Vulkane: Wo kommt das Magma her?

Wie Vulkane funktionieren, Teil 1 — Ein Blick in die Tiefe der Erde

Bromo und Semeru
Bromo und Semeru (Indonesien)

Die Gesteinsschmelze, die bei Vulkanausbrüchen in spektakulärer Weise als Lavastrom, Aschenwolke, Bims oder Glutlawine in Erscheinung tritt (siehe dazu Teil 2 dieses Artikels), stammt aus dem Innersten der Erde. Bevor sie an die Oberfläche tritt, wird diese Schmelze (in der auch Wasser und Gase gelöst sind und in der Regel schon unzählige Kristalle schwimmen) als Magma bezeichnet. Doch wo und unter welchen Bedingungen entsteht dieses Magma und wie kommt es zu den unterschiedlichen Eigenschaften, die die unterschiedlichen Eruptionsformen hervorrufen?

Mehr zu Vulkanen, Bergen und den geologischen Grundlagen davon findet sich in meinem Buch Bewegte Bergwelt.

Schalenbau der ErdeDas Magma stammt in der Regel aus dem Erdmantel. Wir wissen, dass die Erde aus Schalen aufgebaut ist, die durchaus mit einem Ei zu vergleichen sind: unter einer dünnen, uns ganz gut bekannten Kruste befindet sich der Erdmantel (sozusagen das Eiweiß), im Zentrum der Erdkern (entsprechend dem Eigelb). Der Kern besteht aus einer Eisen-Nickel-Legierung, der im Inneren Erdkern fest, im Äußeren Erdkern flüssig ist.

Der Mantel ist entgegen der weit verbreiteten Meinung nicht flüssig, sondern fest. Er ist aber wie alle heißen Gesteine verformbar, wenn auch nicht ganz so gut wie Knete. Der Unterschied zur Kruste besteht in der Zusammensetzung: Elemente wie Magnesium sind im Mantel mit sehr viel größerem Anteil vorhanden als in der Kruste, in der hingegen beispielsweise besonders große Ionen wie Kalium und Natrium, aber auch Aluminium und Silizium häufiger sind. Warum das so ist (und letztlich warum es diesen Schalenbau überhaupt gibt), liegt daran, dass unter dem in der Tiefe herrschendem extremen Druck nur bestimmte Minerale vorkommen können, in deren dicht gepackte Struktur manche Elemente sehr gut, andere Elemente so gut wie gar nicht hinein passen.

Durchschnittliche Zusammensetzungen von Mantel, kontinentaler Kruste und Basalt. Alles Eisen als FeO.
Durchschnittliche Zusammensetzungen von Mantel, kontinentaler Kruste und Basalt. Alles Eisen als FeO.

Die Natur hat uns den Gefallen getan, hin und wieder Stücke aus dem Erdmantel an die Oberfläche zu bringen: manche Vulkane haben Bruchstücke (Mantelknollen oder Olivinknollen genannt) aus der Quellregion ihrer Magmen mitgebracht. Bei der Entstehung eines Gebirges können mitunter sogar Späne in der Größe eines Berges (wie z.B. bei Zermatt) in das Gebirge eingebaut werden.

Das entsprechende Gestein wird Peridotit (weiter unterteilt in Lherzolith, Harzburgit usw.) genannt. Es besteht überwiegend aus drei (in der Zusammensetzung recht ähnlichen) Mineralen:

Olivin MgSiO4
Klinopyroxen (Diopsid) CaMg Si2O6
Orthopyroxen (Enstatit) Mg2 Si2O6

Bei allen dreien kann Mg gegen Fe2+ ausgetauscht werden, das System besteht also bisher nur aus MgO, FeO, CaO und SiO2. Dazu kommt noch eine aluminiumhaltige Phase, dies ist je nach Druck Plagioklas (nur bei sehr niedrigem Druck), Spinell oder bei hohem Druck Granat.

Mantelgestein Spinell-Lherzolith ("Olivinknolle") aus der Eifel und Granat-Peridotit aus Åheim, Norwegen
Mantelgestein
Spinell-Lherzolith („Olivinknolle“) aus der Eifel und Granat-Peridotit aus Åheim, Norwegen

Tatsächlich gilt diese mineralogische Zusammensetzung nur für den oberen Erdmantel. Im unteren Mantel liegt die selbe chemische Zusammensetzung in anderen Phasen vor, was jedoch kaum Auswirkungen auf unsere Vulkane hat.

Peridotit ist sehr anfällig gegenüber Wasser: durch die Aufnahme von Wasser bildet sich das grünlich-schwarze Mineral Serpentin, ist das gesamte Gestein hydratisiert, wird dieses Serpentinit genannt. Sind bei der Umwandlung neben Wasser auch noch große Mengen CO2 vorhanden, bildet sich hingegen Speckstein: ein leicht zu bearbeitendes Gestein, das überwiegend aus den weichen Mineralen Talk und Magnesit (MgCO3) besteht.

Schmelzbildung im Mantel und die Plattentektonik

schmelzbildung-144e7Doch wie schaffen wir es, den Mantel zu schmelzen? Im Phasendiagramm rechts ist die Temperatur gegen die Tiefe (= Druck) aufgetragen. Ist die Temperatur hoch genug (orange im Diagramm), beginnt das Mantelgestein zu schmelzen. Diese Schmelze hat eine andere Zusammensetzung als der Mantel (es entsteht Basalt), aber das können wir erst später verstehen. Die im Diagramm weiß gezeichnete Kurve ist der Geotherm: er zeigt uns die normalerweise bei der jeweiligen Tiefe herrschende Temperatur. Wie wir sehen, kommt dieser dem orangenen Feld nahe, es reicht aber nicht ganz, um eine Schmelze zu bilden. Die einfachste Möglichkeit ist, die Temperatur in einer bestimmten Tiefe zu erhöhen. Dies passiert tatsächlich, wenn Mantelgestein aus tieferen und damit heißeren Bereichen aufsteigt. Die andere Möglichkeit ist, die Schmelzkurve selbst zu verschieben: wenn größere Mengen an Wasser im Mantel vorhanden sind, reichen bereits wesentlich niedrigere Temperaturen.

Schauen wir einmal an, wo überhaupt Vulkane vorkommen. Wir wissen, dass die Kontinente sich über die Erdoberfläche bewegen. Auch die Ozeanböden bestehen aus einzelnen beweglichen Platten. Diese Platten bestehen aus der Kruste und dem allerobersten, starren Teil des Erdmantels (Lithosphäre), und sie „schwimmen“ auf dem verformbaren Teil des Mantels (Asthenosphäre). Eine Karte dieser Platten und ihrer Nahtstellen hat sicher jeder schon einmal gesehen. Die meisten Vulkane treten an den Nahtstellen dieser Platten auf. Der erste Prozess (aufsteigender Mantel) findet an den Mittelozeanischen Rücken und an den „Hot Spots“ statt, der zweite Prozess (Erniedrigung der Schmelztemperatur durch Wasser) an den Subduktionszonen.

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An den Mittelozeanischen Rücken werden die Platten auf beiden Seiten voneinander weg bewegt. Da der unter der ozeanischen Kruste liegende Mantel mitgezogen wird, steigt direkt unter den Mittelozeanischen Rücken Mantelmaterial auf: hier bilden sich also Schmelzen, die durch aufgerissene Spalten aufsteigen und neue ozeanische Kruste bilden. Die Schmelzraten im Mantel sind dabei so groß (etwa 20%), dass der Peridotit seine Zusammensetzung deutlich ändert: aus einem Lherzolith (Olivin, Klinopyroxen, Orthopyroxen) wird ein Harzburgit (nur Olivin und Orthopyroxen), der in Aluminium, Kalzium und den sogenannten inkompatiblen Elementen (d.h. alles, was nicht so wirklich in die Mantelminerale passt) stark verarmt ist.

Die neu gebildete Kruste aus Basalt wandert langsam von den Rücken weg, wird durch das Meer und hydrothermale Systeme alteriert und von Sedimenten bedeckt. Möglicherweise wird auch der lithossphärische Mantel zum Teil zu Serpentinit hydratisiert.

Da die Erde nicht wächst, muss an anderer Stelle die ozeanische Kruste wieder verschwinden: sie taucht in den Subduktionszonen unter andere Platten (unter ozeanische Kruste wie am Tonga-Bogen oder kontinentale Kruste wie bei den Anden) ab. Hat diese abtauchende Platte eine gewisse Tiefe erreicht, werden wasserhaltige Minerale aufgrund des Drucks instabil und wandeln sich zu wasserfreien Mineralen um. Das freigewordene Wasser steigt in den darüber liegenden Mantelkeil auf und kann nun hier zur Schmelzbildung beitragen (tatsächlich wird der Mantel, nicht die abtauchende Kruste aufgeschmolzen). Diese Schmelzen sind sehr wasserreich, weshalb es an Subduktionszonen häufig sehr explosive Vulkane gibt.

Die abtauchende Lithosphäre ist kälter und daher schwerer als der umgebende Mantel (aus evtl. vorhandenem leichtem Serpentinit ist durch Entwässerung wieder Peridotit geworden, aus Basalt ist das schwere Hochdruckgestein Eklogit geworden) und zieht daher nach unten. Dieser Zug dürfte tatsächlich der wichtigste Motor für die Plattentektonik sein. Wissenschaftler konnten mit seismischen Methoden nachweisen, dass die Platten zum Teil bis zur Kern-Mantel-Grenze abtauchen, wo sich das im Vergleich zum durchschnittlichen Mantel „angereicherte“ Material ansammelt.

Von der Kern-Mantel-Grenze kann Mantelmaterial als Diapir (engl. Plume) wieder aufsteigen, in etwa so, wie wir es von einer Lavalampe kennen. In geringerer Tiefe bilden sich ähnlich wie an den Mittelozeanischen Rücken basaltische Schmelzen, nur dass diese hier eine angereicherte Komponente haben. Diese Hot Spots sind ortsfest, die Platten bewegen sich über sie hinweg, so dass Vulkaninseln wie Hawaii der Endpunkt einer lange Kette erloschener Vulkane (Tiefseeberge) sind.

Manteldiapire sind oft pilzförmig. Kommt der Kopf des Diapirs in die Höhe, bilden sich oft zunächst Flutbasalte, die entlang von Spalten eruptieren und hundertausende von Quadratkilometern überdecken können. Ein Beispiel sind die Flutbasalte der Dekkan Traps (gegen Ende der Kreidezeit) in Indien. Der dazugehörige Hot Spot ist heute unter der Vulkaninsel La Reunion noch aktiv.

Steigt ein Manteldiapir unter einem Kontinent auf, kommt es zur Dehnung der kontinentalen Kruste und letztlich zur Bildung eines Grabensystemes. Doch auch wenn Dehnung der Kruste durch andere Faktoren ausgelöst wurde, kommt es unter dem sich bildenden Graben zu einer Aufwölbung des asthenosphärischen Mantels und damit zur Schmelzbildung. Daher sind in Gräben wie dem Oberrheingraben (mit dem tertiären Vulkan Kaiserstuhl) oder dem Ostafrikanischen Graben auch Vulkane zu finden.

Schmelzdiagramm

Schmelzdiagramm für das System Anorthit – Diopsid bei 0,1 MPa.
Bei einem Gestein gibt es keinen Schmelzpunkt, stattdessen schmilzt es über ein größeres Temperaturintervall hinweg auf, wobei Schmelze und Gestein ihre Zusammensetzung ändern. Die dafür notwendigen Temperaturen liegen deutlich unter dem jeweiligen Schmelzpunkt der im Gestein vorhandenen Minerale. Werfen wir einen Blick auf ein einfaches System, um zu verstehen, was beim Aufschmelzen und Abkühlen bei mehreren Komponenten passiert. Die Abbildung zeigt ein Phasendiagramm für das System Anorthit (Plagioklas) – Diopsid (Klinopyroxen) als ein Beispiel mit zwei Mineralen, zwischen denen es keine Mischungsreihe gibt. Die x-Achse ist die betrachtete Zusammensetzung, die y-Achse die Temperatur.

Schmelzdiagramm für das System Anorthit - Diopsid bei 0,1 MPa
Schmelzdiagramm für das System Anorthit – Diopsid bei 0,1 MPa

Das Diagramm besteht aus vier Feldern, die durch zwei Linien begrenzt werden. Bei niedriger Temperatur haben wir ein festes Gestein mit zwei Phasen (Anorthit und Diopsid), das zwar in der Natur so nicht vorkommt, aber eine grobe Näherung für einen Basalt ist. Die Zusammensetzung der Kristalle entspricht jeweils dem Rand des Diagramms, die Gesamtzusammensetzung des Gesteins liegt irgendwo dazwischen. Bei hoher Temperatur haben wir eine Schmelze (eine Phase). Dazwischen liegen Zweiphasenfelder (eines der Minerale plus Schmelze).

Die beiden Linien heißen Solidus und Liquidus. Der Solidus entspricht der Temperatur, bei der beim Aufheizen eines Gesteins die erste Schmelze entsteht (bzw. beim Abkühlen eines Magmas die letzten Schmelzreste erstarren). Der Liquidus entspricht der Temperatur, bei der beim Aufheizen die letzten Kristalle verschwinden und damit das Gestein vollkommen geschmolzen ist (bzw. beim Abkühlen des Magmas sich die ersten Kristalle bilden).

Die Temperatur, bei der der Liquidus auf die Seitenränder des Diagramms trifft, entspricht dem jeweiligen Schmelzpunkt des Minerals (genau genommen springt der Solidus an den Rändern des Diagramms ebenfalls zum jeweiligen Schmelzpunkt). Auffällig ist der sogenannte eutektische Punkt (Eutektikum): der niedrigste Punkt des Liquidus und zugleich der Schnittpunkt von Liquidus und Solidus. Wenn wir eine Schmelze der Temperatur und Zusammensetzung A abkühlen lassen, beginnt die Kristallisation, sobald wir den Liquidus erreichen (Punkt B). Da wir beim weiteren Abkühlen in das Zweiphasenfeld Anorthit + Schmelze kommen, kristallisiert nun Anorthit (dessen Zusammensetzung am linken Rand liegt). Welches Mineral als Erstes kristallisiert, hängt nicht vom Schmelzpunkt des Minerals ab, sondern von der Zusammensetzung der Schmelze! Beim weiteren Abkühlen kristallisiert immer mehr Anorthit, während sich die Zusammensetzung der Schmelze entlang der Liquiduslinie verändert. Schließlich erreichen wir das Eutektikum bei der „eutektischen Temperatur“ und mit einer verbliebenen Schmelze mit der „eutektischen Zusammensetzung“. Je weiter die Gesamtzusammensetzung (A) von der eutektischen Zusammensetzung entfernt ist, desto mehr Restschmelze ist in diesem Moment noch vorhanden. Diese kristallisiert bei der eutektischen Temperatur vollständig zu Anorthit und Diopsid aus, sodass wir ein Gestein entsprechend der ursprünglichen Gesamtzusammensetzung erhalten. Diesmal endet eine fraktionierte Kristallisation zwangsläufig beim eutektischen Punkt. Umgekehrt entsteht beim Aufschmelzen immer (sobald der Solidus erreicht ist) zunächst eine Schmelze der eutektischen Zusammensetzung. Erst bei höheren Temperaturen nähert sie sich der Ausgangszusammensetzung an. Ein Sonderfall ist, wenn unser System bereits die eutektische Zusammensetzung hat, diesmal wird bei der eutektischen Temperatur das gesamte Gestein aufgeschmolzen.

Basalt

Ganz ähnlich gibt es auch bei mehr als zwei Mineralen ein Eutektium. Im Gestein des Mantels entsteht bei einer eutektischen Temperatur eine Basaltschmelze: die entsprechende Schmelze mit eutektischer Zusammensetzung. Dieser kann ein wenig variieren (z.B. tholeiitischer Basalt, Alkaliolivinbasalt), aber das Ergebnis ist doch immer sehr ähnlich. Vulkane fördern Basalte, wenn es die aus dem Mantel stammende Schmelze nahezu unverändert bis an die Oberfläche schafft. Beispielsweise steht dem an den Mittelozeanischen Rücken nichts entgegen, weshalb die ozeanische Kruste überwiegend aus Basalt besteht. Basalte bestehen überwiegend aus den Mineralen Plagioklas, Pyroxen und Olivin, alle drei hatten wir bereits beim Mantel kennengelernt, doch jetzt haben sich die Proportionen geändert.

Fraktionierung

Da basaltisches Magma eine wesentlich geringere Dichte als der Mantel hat, steigt es zunächst auf. Wenn es jedoch auf eine dicke (und leichte) kontinentale Kruste trifft, kommt es möglicher Weise nicht weiter. So können sich große Basaltkörper unter der Kruste bilden („underplating“). Wenn diese Magmen komplett erstarren, ensteht wegen der langsamen Abkühlung ein grobkörniges Gestein, das Gabbro genannt wird (Basalt ist das feinkörnige, d.h. vulkanische Equivalent dazu). Das Magma kann aber auch weiter aufsteigen, sich immer wieder in Magmenkammern ansammeln, etwas abkühlen (d.h. weiter kristallisieren), weiter aufsteigen….

Beginnt unser basaltisches Magma zu kristallisieren, findet wieder der selbe Effekt wie im System Anorthit – Diopsid statt: sobald die ersten Minerale kristallisieren (in der Regel erst Olivin, dann Pyroxen, später auch Plagioklas), verändert sich die Zusammensetzung der Schmelze. Die gebildeten Kristalle sinken langsam auf den Boden der Magmakammer und bilden dort einen schweren Kristallbrei (Akkumulat). Die Restschmelze wird immer kühler, von geringerer Dichte (so dass sie irgendwann weiter aufsteigen kann) und ändert ihre Zusammensetzung: während z.B. der Anteil an MgO rapide sinkt, steigt bei diesem Prozess der Gehalt an SiO2. Somit wird aus einem basaltischen Magma ein andesitisches, ein dazitisches und weiter ein rhyolitisches (das vulkanische Equivalent zu Granit) Magma. Die letzteren (hohes SiO2) werden als „sauer“, Basalt hingegen (niedriges SiO2) als „basisch“ bezeichnet. Andesite (abgeleitet von den Anden) sind die durchschnittlichen Produkte der Vulkane entlang von Kontinentalrändern mit Subduktionszonen.

Basische und saure Magmen haben sehr unterschiedliche physikalische Eigenschaften: saure Magmen sind kühler (um 900 °C gegenüber rund 1200 °C), haben eine geringere Dichte, eine höhere Viskosität (d.h. sie fließen nicht so leicht, was daran liegt, dass die SiO4-Tetraeader Polymere bilden. Die Viskosität hängt natürlich zusätzlich von der Temperatur ab, bzw. wie viele Kristalle darin schon herum schwimmen) und können wesentlich höhere Fluidgehalte haben (außerdem werden bei der Fraktionierung Fluide wie Wasser und CO2 in der Restschmelze angereichert). Diese Eigenschaften haben wiederum große Auswirkungen darauf, wie ein Vulkanausbruch abläuft.

Andere Faktoren können zum Prozess der Fraktionierung hinzu kommen. Ein Teil der Kruste kann aufgeschmolzen und von unserem Magma assimiliert werden oder es können sich verschiedene Magmen vermischen. Tatsächlich kann eine Vulkaneruption unter Umständen dadurch ausgelöst worden sein, dass in die darunter liegende Magmenkammer mit hochentwickeltem Magma ein Stoß frischer, primitiver Schmelze eingedrungen ist.

TAS-Diagramm
TAS-Diagramm

Das TAS-Diagramm (total alkalis – silica) wird zur chemischen Klassifikation vulkanischer Gesteine benutzt. Schematisch in die Grafi eingezeichnet ist die Fraktionierung von Basalt zu Rhyolith (zunehmendes SiO2). Bei stärker Alkalinen Magmen ist die Zunahme von SiO2 bei der Fraktionierung geringer, die Gehalte an Alkalien steigen jedoch stark.

Exotische Schmelzen

Es gibt auch Bedingungen, unter denen ein Schmelzen des Mantels zu anderen Zusammensetzungen führt: Faktoren wie extrem geringe Schmelzgrade in großer Tiefe, hoher Gehalt an CO2 und ein zuvor angereicherter Mantel (der dann Minerale wie Amphibol, Glimmer, Karbonat enthält) können zu alkalinen Schmelzen wie Basanit oder Nephelinit führen. In Nephelinit ist der Anteil von Natrium gegenüber SiO2 so groß, dass sich z.B. kein Plagioklas bilden kann, stattdessen das an SiO2 ärmere Mineral Nephelin. Fraktionierung dieser alkalinen Magmen führt wiederum zu weiteren Zusammensetzungen wie Phonolith.

Bei großem Karbonatgehalten im Mantel können auch Karbonatite entstehen, ein magmatisches Gestein aus Karbonatmineralen, das z.B. am Kaiserstuhl vorkommt, aber nur am Oldoinyo Lengai in Tansania rezent gefördert wird. Diese Karbonatite können entweder direkt aus dem Mantel kommen, oder aus einer karbonathaltigen Silikatschmelze durch Prozesse wie Fraktionierung oder Entmischung (so ähnlich wie Wasser und Öl) entstehen.

Granite

Wir haben gesehen, dass sich ein basaltisches Magma durch Fraktionierung zu einem granitischen (=rhyolitischen) Magma entwickeln kann. Granite können aber auch durch eutektisches Aufschmelzen der Kruste entstehen, denn Granit ist die eutektische Zusammensetzung bei allen Gesteinen aus Quarz und Feldspat (Kalifeldspat und Plagioklas). Beispielsweise wenn die Erdkruste wie oben erwähnt durch underplating erhitzt wird, oder wenn die Kruste durch Gebirgsbildung dick genug wird, entstehen Granitmagmen. Diese Schmelzen sind relativ gasarm, so dass sie nicht bis zur Oberfläche aufsteigen, sondern in der Tiefe zu einem grobkörnigen Gestein erstarren.

Island ist ein Sonderfall, hier liegt ein Hot Spot genau am Mittelozeanischen Rücken, was zu besonders großen Schmelzmengen führt. In Island treten sowohl Basalte als auch Rhyolithe auf, während die Zwischenglieder fehlen, was als bimodaler Vulkanismus bezeichnet wird. Man geht davon aus, dass die isländischen Rhyolithe nicht durch Fraktionierung aus Basalt entstanden, sondern durch Aufschmelzen von Basalt bzw. Gabbro, also der durch Mantelschmelzen gerade erst gebildeten Kruste. Die starke Dehnung der isländischen Kruste ließ ein Aufsteigen dieser gasarmen Schmelze bis an die Oberfläche zu.

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Weiter: Teil 2 – Vulkanausbrüche und Vulkanformen


Anmerkung: Dieser Artikel beruht auf einem Vortrag („Wie Vulkane funktionieren“), den ich vor einiger Zeit im Rahmen einer Ringvorlesung gehalten habe.