Feste Erde

3.4 Aufbau der ozeanischen Kruste

Video: Aufbau der ozeanischen Kruste

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Eingangsbild: Pillowbasalte im Oman-Ophiolith, Mittlere Kreide, Wadi al Jizzi, Oman, 2015

Kapitel 3.4

Aufbau der ozeanischen Kruste

Abb. 3.4.1: Schmelzbildung in der oberen Asthenosphäre unter einer Spreizungszone. (Meschede, unveröff., 2021)

Die magmatische Schmelze, aus der sich die ozeanische Kruste bildet, ist ein Extrakt aus der oberen Asthenosphäre (Abb. 3.4.1). Bei den ganz oben in der Asthenosphäre herrschenden Druck und Temperaturbedingungen werden einige Minerale aufgeschmolzen, während andere weiterhin fest bleiben. Dadurch entsteht eine Schmelze, die anders zusammengesetzt ist als das Mantelgestein aus dem sie stammt.

Mantelgesteine gehören zur Gruppe der Peridotite, die vor allem aus den Mineralen Olivin und Pyroxen und zu einem geringen Anteil aus Plagioklas (Mineralgruppe der Feldspäte) bestehen. Plagioklas ist nur in den oberen Bereichen der Asthenosphäre stabil, tiefer unten wird aufgrund des hohen Drucks instabil und durch Spinell ersetzt. Pyroxen kommt mit zwei Varianten vor, Diopsid (Klinopyroxen, monokline Kristallklasse) und Enstatit (Orthopyroxen, orthorhombische Kristallklasse). Diopsid und Enstatit haben unterschiedliche Schmelztemperaturen, wobei der Diopsid in der oberen Asthenosphäre aufgeschmolzen wird, während der Enstatit noch fest bleibt.

Die Peridotite sind im Wesentlichen aus den Mineralen, Diopsid, Enstatit, Olivin und Spinell bzw. Plagioklas zusammengesetzt. Die wichtigsten sind Lherzolith (benannt nach dem Ort Lherz in den Pyrenäen), Harzburgit (nach Bad Harzburg) und Dunit ( nach dem Berg Dun in Neuseeland), die jeweils unterschiedliche Anteil der Minerale enthalten. Die Unterschiede entstehen durch die Schmelzbildung, bei der nur bestimmte Minerale in Schmelze gehen und andere übrig bleiben. Das Mantelgestein in größeren Tiefen entspricht einem Lherzolith. In der Teilschmelze unter der Spreizungszone werden aus dem Lherzolith vor allem Diopsid und Plagioklas herausgeschmolzen, während Enstatit und Olivin weitgehend fest bleiben. Dadurch verarmt der feste Anteil der Asthenosphäre unter der Spreizungszone an Diospid und wird immer reicher an Enstatit. Wenn die Asthenosphäre in der Nähe des Spreizungszentrums zu den Seiten hin fest wird, entsteht daraus der Harzburgit, der für die oberen Lagen des lithosphärischen Mantels typisch ist. Bei sehr hohen Aufschmelzungsgraden kann es zur Bildung von Nestern kommen, die fast ausschließlich aus Olivin bestehen. Das dabei entstehende Gestein wird als Dunit bezeichnet. Es besteht zu über 95% aus Olivin.

Abb. 3.4.2: Schnitt durch eine Spreizungszone, in der neue ozeanische Kruste gebildet wird (Meschede, unveröff., 2021, verändert nach Frisch & Meschede, 2021)

Die aus dem Mantel extrahierte basaltische Schmelze sammelt sich in der Spreizungszone in einer Magmakammer (Abb. 3.4.2). Die Schmelze enthält vor allem Diopsid und Plagioklas und in geringen Anteilen auch Olivin. Damit hat die basaltische Schmelze aber eine ganz andere Zusammensetzung als das Mantelgestein, was im Wesentlichen auf das unterschiedliche Schmelzverhalten der einzelnen Minerale zurückzuführen ist.

Im Wesentlichen ist die ozeanische Kruste aus drei Lagen aufgebaut: ganz oben sind die untermeerisch ausgeflossenen Basalte, die in der Regel als Pillowbasalte vorliegen. Darunter befinden sich die sogenannten Gang-in-Gang-Strukturen, das sind Gänge oder Dikes, die von der Magmakammer ausgehen und in denen Lava an die Meeresbodenoberfläche gelangt. Wenn der Lavazustrom aufhört, erkaltet auch die Lava in den Dikes. Das Gestein darin nennt man Dolerit. Die dritte und mächtigste Lage besteht aus Gabbro. Dieses Gestein ist chemisch und mineralogisch genauso zusammengesetzt wie Dolerit und Basalt. Nur dass der Gabbro komplett auskristallisiert ist, während Basalt überwiegend Glas enthält. Der Dolerit enthält oft auch noch Glas, ist aber schon teilweise auskristallisiert, allerdings mit noch sehr kleinen Kristallen.

Wenn glutflüssiges Gestein mit Meerwasser in Kontakt kommt, wird es abgeschreckt. Dabei bleibt keine Zeit, dass Kristalle wachsen können. Nur die, die schon in der Schmelze mitschwammen, sind als Kristalle im Basalt erkennbar.

Abb. 3.4.3: Pillowbasalte in 2500 m Wassertiefe am Spreizungszentrum des East-Scotia-Rückens (ROV-Tauchgang PS119-ROV445, 27.04.2019, MARUM Bremen)

Abb. 3.4.4: Pillowbasalte im Wadi al Jizzi, Oman, Alter mittlere Kreide (85 Mill. Jahre). Maßstab = 2 m.

Die hier gezeigten Beispiele für Pillowbasalte sind vom Tauchroboter des MARUM Bremen an einem aktiven Spreizungszentrum im Südlichen Atlantik in 2500 m Wassertiefe aufgenommen (Abb. 3.4.3), das andere Beispiel stammt aus dem Wadi al Jizzi im Oman und zeigt kreidezeitliche Pillowbasalte (85 Mill. Jahre alt; Abb. 3.4.4).

Abb. 3.4.5: Bildung von Pillowbasalten am Meeresboden (aus Frisch & Meschede, 2021)

Bei der Bildung von Pillowbasalten wird die Lava aus einem Förderschlot nach oben gepresst und im Wasser entstehen unmittelbar am Austrittsort die rundlichen Gebilde. Wenn weitere Lava von unten nachdrückt, platzen die gerade entstandenen Pillows auf und die Lava fließt erneut heraus, wobei weitere Pillows entstehen (Abb. 3.4.5). Das setzt sich solange fort, bis der Nachschub an flüssiger Lava versiegt.

Abb. 3.4.6: Gang-in-Gang Strukturen (sheeted dike complex), Wadi al Hibi, Oman, Alter mittlere Kreide (85 Mill. Jahre)

Gang-in-Gang-Strukturen (Abb. 3.4.6) werden im Englischen als sheeted-dike-complex bezeichnet. Sheeted-dike deswegen, weil sie so aussehen, als wären es geschichtete Lagen, wie wir sie von Sedimenten kennen. Doch es ist keine Schichtung in diesem Sinne. Es sind Gänge, in denen die flüssige Lava von der Magmakammer nach oben an die Oberfläche steigt, um dort auszufließen. Irgendwann stoppt der Lavafluss und die Lava im Gang erkaltet. An den Rändern geht das Erkalten sehr schnell, dort entsteht ein dünner abgeschreckter Rand, der aus vulkanischem Glas besteht, im Englischen als Chilled margin bezeichnet. Es kommt oft vor, dass ein Gang in einen gerade vorher gebildeten Gang eindringt und diesen in zwei Hälften spaltet, man spricht dann von den Halbgängen, die man daran erkennen kann, dass sie im Gegensatz zu den vollständigen Gängen nur an einer Seite einen abgeschreckten
Rand enthalten.

Abb. 3.4.7: Gabbro, Belledonne, Chamrousse-Massif, Frankreich. Alter Kambrium (496 Mill. Jahre)

Abb. 3.4 8: Lagiger Gabbro, Wadi al Abyad, Oman, Alter mittlere Kreide (85 Mill. Jahre)

Die dritte und mächtigste Lage besteht aus Gabbro. Dieses Gestein ist chemisch und mineralogisch genauso zusammengesetzt wie Dolerit und Basalt. Nur dass der Gabbro komplett auskristallisiert ist, während Basalt überwiegend Glas enthält. Gabbros können gleichkörnig (Abb. 3.4.7) oder lagig (Abb. 3.4.8) ausgebildet sein, was aber nicht zu verwechseln ist mit den Gang-in-Gang-Strukturen.

Abb. 3.4.9: Wechsellage Gabbro/Peridotit, an der Kruste/Mantel-Grenze (fossile Moho), Wadi al Abyad, Oman, Alter mittlere Kreide (85 Mill. Jahre)

An der Grenze zum lithosphärischen Mantel, der Moho (Mohorovicic-Diskontinuität, benannt nach Andrija Mohorovicic) kann es Wechsellagerungen von Mantelgesteinen (Peridotiten) und Gabbros geben (Abb. 3.4.9), die in einer Zone im Hundertmeter-Bereich unregelmäßige Formen aufweisen können. Das bräunliche Gestein in der Abbildung ist der Peridotit, die helleren Lagen bestehen aus Gabbro.