Wiki Vulkane und Erdbeben

Lava ist ein vulkanisches Förderprodukt und besteht aus eruptiertem Magma (Gesteinsschmelze), aus dem die Fluide (Gas, Wasser) zum größten Teil entwichen sind. Lava enthält bereits viele Kristalle und erstarrt bei der Abkühlung zu Vulkangestein.

Magma kann auf unterschiedliche weise eruptiert werden und bildet als abgekühlte Lava die Gesteinsgruppe der Vulkanite. Ein wesentliches Unterscheidungskriterium der verschiedenen Lava-Arten ist ihr Gehalt an Kieselsäure.

Fließende Lava bezeichnet man als Lavastrom. Diese Bezeichnung hat auch noch Gültigkeit, nachdem der Lavastrom abgekühlt ist und erstarrt ist. Je nach dem, wie zähflüssig die Lava ist, können sich unterschiedliche Arten von Lavaströmen bilden.

Magmen eruptieren in den seltensten Fällen, sondern bewegen sich nur innerhalb der Erdkruste, ohne an einem Vulkan gefördert zu werden. Dringt ein Magmenkörper in die Erdkruste ein, spricht man von einer Intrusion. Es kann auch ein magmatischer Gang entstehen.

Zusammensetzung der Lava

Beim größten Teil der eruptierten Laven handelt es sich um silikatische Schmelze. Hauptbestandteil dieser Laven ist das Siliciumdioxid (SiO2, Kieselsäure). Ihr Anteil variiert zwischen 40 und 75 Gewichtsprozent. Zudem können verschiedenen Anteile an Aluminium, Eisen, Kalium, Magnesium und Natrium vorkommen. Selten sind Laven auf Kabonat-Basis. Daher erfolgt die Klassifizierung der Lava-Arten in erster Linie nach ihrem SiO2-Gehalt:

mafische oder basaltische Magmen (SiO2-Gehalt < 52 %) (früher basisch)
intermediäre oder andesitische Schmelzen (SiO2-Gehalt zwischen 52 % und 65 %)
felsische oder rhyolithische Schmelzen (SiO2-Gehalt > 65 %) (früher sauer)

Die Einteilung in „saure“ und „basische“ Laven ist mittlerweile überholt und weniger gebräuchlich geworden. Stattdessen werden die Begriffe „felsisch“, „intermediär“ und „mafisch“ verwendet. Mafische Vulkanite sind dunkel und entstehen aus wenig differenzierten (primären) Schmelzen. Sie sind reich an Magnesium und Eisen. Typischer Vertreter ist der Basalt. Bei felsischen Lavagesteinen handelt es sich um helle Gesteine, deren Magmen hochdifferenziert waren. Die resultierenden Vulkanite sind reich an Feldspat und Quarz. Rhyolith ist ein typisches Beispiel.

Lava-spattering (oder eingedeutscht Lavaspattering) ist ein englischer Begriff und bedeutet soviel wie Lava-spitzen. Gemeint ist damit eine Form der Schlackenwurftätigkeit, die eine geringe Höhe erreicht, aber mehr oder weniger kontinuierlich andauert. Lava-spattering findet häufig aus Hornitos statt, oder aus kleineren Schloten am Rand von Lavaseen. Auch am Stromboli gibt es immer wieder Phasen, während derer Lavaspattering beobachtet wird.

Bekannte Eruptionen mit Lavaspattering

Bei vielen Eruptionen mit Lavastromtätigkeit kommt es zu Lavaspattering. Nicht immer genießt diese besonders ästhetische Eruptionsform die Aufmerksamkeit die sie verdient. Am Ätna auf Sizilien erlebte ich 2 Eruptionen, bei denen das Lavaspattering im Fokus der Aufmerksamkeit stand: im Jahr 1999 und 2006. Bei beiden Gelegenheiten ergossen sich Lavaströme aus Spalten am Fuß des Südostkraters in Richtung Valle del Bove. Auf den Spalten bildeten sich Hornitos, aus deren Basis Lavaströme quollen. Aus den Kaminöffnungen war Lavaspattering zu beobachten. Das Besondere an dieser Tätigkeitsform ist, dass man sie aus nächster Nähe beobachten kann und somit der glühenden Tephra besonders nahe kommt.

Lavaspattering ist auch typisch für Schlote am Rand von Lavaseen. Explodierende Gasblasen lassen die Lava aufspritzen. Nicht selten wird dabei glühende Tephra auf den Rand des Lavasees geschleudert. Bei solchen Gelegenheiten entsteht auch Peeles Haar. Spattering an Lavaseen kenne ich von den Vulkanen Erta Alé, Masaya, Kilauea und Nyiragongo. Dort bildete sich in den letzten Jahren auch ein großer Hornito am Ufer des Lavasees. Und wie es für Hornitos typisch ist, präsentierte er Phasen mit intensivem Spattering.

Oft ist der Übergang zwischen Lavaspattering und strombolianischer Tätigkeit fließend. Die meisten Vulkane, die für ihre strombolianische Tätigkeit bekannt sind, erzeugen auch Phasen mit Lavaspattering. Im Jahr 2020 konnte ich solche eine Tätigkeit am Pacaya in Guatemala fotografieren. Auf lange belichteten Fotos entstanden die gleichen Lavaspuren, wie sie für strombolianische Tätigkeit typisch ist.

Als Lavasee wird eine größere Ansammlung geschmolzener Lava in einem Vulkankrater bezeichnet. Die Lava bleibt über lange Zeiträume im Krater geschmolzen. Die Lava des Sees zirkuliert und erhält entweder direkten Nachschub an frischer Lava aus dem Magmenreservoir unter dem Vulkan, oder ein sehr hoher Wärmefluss sorgt dafür, dass die Lava geschmolzen bleibt. Für gewöhnlich steht die Lava zunächst im Förderschlot. Dieser erweitert sich im Laufe der Zeit zu einem Pitkrater mit (mehr oder weniger) senkrecht abfallenden Wänden. Kleinere Lavaseen werden auch Lavapond (pond= Teich) genannt.

Sammelt sich Lava in einer Senke ohne eigenen Förderschlot, dann spricht man von sekundären Lavaseen. Sie entstehen, wenn ein Lavastrom eine Depression auffüllt. Ist die Depression aufgefüllt, läuft der Lavasee über. Sekundäre Lavaseen sind meistens relativ kurzlebig, können aber große Areale einnehmen.

Lavaseen sind typisch für Schildvulkane die niedrigviskose basaltische Lava fördern. Sie können sie über Jahrzehnte aktiv bleiben und Durchmesser von mehreren Hundert Metern haben. Die meisten Lavaseen sind mehrere Jahre lang aktiv und haben Durchmesser kleiner als 100 m. Auf großen Lavaseen bildet sich oft eine Kruste aus erstarrter Lava. Während die Schmelze meistens heißer als 1000 Grad Celsius ist, liegen die Temperaturen der erstarrten Kruste deutlich unterhalb von 800 Grad. Die Schollen wandern wie Miniatur-Kontinente auf der Schmelze, tauchen am Rand des Lavasees ab und werden aufgeschmolzen. Die Prozesse der Plattentektonik kann man hier wie an einem Modell studieren.

Kleinere Lavaseen sind für gewöhnlich aktiver als größere Exemplare. Bei Lavaseen mit Durchmessern zwischen 20 – 40 Metern ist deutlich mehr Dynamik zu beobachten. Gasblasen platzen und bringen den Lavasee regelrecht zum Kochen. Solche Lavaseen kommen auch in den Kratern von Stratovulkanen vor. Sie sind kurzlebiger als solche in den Schildvulkanen. Ist nur ein Förderschlot mit brodelnder Lava gefüllt, spricht man auch von einer Lavalinse.

Gefahren eines Lavasees

Obwohl die Lavaseetätigkeit einen VEI 0 hat und normalerweise nicht explosiv abläuft, können große Blasen platzen und glühende Lavafetzen bis auf den Kraterrand schleudern. Diese stellen eine Gefahr für Vulkanbeobachter dar. Steht der Wind ungünstig, können Gaswolken eine ernste Gefahr sein. Hohe Gaskonzentrationen sind per se gesundheitsschädlich und sind in der Nähe von Lavaseen praktisch immer vorhanden. Der Kraterrand ist meistens brüchig und es drohen Kollapse. Gelegentlich kommt es zu explosiven Ereignissen. Oft werden diese durch einen Kollaps ausgelöst, oder durch den Kontakt von Magma mit Wasser.

Die größte Gefahr, die von einem Lavasee ausgeht, ist sein Auslaufen durch eine Fraktur im Vulkan. So geschehen im Jahr 2002, als in der Demokratischen Republik Kongo der Lavasee des Nyiragongos auslief. Ein gigantischer Lavastrom floss bis in den Kivu-See und brannte eine große Schneise durch die Stadt Goma. Heimtückisch und katastrophal kann das unterirdische Abfließen der Lava sein, wie es 2018 am Kilauea auf Hawaii geschah: Die Lava floss in Form eines Dykes ab und trat mitten in der Siedlung Leilani zu Tage. Die Zerstörungen waren gewaltig.

Bekannte Lavaseen

Die weltweite Anzahl der Lavaseen schwankt zuweilen stark: Im Jahr 2018 gab es 9 Lavaseen. Im Jahr 2019 waren es nur noch 4. Der größte befindet sich im Krater des Nyiragongos (Kongo). Im Nachbarvulkan Nyramuragira brodelt ein relativ kleiner Lavasee, der nur spoardisch aktiv ist. Klein sind auch die Lava-Akkumulationen in den Kratern der Vulkane Masaya (Nicaragua) und Erebeus (Antarktis). Die bis dato bekanntesten Lavaseen in den Kratern Halema’uma’u und Puu’O’o am Kilauea auf Hawaii liefen im Zuge der Leilani-Eruption ab. In den Reigen der verschwundenen Lavaseen fügen sich die 4 Seen auf Ambrym ein, die sich Ende 2018 verabschiedeten. Ebenfalls bekannt war der Lavasee des Vulkans Erta Alé in der äthiopischen Wüste Danakil. Er ist seit 2017 Geschichte.

Ein Lavastrom wird von einem Vulkan effusiv eruptiert. Dazu muss die Lava fließfähig sein. Die Fließfähigkeit wird von der Viskosität der Lava bestimmt. In Abhängig von der Viskosität der Lava bilden sich unterschiedliche Arten von Lavaströmen. Ein Lavastrom fließt entweder ruhig aus dem Schlot oder wird von Lavafontänen gespeist. In der Regel erfolgen solche Eruptionen nicht explosiv.

Die treibende Kraft hinter Lavaströmen ist die Gravitation und es gilt die Faustregel: Je steiler der Vulkanhang und je dünnflüssiger die Lava, desto schneller und weiter fließt der Lavastrom. In geringerem Maße wirken auch Zug- und Scherkräfte auf einen Lavastrom. Das nachströmende Material drückt das plastische Material aus dem Schlot, während die Front des Stroms an das nachfolgende Material zieht. Dünnflüssige Lavaströme können an einem steilen Hang bis zu 50 km/h schnell werden. Zähe Lavaströme stauen sich hingegen teilweise mehrere Meter hoch auf und bewegen sich oft nur wenige Meter in der Stunde vorwärts.

Lavastrom und Lavadom

Die Länge eines Lavastroms ist sehr variabel. Die kürzesten Lavaströme aus sehr hochviskoser Schmelze können den Förderschlot kaum verlassen und verstopfen diesen. In so einem Fall entsteht ein Dom (Lavadom).

Kissenlava bildet sich unter Wasser

Lavaströme aus niedrigviskoser Lava können 15-18 Kilometer weit fließen. Sehr selten legen sie weitere Strecken zurück. Typisch sind dünnflüssige Ströme aus basaltischer Schmelze, wie sie von Inselvulkanen über Hotspots gefördert werden. Diese erreichen gelegentlich die Küste und werden dann vom Meer ausgebremst. Allerdings kann ein Lavastrom auch unter Wasser weiterfließen. Dort bildet sich die sogenannte Kissenlava. Wenn die Lava mit Wasser in Kontakt kommt, dann bildet sich schnell eine Kruste. Unter der Kruste fließt die Lava weiter und durchbricht an der Front die Kruste und fließt ein Stückchen weiter, bevor die Oberfläche wieder erstarrt. So entsteht ein Lavagebilde, das aussieht wie aus aneinandergereihten Kissen.

Pahoehoe- und Aa-Lavaströme

Die bekanntesten Lavastrom-Arten wurden nicht etwa von Vulkanologen benannt, sondern von den polynesischen Einwanderern auf Hawaii und Neuseeland. Auf beiden Inseln gibt es mehrere aktive Vulkane und zahlreiche Lavaströme und Felder. Ausschlaggebend war für die barfuß laufenden Menschen, wie man auf einen erkalteten Lavastrom gehen kann. Ein Lavastrom mit relativ glatter Oberfläche wurde als Pahoehoe-Lava bezeichnet. Das bedeutet so viel wie „Lava, auf der man gut gehen kann“. Das Gegenteil davon ist ein Aa-Lava. Diese Bezeichnung soll von den Schmerzenslauten herrühren, die man beim barfüßigen Begehen unweigerlich ausstößt. Während sich Pahoehoe-Ströme aus dünnflüssiger Lava bilden, entstehen A’a Ströme aus zähflüssigerer Lava.

Zerstörungskraft von Lavaströmen

Das zerstörerische Potenzial von Lavaströmen ist nicht zu unterschätzen. Es werden zwar relativ wenige Menschen Opfer von Lavaströmen, doch sie können ganze Siedlungen vernichten. Jüngstes Beispiel ist die Siedlung Leilani-Estates auf Hawaii. Im Sommer 2018 wurden mehr als 1000 Häuser zerstört. Am Pico do Fogo (siehe Bild) auf den Kapverden wurden ganze Häuser von Lavaströmen von ihren Fundamenten gerissen und wie auf einem Fließband beiseite geschoben.

Liquefaktion bedeutet Verflüssigung und steht in unserem Kontext als Fachausdruck für Bodenverflüssigung (engl. soil liquefaction ). Die Liquefaktion kann als Folge schwerer Erdbeben auftreten. Starke Erschütterungen können in wassergesättigter Böden bewirken, dass Wasser an der Oberfläche austritt. Im Extremfall können geysirartige Wasser- und Schlammfontänen entstehen. Der Boden selbst kann sich in Schlamm verwandeln und seine Tragfähigkeit verlieren.

Besonders betroffen sind sandige, poröse Bodenstrukturen mit einem hoch stehende Grundwasserspiegel. Das ist häufig in Küstenregionen der Fall, die oft von Erdbeben heimgesucht werden. Extrem gefährdet sind künstlich aufgeschüttete Gebiete, die dem Meer abgerungen wurden, wie man es z.B. in Dubai im großen Stil gemacht hat. Tatsächlich ist die Metropole einem großen Erdbebenrisiko ausgesetzt. Regionen entlang von Flussläufen und deren Mündungen stellen ebenfalls exponierte Gebiete dar, in denen es infolge von Erdbeben zur Bodenliquifikation kommen kann.

Durch die Druckwellen eines Erdbebens steigt der Porendruck im Boden und die Haftreibung zwischen den locker gelagerten Körnern des Sediments verringert sich. Damit einhergehend wird die Scherfestigkeit des Gefüges so stark reduziert, dass sich der Boden wie eine Flüssigkeit verhält. Der Verlust der Scherfestigkeit bedingt ebenfalls eine Reduzierung der Tragfähigkeit des Bodens, was im Falle einer Bebauung dramatische Folgen haben kann: Nach einem starken Erdbeben, das 1964 die japanische Stadt Niigata heimsuchte, kippten ganze Wohnblocks um, da sich der Untergrund verflüssigt hatte.

Beispiele für Bodenverflüssigung nach Erdbeben

Viele der bekannten Erdbeben, mit teils katastrophalen Folgen, verursachten Liquefaktionen. Eine besonders große Bodenfläche verflüssigte sich durch zwei Erdbeben, die sich 2012 in Italien ereigneten. Auf der Po-Ebene kam es auf einer Fläche von 1200 Quadratkilometern zur Liquefaktion. Das war im Mai 2012. Die Beben hatten die Magnituden 6,1 und 6,0. Als prominentes Beispiel wird auch die Erdbebenserie von 2010-2011 herangezogen, die das neuseeländische Christchurch heimsucht. Das stärkste Beben hatte hier eine Magnitude von 7,1. Christchurch wurde auf sandigem Boden eiszeitlicher Ablagerungen errichtet, die von den Flüssen der Region aus dem gebirgigen Hinterland angeschwemmt wurden. Generell sind insbesondere Regionen mit jungen Sedimentablagerungen aus dem Quartär gefährdet.

Die Lokalmagnitude M_L dient dazu die Schwingungsenergie eines Erdbebens zu quantifizieren. Umgangssprachlich wird die Magnitude eines Erdbebens oft als seine Stärke bezeichnet, was physikalisch betrachtet nicht ganz korrekt ist.

Lokalmagnitude findet in der Richterskala Anwendung

Die Lokalmagnitude wurde von den Seismologen Charles Francis Richter und Beno Gutenberg entwickelt und die zugehörige Skala ist allgemein als Richter-Skala bekannt. Theoretisch ist sie nach oben offen, praktisch gesehen können mit ihrer Hilfe nur Erdbeben bis zu einer Lokalmagnitude von 6,5 genau bestimmt werden. Bei stärkeren Erschütterungen nimmt die Linearität ab und die Magnitude ändert sich nur noch wenig. Eine weitere Einschränkung der Richterskala leitet sich aus dem Begriff Lokalmagnitude ab: sie kann nur für Beben mit einer Epizentralentfernungen von weniger als 1000 km angewendet werden. Für die Zwecke ihrer Erfinder war das auch ausreichend. Die beiden Forscher arbeiteten 1935 am California Institute of Technology (CalTech), als sie die ursprüngliche Idee einer Magnitudenskala von K. Wadati aufgriffen und auf kalifornische Erdbeben anwandten.

Bei Berechnung der Lokalmagnitude werden nur die zuerst ankommenden Erdbebenwellen berücksichtig. Zur Anwendung kommt eine logarithmische Skala, bei der die Erhöhung um einen Faktor eine Verzehnfachung der Schwingungsenergie entspricht.

Bei den Magnituden-Angaben vulkanisch bedingter Erdbeben handelt es sich meistens um die Lokalmagnitude, oder aber um die Raumwellenmagnitude M_b.

Andere Magnitudenskalen

Eine Magnitudenskala, die auch bei weiter entfernten Epizentren gut funktioniert, ist die Raumwellen-Magnitude M_b. Bei ihr werden vor allem Erdbebenwellen aufgezeichnet, die durch den Erdkörper laufen. Daher ist die Bestimmung der Raumwellen-Magnituden auch bei Erdbeben anwendbar, deren Entfernung zum Seismografen mehr als 2000 km beträgt. Sie hat aber die gleiche Einschränkung wie die Lokalmagnitude: bei Erdbeben größer Mb 6,0 ist auch die Raumwellenmagnitude gesättigt und damit nicht mehr anwendbar.

Die Einschränkung der Sättigung umgeht man bei der Momentenmagnitude M_w. Das Moment ist dabei eine physikalische Größe, die direkt mit den Eigenschaften der Störungszone, an der das Erdbeben stattfand, verknüpft ist und steht in Beziehung zur Gesamtenergie, die bei dem Erdbeben freigesetzt wurde. Das Moment kann aus dem vergleich mehrere Seismogrammen geschätzt werden. Die Momentmagnitude muss recht aufwendig ermittelt werden und steht normalerweis erst einige Zeit nach dem Erdbeben zur Verfügung. Bei der Angabe stärkerer Erdbeben ist sie heute die Referenz.

Bei einem Maar handelt es sich um eine spezielle Vulkanform. Ein Maar besteht aus einer Senke, die von einem Ringwall umgeben ist und gleicht auf den ersten Blick einem großen Krater. Doch zwischen Krater und Maar gibt es einige Unterschiede: Ein wichtiges Kriterium ist der Ringwall. Er besteht aus vulkanischen Lockerprodukten die während der Eruption dort abgelagert wurden. Bei den Lockerprodukten handelt es sich in den meisten Fällen um Tuff mit einem hohen Anteil nicht-vulkanischer Gesteine. Diese Fremdgesteine bildeten vor der Eruption den Boden und wurden durch die Gewalt der explosiven Eruption aus dem Boden gesprengt. Während ein Vulkankrater für gewöhnlich in vulkanischem Gestein eingebettet ist, bildet sich ein Maar meistens auf nicht vulkanisch geschaffenen Boden.

Maar-Vulkane sind monogenetisch und entstehen in einer einzigen Eruptionsperiode. Die Eruptionen sind phreatomagmatischer Natur und entstehen, wenn Magma im Grundwasser in Verbindung kommt. Durch das verdampfende Wasser entstehen besonders starke explosive Eruptionen.

Die Größe von Maaren variiert starkt. Ihr Durchmesser schwankt zwischen 50 und 2000 m. Einige Maare sind noch größer. Die Tiefe der Maare weißt ebenfalls ein großes Spektrum auf: während manche Maare nur wenige Meter tiefe Senken sin, erreichen einige Maare Tiefen von bis 100 m.

Die meisten Maare füllen sich mit Wasser, so dass Maarseen entstehen. Es gibt aber auch Trockenmaare. Zu dieser Kategorie zählen ebenfalls ehemals mit Wasser gefüllte Maare, die nach und nach verlandeten und mit Sedimenten aufgefüllt wurden. Es gibt aber auch Trockenmaare, bei denen der Untergrund so wasserdurchlässig ist, dass sich kein Wasser ansammeln kann.

Die meisten Maare finden sich in der deutschen Vulkaneifel. Dort konzentrieren sie sich insbesonderes um den Ort Daun. In Europa finden sich weitere Maare in der französischen Chaîne des Puys und im spanischen Vulkangebiet von Campo de Calatrava. Außerhalb Europas gibt es Maare in den USA (Alaska, Washington), Mexiko, El Salvador, Chile, Indonesien, Philippinen und Japan. Sogar in Äthiopien, Sudan und Kamerun sind Maare entdeckt worden.

In der deutschen Vulkaneifel findet sich die weltgrößte Ansammlung von Maaren: 75 dieser vulkanischen Hohlformen sind in der Eifel bekannt. Bei den meisten Maaren handelt es sich um Trockenmaare, von denen viele bereits erodiert sind und schwer zu identifizieren sind. Am bekanntesten sind die herrlichen Maarseen. Sie werden auch als die Blauen Augen der Eifel bezeichnet.

Die Maare der Eifel konzentrieren sich in 3 Gebieten. In der Hocheifel, sowie östlich und westlich davon.

Als Hocheifel bezeichnet man die Region zwischen den Ort Ulmen und Adenau. Der Vulkanismus der Hocheifel begann bereits im Tertiär. Damit fanden hier die ersten Eruptionen der Eifel statt. Die Vulkane der Hocheifel sind allerdings auch bereits seit 15 Millionen Jahren erloschen.

Die Maare der Osteifel liegen im Bereich von Mendig. Bekanntestes Maar der Osteifel ist der Laacher See. Doch ausgerechnet das größte Maar der Eifel entpuppte sich als eine Mischung zwischen Maar und Caldera. Die Eruption fand vor 12900 Jahren statt und war ungewöhnlich heftig. Es wurde eine Eruptionswolke generiert, die bis Tephra bis in die Stratosphäre fördere. Es entstanden sogar pyroklastische Ströme. Sie sorgten dafür, dass im Rhein bei Andernach ein natürlicher Schüttdamm entstand, der den Fluss aufstaute. In der Osteifel gibt es weitere Vulkane in Form von Schlackenkegeln, die heute die zahlreichen Hügel der Gegend bilden.

Das Zentrum der Westeifel bildet die Stadt Daun. Dort finden sich die schönsten Maare auf engem Raum: Schalkenmehrener Maar, Weinfelder Maar und Gemündener Maar. Das Ulmener Maar ist der jüngste Vulkan Deutschlands und eruptierte vor gut 11.000 Jahren.

Der Vulkanismus der Eifel findet seinen Ursprung in einem Mantelplume. Allerdings hat auch das Rifting des Rheingrabens sehr wahrscheinlich seine Hand im Spiel. An einigen Stellen treten heute noch vulkanische Gase aus. Es ist durchaus möglich, dass es zukünftig zu weiteren Eruptionen im Gebiet der Vulkaneifel kommen wird.

Als Magma bezeichnet man eine Gesteinsschmelze im Erdinneren, welche aus geschmolzenen Mineralien besteht und flüchtige Substanzen enthält. Bei diesen handelt es sich um Fluide, die flüssig, oder gasförmig sein können. Wird die Gesteinsschmelze aus einem Vulkan eruptiert, entweichen diese Fluide zum großen Teil. Das Magma wird zur Lava. Die Lava kühlt ab und erstarrt zu festem Gestein. Diese Gesteine nennt man Vulkanite.

Magma entsteht im Wesentlichen aus silikatischen Gesteinen, deren wichtigste Komponente Siliziumdioxid (SiO₂) ist. Aus einem ursprünglichen Stammmagma entstehen durch magmatische Differentiation und fraktionierte Kristallisation unterschiedlicher Gesteinschmelzen. Dieser Reifungsprozess eines Magmas findet für gewöhnlich in einer Magmakammer statt, die sich bereits in der Erdkruste befindet. Bis in einer Tiefe von ungefähr 5 km ist der Dichteunterschied zwischen Schmelze und umgebenen festen Gestein der Hauptmotor zum Aufstieg der Schmelze.

Entstehung des Magmas durch partielles Schmelzen

Wie Magma entsteht ist noch nicht komplett erforscht. Doch im Laufe der letzten Jahrzehnte kristallisierte sich 1 Modell zur Magmenentstehung heraus. Dachte man früher, der Erdmantel bestünde aus geschmolzenen Gestein, geht man heute davon aus, dass das Gestein überwiegend fest ist. Es verhält sich zwar plastisch, doch aufgrund des hohen Druckes schmilzt es nicht und es wird nicht flüssig. Schmelze, also Magma, entsteht durch partielles Schmelzen im Bereich des oberen Erdmantels, oder der unteren Erdkruste. Wahrscheinlich ist die Asthenosphäre jener Bereich im Erdinneren, in dem es die meiste Schmelze gibt. Ein wichtiger Faktor für partielles Schmelzen ist Wasser. Kommt Wasser in Kontakt mit dem Material der Asthenosphäre kann es teilweise aufschmelzen. Wasser reduziert die Schmelztemperatur von Kristallen, so dass sich diese verflüssigen, obwohl sich weder die Temperatur, noch der Druck änderten. Das Wasser kann aus den Gesteinen im Erdinneren selbst stammen, wird aber überwiegend entlang von Subduktionszonen mit den Tiefseesedimenten ins Erdinnere transportiert. Die Schmelztemperatur ist für jedes Mineral eines Gesteins unterschiedlich, darum spricht man bei Gesteinen nicht von einem Schmelzpunkt, sondern von einem Schmelzbereich. Der Punkt, bei dem alle Komponenten eines Gesteins fest sind, nennt man Solidus. Die Temperatur bei der das Gestein komplett geschmolzen ist, heißt Liquidus-Temperatur. In den seltensten Fällen sind alle Komponenten eines Magmas komplett geschmolzen. Es bleiben einige Mineralien als feste Kristalle in der Schmelze erhalten. Daher nennt man diese Art der Magmenbildung partielles Schmelzen.

Die chemische Zusammensetzung eines Magmas hängt von seinem Schmelzgrad ab. Dieser wird durch den Anteil des geschmolzenen Materials bestimmt. Wird die Schmelze an einem Vulkan eruptiert, spiegelt sich ihr Schmelzgrad in der Lava wider. Indirekt lässt die Untersuchung vulkanischer Gesteine Rückschlüsse über Druck- und Temperaturbedingungen zu, unter denen sich die partielle Schmelze bildete. Die Tiefe ihres Entstehungsortes und der Chemismus der partiellen Schmelze lassen sich so ermitteln.

Magma und Mantelplumes

Magma entsteht aber nicht nur durch partielles Schmelzen. Es kann auch durch Mantelplumes aufsteigen, die ihren Ursprung an der Grenze zwischen Erdmantel und Erdkern finden. In der sogenannten Grenzschicht D, zwischen Mantel und Kern, liegt das Gestein offenbar in geschmolzenen Zustand vor. Von dieser Grenzschicht aus startet das Magma seinen weg zur Erdkruste durch schlauchartige Gebilde, den sogenannten Plumes. sie speisen die Hotspot-Vulkane, die sich inmitten der Erdplatten befinden.

Unter einer Magmakammer versteht man einen Hohlraum in der Erdkruste in dem sich Magma ansammelt. Dies geschieht gewöhnlich unter einem Vulkan. Neue Forschungsergebnisse kommen immer häufiger zu dem Schluss, dass der Begriff Magmakammer neu definiert werden muss. Zeitgemäßer sind die Begriffe Magmenkörper, oder Magmenreservoir. Grund hierfür ist, dass es sich bei einer Magmakammer scheinbar nur in seltenen Fällen um einen Hohlraum handelt, der sich immer wieder mit Magma füllt. Vielmehr scheinen sich Körper zu bilden, ohne dass vorher ein Hohlraum vorhanden gewesen sein muss.

Die Strukturen von Magmenreservoirs können sehr unterschiedlich sein. Oft scheint sich die Schmelze in taschenförmige Poren zu sammeln. So entwickelten einige Vulkanologen die Vorstellungen, dass die Magmakammer unter dem Ätna wie ein Schwamm aufgebaut ist.

Unter einem Vulkan können mehrere Magmakammern liegen. Diese füllen sich von unten nach oben auf. Die treibende Kraft hinter dem Aufstieg des Magmas aus dem Erdmantel ist der hydrostatische Druckausgleich: die heiße Gesteinsschmelze ist weniger Dicht als das umgebende feste Gestein. Ähnlich einer Luftblase im Wasser steigt das Magma auf. Dies funktioniert ungefähr bis in einer Tiefe von 5 km, in der sich die meisten großen Magmenansammlungen befinden. Von dort an bedarf es eines aktiven Mechanismus hinter dem weiteren Aufstieg des Magmas. Ein entscheidender Aspekt ist der Gasdruck im Magmenreservoir. Durch die Änderung von Druck und Temperatur im Magmenreservoir beginnt die Kristallisation des Magmas. Es entstehen erste Kristalle und es wird Gas freigesetzt. Dadurch steigt der Gasdruck in der Kammer. Zudem verändern sich Dichte und Zusammensetzung der Schmelze. Überschreitet der Gasdruck den hydrostatischen Druck in der Magmakammer, bilden sich Blasen die das Magma nach oben treiben. Erreicht das Magma die Erdoberfläche kommt es zur Eruption.