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Die Entgasung eines Magmas wird vor allem bestimmt durch die Abhängigkeit der Löslichkeit eines volatilen Elements vom Druck, der Temperatur und der Zusammensetzung eines Magmas sowie der Keimbildung von Blasen und ihrem Wachstum. Magmen in der Erdkruste sind im Normalfall an flüchtigen Bestandteilen untersättigt, d.h., die Volatilen sind in der Schmelze gelöst, sei es als Bestandteil von Molekülen, sei es in Zwischenräumen, und je höher der Überlastungsdruck bei konstantem Gehalt an Volatilen, desto größer die Untersättigung. Blasen beginnen sich in einem Magma an der Grenzfläche zwischen Kristallen, insbesondere Oxiden, und der Schmelze zu bilden. Sie wachsen durch die Diffusion von Volatilen, insbesondere H₂O, in die Blase hinein. Blasen können sich in einem Magma schon bei geringer Übersättigung an Volatilen bilden (< 10 bar). Bei Oberflächenspannungen von 50 bis 400 Dyne cm⁻¹ – realistische Werte für natürliche Magmen – ergibt sich bei diesen geringen Übersättigungsdrucken eine minimale Blasengröße von 1 bis 10 μm, in Einklang mit Beobachtungen, daß es kaum Blasen mit einem Durchmesser kleiner als 5 μm gibt.

Abb. 4.21: Schematische Darstellung von zwei unterschiedlichen Gaszusammensetzungen am Kilauea-Vulkan. Im zentralen Schlot (Halemaumau) entweicht Gas vom Typ I, (siehe Abb. 4.22), bei Flankeneruption Gas vom Typ II, dessen Zusammensetzung noch stärker von der des Ausgangsmagmas abweicht. Residuale Volatile sind solche, die noch nach einer Eruption in der Lava verbleiben (nach 103).

Mit abnehmendem Druck, also beim Magmenaufstieg, nimmt der Partialdruck der Volatilen zu, bis das Magma in bezug auf eine oder mehrere Gasspezies übersättigt ist. Eine freie Gasphase entsteht. Hierdurch wird die Dichte des Magmas reduziert. Nach Proussevitch und Sahagian (1996) spielt die Aufstiegsrate eines Magmas (Dekompression) eine wichtige Rolle bei der Entgasungseffizienz. Da der Dichteunterschied zwischen Magma und Nebengestein den Hauptauftriebsmechanismus darstellt, wird sich die Aufstiegsgeschwindigkeit eines Magmas nach der Blasenbildung beschleunigen – allerdings beeinträchtigt durch die gleichzeitig zunehmende Viskosität, bedingt sowohl durch die Abnahme der Volatilen in der Schmelze wie durch die Bildung von Blasen.

Abb. 4.23: Platzende Gasblasen in einem stationären Lavasee Mauna Ulu (1969), Kilauea-Vulkan (Hawaii).

Welcher der beiden Prozesse, die zum Blasenwachstum führen – Diffusion und Dekompression –, wichtiger ist, hängt von der Zusammensetzung eines Magmas und der jeweiligen Dynamik des Systems ab. Wenn in einer relativ statischen, niedrigviskosen Magmasäule (Basalt) in der Nähe der Erdoberfläche Blasen nach oben steigen, vergrößern sie sich vermutlich vor allem durch Dekompression (Abb. 4.23).

Eine Schmelze wird viskoser, wenn die flüchtigen Bestandteile sich in Gasblasen konzentrieren. Deren Ausdehnung und das Aufsteigen des Magmas in kältere Krustenniveaus kühlen ein Magma ab und erhöhen dadurch ebenfalls seine Viskosität. Mit steigender Zugspannung der Blasenwände setzen diese der Gasausdehnung daher zunehmend Widerstand entgegen. Ob die Fragmentierung beginnt, wenn das Blasenwachstum aufhört oder etwas später, wenn sich ein minimaler Überdruck ausgebildet hat, ist noch umstritten. Möglicherweise ist auch nicht der Überdruck in den Blasen, sondern die mit ihrem enormen Volumenwachstum verbundene hohe Scherrate in der Schmelze verantwortlich für die Fragmentierung, ein Thema, das ausführlicher in Kapitel 10 behandelt wird.