Wiki Vulkane und Erdbeben

Ein magmatischer Gang (Dyke) entsteht, wenn Magma in einem Gesteinskörper eindringt. Das Magma nutzt Schwachstellen im Gestein aus, oder verwendet bereits vorhandene Risse, durch die es fließt. Das Eindringen (intrudieren) des Magmas in das Gestein löst meistens schwache Erdbeben aus. Diese Beben nennt man vulkanotektonische Erdbeben. Erstarrt das Magma, dann bildet sich ein langgestreckter Körper aus einem magmatischen Gestein. Ein magmatischer Gang kann wie eine Rohrleitung fungieren und Magma seitwärts bis zu einem Eruptionszentrum transportieren.

Am Ätna auf Sizilien sind besonders viele Dykes aufgeschlossen. Im Valle del Bove treten sie zutage. Als das Tal durch einen gewaltigen Hangrutsch entstand, legte es die Gänge frei. Bisher jüngstes Ereignis, bei dem ein magmatischer Gang intrudierte fand zu Weihnachten 2018 statt: Ein starkes Schwarmbeben zeigte an, dass sich Magma auf dem Weg gemacht hatte. Wenig außerhalb des Valle del Bove hob sich der Boden deutlich an.  Vulkanologen fürchteten eine Spalteneruption in dieser Gegend. Doch letztendlich kam es zu einer Subterminal-Eruption und an der Basis des Neuen Südostkraterkegels öffneten sich 2 Eruptionsspalten. Es wurden Lavaströme gefördert, die in das Valle del Bove flossen. Ein Teil des Magmas verblieb im Gang.

Ein ähnliches Ereignis gab es bereits im Mai 2018: Am Kilauea auf Hawaii floss die Lava aus den beiden Lavaseen unterirdisch in Richtung Küste ab. Es entstanden Tausende Erdbeben, darunter auch einige mit Magnituden größer als 6. Auf der Küstenebene drang das Magma in den oberflächennahen Boden ein. In der Siedlung Leilani öffneten sich Rissen. Wenig später kam es zu einer der größten Eruptionen auf Hawaii. Ein schönes Beispiel dafür, dass Magma unterirdisch von Oben nach Unten fließen kann und sich dabei seitwärts bewegt. Aus der Luft sah man sehr schön, dass die Eruptionsspalten auf einer Linie lagen. Diese Linie markierte den Verlauf des magmatischen Gangs.

Von einem Mantelbeben spricht man, wenn sich ein Erdbeben im Erdmantel ereignet. Die Grenze zwischen Erdkruste und dem Erdmantel wird im Durchschnitt mit 35 km angegeben. Allerdings variiert sie, je nachdem, ob man sie unter einem Kontinent, oder einem Ozean sucht. Bei letzterem liegt sie in Tiefen zwischen 5-8 km. Unter den Kontinenten kann sie erst in 70 km Tiefe liegen. Genaugenommen beginnt in den genannten Tiefen die Asthenosphäre. Bei ihr handelt es sich um eine knapp 200 km mächtige Grenzschicht zwischen Kruste und Mantel. In der Literatur wird sie von vielen Autoren bereits dem Oberen Erdmantel zugeordnet. In der Asthenosphäre können Temperaturen von bis zu 500 Grad Celsius herrschen und das Gestein beginnt plastisch zu werden.  Bis in einer Tiefe von ca. 100-150 km kann es noch zum Sprödbruch der Gesteine kommen und es können Erdbeben entstehen. Trotzdem kommt es vereinzelt zu Erdbeben in Tiefen von bis zu 600 km. Noch tiefer gelegene Hypozentren kommen sehr selten vor.

Wie genau Mantelbeben entstehen ist nicht hinreichend geklärt. Die gängigste Hypothese geht davon aus, dass sich Mantelbeben an einem Stück subduzierter Erdkruste entwickeln. Diese soll relativ kühl sein und brechen können.

Bei der Subduktion handelt es sich um einem plattentektonischen Prozess, bei dem Ozeanische Erdkruste bis in den Erdmantel abtaucht. Das kann an konvergenten Plattengrenzen passieren, an denen die Ozeankruste mit einer anderen Krustenplatte kollidiert.

Orte, an denen Mantelbeben entstehen

Mantelbeben entstehen häufig hinter Tiefseegräben. Sie markieren den verlauf submariner Subduktionszonen. Besonders oft kam es in den letzten Jahren in der Region zwischen Fidschi und Tonga zu Mantelbeben. Aber auch unter Zentralkamtschatka, in Peru, oder bei den japanischen Ryukyu-Inseln bebte es bereits öfters in Tiefen von mehr als 200 km.

Bei einem Mittelozeanischen Rücken handelt es sich um einen submarinen Gebirgszug, inmitten der Ozeanischen Kruste, an dem Divergenz stattfindet. Es sind die Spreizungszonen (seafloor spreading) der großen Ozeane und die Gegenstücke zu Subduktionszonen. Während dort ozeanische Erdkruste in den Erdmantel abtaucht, quillt entlang der Mittelozeanischen Rücken Lava aus, die die Rissen füllt die durch die Spreizung der Kruste bilden. Es entsteht also permanent neue Ozeanische Kruste. Zugleich sind die Ozeanrücken kontinentale Nahtstellen entlang derer sich die Ozeane öffnen.

Als Motor für diesen Prozess werden 2 Mechanismen angenommen: Zum einen können 2 gegenläufig rotierende Konvektionszellen im Erdmantel die Ozeankruste zerreisen. Zum anderen zieht die subduzierte Kruste an den Suduktionszonen den Ozeanboden auseinander.

Die Beschreibungen lassen erahnen, dass hier ungeheure Kräfte am Werk sind, die zugleich den Vulkanismus beeinflussen. Tatsächlich werden die submarinen Gebirgszüge als die größten Vulkanketten der Welt bezeichnet.

An den Spreizungszonen werden basaltische Laven gefördert, die tatsächlich eine spezielle chemische Signatur aufweisen. Sie werden als MORBs (mid ocean ridge basalt) bezeichnet. Im Prinzip sind es Tholeiite mit einer konstanten Zusammensetzung, die sich zu den Alkalibasalten durch niedrigere K2O und Na2O-Gehalte auszeichnen.

Einer der bekanntesten Mittelozeanischen Rücken ist der im Atlantik. Zugleich ist es das längste Gebirge der Welt. Er ist gut 20.000 km lang. Alle Mittelozeanischen Rücken zusammengenommen bringen es auf 60.000 km. Weitere prominente Ozeanische Rücken verlaufen im Pazifik und im Indischen Ozean. Dort gibt es gleich 3 dieser tektonischen Grenzlinien.

In Bereich von Island tritt ein Teil des Mittelatlantischen Rückens an die Oberfläche. Das hier der Ozeanboden soweit angehoben wurde, das die Insel auftauchte, ist auch einem Mantelplume zu verdanken, der den Ozeanboden von unten anhob. Auf Island lassen sich die tektonischen Prozesse eine Mittelozeanischen Rückens oberirdisch studieren.

Eine weitere Besonderheit Ozeanischer Rücken ist das gehäufte vorkommen von unterseeischen hydrothermalen Quellen. Sie werden als Black Smoker bezeichnet, weil ihre ausgestoßenen heißen Lösungen im Meerwasser oxidieren und sich schwarz färben. Im Umkreis der heißen Mineralquellen siedeln ich gerne thermophile Lebensformen an.

Unter einer Mofette versteht man eine kleine Öffnung im Boden, aus der relativ kalte Gase magmatischen Ursprungs entweichen. Die Gastemperatur liegt hier deutlich unter 100 Grad Celsius.

Die Mofette, die den Tod brachte

Mofetten stoßen überwiegend Kohlendioxid aus. Da das Kohlendioxid schwerer als Luft ist kann es sich in Bodensenken und Höhlen ansammeln. Besonders bei Windstille kann das zur tödlichen Falle werden. Meistens sind es Kleintiere wie Insekten, Vögel, Amphibien und Nager die in den gasgefüllten Senken ersticken, aber es erstickten auch schon große Säugetiere wie etwa Rotwild und Scharfe. Selbst von menschlichen Opfern wurde schon berichtet. Mofetten, in denen man tatsächlich tote Tiere findet, kenne ich aus dem tschechischen Cheb-Becken.

Seltener entweicht aus Mofetten Methan und Schwefelwasserstoff. In Spuren kommen auch Helium und andere Edelgase vor. Sie können das umgebende Gestein an Störungen chemisch verändern. Besonders die Konzentration des Helium3-Isotops kann Rückschlüsse darauf zulassen, ob ein Magmenkörper aktiv ist und aufsteigt.

Während Fumarolen überwiegend in vulkanisch aktiven Gebieten vorkommen, können sich Mofetten in Regionen bilden die nur magmatisch aktiv sind. Hier reicht es, wenn ein Magmenkörper in tiefere Bereiche der Erdkruste eingedrungen ist, damit magmatisch Gase durch Risse in der Kruste bis zur Erdoberfläche aufsteigen. Mofetten finden sich daher auch in der Nähe von Plutonen. Oft treten in solchen Gebieten Mineralquellen aus, deren Wasser eine heilende Wirkung zugesprochen wird.

Bekannt sich die Mofetten vom Laacher-See-Vulkan in der Vulkaneifel. Besonders viele Gasaustritte finden sich am Ostufer des Sees. Dort liegen die Mofetten teilweise unter Wasser und lassen Gasblasen aufsteigen.

Ein weiteres bekanntes Mofetten-Gebiet findet sich im tschechischen Cheb-Becken. Hier untersuchten Wissenschaftler Gasproben und fanden Hinweise auf einen steigenden Magmenkörper. Dieser soll sich in etwa 30 km Tiefe befinden. Die Gasproben wurden nach einer langanhaltenden Phase mit Schwarmbeben untersucht.

Die Magnitude ist ein Maß für die Größe oder Stärke eines Erdbebens. Im Laufe der Zeit wurden verschiedene Magnitudenskalen entwickelt. Die bekannteste ist die Richterskala, da früher vor allem die Medien auf diese verwiesen. Die heute gebräuchlichste Erdbebenskala ist die Moment-Magnituden-Skala (MMS). Für sie wird das Kürzel „Mw“ benutzt. Die Skalen haben gemeinsam, dass sie auf einem dekadischen Logarithmus basieren: bei einer Erhöhung der Magnitude um 2 ganze Stufen wird das Erdbeben 100 Mal stärker. Die freigesetzte Energie erhöht sich dabei um das Tausendfache.

Die Moment-Magnituden-Skala hat den Vorteil, dass sie mit großen Mengen freigesetzter Energie umgehen kann. Die Momentmagnitude steht in einem direkteren Zusammenhang mit der Energie eines Erdbebens als andere Skalen und ist nicht gesättigt, d.h. sie unterschätzt die Magnituden nicht, wie es andere Skalen unter bestimmten Bedingungen tun. Sie endet bei der Magnitude Mw 10,6, da man davon ausgeht, dass sich festes Gestein bei dieser Magnitude komplett zerlegt.

Thomas C. Hanks und Hiroo Kanamori definieren die Moment-Magnituden-Skala im Jahr 1979. Sie basiert auf einer logarithmischen Skala und stimmt bei kleinen Magnituden mit der Richterskala überein. Doch anders als bei der Richterskala, die auch als lokale Magnitudenskala (ML) bekannt ist, liefert sie bei starken Erdbeben genauere Ergebnisse.

Das Symbol für die Momentbetragsskala ist Mw, wobei der tiefgestellte Index „w“ für die geleistete mechanische Arbeit steht. Die Moment-Größenskala Mw ist ein dimensionsloser Wert. Die mathematische Definition erfolgt durch die Gleichung:

M₀ ist das seismische Moment, das 1967 von einem anderen japanischen Wissenschaftler eingeführt wurde. Dies ist das skalare Produkt aus der Größe der Bruchfläche im Untergrund, der mittleren Verschiebung der Gesteinsblöcke und dem Schermodul des Gesteins.

Die konstanten Werte in der Gleichung sind so gewählt, dass sie mit den Größenwerten konsistent sind, die von früheren Skalen erzeugt werden, wie z.B. der lokalen Größe und der Größe der Oberflächenwelle. So hat ein Mikroerdbeben der Magnitude Null ein seismisches Moment von etwa 1,2×109 Nm, während das große Erdbeben in Chile 1960 mit einer geschätzten Momentmagnitude von 9,4-9,6 ein seismisches Moment zwischen 1,4×1023 Nm und 2,8×1023 Nm hatte.

Natrokarbonatit (auch Natriumkarbonatit oder Lengaiit genannt) ist eine seltene Lava-Art, die nur an wenigen Vulkanen vorkommt. Aktuell wird sie ausschließlich am tansanischen Vulkan Ol Doinyo Lengai eruptiert. Am benachbarten Vulkan Kerimasi fand man diese Lava in einer älteren Tephraschicht.

Wie sich aus dem Namen ableiten lässt, handelt es sich um eine Lava auf Karbonbasis, die zudem vergleichsweise viel Natrium enthält. Siliziumdioxid kommt nur in sehr geringen Mengen vor. Die Analyse von Lavaproben hat ergeben, dass bis zu zwei Drittel des Gesteins aus Na₂O (Natriumoxid) und CO₂ (Kohlendioxid) besteht. Erwähnenswert sind auch die Anteile von CaO (Calciumoxid) und K₂O (Kaliumoxid). Untergeordnet kommen auch die Elemente Barium, Strontium, Chlor und Flour vor. Andere Verbindungen und Elemente, die in anderen Lava-Arten relativ häufig vorkommen, spielen nur eine Nebenrolle. Einige Mineralien der Lava sind seltener als Diamanten, besitzen aber trotzdem nicht ihren Wert. Zwei dieser Mineralien sind Gregoryit und Nyerereit, die im porphyrischen Natrokarbonatit als Einsprenglinge vorkommen und zugleich die Matrix bilden. Zudem wurden in der Matrix die Mineralien Fluorit (CaF2), Nahcolit (NaHCO3) und Pyrrhotin entdeckt.

Beim Natrokarbonatit handelt es sich um die kälteste Lava der Welt, denn sie wird bei Temperaturen eruptiert, die grob zwischen 540-590 Grad Celsius liegen. Das ist etwas halb so heiß wie basaltische Lava. Ich selbst war bei einigen Messungen und Beprobungen dabei, die Professor Jörg Keller mit seinen Studenten am Lengai vornahm. Das war im Jahr 2001. Damals wurden Lavatemperaturen um 500 Grad gemessen, was die niedrigsten Temperaturen einer Lavaschmelze waren, die jemals gemessen wurden. Da die Schmelze am Lengai so „kalt“ ist, glüht sie nachts kaum. Tagsüber sieht sie aus wie silbrig-glänzender Schlamm. Erstarrt die Lava zu festem Gestein, verliert sie ihren Glanz. Sie hat die Eigenschaft durch Luftfeuchtigkeit zu oxidieren und zerfällt letztendlich zu einem weißen sodaartigen Pulver. Dieses wird durch Windböen verteilt und dringt in jede Ritze ein.

Wie diese einzigartige Lava entsteht, wird in der Fachwelt kontrovers diskutiert und ist noch nicht hinlänglich erforscht. Das Vorhandensein von Barium und Strontium liefert den Hinweis, dass die natrokarbonantitische Schmelze tief im Erdmantel entstehen könnte und aus einem basaltischen Stammmagma differenziert wird. Ein anderes Modell besagt, dass sich das Natrokarbonatit durch Entmischung aus einem Nephelinitmagma bildet. Eine weitere Hypothese ist, dass das Natrokarbonatit durch Abpressen eines alkalischen, CO₂-reichen Flüssigkeitskondensats von einer verwandten Schmelze oder Fluid entsteht. Hier käme eine Nephelinit-Schmelze infrage, da nämlich der größte Teil des Ol Doinyo Lengais aus Phonolith und Nephelinit besteht. Das sind Lava-Arten, die bei den Vulkanen des Riftvalleys relativ weit verbreitet sind.

Auffällig ist, dass der Vulkan in direkter Nachbarschaft zum Lake Natron liegt, wo Soda bzw. Natron in geysirartigen Quellen austritt. Auch das Wasser in Flüssen und Bächen der Region ist basisch und enthält viel Natron. Werden die Natronquellen und der Vulkan aus der gleichen unterirdischen Quelle gespeist oder lieferte die verwitterte Lava des Vulkans das Natron? Auch an anderen Stellen des Ostafrikanischen Grabens gibt es Sodaseen, allerdings stehen in ihrer Nähe Vulkane, die konventionellere Lava-Arten förderten. Im Umland des Riftvalleys liegen aber auch alte Vulkane, die einst Tatsächlich förderte auch der deutsche Kaiserstuhl einst diese Lava-Art. Der Kaiserstuhl befindet sich im Oberrheingraben, bei dem es sich ebenfalls um ein kontinentales Riftsystem handelt.

Bei einem Nephelinit handelt es sich um ein dunkelgraues vulkanisches Gestein aus der Gruppe der Foidite. Das sind vulkanische Gesteine, die in ihren hellen Bestandteilen zu mindestens 90% aus Mineralen der Foidgruppe bestehen. Diese Minerale bilden sich aus Magma, das an Siliziumdioxid (Kieselsäure) untersättigt ist und weshalb sich kein Feldspat bilden kann, sondern nur seine Vertreter. In der Schmelze ist nicht genug Siliziumdioxid vorhanden, damit es sich mit Aluminium, Natrium, Kalium und Calcium zu Feldspat verbinden kann. Stattdessen kommt es zur Bildung von Mineralien wie Leucit, Nephelin und Haüyn, die praktisch keine Kieselsäure in ihre Kristallgitter einbauen.

Nephelinit ist feinkörnig und setzt sich vor allem aus den Mineralien Nephelin und Klinopyroxen zusammen. Es gibt auch Varianten, die Olivin enthalten. Dann spricht man von einem  Olivinnephelinit. Wie in allen Foiden (Feldspatvertretern) kommt das Mineral Feldspat praktisch nicht vor und ist zudem an Kieselsäure (Quarz) untersättigt. Das Gesteinsgefüge kann variieren und offenporig, aber auch dicht sein.

Enthält ein Vulkanit zwischen 90% und 60% Nephelin in der Grundmasse, dann spricht man von einem phonolithischen Nephelinit. Bei einem geringeren Anteil von Nephelin wird der Vulkanit nicht mehr als Foidit bezeichnet und er fällt aus dieser Gesteinsgruppe heraus und wird nur noch als foidhaltiger Vulkanit bezeichnet.

In Deutschland kommt Nephelinit u. a. in der Vulkaneifel, am Vogelsberg und im Hegau vor. Man findet es auch im französischen Vulkangebiet der Auvergne. Verbreitet ist es an den Vulkanen des Ostafrikanischen Riftvalleys. Der Ol Doinyo Lengai in Tansania besteht zum überwiegenden Teil aus Phonolith und Nephelinit. Nur ca. 5% des Vulkans bestehen aus Natrokarbonatit. Am Nyiragongo in der DRK kommt Nephelinit ebenfalls vor.

In einem Observatorium verrichten Wissenschaftler ihre beobachtende Tätigkeiten von natürlichen Phänomenen. Es gibt eine Vielzahl unterschiedlicher Observatorien-Arten. In unserem Kontext sind Vulkanologische- und Seismologische Observatorien von Bedeutung. Letztere werden überwiegend in Erdbebengefährdeten Regionen errichtet, letztendlich verfügen aber die meisten Staaten über zumindest eine Erdbebenwarte. Vulkanologische Observatorien gibt es hingegen nur in Ländern mit entsprechend aktiven Vulkanismus. In Deutschland gibt es bislang kein Vulkanologisches Observatorium, obwohl die Vulkane der Eifel zumindest theoretisch wieder aktiv werden könnten.

Das älteste Vulkanologische Observatorium der Welt

Das erste richtige Vulkanologische Observatorium der Welt wurde 1841 am Hang des neapolitanischen Vulkans Vesuv errichtet. Dass war zu einer Zeit, als es noch kaum Messinstrumente zur systematischen Beobachtung eines Vulkans gab. Nach und nach entwickelte man hier Messmethoden, um dem Vulkan den Puls zu fühlen. Auch Seismometer gab es noch nicht. Sie wurden erst im Jahr 1875 entwickelt und kamen erst später in Vulkanologischen Observatorien zum Einsatz. Zu Anfangs beschränkte man sich mit visuellen Beobachtungen des Vulkangeschehens und hat das Vulkangebäude genau vermessen. Dabei stellte man fest, dass sich der Abstand zwischen zwei Messpunkten verändern kann. Später wurden dann Inklinometer eingesetzt, um festzustellen, ob Magma in den Untergrund eindringt. Es wurden auch Gas- und Lavaproben gesammelt und analysiert und Temperaturen gemessen.
Heute kommt eine Vielzahl von Messmethoden zum Einsatz. Viele finden im Rahmen der Fernerkundung Satellitengestützt statt. Im Rahmen der Digitalisierung arbeiten die Messstationen am Vulkan weitestgehend autark und übermitteln ihre Daten per Funk zum Observatorium. Am Vesuv wanderte dieses vom Vulkanhang Richtung Neapel. Dort laufen nicht nur die Daten vom Vesuv zusammen, sondern von allen Vulkanen Kampaniens, insbesondere von der Campi Flegrei, der Insel Ischia und vom Stromboli.
Das Vesuv-Observatorium untersteht dem INGV (Nationalen Instituts für Geophysik und Vulkanologie) und wird vom italienischen Ministerium für Bildung und Forschung finanziert. Das INGV leitet die Informationen und Empfehlungen der Wissenschaftler vor Ort an die Behörde für Zivil-und Katastrophenschutz weiter, die für alle Maßnahmen an Vulkanen verantwortlich sind. Ähnliche Strukturen haben sich auch in anderen Staaten etabliert.
In den USA unterstehen die Observatorien dem USGS, der Wiederrum mit dem Zivilschutz zusammenarbeitet. Eines der bekanntesten Observatorien der USA ist das HVO auf Hawaii. Es wurde 1912 gegründet und gehört ebenfalls zu einem der ältesten Vulkanologischen Observatorien der Welt.

Zusammen mit der Vulkanologischen Gesellschaft e.V. unterstütze ich kleiner Observatorien und Forschende weltweit. In Planung ist auch eine eigene seismologische-vulkanologische Beobachtungsstation im kenianischen Vulkangebiet des Ostafrikanischen Riftvalleys.

Obsidian ist ein vulkanisches Ergussgestein, das zu einem vulkanischen Glas erstarrt ist. Die amorphe Struktur entsteht durch schnelle Abkühlung der Schmelze, so dass sich keine Kristalle bilden können.

Obsidian entsteht aus sauren Schmelzen mit einem geringen Anteil volatiler Phasen (Wasser, Gas). Häufig handelt es sich um rhyolithische Lava die zu Obsidian erstarrt. Es kommen aber auch Andesite und Phonolithe vor. Enthält die Schmelze viel Wasser und Gas, dann entsteht für gewöhnlich Bimsstein.

Im Gegensatz zu Bims, wird Obsidian effusiv gefördert. Und im Gegensatz zu Basalsäulen, die durch langsame Abkühlung eines Basaltlavastroms entstehen, bildet sich Obsidian aus sauren Laven die quasi abgeschreckt werden. Oft Geschieht dies durch den Kontakt mit Wasser.

Obsidian ist metastabil. Im Laufe der Zeit können sich Kristalle bilden und das Gestein verliert seine amorphe Struktur. Es wird weicher und wandelt sich zu Pechstein.

Durch seine amorphe Struktur ist Obsidian sehr hart und bricht muschelig. Es entstehen scharfe Kanten an denen man sich prima schneiden kann. Daher war Obsidian in der Steinzeit sehr begehrt. Hieraus wurden Messer und Pfeilspitzen hergestellt. Sogar heute noch gibt es Skalpelle mit Obsidian-Klingen.

Vorkommen von Obsidian

Ein bekanntes Vorkommen liegt auf der Insel Lipari. Am Fuße des Monte Pilato befindet sich die „rocche rosse“, ein großer Obsidianstrom, der in der Nähe von Bimssteinbrüchen liegt. Das Vorkommen war heiß begehrt und machte Lipari zu einem bedeutenden Wirtschaftszentrum der Steinzeit. Mit Beginn der Eisenzeit verlor der Obsidian an Bedeutung und damit auch die Insel nördlich von Sizilien.

Weitere bedeutende Vorkommen gibt es in Äthiopien. Der Legende nach soll der römische Feldherr Obius das Gestein in Äthiopien entdeckt haben und importierte es nach Rom. Nach ihm wurde das vulkanische Glas benannt. Stellt sich die Frage, ob die Römer das Wissen um ihre Obsidianvorkommen vor ihrer Haustür vergessen hatten.

Olivin ist das häufigste gesteinsbildende Mineral des Erdmantels und kommt in basaltischen Magmen vor. Es spielt keine Rolle, ob die Magmen als Lava eruptieren, oder als Plutone in der Erdkruste erstarren: Olivin findet sich in beiden Gesteinsvarianten. Dort kann es entweder als Kristalle im Gestein vorkommen oder als Einsprenglinge, die dann oft große Knollen bilden. Olivin gehört zur Gruppe der Inselsilikate. Die chemische Formel lautet A₂²⁺[SiO₄], wobei das „A“ Platzhalter für die Elemente Blei, Calcium, Cobalt, Eisen, Magnesium, Mangan und Nickel ist. Tatsächlich finden sich Olivinkristalle auch in einigen Meteoriten.

Fundstätten von Olivin

Die meisten basaltischen Lavaströme, aber auch basaltische Pyroklasten enthalten Olivin. Kleine Kristalle kann man an schwarzen Sandstränden sammeln, oder aus der Asche an einem Vulkan picken. Auf der Kanareninsel Lanzarote gibt es bedeutende Vorkommen. Die bekanntesten sind am Vulkan Montaña Colorado und entlang des Hauptkanals der Salinas del Janubio im Süden der Insel. Dort finden sich die Olivine in großen Knollen, die in Lava eingeschlossen sind, oder als kopfgroße Bomben.

Peridotit: Edelsteinvariante des Olivins

Eine besondere Varietät des Olivins ist seine Edelsteinform Peridotit. Sie ist reich an Magnesium und hat die Summenformel Mg₂SiO₄. Die orthorhombischen Kristalle haben eine etwas geringere Härte als Quarz und können durchaus große Kristalle bilden, die dann als Schmucksteine verwendet werden können und oft geschliffen werden. Während die meisten Peridotite in Minen abgebaut werden, gibt es auch einige relevante Fundstellen in basaltischen Lavaströmen. Eine bekannte Lagerstätte befindet sich auf der Peridotit-Mesa im US-Bundesstaat Arizona. Hier finden sich die Mineralien in einem bis zu 6 m mächtigen Basaltlavastrom des Vulkanfeldes San Carlos, das heute in einem Indianerreservat liegt.

Die wohl bekannteste Peridotit-Lagerstätte liegt auf der ägyptischen Insel St. Johannes im Roten Meer. Dort begann der Abbau der Schmucksteine bereits im Jahre 70 n Chr.