Riannek

Vulkanausbrüche und Vulkanformen

Riannek — 2008-01-11T10:47:41Z

Im vorherigen Artikel (Wo kommt das Magma her?) haben wir gesehen, wie und wo Magmen gebildet werden und warum es unterschiedliche Magmen gibt. In diesem Artikel werden wir sehen, wie es zu unterschiedlichen Vulkaneruptionen und zu verschiedenen Vulkantypen kommt.

Die Frage, welche Vulkane aktiv sind, ist schwer zu klären. In der Regel bezeichnet man alle Vulkane als aktiv, die in historischer Zeit ausgebrochen sind, doch finden die größten Eruptionen an Vulkanen statt, die über diese Zeit hinweg ruhig waren. Alle Vulkane, die in den letzten 10000 Jahren (d.h. nach der letzten Eiszeit) ausgebrochen sind, können potentiell wieder aktiv werden.


Ascheneruption: Semeru (Java)

Vulkanausbrüche können auf sehr unterschiedliche Weise vonstatten gehen: vom relativ stillen Ausfluss eines Lavastromes bis hin zur explosiven plinianischen Eruption, bei der eine riesige Aschenwolke 10 bis 40 km in die Höhe steigt. Was eine explosive Eruption verursacht ist vor allem der im Magma enthaltene Gasgehalt (Wasserdampf, CO₂ usw.), der eine kritische Grenze erreichen kann: ähnlich wie beim Öffnen einer warmen, zuvor geschüttelten Flasche Limonade spritzt die Schmelze schaumförmig aus dem Schlot. Die Dynamik, mit der eine Eruption abläuft, hängt daher sehr stark von der Zusammensetzung (basisch oder sauer) und damit von den physikalischen Eigenschaften des Magmas wie Viskosität, Gasgehalt usw. ab, aber auch von externen Einflüssen, wie in das System eindringendes Wasser. Eruptionen von Basalt verlaufen relativ ruhig, während saure, gasreiche Magmen zu sehr explosiven Ausbrüchen führen. Für jede "Sorte" von Vulkanen gibt es auch die dazugehörige typische Eruptionsform, was aber nicht heißt, dass ein Vulkan sich immer daran halten müsste: viele Vulkane wechseln beispielsweise zwischen Eruptionen von basischer Lava und hochexplosiven Eruptionen saurer Schmelzen. Daher kann oft an einem einzigen Vulkan eine Vielfalt an vulkanischen Formen beobachtet werden.

Pillows am Mittelozeanischen Rücken

Basalt, der am Mittelozeanischen Rücken entlang von Spalten austritt, wird durch das Meerwasser sofort an der Oberfläche abgeschreckt. Es entsteht ein Kissen mit einer glasig erstarrten Hülle, das bis zu einer gewissen Größe wächst und dann von der Spalte weg kullert um letztlich vollständig zu erstarren. Solche Kissenlaven (engl. Pillows) sind typisch für den Boden der Tiefsee.

Schildvulkane und Hawaiianische Eruptionen

Die Inseln Hawaii sind die Typlokalität der hawaiianischen Eruptionen: der relativ ruhige Ausfluss von Lava, oft entlang von Spalten. Dabei kann es auch einmal (bei höherem Gasgehalt) zu großen Fontänen kommen. Typisch für diese Art von Eruptionen sind große Lavaströme. Diese können je nach Viskosität verschiedene Formen annehmen: heiße Lava ist dünnflüssig und bildet sogenannte Pahoehoe Lava (Stricklava): relativ dünne, schnell fließende Lavaströme mit einer Oberfläche, die an einen in Falten geworfenen Stoff erinnert. Kühlere Lava ist zähflüssig, die bereits stärker abgekühlte Oberfläche zerbricht zu großen Blöcken, es bilden sich dicke Aa-Lavaströme, die sich relativ langsam, aber unaufhaltsam vorwärtsbewegen. Wenn die Oberfläche eines Lavaströmes erstarrt ist, können sich Tunnelsysteme bilden, in denen die flüssige Lava vor Abkühlung besser geschützt ist und dadurch schneller und weiter fließen kann. Diese Tunnelsysteme bleiben manchmal nach dem Ende der Eruption erhalten.

Diese Art von Eruption führt zur Bildung von Schildvulkanen: relativ flache Kegel, die aber eine beachtliche Größe erreichen können. Tatsächlich ragen die Schildvulkane von Hawaii über 10000 m über dem Meeresboden auf. Schildvulkane sind typisch für die über Hot Spots liegenden Vulkaninseln, an denen große Mengen von Basalt gefördert werden.

Es kann auch zu einer Bildung eines Lavasees im Krater kommen, die Vulkane Erta Ale (Äthiopien) und Nyiragongo (D.R. Congo) sind bekannt dafür.

Schlackenkegel und Strombolianische Eruptionen

Strombolianische Eruptionen sind schon etwas explosiver als die Hawaiianischen. Durch große Gasblasen, die in der im Schlot stehenden Basaltschmelze platzen, werden Lavafetzen auf ballistischen Bahnen (hier gelten die selben Formeln wie für Kanonenkugeln!) in alle Richtungen durch die Luft geschleudert: es sieht aus wie ein Feuerwerk. Größere Lavafetzen nennt man Bomben, sie sind oft durch ihren Flug spindelförmig gedreht. Kleinere Lavafetzen werden als Schlacken bezeichnet. Sind die Lavafetzen beim Aufprall noch heiß genug, verschweißen sie zu einem festen Gestein oder fließen als Lavastrom den Berg hinunter.

Der italienische Vulkan Stromboli ist bekannt dafür, dass er relativ zuverlässig mehrmals pro Stunde eine Eruption dieser Art hat. Strombolianische Eruptionen können auch am Hauptkrater von größeren Vulkanen vorkommen, typisch ist jedoch die Bildung kleiner, überwiegend aus Lockermaterial aufgebauter Schlackenkegel (engl. cinder cone), die oft an den Flanken von größeren Vulkanen zu finden sind.

Vulkanianische Eruptionen

Vulkanianische Eruptionen erinnern an Kanonenschüsse, bei einer kurzen aber heftigen Explosion werden Asche und große Bomben ausgestoßen. Oft folgen viele derartige Schüsse direkt aufeinander. Die eher kantigen Bomben werden an der Oberfläche abgeschreckt, da sich aber das Innere aufgrund des Gasgehaltes ausdehnt, bricht die Kruste wieder auf. Man spricht daher von Brotkrustenbomben. Die dazugehörigen Magmen sind meist Andesite oder Dazite mit hohem Gasgehalt, aber schlagartiges Verdampfen von externem Wasser spielt auch eine Rolle. Namensgebend ist die italienische Insel Vulcano, die 1888-1890 auf diese Weise aktiv war.

Tuffringe und Maare

Sind während der Eruption größere Mengen von Wasser vorhanden, verdampft dieses bei Kontakt mit der Schmelze schlagartig in heftigen, schnell aufeinander folgenden Dampfexplosionen. Diese Interaktion von Magma und Wasser nennt man phreatomagmatisch. Die entstehenden Druckwellen aus heißen Gasen und feiner Asche (Surge) bauen mit der Zeit einen Tuffring auf, ein großer ringförmiger Krater aus feiner, lockerer Asche und viele Nebengesteinsfragmenten. Findet der Kontakt von Wasser und Magma in größerer Tiefe statt, kommt es zur Bildung von Maaren: tiefe, oft später mit Wasser gefüllte Krater, die von einem niedrigen Aschewall umgeben sind.

Stratovulkane und plinianische Eruptionen

Bei größerer Explosivität kommt es zu Ascheneruptionen, die ab einer bestimmten Stärke als plinianische Eruptionen bezeichnet werden, die typisch für gasreichen sauren Vulkanismus an Subduktionszonen sind. Bei diesen steigt eine Aschenwolke 10 bis 40 km in die Höhe, dabei werden unglaubliche Mengen gefördert. Diese Aschenwolken können in verschiedene Bereiche unterteilt werden: im unteren Bereich die Schubregion, in der durch die Düsenwirkung des Schlotes ein schneller laminarer Aufstieg erreicht wird, die Auftriebsregion, in der es durch die Hitze zu einem konvektivem Auftrieb kommt, sowie die Schirmregion, in der die bereits abgekühlten Partikel in großer Höhe durch Winde erfasst und verfrachtet werden, bis sie wieder abregnen. Dabei kommt es zu einer guten Sortierung: größere Partikel von "gefrorenem Schaum" regnen als Bims in der Nähe wieder ab und können Lagen von 20-30 m Mächtigkeit bilden, kleinere Partikel (Asche) werden weiter transportiert und können in 100 km Entfernung noch eine mehrere Zentimeter dicke Schicht bilden.

Der Name dieser Eruptionsform leitet sich von Plinius dem Jüngeren ab, der die Eruption des Vesuvs von 79 n. Chr., die zur Zerstörung von Pompeii geführt hat, beobachtet und beschrieben hat. Plinianische Eruptionen finden an den betreffenen Vulkanen in Abständen von hunderten bis mehreren tausend Jahren statt. Sie sind typisch für die großen Stratovulkane, große Kegel, die nach oben hin immer steiler werden wie Mount Fuji, Mayon und Vesuv. Diese können auch andere Eruptionsformen wie Lavafontänen und -ströme oder Dome zeigen, sie werden im Englischen daher oft als „composite volcanoe“ bezeichnet.

Lavadom

Saure Schmelzen können nicht nur in hochexplosiven plinianischen Eruptionen gefördert werden, sie können auch als äußerst zähflüssige Masse wie Zahnpasta aus der Tube gepresst werden. Dies bezeichnet man als Dom oder Staukuppe. Für manche Vulkane ist die Ausbildung eines großen Domes typisch, oft entsteht ein kleinerer Dom auch nach einer plinianischen Eruption im Krater eines Stratovulkanes. Der Hohentwiel im Hegau oder das südliche Lipari sind ein ältere Beispiele für Staukuppen, aktuellere Beispiele sind die Vulkane Merapi (auf Java) und Unzen (Japan). Typischerweise wächst der Dom langsam bis zu einer gewissen Größe, bis er instabil wird und die Flanke abbricht. Das im heißen inneren enthaltene Gas kann in diesem Moment schlagartig frei werden, so dass der Kollaps zusätzlich verstärkt wird. Es kommt zur Bildung von Glutwolken, eine Wolke aus Staub, Blöcken und heißen Gasen, die mit großer Geschwindigkeit den Kegel hinunter rast. Ein derartiges Ereignis an der Montagne Pelée (Karibik) löschte 1902 eine ganze Stadt aus.


Der aktive Dom des Merapi (2005)

Glutwolken

Glutwolken (Pyroklastische Ströme) entstehen durch den Kollaps von Domen (als "Block+Asche Ströme"), sie können aber auch durch den Kollaps einer Eruptionssäule (bei einer plinianischen Eruption oder bei großen Spalteneruptionen) entstehen: die dadurch gebildeten "Bims+Asche Ströme" werden Ignimbrit genannt, der entweder verschweißt als festes Gestein vorliegt (wenn er bei der Ablagerung heiß genug war, die sog. "Fiamme" sind in Fließrichtung verformte Bimssteine), oder als Lockermaterial. Eine dritte Variante von pyroklastischen Strömen sind durch phreatomagmatische Explosionen (d.h. durch Wasserdampfexplosionen, wenn externes Wasser in das magmatische System eindringt) erzeugte Surges, die aus heißen Gasen und Asche bestehen und zu dünenförmigen Ascheablagerungen führen.

Glutwolken gehören zu den gefährlichsten Vulkaneruptionen, da sie völlig unvorhergesehen entstehen können und sich mit sehr großer Geschwindigkeit fortbewegen. Sie sind nicht nur von tötlicher Hitze, sie können auch ganze Städte in eine Trümmerlandschaft verwandeln.

Obsidianströme

Unter Umständen können auch saure Zusammensetzungen zu Lavaströmen führen, diese sind aber so zähflüssig, dass sie es nicht weit schaffen. Diese Laven sind oft zu einem Glas erstarrt (d.h. es haben sich keine Kristalle gebildet) und werden dann als Obsidian bezeichnet. Die Bewegung in solchen Strömen findet entlang von dünnen Lagen statt, in denen sich kleine Gasbläschen angesammelt haben, während die Bereiche dazwischen starr bleiben (Gleitbrettfließen). Dabei kann es zu Rampenstrukturen kommen, wenn die Bewegung durch ein Hindernis oder durch Abkühlung an der Front aufwärts gelenkt wird. Die Oberfläche von Obsidianströmen ist zu Blöcken zerbrochen, weshalb man auch von Blocklava spricht. Beispiele für Obsidianströme finden sich auf Lipari (Italien), bei Landmannalaugar (Island) oder südlich des Mono Lakes (Kalifornien).

Flankenkollaps

Der Ablauf der Eruption des Mount St. Helens (USA) im Jahre 1980 war für Vulkanologen eine Überraschung: im Vulkankegel aufsteigendes Magma verformte den Berg so stark, dass er instabil wurde und nach einem Erdbeben die Gipfelregion in einem gewaltigen Bergsturz seitlich wegbrach, was letztlich eine plinianische Eruption auslöste. Durch den Flankenkollaps war ein tiefer, hufeisenförmiger Krater entstanden, dessen Boden 700 m tiefer als der ursprüngliche Gipfel liegt. Das hier fehlende Gestein bildet nun eine hügelige Landschaft (engl.: hammocks) am Fuß des Kegels.

Später hat man festgestellt, dass ähnliche Strukturen an sehr vielen Vulkanen zu finden sind, diese waren aber zuvor übersehen oder anders interpretiert worden. Wir müssen also davon ausgehen, dass Vulkankegel relativ instabile Gebilde sind, die hin und wieder auch kollabieren können. Mit der Zeit kann sich im inneren ein neuer Kegel aufbauen, der irgendwann die Abbruchstruktur wieder überdeckt.

Caldera

Bei großen Eruptionen werden gewaltige Magmenmengen gefördert. Unter Umständen kann das Dach der unter dem Vulkan liegenden Magmenkammer einstürzen, was zu einem Einsinken des darüber liegenden Gebiets führt. Diese kraterähnliche Struktur wird Caldera genannt. Plinianische Eruptionen können zur Bildung einer Caldera mit einigen Kilometern Durchmesser führen, in deren Zentrum oft ein neuer Vulkankegel wächst, wie die Sommacaldera des Vesuv oder das griechische Santorin.

Es gibt auch wesentlich größere Calderen, die sich bei Spalteneruptionen von gigantischen Ignimbrit-Mengen gebildet haben, was in historischer Zeit allerdings nie passiert ist. Oft sind sie in mehreren Phasen entstanden, deren Eruptionen einige 100000 Jahre auseinander liegen. Die in vier Phasen entstandene Toba-Caldera (auf Sumatra) hat beispielsweise eine Größe von 30x100 km. Aus der Mitte des im inneren liegenden Sees ist später eine Insel gehoben worden, da neues Magma in die Magmenkammer eingedrungen ist.

Fumarolen

Magmatische Gase spielen bei den Eruptionen eine große Rolle, sie treten aber nicht nur während einer Eruption aus. In Vulkangebieten wird oft Wasserdampf in sogenannten Fumarolen freigesetzt, der in der Luft zu kleinen Wölkchen kondensiert. Oft sind auch andere Gase wie CO₂ und H₂S beteiligt. In manchen Fällen (wie auf Vulcano) kommt es zur Ablagerung von Schwefel, wobei sich filigrane Kristalle bilden können.

In Vulkangebieten bilden sich Hydrothermalsysteme, Wasser wird erhitzt und zirkuliert durch das Gestein, das dabei stark alteriert wird. Typisch sind weiße oder bunt gefärbte, weiche Hügel, heiße Quellen, Mudpools mit kochendem Schlamm oder gar Geysire.

Lahare

Vor allem die großen Stratovulkane bestehen zu einem guten Teil aus vulkanischem Lockermaterial (Zusammengefasst unter dem Begriff Tephra). Große Wassermengen können dieses wegschwemmen und Schlammströme bilden, die wie flüssiger Beton abwärts fließen und dort zu einer festen Masse trocknen. Diese Lahare können durch Eruptionen ausgelöst werden (beispielsweise wenn ein Gletscher im Gipfelbereich schmilzt), aber auch durch starke Regenfälle.

Vorhersage

Die Vorhersage von Eruptionen ist an gut überwachten Vulkanen relativ zuverlässig. Ausbrüche kündigen sich durch Erdbeben (vulkanischer Tremor), eine Verformung des Kegels, aber auch durch Schwankungen von Temperatur und Zusammensetzung der Gase an Fumarolen an. Diese Daten werden mit Seismographen, Neigungsmessern, GPS-Stationen und Gasanalysen gesammelt. Zusätzlich werden die Ablagerungen vergangener Eruptionen studiert, um die Ausmaße eines zu erwartenden Vulkanausbruchs einschätzen zu können.

Zurück: Teil 1 - Wo kommt das Magma her?

Literatur

Schmincke (2000). Vulkanismus. Wissenschaftliche Buchgesellschaft Darmstadt. Ein hervorragendes Lehrbuch zur Vulkanologie.

Winter (2001). An introduction to igneous and metamorphic petrology. Pretince-Hall. Deutschsprachige Lehrbücher zur magmatischen Petrologie (wie entstehen Schmelzen, wie entwickeln sie sich?) sind leider rar.

Best, Christiansen (2001). Igneous Petrology. Blackwell Science. Ein weiteres englischsprachiges Lehrbuch zur magmatischen Petrologie.

Frisch, Meschede (2005). Plattentektonik . Primus Verlag. Wer mehr über Plattentektonik wissen will, ist mit diesem Lehrbuch gut bedient.

Links

Global Volcanism Program (Smithsonian Inst.) aktuelle Eruptionsberichte
Stromboli Online Vulkane der Welt
Vulkane.net
How Volcanoes Work

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

Wo kommt das Magma her?

Riannek — 2008-01-11T10:47:39Z

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?

Der Schalenbau der Erde und der Erdmantel

Das 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.

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.

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

Doch wie schaffen wir es, den Mantel zu schmelzen? Im Phasendiagramm links 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 aller obersten, starren Teil des Erdmantels (Lithosphäre), und "schwimmen" auf dem verformaren 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.

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 Eis und Salz: E: Eutektikum
(stark vereinfacht: auf der rechten Seite gibt es noch weitere Phasen)

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 Eis und Salz, in dem die Zusammensetzung gegen die Temperatur aufgetragen ist. Bei Zimmertemperatur liegt Eis als Wasser vor, wir befinden uns ganz am linken Rand des orangenen Feldes. Kühlen wir dieses Wasser ab, friert es bei 0 °C (im Diagramm der Punkt, an dem die Kurve zwischen blauem und orangenem Feld auf den linken Rand trifft), so dass wir unter dem Gefrierpunkt Eis haben (eine Phase, fest). Betrachten wir das selbe für Salzwasser, wird das ganze komplizierter: dieser Effekt ist übrigens der Grund, warum wir im Winter Salz streuen. Bei Zimmertemperatur haben wir Salzwasser (z.B. von der durch die gestrichelte Linie gezeigten Zusammensetzung), wir befinden uns also im orangenen Feld (eine Phase, flüssig). Kühlen wir dieses Salzwasser ab, so beginnt dieses bei einer bestimmten Temperatur (deutlich unter 0 °C) zu frieren: dies ist der Punkt, an dem die gestrichelte Linie auf das blaue Feld trifft. Allerdings bildet sich zunächst nur ein winziges Körnchen Eis, das Gefrieren findet nicht mehr an einer bestimmten Temperatur statt, sondern über ein größeres Temperaturintervall hinweg (im blauen Feld haben wir eine feste Phase - Eis - und eine flüssige Phase - Salzwasser). Da das Eis auch diesmal kein Salz enthält (die Zusammensetzung des Eises ist also weiterhin ganz am linken Rand), muss sich zwangsläufig die Zusammensetzung des übrig bleibenden Salzwassers ändern: sie wandert beim Abkühlen entlang der Linie zwischen orange und blau zu immer salzigerer Zusammensetzung. Erst bei der Temperatur, an der diese Kurve auf das graue Feld trifft (der entsprechende Punkt wird Eutektikum genannt), kristallisiert die verbliebene Flüssigkeit schlagartig aus: das Ergebnis ähnelt einem "Gestein", mit großen Eiskristallen in einer feinkörnigen Matrix aus kleinen Eis- und Salzkörnchen. Im grauen Feld liegen also zwei feste Phasen, Eis und Salz, zusammen vor.

Genau das selbe passiert in umgekehrter Reihenfolge, wenn wir ein Gemisch aus Eis und Salz auftauen: bei der Temperatur des Eutektikums bildet sich der erste Tropfen Salzwasser, mit der eutektischen Zusammensetzung. Beim weiteren Auftauen nähert sich die Zusammensetzung des Salzwassers immer mehr der Gesamtzusammensetzung an, bis alles geschmolzen ist und die Kurve zwischen blauem und orangenem Feld entlang der gestrichelten Linie verlassen wird.

Basalt

Das Aufschmelzen des Mantels ist ein ganz ähnlicher Prozess wie das Aufschmelzung einer Mischung aus Salz und Eis, nur dass wir nicht zwei, sondern ein paar mehr Minerale im Mantel haben. Aber auch hier entsteht bei einer eutektischen Temperatur eine Schmelze mit eutektischer Zusammensetzung: Basalt. 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 bei unserem Salzwasser 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 (total alkalis - silica): Dieses Diagramm wird zur chemischen Klassifikation vulkanischer Gesteine benutzt. Schematisch 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, beispielsweise wenn diese wie oben erwähnt durch underplating erhitzt wird, oder wenn die Kruste durch Gebirgsbildung dick genug wird. Diese granitischen 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.

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.

Geologie des Atlas

Riannek — 2007-12-16T11:56:51Z

Während Europa die gesamte Erdgeschichte hindurch immer wieder durch Gebirgsbildungen oder vorstoßende Meere verändert wurde, ist in Afrika seit den präkambrischen Orogenesen (mit der Bildung des Kontinents Gondwana) nicht viel passiert, abgesehen von stellenweise auf dem Präkambrischen Schild flach abgelagerten Sedimenten. Eine Ausnahme ist neben dem Ostafrikanischen Graben das junge Atlasgebirge.

Wie die Alpen entstand der Atlas durch die Kollision zwischen Afrika und Europa, ist also Teil des alpidischen Orogengürtels. Er besteht aus einer Reihe versetzter Gebirgszüge, die durch Hochebenen (Mesetas) getrennt sind: in Marokko von Süd nach Nord der Antiatlas (geologisch betrachtet nicht Teil des Atlas, sondern ein älteres Gebirge), der Hohe Atlas (ein Hochgebirge mit Gipfeln bis über 4000 m), der Mittlere Atlas (bis über 3000 m, erinnert morphologisch an den Tafeljura in der Nordschweiz) und das Rif, (geologisch nicht mehr Teil des Atlas, sondern zusammen mit der Betischen Kordillere Südspaniens ein asymmetrisches Deckengebirge); in Algerien der Tellatlas und der Saharaatlas.

Vor der Gebirgsbildung, während dem Mesozoikum, entstand hier am südlichen Rand des "Urmittelmeeres" Tethys durch die Öffnung des Atlantik (vorher bildeten noch nahezu alle Landmassen zusammen den Superkontinent Pangea) ein von Gräben und Horsten und pull-apart Becken geprägtes Grabensystem. In den tief gelegenen Bereichen wurden mächtige marine Sedimente, insbesondere Karbonate, abgelagert, stellenweise wurden Basalte gefördert. Durch die spätere Gebirgsbildung wurden diese Gesteine gehoben und teilweise wieder abgetragen, wobei die älteren Verwerfungen die Struktur des entstehenden Gebirges vorgaben. Es handelt sich bei den Atlas-Ketten also nicht um ein Deckengebirge (wie z.B. die Alpen oder das Rif, bei denen Gesteinsdecken entlang flach liegender Überschiebungen über große Strecken verschoben wurden, das übliche Resultat der Kollision zweier Kontinente), sondern um eine Inversion eines intrakontinentalen Grabensystemes (daher steile Überschiebungen mit vergleichsweise geringer Transportweite). Im Gebiet des Jebel Toubkal (im Hohen Atlas südlich von Marrakesh) ist durch die starke Hebung und Erosion immerhin das präkambrische Grundgebirge freigelegt worden, weiter westlich stehen vor allem die in den Gräben abgelagerten mesozoische Kalksteine an.

Andere Gebirge wie die Alpen wachsen durch Auftrieb einer durch die Kollision stark verdickten kontinentalen Kruste in die Höhe, sobald das Gegengewicht, die vorher subduzierte ozeanische Lithosphäre, abbricht. Eine derart dicke Kruste fehlt unter dem Atlas jedoch und im Vergleich zu anderen Gebirgen kam es nur zu einer geringen Krustenverkürzung. Statt dessen dünnt hier die Lithosphäre (das ist die Kruste und der starre Teil des Mantels) auf etwa die Hälfte im Vergleich zum südlich anschließenden Kraton aus (Teixell et al. 2005). Andererseits liegen auch die angrenzenden Gebiete noch relativ hoch, im Gegensatz zu den normalerweise vor Gebirgen liegenden Molassebecken. Die Kollision mit Europa reicht also nicht als Erklärung für die starke Hebung. Offensichtlich liegt unter dem Gebirge ein Mantelplume, der das Gebirge, das eigentlich nur eine geringe Krustenverkürzung und -verdickung aufweist, nach oben schiebt. Das erklärt auch den jungen alkalinen Magmatismus, der es trotz des Kompressionsregimes immer wieder an die Oberfläche geschafft hat.

Der Antiatlas (im Süden Marokkos) ist hingegen schon wesentlich früher, während der variszischen Orogenese (deren Spuren im Bereich des Atlas selbst weitgehend alpidisch überprägt wurden) mit der Bildung des Großkontinents Pangea entstanden, die alpidische Orogenese führte hier nur zu einer geringen Tektonik und Hebung. Entsprechend sind Gesteine (vor allem Metamorphite und Sedimente) aus dem Präkambrium und Jungpaläozoikum aufgeschlossen, die unter jüngere Sedimente abtauchen. Die Sedimente Marokkos sind für ihre hervorragende Fossilien bekannt.

Lesen:

Teixell, A., Ayarza, P., Zeyen, H., Fernàndez, M., Arboleya, M. (2005). Effects of mantle upwelling in a compressional setting: the Atlas Mountains of Morocco. Terra Nova 17, 456-461.

Hoepffner, C., Soulaimani, A., Piqué, A. (2005). The Moroccan Hercynides. Journal of African Earth Sciences 43, 144-165.

Beauchamp et al. (1996), Intracontinental Rifting and Inversion: Missour Basin and Atlas Mountains, Morocco. AAPG Bulletin; September 1996; v. 80; no. 9; p. 1459-1482: PDF

Schlüter, T (2006). Geological Atlas of Africa. Springer.

Mineralien und Gesteine von Ilimaussaq

Riannek — 2007-06-20T17:53:29Z


Kakortokit (Red Layer): Eudialith (rot), Alkalifeldspat (weiss) und Arfvedsonit (schwarz). Bildunterante ca. 6 cm.

Die alkaline Intrusion Ilimaussaq (siehe auch den Reisebericht) liegt in Südgrönland und ist eines der Musterbeispiele für die seltenen agpaitischen Gesteine: eine Fraktionierung unter extremen Bedingungen hat zu merkwürdigen Zusammensetzungen geführt. Die Gesteine haben hohe Gehalte an Alkalien, aber so wenig Al und Si, dass es für die üblichen gesteinsbildenden Minerale nicht ausreicht. Seltene Elemente wie REE, Nb, .... können stark angereichert werden. Als agpaitisch werden Gesteine bezeichnet, in denen die normalen Akzessorien wie Zirkon und Titanit durch komplexe Alkali-Zr-Ti-REE-Silikate wie Eudialith ersetzt sind.


Eudialith: Spätmagmatischer Bereich im Kakortokit mit rotem Eudialith, weissem Kalifeldpat und schwarzem Arfvedsonit. Bildunterkante ca. 10 cm.

Die Gesteine bestehen in der Regel aus Kalifeldspat und Nephelin (weiß), oft auch Sodalith (in Ilimaussaq grün und stark fluoreszierend), Eudialith (rot bis pink) und Alkaliamphibol (Arvfedsonit) und / oder Alkalipyroxen (Ägirin).

Der Kakortokit ist ein spektakuläres Beispiel für magmatisches Layering: eine Folge (im Schnitt zusammen 8 m mächtig) von weissen, roten und schwarzen Lagen, in denen die Minerale Alkalifeldpat, Eudialith und Arvfedsonit in verschiedenen Proportionen vorkommen, wiederholt sich 26 mal.


Naujait: Grünlicher Sodalith (pseudomorph nach Nephelin) ist peukilitisch umwachsen von Alkalifeldspat (weiß), Eudialith (rot) und großem Arfvedsonit (scharz). Bildunterkante: 14 cm.

Der spektakuläre Naujait besteht aus mehreren zentimeter großem Arfvedsonit, neben Alkalifeldspat und Eudialith, das ganze ist gesprenkelt mit einer großen Menge von etwa halbzentimeter großem grünen Sodalith, der von den größeren Kristallen poikilitisch umwachsen wurde.


Rinkit: Bildunterkante ca. 9 cm.

Rinkit (gelb) ist etwas seltener als Eudialith, ein weiteres Mineral der komplexen Alkali-Zr-Ti-REE Silikate,

Eudialith Na₁₅Ca₆ (Fe²⁺, Mn²⁺)₃ Zr₃ [Si₂₅O₇₃] (O, OH, H₂O)₃ (OH,Cl)₂
Rinkit Na (Na,Ca)₂ (Ca,Ce)₄ Ti [F₂ | (O,F)₂ | (Si₂O₇)₂]


Astrophyllit: Astrophyllit aus dem Randpegmatit. Bildunterkante ca. 3 cm.

Als später hydrothermale Bildungen kommen Minerale vor, die es zum Teil nur in Ilimaussaq gibt: darunter Na-Be-Sn-Silikate (!) wie Sørensonit und der pinke Tugtupit, letzterer beliebt unter Sammlern von Fluoreszierenden Mineralien.

Sørensonit Na₄ Sn Be₂ Si₆O₁₆ (OH)₄ Tugtupit Na₄ [Cl | BeAlSi₄O₁₂]


Sørensonit: Bildunterkante ca. 6 cm.


Tugtupit: Bildunterkante ca. 6 cm.

Literatur

Markl, G, Marks, M, Schwinn, G, Sommer, H (2001). Phase equilibrium constraints on intensive crystallization parameters of the Ilimaussaq compex, South Greenland. Journal of Petrology 42, 2231-2258.

Marks, M, Vennemann, T, Siebel, W, Markl, G (2004). Nd-, O-, and H-isotopic evidence for complex, closed-system fluid evolution of the peralkaline Ilimaussaq intrusion, South Greenland. Geochimica et Cosmochimica Acta 68, 3379-3395.

Marks, M, Markl, G. (2003) Ilímaussaq ‘en miniature': closed-system fractionation in an agpaitic dyke rock from the Gardar Province, South Greenland. Mineralogical Magazine 67, 893-919.

Sørensen, H (1997). The agpaitic rocks; an overview. Mineralogical Magazine 61, 485-498.

Minerale und Gesteine zwischen Oldoinyo Lengai und Natronsee

Riannek — 2007-06-20T17:53:24Z


Magnetit auf Wollastonit: Breite ca. 6 cm.

Der Vulkan Oldoinyo (Expeditionsbericht 2003 mit weiteren Erläuterungen und Literaturhinweisen) ist bekannt für seine eigensinnigen Laven: Natrokarbonatit gibt es nur hier, zugleich ist er der einzige aktive Karbonatitvulkan der Welt. Doch auch die silikatischen Gesteine, die den größten Teil des Vulkans ausmachen, sind einzigartig wie Combeit Nephelinit und Wollastonit Nephelinit (Klaudius und Keller 2006, Lithos 91, 173-190). Wollastonit und Nephelin sind in den Gesteinen gut zu sehen, der seltene Combeit ist jedoch zu klein.


Akkumulat mit Nephelin in Magnetit, Pyroxen und Melanit: Breite ca. 7 cm.

Natürlich sind auch andere Minerale, die typisch für alkalinen Vulkanismus sind zu finden, darunter Ägirin und der schwarze Titan-Granat Melanit. Phlogopit glitzert überall in den Tuffen der weiteren Umgebung.


Melilith: Dieses Mineral kommt normalerweise nur winzig klein vor. Dieses Prachtstück vom Oldoinyo Lengai schafft es auf 1,4 cm.

Olivinmelilithe sind vermutlich die primitiven Magmen, aus denen die hochentwickelten Magmen des Vulkans entstanden sind. Dieses Gestein (als Lava oder Tuff) kommt aber nur an den Explosionskratern in der weiteren Umgebung des Kegels vor. Erstaunlich grosse Kristalle von Melilith gibt es jedoch am Lengai selbst, diese haben eine sehr "entwickelte" Zusammensetzung mit hohen Gehalten von Fe und Na (Keller et al. 2006, Lithos 91, 150-172).


Olivin: Von einem der Olivinmelilithit-Explosionskrater in der Umgebung des Vulkans. Der größte Kristall hat ca. 1,5 cm.

In der Bruchstufe des ostafrikanischen Grabens zwischen Oldoinyo Lengai und Natronsee sind Flutlaven aufgeschlossen. Darunter auch ein schöner porphyrischer Nephelinit.


Nephelinit: Ein porphyrischer Nephelinit aus der Bruchstufe des Grabens. Breite ca. 7,5 cm.

Während einem Wasserhochstand des Natronsees im Pleistozän bildeten sich auf den heute den See umgebenen Hängen Stromatolithen (Icole et al. 1990, Sedimentary Geology 69, 139-155). Die lagigen Kalkablagerungen sind das Produkt von Cyanobakterien — eine sehr frühe Lebensform, die aber z.B. im Shark Bay (Australien) auch heute noch vorkommt.

Am Natronsee selbst bildet sich in der Trockenzeit eine Salzplaya, in der vor allem verschiedene Natriumhydrogenkarbonate abgelagert werden.


Stromatolith: Aus der Umgebung des Natronsees. Breite ca. 9 cm.

Der Ostafrikanische Graben

Riannek — 2006-07-05T21:34:45Z

Leicht geänderte Fassung aus der Einführung meiner Diplomarbeit.

Das tertiäre bis rezente Ostafrikanische Grabensystem (East African Rift System, EARS) wird generell als das klassische Beispiel für kontinentale Grabensysteme angesehen. Es ist rund 3500 km lang, 50-150 km breit und erstreckt sich vom Afar Dreieck in Äthiopien bis zur Mündung des Sambesi in Mosambique. Im Afar Dreieck ist es über das Rote Meer und den Golf von Aden mit dem weltweiten System Mittelozeanischer Rücken verbunden. Es besteht aus einem östlichen und einem jüngeren westlichen Arm, beide Arme sind auch rezent tektonisch und magmatisch (z.B. Nyiragongo im Westarm; Erta Ale, Oldoinyo Lengai, Meru im Ostarm) aktiv. Der östliche Arm ist durch die Turkanasenke weiter in den nördlichen Äthiopien Graben und den südlichen Kenia- oder Gregory Graben unterteilt. Der westlich des Viktoriasees verlaufende Westarm hat weniger Vulkanismus, ist aber tektonisch wesentlich aktiver als der Ostarm. Eine Reihe zum Teil tiefer Seen (z.B. Kivusee, Tanganyikasee) bedecken dort weite Teile der Struktur. Im Ostarm gibt es hingegen eine Reihe kleinerer Seen (z.B. Natronsee, Magadisee, Turkanasee).


Der Ostafrikanische Graben: (Modifiziert nach Smith & Moseley 1993)

In großem Maßstab wird die Topographie des EARS von zwei großen lithosphärischen Aufwölbungen charakterisiert (Morley et al. 1999), dem Afar Dom (durchschnittliche topographische Höhe 1500 m) und dem Ostafrikanischen Dom (1200 m), die durch die Turkanasenke (600 m Höhe) getrennt werden. Beide haben Durchmesser von etwa 1000 km und sind mit einer starken negativen Schwereanomalie verbunden. Innerhalb des Ostafrikanischen Domes befinden sich kleinere Aufwölbungen mit Durchmessern von 100-200 km, bemerkenswert sind der Kivu- und der Keniadom. Außerhalb der gehobenen Bereiche liegt die Topographie zwischen 300 und 900 m. Die Hebung hängt vermutlich (Ebinger et al. 1989) mit unter diesen Gebieten aufsteigendem asthenosphärischem Mantel zusammen (Diapir, engl. Plumes), wobei die Anzahl der Plumes sowie der zeitliche und räumliche Zusammenhang umstritten ist (Macdonald et al. 2001). Rogers et al. 2000 argumentieren beispielsweise aufgrund von Sr, Nd und Pb Isotopen für zwei Plumes, wobei der Kenia Plume mit flachem Ursprung seit dem Eozän aktiv sei (Basalte in Südwest-Äthopien), über den sich die Afrikanische Platte nach Norden bewegt. Der Afar Plume mit tiefem Ursprung ist demnach erst seit dem Oligozän aktiv (Flutbasalte in Äthiopien). Auch die großen Mengen an geförderten Magmen sprechen für einen Beitrag durch Plumes (Latin et al. 1993), wobei allerdings die Mengen in kontinentalen Flutbasaltprovinzen (wie z.B. dem Deccan Trap in Indien) wesentlich größer sind. Weitere Argumente sind die hohen Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen und die angereicherten Isotopensignaturen. Hebung und Vulkanismus begannen generell vor der Grabenbildung, was für eine Extension als Reaktion auf die Mantelplumes spricht (aktives Rifting).

Magmatische Petrologie

Insgesamt wurden etwa 730 000 km³ Magmen gefördert, davon 400 000 km³ in Äthiopien (inklusive Afar und Jemen), 230 000 km³ in Kenia und Nordtansania sowie 100 000 km³ im Westarm (Braile et al. 1995). Im Westgraben tritt Vulkanismus in vier isolierten Zentren (Toro-Ankole, Virunga, S. Kivu und Rungwe) auf. Alle haben sehr hohe Gehalte an inkompatiblen Elementen und Volatilen, z.T. sind sie extrem reich an Kalium und siliziumuntersättigt (Leucit, Kalsilit-führend). Die Aktivität begann hier im späten Miozän. Im Ostgraben begann in Äthopien die erste Aktivität bereits im Eozän, die Alter nehmen nach Süden hin ab. Erst im späten Miozän erreichte die Aktivität das nördliche Tansania. Die alkalinen Magmen des Ostarms sind Natrium-betont und werden von Baker 1987 in drei Serien unterteilt, die jedoch fließende Übergänge zeigen (Kampunzu & Mohr 1991):

Die hochalkaline Nephelinit-Carbonatit-Serie reicht von Karbonatiten, Melilithiten, Olivinnepheliniten und Nepheliniten zu Phonolithen. Mafische Gesteine haben in der Regel Einsprenglinge von Nephelin und Pyroxen mit oder ohne Melilith und Olivin, oft ist Perovskit, z.T. auch Melanit vorhanden. Phonolithe haben hohes Sr und Ba und akzessorisch Titanit. Ca-Plagioklas ist generell abwesend.

Die Basanit-Alkalibasalt Serie mit normativem Ne > 5% ist mit großen Volumen von Phonolithen und Trachyten assoziiert, die durch fraktionierte Kristallisation entstanden sind. Mafische Laven haben Einsprenglinge von Olivin und Klinopyroxen. Plagioklas ist in der Regel auf die Matrix beschränkt, statt Nephelin in der Matrix kann auch Sodalith vorkommen. Phonolithe finden sich in großen Volumen im nördlichen und zentralen Teil des Gregory Rift. Sie enthalten Einsprenglinge von Alkalifeldspat und Nephelin, sowie Mikroeinsprenglinge von Augit, Apatit und Biotit. Sie haben geringere Sr und Ba als die Phonolithe der Nephelinit-Karbonatit Serie. Neben Basaniten und Alkalibasalten kommen auch Tephrite und Mugearite vor, intermediäre Laven sind seltener. In Äthopien finden sich in den Alkalibasalten oft Mantelxenolithe.

Die Übergangsbasalt Serie (Übergang zwischen Tholeiiten und Alkalibasalten) ist assoziiert mit Mugeariten, Trachyten, Trachyphonolithen und Alkalirhyolithen und bildet Flutlaven, bimodale Schildvulkane und im Quartär Calderavulkane. Intermediäre Laven sind selten. In weit geringeren Mengen vorkommende Tholeiite enthalten Pigeonit und gelegentlich in der Matrix Orthopyroxen.

Die Zusammensetzung der Magmen läßt sich am besten durch Interaktion zwischen einem oder mehreren Mantelplumes und heterogenem lithosphärischem Mantel erklären (u.a. Macdonald et al. 2001), wobei die stärker alkalinen Schmelzen aus größerer Tiefe bei geringerem Schmelzgrad stammen. Die durchschnittliche Schmelztiefe wird dabei von der Dicke der Lithosphäre kontrolliert. Bei der Entstehung hochalkaliner Magmen spielen auch CO₂ reiche Fluide in der Mantelquelle eine bedeutende Rolle (u.a. Edgar 1987). Die Laven sind an inkompatiblen Elementen angereichert und erinnern an OIB (Rogers et al. 2000), sprechen also für einen Beitrag durch einen Plume. Die Gehalte variieren aber stark, was wie auch die Variationen in (ansonsten ebenfalls an OIB erinnernden) Nd, Sr und Pb - Isotopen (Paslick et al. 1995, Rogers et al. 2000) für einen Beitrag durch einen sehr heterogenen lithosphärischen Mantel spricht, der in jüngster Zeit durch kleine Mengen von Schmelzen an inkompatiblen Elementen angereichert wurde (Macdonald et al. 2001, Paslick et al. 1995, Rogers et al. 2000). Die häufig auftretende negative K-Anomalie spricht für eine residuale K-Phase wie Phlogopit oder K-Amphibol im Mantel.

Auch Mantelxenolithe (Granat- und Spinellperidotite) aus Nordtansania zeigen eine derartige Anreicherung (Macdonald et al. 1994). Am Pello Hill (zwischen Oldoinyo Lengai und Gelai) enthalten die Peridotit-Xenolithe Amphibol und Phlogopit (Dawson & Smith 1988). Einige werden von Phlogopit-Amphibol-Pyroxen-Adern durchschnitten. Die Metasomatose durch möglicherweise K-Nephelinitische bzw. Katungitische Magmen wird als sehr jung gedeutet (< 0,5 Ma). Die Peridotite vom Olmani Schlackenkegel nahe Arusha (Rudnick et al. 1993) sind an Ca, P und SEE angereichert, die ansonsten refraktären Dunite enthalten Klinopyroxen statt Enstatit. Dies wird als Ergebnis einer jungen Metasomatose durch Karbonatite interpretiert. Von einer Reihe weiterer Zentren (Monduli, Labait, Eledoi, Pello) wurde in einzelnen Peridotiten Kalzit als Zwickelfüllung und Einschlüsse in Olivin beschrieben (Lee et al. 2000), was ebenfalls als Ergebnis einer Interaktion mit karbonatitischen Schmelzen interpretiert wird. In Peridotit-Xenolithen von Lashaine und aus Südkenia finden sich hingegen keine Hinweise auf eine Metasomatose von ähnlichem Ausmaß (Henjes-Kunst & Altherr 1992).

Kontamination durch Kruste ist in der Regel selbst bei den differenzierten Vulkaniten unbedeutend (u.a. Rogers et al. 2000, Paslick et al. 1995). Bei den insbesondere in Kenia großen Mengen an vermutlich durch fraktionierte Kristallisation differenzierten Schmelzen müssen sich große Mengen von mafischen und ultramafischen Kumulaten gebildet haben (Macdonald 1992). Die Miozänen Flutphonolithe Kenias könnten sich allerdings auch durch partielles Schmelzen basaltischer Kruste unter CO2-reichen Bedingungen in etwa 23 km Tiefe gebildet haben (Macdonald 1994).

Strukturen

Das EARS folgt weitgehend den Strukturen der proterozoischen panafrikanischen Orogene (Mozambique Belt, u.a. Smith & Morley 1993). Nach der panafrikanischen Orogenese, die zur Bildung des Kontinents Gondwana führte, bestand bereits eine mechanische Anisotropie zwischen der kalten, dicken und starren archaischen Lithosphäre (Nordtansania) gegenüber dem dünneren, anisotropen und wärmeren Orogengürtel (Kenia). Im späten Proterozoikum wurde die Anisotropie durch eine Reihe NW-SE und N-S streichender Scherzonen modifiziert, die den Orogengürtel und den Rand des Kratons (reworked craton margin) im südlichen Kenia beeinträchtigten. Nach Smith & Morley 1993 kontrollierte die Reaktivierung dieser Scherzonen unter einem sich ändernden regionalen Streßfeld Lage und Geometrie des Grabens und die Magmenförderung. Die Dicke der Lithosphäre des Kratons einerseits und des Orogengürtels andererseits beeinflußt wiederum durch die unterschiedliche Schmelztiefe die Alkalinität der Magmen, so sind die hochalkalinen nephelinitisch-karbonatitischen Zentren weitgehend auf den Kraton beschränkt (Smith 1994).

Die frühe tektonische Entwicklung des Gregory Grabens ist zum Teil durch die jungen Vulkanite verborgen. Es handelt sich um eine komplexe Geschichte (Morley 1999) von Entstehung, Aktivierung und Deaktivierung von Verwerfungen, mit einer tendenziellen Wanderung der Aktivität nach Osten. Nach der frühen Bildung einer Senke entstand eine Reihe von Halbgräben, die am westlichen Rand kleine Becken bildeten und durch en-echelon Verwerfungen verbunden waren. Erst später bildeten sich eine Reihe von Hauptverwerfungen und damit ein asymmetrischer Graben im eigentlichen Sinn. Der Fokus der Extension wurde immer enger und wanderte letztlich vom Rand in den inneren Trog, bei einer steigenden Dichte an Verwerfungen, Versatz und Verwerfungslänge. In der Entwicklung setzte sich die Tektonik nach Norden (Turkana) und Süden (Tansania) hin fort.

Geophysikalische Methoden, wie seismische Refraktion und Weitwinkelreflektion, wurden insbesondere in Kenia zur Aufklärung der tiefen Strukturen des Grabens angewandt (Braile et al. 1995, Mechie et al. 1997). Die Krustendicke, mit 35-40 km unter den Flanken, variiert unter dem Kenia Graben von 20 km in der Turkana Region im Norden zu 35 km unter dem Keniadom im Süden, verbunden mit einer Extension von 35-40 km im Norden und 5-10 km im Süden. Eine Zone mit hohen seismischen Geschwindigkeiten an der Basis der Kruste, insbesondere unter dem Keniadom, wird als angesammeltes mafisches Material (underplating) interpretiert. Der Mantel unter dem Graben ist durch eine seitlich steil begrenzte und bis in mindestens 200 km Tiefe reichende Zone mit anomal niedrigen seismischen Geschwindigkeiten charakterisiert, die als Anwesenheit von wenigen Prozent Schmelze interpretiert wird. Der lithosphärische Mantel ist weitgehend dünn oder gar abwesend. In Nordtansania wurde die Kruste von 34 km (Kraton unter der westlichen Flanke) auf 30 km ausgedünnt (Ebinger et al. 1997). Die Dicke der Lithosphäre des Tansania Kratons westlich des Grabens beträgt mindestens 110 km, weniger unter dem proterozoischen Orogengürtel, 90 km unter dem Graben in Kenia (Ebinger et al. 1997). Es wird von einer känozoischen thermischen Erosion der Lithosphäre insbesondere unter dem proterozoischen Orogengürtel durch einen Matelplume ausgegangen (Ebinger et al. 1997, Smith 1994).

Äthiopien und Kenia

Der Äthiopien Graben wird durch bimodalen Magmatismus charakterisiert, mit überwiegend Flutbasalten (Übergangsbasalte) und untergeordnet rhyolitischen Ignimbriten. Erster Vulkanismus begann vor 49 Ma im Südwesten Äthiopiens, die Hochphase der Eruptionen und der Tektonik war in der Zeit von 32 bis 21 Ma. In der Afar Region hält die Aktivität von in größeren Mengen entlang Spalten eruptierten Übergangsbasalten an, seit 1 Ma konzentriert sich der Vulkanismus entlang axialer Ketten und ähnelt so dem Seafloorspreading, ist aber im Gegensatz zum Roten Meer nicht tholeiitisch (Kampunzu & Mohr 1991).

Im Kenia Graben (Smith 1993, Braile et al. 1995, Baker 1987) reichen die Magmen von Übergangsbasalten über Alkalibasalte und Basanite zu Nepheliniten, Karbonatiten und Melilithiten mit deren jeweiligen Differenziaten. In Kenia ist eine generelle Wanderung der Aktivität von Nord nach Süd zusammen mit einem tendenziellen Wechsel von stark zu schwächer alkalin und von eher mafisch zu stärker entwickelten felsischen Zusammensetzungen festzustellen (Baker 1987). Die Aktivität verlagerte sich dabei von einer breiten Zone in den schmalen Zentralbereich des Grabens und östlich davon. Der Vulkanismus begann vor 35-22 Ma in Nordkenia, die Tektonik vor 21 Ma (Braile et al. 1995). Die Frühphase (insbesondere Turkanaregion in Nordkenia) war von basaltischen Schildvulkanen und Flutlaven, sowie etwas später in Westkenia und Ostuganda von kleineren Volumina hoch alkaliner Magmen (Nephelinite, Karbonatite), geprägt (35-31 Ma). Vor etwa 15 Ma wurden in Zentralkenia Alkalibasalte und große Mengen von Flutphonolithen (16-8 Ma) im sich bildenen Halbgraben gefördert, vor 7 Ma wechselte der Vulkanismus zu überwiegend weniger alkalinen bimodal basaltisch-trachytischen Schildvulkanen, viele mit Calderen und Ignimbriten. Um 4 Ma bildeten sich auch auf der Ostseite Hauptverwerfungen, in Süd- und Zentralkenia wurden großvolumige Fluttrachyte und entlang von Spalten Alkalibasalte gefördert. Am Ostrand und östlich des Grabens entstanden im Quartär große Vulkane mit einer Vielzahl von Lavenzusammensetzungen, wie Mount Kenia, Kilimanjaro und Mount Meru (die beiden letzteren in Tansania). Im Graben selbst wurden weiterhin Basalte, Trachyte und Alkalirhyolithe gefördert, zum Teil bildeten sich Calderen. Die Aktivität setzte nun auch im nördlichen Tansania ein.

Nördliches Tansania

In Nordtansania (Dawson 1992) geht das EARS von einem 50 km breiten Graben im südlichen Kenia zu einer 200 km breiten Zone mit mehreren Halbgräben und Gräben unterschiedlicher Orientierung über (Natron-Manyara-Balangida, Eyasi-Wembere, Pangani-Graben). Dieser Wechsel in der Morphologie und der Wechsel zum stark alkalinen Vulkanismus dürfte mit dem Übergang vom proterozoischen Orogengürtel (Mozambique Belt) in Kenia zum archaischen Kraton Tansanias zusammenhängen. Die Aktivität begann in Tansania relativ spät, die weit verbreiteten Fluttrachyte, welche die Aktivität zur gleichen Zeit in Kenia dominieren, fehlen hier.


Geologie Nordtansania: (Modifiziert nach Dawson1992)

In Tansania begann der Vulkanismus wesentlich später als in Kenia. Bagdasaryan et al. 1973 datierten Melaphonolithe vom Essimingor auf 8,1 Ma, verbreiteter Vulkanismus und Bildung kleinerer Verwerfungen mit Sedimentation in den entstehenden Senken setzte vor etwa 5 Ma ein. Vor ca. 3 Ma bildeten sich mit der Eyasi Bruchstufe und der 20 km östlich des Natronsees gelegenen Sonjo (oder Oldoinyo Ogol) Bruchstufe die ersten großen Abschiebungen, die allerdings nicht miteinander verbunden waren (Foster et al. 1997). Die Sonjo Bruchstufe trennt proterozoisches Kristallin im Westen von neogenen Vulkaniten und Sedimenten im Osten.

Der Vulkanismus in dieser Frühphase (bis 1,2 Ma) war von großen Schildvulkanen mit Alkalibasalten (untergeordnet Trachyt, Phonolith) geprägt, wie Oldoinyo Sambu, Gelai, Ketumbeine, Kilimanjaro (Shira und Mawenzi) und die Vulkane der Crater Highlands. Letztere förderten auch trachytische Tuffe und Ignimbrite in größeren Mengen und entwickelten zum Teil große Calderen in ihrer Spätphase (Ngorongoro, Empakai, Olmoti). Wenige Zentren gehörten bereits zur hochalkalinen Assoziation: die Bast Hills (bei Oldoinyo Sambu) mit Melanepheliniten und Melilithiten, Essimingor mit Nepheliniten und Phonoliten, Mosonik (ca. 3,5-3,18 Ma, Foster et al. 1997) mit Nepheliniten, Phonolithen und Karbonatiten sowie Shombole (ca. 2 Ma) mit Nepheliniten, Phonolithen und Karbonatiten.

Die Hauptphase der tektonischen Bewegung vor etwa 1,2 Ma (Macintyre et al. 1974, Foster et al. 1997) führte zur Bildung der westlichen Randverwerfung, welche N-S vom Natronsee, entlang dem Manyarasee zum Balangidasee verläuft und aus steil einfallenden planaren Abschiebungen mit über 500 m Versatz besteht. Dazu gibt es kein östliches Equivalent, der Ostrand des Grabens wird durch eine Reihe kleinerer Abschiebungen und Flexuren gebildet. Viele kleinere Verwerfungen bildeten sich auch in der Grabenebene. Die entstandenen langgestreckten Becken sind durch weitere Verwerfungen segmentiert und durch Sedimente und vulkanische Ablagerungen teilweise verfüllt. Für das Natron Becken wird eine Beckentiefe von < 3,5 km angenommen (Ebinger et al. 1997).

Der jüngere Vulkanismus in Tansania (nach 1,2 Ma) wird von stärker alkalinen Zentren dominiert, mit Nepheliniten, Phonoliten (Meru, Kibo u.a.) und teilweise zusätzlich Karbonatiten (Oldoinyo Lengai, Kerimasi, Hanang u.a.). Die Aktivität ist oft explosiv, mit der Bildung von steilen, durch pyroklastisches Material dominierten Kegeln und großen Explosionskratern. In der Umgebung des Oldoinyo Lengai gibt es beispielsweise eine Reihe von Maarkratern und Schlackenkegeln mit Olivinmelilithiten und Olivinnepheliniten (Keller et al. 2006). Der Vulkan Oldoinyo Lengai ist mit der Extrusion von natrokarbonatitischer Lava und Asche der einzige rezent aktive Karbonatitvulkan. Jedoch besteht der weitaus größte Teil des Vulkans aus Olivin-freien, hochentwickelten und stark peralkalinen Nepheliniten (Tuffe, Agglomerate und Laven) sowie Phonolithen (Klaudius und Keller 2006).

Literatur

Bagdasaryan, G.P., Gerasimovskiy, V.I., Polyakov, A.I., Gukasyan R. Kh. (1973). Age of volcanic rocks in the rift zones of East Africa. Geochemistry International 10, 66-71.

Baker, B.H. (1987). Outline of the petrology of the Kenya rift alkaline province. In: Fitton, J.G. & Upton, B.G.J. (eds.), Alkaline Igneous Rocks. Geological Society Special Publication 30, 293-311.

Braile, L.W., Keller, G.R., Wendlandt, R.F., Morgan, P., Khan, M.A. (1995). The East African rift system. In: Olsen, K.H. (ed.) Continental Rifts: Evolution, Structure, Tectonics, Development in Geotectonics 23. Elsevier, Amsterdam, 213-231.

Dawson, J.B. (1992). Neogene tectonics and volcanicity in the North Tanzania sector of the Gregory Rift Valley: contrasts with the Kenya sector. Tectonophysics 204, 81-92.

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Steine

Riannek — 2006-01-21T14:18:00Z

Diplomarbeit
Stratigraphie und Petrologie der Lavenabfolge in der Bruchstufe zwischen Oldoinyo Lengai und Engare Sero Canyon, Tanzania
Kurzfassung
Einführung: Der Ostafrikanische Graben
Feldarbeit

Tamazeght
Alkaline Intrusion Tamazeght im Hohen Atlas, Marokko.
Expedition Tamazeght 2006
Geologie des Atlas
Tamazeght Carbonatites

Wie Vulkane funktionieren
Teil 1: Wo kommt das Magma her?
Teil 2: Vulkanausbrüche und Vulkanformen

Fieldtrips

Riannek — 2006-01-18T23:44:00Z

Ilimaussaq 2006: Agpaitische Intrusion in Grönland. Siehe auch Mineralien und Gesteine von Ilimaussaq

Tamazeght 2006: Alkaline Intrusion in Marokko

Zermatt Saas 2004: Exkursion. Hochdruckmetamorpher Ophiolithkomplex (mit Prof. Bucher)

Tansania 2003: Expedition zum Vulkan Oldoinyo Lengai und Safari. Siehe auch: Minerale und Gesteine zwischen Oldoinyo Lengai und Natronsee

Schweizer Jura 2003: Exkursion durch den Faltenjura (mit Prof. Behrmann)

Süditalien 2003: Exkursion Vulkanismus (mit Prof. Keller)

Adamello 2002: Exkursion durch die Kontaktaureole (mit Prof. Bucher)

Süd - Norwegen 2002: Exkursion. Präkambrischer Schild, Kaledoniden und Western Gneiss Region (mit Prof. Bucher)

Heidelberger Hütte 2002: Kartieren im Fimberflysch (mit Springhorn) und dann noch aufs Fluchthorn.

USA 2001: Exkursion. Sierra Nevada, Basin and Range Provinz, Mono Lake und Mono Craters, Long Valley Caldera, Lassen, Lava Beds NM. Und vor der Exkursion: Grand Canyon, Bryce Canyon, Zion, Death Valley... (mit Prof. Bucher)

Bivio 2001: Kartierung im Oberhalbstein, Schweiz: Ophiolithe und Ostalpin (mit Prof. Bucher)

Santorin 2001: Exkursion. Explosiver Vulkanismus (mit Prof. Keller)

Nord - Norwegen 2000: Exkursion. Caledoniden und Präkambrium in der Umgebung von Tromsø (mit Prof. Bucher)

Diplomarbeit: Kurzfassung

Riannek — 2005-12-16T14:13:25Z

Die Bruchstufe im Gebiet südlich des Natronsees besteht aus einer rund 500 m mächtigen Abfolge von Flutlaven, die in einer frühen Phase der Grabenbildung gefördert wurden. Von unten nach oben nimmt die Alkalinität tendenziell zu, von Alkalibasalten über Basanite (mit Mg# > 41) hin zu entwickelten Nepheliniten (Mg# < 47). Die Mg# schwankt stark mit der stratigraphischen Höhe, so dass von einer Vielzahl von Zyklen mit Magmenaufstieg, leichter Differentiation und Eruption ausgegangen werden muss. Ein im südlichen Teil des Arbeitsgebiets angeschnittener Schlackenkegel mit vielen Gängen, im Profil wiederholt auftretende Schlackenagglomerate, Palagonit-Tuffe und ein Nephelinit-Förderschlot zeigen, dass die Förderung der Laven ein lokales Ereignis war.

Die stratigraphisch tiefsten Alkalibasalte mit intergranularem Gefüge aus Plagioklas, Pyroxen, Olivin und Magnetit haben niedrige Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen. Die darüber liegenden Basanite und Basalte, mit Einsprenglingen von Pyroxen und Olivin, haben eine holokristalline Matrix aus überwiegend Pyroxen-Mikroeinsprenglingen, mit Plagioklas, Nephelin und Kalifeldspat sowie Titanomagnetit in den Zwischenräumen. Leicht entwickelte Gesteine sind reicher an felsischen Mineralen und haben z.T. ein trachytisches Gefüge. Ein Picrobasalt, von dem die Basanite und Basalte durch Fraktionierung von Olivin, Klinopyroxen und Titanomagnetit abgeleitet werden können, erfüllt die chemischen Bedingungen primärer Mantelschmelzen.

Die entwickelten Nephelinite bestehen entweder aus Einsprenglingen von Nephelin und fluidal eingeregeltem, invers zoniertem Klinopyroxen, mit Nephelin, Klinopyroxen, Magnetit und etwas Glas in der Matrix; oder sie sind vitrophyrisch, mit bis 2 cm großem Nephelin und Mikroeinsprenglingen von Nephelin, Sodalith, Klinopyroxen und Magnetit. Akzessorisch treten Perovskit, Apatit und in einer Probe Titanit auf. Der vitrophyrische, großporphyrische Nephelinit kann von den anderen Nepheliniten durch Fraktionierung von Pyroxen, Perovskit und Apatit abgeleitet werden, die inverse Zonierung der Pyroxene erfordert zudem Magmenmischung. Ein Nephelinitgang hat jedoch von den anderen Nepheliniten stark abweichende Spurenelementverhältnisse, weshalb die Fraktionierung von einander ähnlichen, aber doch verschiedenen Magmen anzunehmen ist. Dieses Modell ist wegen der schwankenden Verhältnisse inkompatibler Spurenelemente vermutlich auch für die Basanite und Basalte anzunehmen, bei mit der Zeit tendentiell abnehmendem Schmelzgrad. Die in den Nepheliniten wesentlich höheren Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen schließen eine Fraktionierung von den Basaniten zu den Nepheliniten aus.

Ein in die Basanite eingeschalteter Megakristall-Olivinmelilithit ist mit hohen Gehalten an Cr, Ni und Mg der einzige mögliche Kandidat eines primitiven Stamm-Magmas der Nephelinite. Er hat bis 4 cm große Einsprenglinge von Olivin und Klinopyroxen in einer Matrix aus Melilith, Klinopyroxen, Titanomagnetit und Nephelin. Die Melilithe sind entwickelt, mit hohem Sodamelilith- und Fe-Gehalt und gelben Interferenzfarben. Die Olivin- und Pyroxen-Megakristalle und evtl. auch die wenigen Chromit-Einsprenglinge sind vermutlich Xenokristalle. Eine Differentiation von diesem primitiven Gestein hin zu den entwickelten Nepheliniten wird durch die vorliegenden Daten nicht ausgeschlossen, die große Lücke zwischen beiden macht eine endgültige Klärung jedoch unmöglich.

Tansania 2003 Bericht von der Feldarbeit. Mit Bildern.
Ostafrikanischer Graben Eine Einführung.