metamorphem Gestein. Dies verleiht dem Magma einen enormen Auftrieb, so dass ein Aufsteigen des Magmas unvermeidlich ist, sobald sich genügend Magma angesammelt hat. Die Frage, wie genau große Magmamengen das Nebengestein beiseite schieben können, um sich Platz zu verschaffen (das Raumproblem), ist jedoch noch Gegenstand der Forschung.
Die Zusammensetzung von Magma und Nebengestein sowie die auf das Nebengestein einwirkenden Spannungen haben einen starken Einfluss auf die Art der Intrusionen, die stattfinden. Wo die Kruste einer Dehnung unterliegt, kann Magma zum Beispiel leicht in Spannungsbrüche in der oberen Kruste aufsteigen und Dikes bilden. Wo die Kruste unter Kompression steht, neigt Magma in geringer Tiefe stattdessen zur Bildung von Laccolithen, wobei das Magma in die am wenigsten kompetenten Schichten, wie z. B. Schieferschichten, eindringt. Ringdeiche und Kegelbleche bilden sich nur in geringer Tiefe, wo ein Pfropfen aus darüber liegendem Landgestein angehoben oder abgesenkt werden kann. Die immensen Magmavolumina, die in Batholithen involviert sind, können nur dann nach oben drängen, wenn das Magma stark kieselsäurehaltig und schwimmfähig ist. Wahrscheinlich geschieht dies als Diapir in der duktilen tiefen Kruste und durch eine Vielzahl anderer Mechanismen in der spröden oberen Kruste.
Mehrfache und zusammengesetzte IntrusionenBearbeiten
Isolierte Intrusionen können aus einem einzigen magmatischen Ereignis oder aus mehreren inkrementellen Ereignissen entstehen. Neuere Erkenntnisse deuten darauf hin, dass inkrementelle Bildung bei großen Intrusionen häufiger vorkommt. Zum Beispiel war die Palisades Sill niemals ein einzelner Magmakörper mit einer Dicke von 300 Metern, sondern wurde durch mehrere Injektionen von Magma gebildet. Ein Intrusionskörper wird als multipel bezeichnet, wenn er sich aus wiederholten Injektionen von Magma ähnlicher Zusammensetzung bildet, und als zusammengesetzt, wenn er aus wiederholten Injektionen von Magma unterschiedlicher Zusammensetzung gebildet wird. Ein zusammengesetzter Deich kann so unterschiedliche Gesteine wie Granophyre und Diabase enthalten.
Während es oft wenig visuelle Beweise für multiple Injektionen im Feld gibt, gibt es geochemische Beweise. Die Zirkonzonierung liefert wichtige Hinweise, um zu bestimmen, ob ein einzelnes magmatisches Ereignis oder eine Reihe von Injektionen die Methoden der Einlagerung waren.
Große felsische Intrusionen bilden sich wahrscheinlich durch das Schmelzen der unteren Kruste, die durch eine Intrusion von mafischem Magma aus dem oberen Mantel erhitzt wurde. Die unterschiedlichen Dichten von felsischem und mafischem Magma begrenzen die Vermischung, so dass das silikische Magma auf dem mafischen Magma schwimmt. Diese begrenzte Vermischung führt zu den kleinen Einschlüssen von mafischem Gestein, die man häufig in Graniten und Granodioriten findet.
Abkühlung
Eine Intrusion von Magma verliert Wärme an das umgebende Landgestein durch Wärmeleitung. In der Nähe des Kontakts von heißem Material mit kaltem Material, wenn das heiße Material anfänglich eine gleichmäßige Temperatur hat, ist das Temperaturprofil über den Kontakt durch die Beziehung
T / T 0 = 1 2 + 1 2 erf ( x 2 k t ) {\displaystyle T/T_{0}={\frac {1}{2}}+{\frac {1}{2}}\operatorname {erf} ({\frac {x}{2{\sqrt {kt}}}})}
wobei T 0 {\displaystyle T_{0}}
ist die Anfangstemperatur des heißen Materials, k ist die Temperaturleitfähigkeit (typischerweise nahe 10-6 m2 s-1 für die meisten geologischen Materialien), x ist der Abstand vom Kontakt und t ist die Zeit seit der Intrusion. Diese Formel deutet darauf hin, dass das Magma in der Nähe des Kontakts schnell abgekühlt wird, während das Landgestein in der Nähe des Kontakts schnell erwärmt wird, während das Material weiter vom Kontakt entfernt viel langsamer abkühlt oder erwärmt wird. Daher findet man oft einen abgekühlten Rand auf der Intrusionsseite des Kontakts, während eine Kontakt-Aureole auf der Seite des Nebengesteins zu finden ist. Der abgekühlte Rand ist viel feinkörniger als der größte Teil der Intrusion und kann eine andere Zusammensetzung aufweisen, was die ursprüngliche Zusammensetzung der Intrusion widerspiegelt, bevor fraktionierte Kristallisation, Assimilation von Nebengestein oder weitere magmatische Injektionen die Zusammensetzung des Rests der Intrusion veränderten. Isothermen (Flächen mit konstanter Temperatur) breiten sich vom Rand weg nach einem Quadratwurzelgesetz aus, so dass, wenn der äußerste Meter des Magmas zehn Jahre braucht, um auf eine bestimmte Temperatur abzukühlen, der nächste Meter nach innen 40 Jahre braucht, der nächste 90 Jahre und so weiter.
Dies ist eine Idealisierung, und solche Prozesse wie Magmakonvektion (bei der abgekühltes Magma neben dem Kontakt auf den Boden der Magmakammer sinkt und heißeres Magma seinen Platz einnimmt) können den Abkühlungsprozess verändern und die Dicke der abgekühlten Ränder verringern, während die Abkühlung der Intrusion als Ganzes beschleunigt wird. Es ist jedoch klar, dass dünne Dikes viel schneller abkühlen als größere Intrusionen, was erklärt, warum kleine Intrusionen nahe der Oberfläche (wo das Landgestein zunächst kalt ist) oft fast so feinkörnig sind wie vulkanisches Gestein.
Strukturelle Merkmale des Kontakts zwischen Intrusion und Landgestein geben Hinweise auf die Bedingungen, unter denen die Intrusion stattfand. Katazonale Intrusionen haben eine dicke Aureole, die ohne scharfen Rand in den Intrusivkörper übergeht, was auf eine beträchtliche chemische Reaktion zwischen Intrusion und Nebengestein hinweist, und haben oft breite Migmatitzonen. Die Schichtungen in der Intrusion und im umgebenden Nebengestein verlaufen in etwa parallel, was auf eine extreme Verformung des Nebengesteins hinweist. Solche Intrusionen werden als in großer Tiefe liegend interpretiert. Mesozonale Intrusionen haben einen viel geringeren Grad an Metamorphose in ihren Kontakt-Aureolen, und der Kontakt zwischen dem Landgestein und der Intrusion ist deutlich erkennbar. Migmatite sind selten und die Deformation des Nebengesteins ist mäßig. Solche Intrusionen werden als in mittlerer Tiefe auftretend interpretiert. Epizonale Intrusionen sind nicht deckungsgleich mit dem Nebengestein und haben scharfe Kontakte mit gekühlten Rändern, mit nur begrenzter Metamorphose in einer Kontakt-Aureole und enthalten oft xenolithische Fragmente des Nebengesteins, was auf spröde Brüche hinweist. Solche Intrusionen werden als in geringer Tiefe auftretend interpretiert und sind häufig mit vulkanischen Gesteinen und Kollapsstrukturen verbunden.
Kumulatgestein
Bei einer Intrusion kristallisieren nicht alle Minerale auf einmal; vielmehr gibt es eine Abfolge von Kristallisationen, die sich in der Bowen-Reaktionsreihe widerspiegelt. Früh in der Abkühlung gebildete Kristalle sind in der Regel dichter als das restliche Magma und können sich am Boden eines großen Intrusivkörpers absetzen. Dies bildet eine Kumulationsschicht mit charakteristischer Textur und Zusammensetzung. Solche Kumulationsschichten können wertvolle Erzlagerstätten von Chromit enthalten. Der riesige Bushveld Igneous Complex in Südafrika enthält Kumulationsschichten der seltenen Gesteinsart Chromitit, die zu 90 % aus Chromit besteht
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