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Magmakammern, d.h. Ansammlungen von Magma in der Erdkruste, die bei Vulkanen als Zwischenstadium fungieren, bei Plutonen die Endtiefen darstellen, hat es seit Anbeginn der Erde bzw. seit der Bildung einer Erdkruste gegeben. Heute von der Erosion freigelegte Tiefengesteinskörper (Plutone) sind hierfür der deutlichste Beweis. Daß es im gegenwärtigen Zustand der Erde viele mehr oder weniger flüssige Magmareservoire in der Kruste geben muß, steht aus geologischen und vulkanologischen Gründen außer Zweifel. Derartige stationäre Magmakammern geophysikalisch nachzuweisen, etwa in geothermisch aktiven Gebieten mit heißen Quellen, Fumarolen usw. (The Geysers, Yellowstone, Island, Larderello, Wairakei), ist schwierig. Der erfolgreichste Nachweis gelang bisher am Kilauea-Vulkan (Kap. 6). Viele Magmen, wie die granitischen, erstarren überwiegend auch in diesem Niveau zu grobkörnigen Tiefengesteinen.

Abb 3.12: MgO-Variationsdiagramm (schematisch) der chemischen Zusammensetzungen von im Makaopuhi-Lavasee erbohrten, basaltischen und höher differenzierten Gesteinen bzw. der jeweiligen intergranularen Restschmelze. Die Kristallisation der Schmelze beginnt bei Temperaturen um ca. 1200 °C mit Olivin (Ol). In Magmen mit weniger als ca. 7,7 Gew.-% MgO hört Olivin in diesen Magmen auf zu kristallisieren, während Ilmenit (II) als Erzphase hinzukommt (nach 384).

Magmakammern können in unterschiedliche rheologische Bereiche unterteilt werden, abhängig von Temperatur, Kristallgehalt und Viskosität. Vollständig geschmolzene Bereiche oberhalb der Liquidustemperatur haben niedrige Viskositäten und können konvektieren. Mit abnehmender Temperatur steigt der Kristallgehalt, so daß bei Kristallinitäten von ungefähr 50 – 60 % das Magma aus einem Kristallaggregat besteht und sich rheologisch wie ein Festkörper verhält. Diese Grenze wird auch Rigidus genannt (180). Das Temperaturintervall zwischen Liquidus- und Solidustemperatur z.B. bei tholeiitischen Basaltmagmen umfaßt ungefähr 200 °C.

Mit dem Begriff Differentiation wird derjenige Vorgang bezeichnet, bei dem sich chemisch/mineralogisch unterschiedliche Derivatmagmen aus sogenannten primitiven Ausgangsmagmen entwickeln. Konventionell denkt man bei Magmadifferentiation vor allem an Magmen, die in den obersten 10 km der Erdkruste Reservoire bilden, stagnieren und langsam abkühlen und kristallisieren. Die fraktionierte Kristallisation ist vermutlich der Hauptmechanismus für Magmendifferentiation.

Abb 3.13: Mikrophoto (Breite 1 cm) einer leuzit-nephelinitischen Lava aus der Westeifel mit großen Klinopyroxen-Einsprenglingen. Die grünlich-bräunlichen Kerne sind zum Teil schon zerfallen und stellen Frühkristallisate des Magmas bei hohen Drücken (wahrscheinlich im Grenzbereich Kruste/Mantel) dar. Diese eisenreichen grünen Kerne sind von magnesiumreichen farblosen bis leicht bräunlichen Säumen umwachsen.

Es mehren sich die mineralogischen und chemischen Anzeichen dafür, daß Magmen auch in tieferen Stockwerken, etwa an der Basis der Kruste oder darunter stärker differenzieren können (Abb. 3.14). Heute weiß man vor allem durch genauere petrologische Analysen von plinianischen Aschenfall- und Aschenstromablagerungen, daß viele oberflächennahe Magmakammern chemisch und mineralogisch stark zoniert sind (s.u.).

Magmen können auch bei noch höheren Drucken fraktionieren, z.B. in Magmastagnationszonen an der Basis der Erdkruste. Grüne, eisenreiche Kerne in Klinopyroxenen sind typische Zeugnisse derartiger Hochdruckfraktionierung (Abb. 3.13).

Traditionell hat man sich die fraktionierte Kristallisation als ein Absinken von schwereren Kristallen in einem weniger dichten Magma – bei Mineralen geringer Dichte auch ein Aufsteigen – vorgestellt, wobei die schweren Kristalle am Boden der Magmakammer aussedimentiert werden und einen „Bodensatz“, ein sogenanntes Kumulat bilden. In höher differenzierten Magmen scheint indes die Viskosität (Kap. 4) der Schmelzen so hoch und damit die Sinkgeschwindigkeit der Phänokristalle so klein zu sein, daß durch gravitatives Absinken nicht die extreme Fraktionierung erreicht würde, die man oft beobachtet. Baker und McBirney (1985) und Sparks et al. (1984) haben daher das Konzept der konvektiven Fraktionierung entwickelt. Es besagt, daß bei der Kristallisation an den Seitenwänden einer Magmakammer hochdifferenzierte Schmelze entsteht, die wegen ihrer geringen Dichte an den Innenwänden konvektiv nach oben steigt. Konvektive Massenbewegungen werden noch in einigen späteren Kapiteln angesprochen, so der konvektive Aufstieg aufgeheizter Luft über abkühlenden Lavaströmen oder Ignimbriten (Kap. 11), konvektiv aufsteigende Eruptionssäulen (Kap. 10) oder konvektiv aufsteigende Mantel Plumes (Kap. 6). Auch Magmenmischung und Aufnahme von Nebengestein (Kontamination), möglicherweise auch Diffusion im flüssigen Zustand, können die Zusammensetzung eines Magmas signifikant verändern.

Die Gesteine eines Vulkans oder eines Vulkanfeldes haben im Normalfall unterschiedliche chemische Zusammensetzungen, die vor allem durch Differentiation, insbesondere durch die oben geschilderte fraktionierte Kristallisation erklärbar sind. Die chemischen Analysen der Gesteine, von denen man annimmt, daß sie aus ähnlichen Ausgangsmagmen entstanden sind, werden oft in sogenannten Variationsdiagrammen dargestellt. Abbildung 3.12, zum Beispiel, spiegelt die Änderung der chemischen Zusammensetzung eines hawaiianischen basaltischen Magmas mit der Abkühlung und Auskristallisation unterschiedlicher Mineralphasen in einem Lavasee wider, also einem relativ geschlossenen System.

Je nach Zusammensetzung des primitiven Ausgangsmagmas unterscheidet man verschiedene Differentiationsreihen. Die beiden Hauptreihen sind:

• Tholeiit→ Rhyolith und

• Alkalibasalt→ Phonolith (Trachyt).

Wenn man heutzutage eine Suite von vulkanischen Gesteinen untersucht, um ihre gegenseitigen petrologischen Beziehungen zu erforschen, benutzt man meistens das sogenannte AFC-Modell (assimilation, fractionation, crystallization) und die zu seiner Anwendung entwickelten Rechenprogramme. Mit anderen Worten: Man will herausbekommen, inwieweit ein Magma ein geschlossenes System war bzw. wie stark es mit dem Nebengestein reagiert hat, indem einige Elemente an den Grenzflächen ausgetauscht oder größere Partien von Krustengesteinen aufgeschmolzen wurden und daher die Zusammensetzung des Magmas verändert haben. Im allgemeinen sind die chemischen Veränderungen in einer Gesteinssuite – einem Vulkan oder einem Vulkanfeld – durch Differentiation, Magmenmischung usw. stärker als die durch Assimilation bedingten.