Magma und Lava Chemische Zusammensetzung und Struktur magmatischer Schmelzen Vulkanische Gase Magmatische Temperaturen

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1 Magma und Lava Chemische Zusammensetzung und Struktur magmatischer Schmelzen 14.2 Vulkanische Gase 14.3 Magmatische Temperaturen 14.4 Viskosität von Magmen und Laven 14.5 Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma Wie wir gesehen haben, werden bei Vulkanausbrüchen glutheiße Gesteinsschmelzen aus dem Erdinnern gefördert, die unter stürmischer Entgasung ausfließen oder explosiv herausgeschleudert werden. Man muss daraus schließen, dass im Erdinnern glutheiße Schmelzen existieren, in denen leichtflüchtige (volatile) Komponenten gelöst sind. Die meisten Laven, die an die Erdoberfläche gefördert werden, enthalten bereits Kristalle, die in einer Magmenkammer oder beim Aufstieg gewachsen sind; sie bilden Einsprenglinge in vulkanischen Gesteinen. Als Magma bezeichnet man dementsprechend glutheiße Gesteinsschmelzen des Erdinnern, die neben leichtflüchtigen Bestandteilen meist auch Kristalle enthalten können. Es muss daran erinnert werden, dass Magma ein theoretischer Begriff ist; denn niemand hat ein Magma je gesehen! Wir beobachten lediglich die vielfältigen Entgasungsprozesse von Lava an der Erdoberfläche, die ein wesentliches Merkmal des Vulkanismus sind (Abb. 14.1) und bei explosiver Entbindung der Gase oft eine verheerende Rolle spielen. Solche Prozesse belegen eindringlich, dass die Menge an leichtflüchtigen Komponenten, die im Magma gelöst sind, groß sein muss. Aber auch die ruhiger verlaufende Entgasung z. B. von ausfließenden Lavaströmen beeindruckt durch die enormen Mengen geförderter Gase. Weitere Schlüsse über das Magma der Tiefe werden aus seinen Kristallisationsprodukten, den Vulkaniten und Plutoniten, gezogen. Abb Vulkanische Dampftätigkeit am Hauptkrater des Ätna. (Foto: M. Okrusch)

2 Magma und Lava Chemische Zusammensetzung und Struktur magmatischer Schmelzen Wie man aus der Häufigkeitsverteilung magmatischer Gesteine sofort sieht, haben Magmen in ihrer weit überwiegenden Mehrzahl silikatische Zusammensetzung, während Karbonat- und Sulfid-Magmen nur selten auftreten. Silikatschmelzen und -gläser bestehen aus [SiO 4 ]- und [AlO 4 ]-Tetraedern, die zu Gruppen ähnlich denen in Silikatstrukturen vernetzt sind, wie [AlSiO 4 ] n, [AlSi 2 O 6 ] n, [AlSi 3 O 8 ] n, [Si 2 O 6 ] n 4, [Si 2 O 7 ] n 6 oder Ringen wie [Si 6 O 18 ] 12 (Abb. 14.2). Si [4] und Al [4] mit ihren starken sp 3 -Hybrid-Bindungen zum Sauerstoff spielen also die Rolle von Netzwerkbildnern. Demgegenüber wirken die freien Kationen Na +, K +, Ca 2+, Mg 2+, Fe 2+, Fe 3+ u. a., aber auch Al in [6]-Koordination, deren Bindung mit O wegen ihres höheren ionaren Anteils schwächer ist, als Netzwerkwandler (Netzwerkmodifizierer). Der Grad der Vernetzung nimmt also mit dem relativen Anteil an SiO 2, aber auch mit sinkender Temperatur zu. Bei hoher Temperatur enthält die Schmelze viele freie [(Si,Al)O 4 ]-Gruppen; mit der Abkühlung erfolgt eine zunehmende Polymerisation und der Übergang in zunehmend komplexere Konfigurationen. Daher weisen Si-arme und/oder heißere Magmen eine geringere Viskosität auf als Si-reichere bzw. weniger heiße (s. unten). Unter den leichtflüchtigen Komponenten kann insbesondere (OH) die Rolle eines Netzwerkwandlers spielen, wie weiter unter gezeigt wird Vulkanische Gase Während der Eruptionsphase eines Vulkans werden enorme Mengen an vulkanischen Gasen ausgestoßen, deren quantitative Bestimmung schwierig, aber nicht unmöglich ist. Aus flüssiger Basaltlava austretende Gase wurden zuerst im Lavasee Halemaumau im Kilauea-Krater auf der Insel Hawaii eingefangen und analysiert. Es wurde festgestellt, Abb Strukturschema einer Silikatschmelze. Kationen +, Anionen, neutrale Teilchen. Darüber hinaus inselförmige [SiO 4 ] 4 - Tetraeder und solche, die zu Sechserringen oder zu Ketten polymerisiert sind. In einem Magma wären die kleinen neutralen Teilchen hauptsächlich H 2 O-Moleküle und die neutralen [SiO 4 ]-Gruppen würden durch Si(OH) 4 ersetzt sein. Nach Mueller und Saxena (1977) dass die Beteiligung der verschiedenen Gasphasen sehr schwankt. Dabei herrscht Wasserdampf vor, der jedoch zum größten Teil aus verdampftem Grundwasser herrührt. Aus jüngerer Zeit stammen weitere zuverlässige Gasbestimmungen aus verschiedenen Eruptionsstadien des Ätna. Auch gibt es Möglichkeiten, aus Sublimationsprodukten, die sich an den Vulkanschloten oder innerhalb der Erstarrungskruste der Lavakörper aus heißen, sich entbindenden Dämpfen absetzen, einen Teil dieser Gase indirekt zu bestimmen. Das ist auch aus Gaseinschlüssen in Mineralen der magmatischen Gesteine, so aus solchen in Olivin-Einsprenglingen von Olivinbasalten, möglich. Insgesamt gesehen sind die wichtigsten vulkanischen Gasspezies H 2 O (35 90 Mol.-%), CO 2 (5 50 Mol.-%) und SO 2 bzw. H 2 S (2 30 Mol.-%), während Cl 2, HCl, F 2, HF, SiF 4, H 3 BO 3, COS, CS 2, CO, CH 4 und H 2 zurücktreten. Zahlreiche weitere Gase kommen nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl 3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange. Bei den Schwefeldämpfen dominieren SO 2 und H 2 S, wobei SO 2 im Vergleich zu H 2 S durch höhere Temperaturen und/oder höhere Sauerstoffkonzentrationen begünstigt wird. Durch Reaktion mit dem Luftsauerstoff kann H 2 S nach der Reaktion H 2 S+½O 2 S+H 2 O (14.1) zu elementarem Schwefel oxidiert werden, der sich am Kraterrand niederschlägt, oder es erfolgt eine weitere Oxidation zu SO 2 oder SO 3. Im Einzelnen gibt es je nach dem Gesteinstyp große Unterschiede in der Zusammensetzung vulkanischer Gase. Wie Messungen auf Hawaii gezeigt haben, sind die CO 2 -Gehalte in basaltischen Magmen häufig höher als man früher angenommen hatte. Somit kommt man auf etwa vergleichbare Anteile an CO 2, H 2 O und SO 2 neben deutlichen Mengen an HF und HCl. Demgegenüber überwiegt in rhyolithischen Magmen der H 2 O- Gehalt stark (Schmincke 2000). Der Anteil an leichtflüchtigen Komponenten, die in Magmen gelöst werden können, hängt nicht nur von Druck und Temperatur, sondern (mit Ausnahme des CO 2 ) auch vom SiO 2 -Gehalt des Magmas und damit von seiner Viskosität ab. Nach Analysen an abgeschreckten Gesteinsgläsern und an Glaseinschlüssen in Mineralen sowie aus experimentellen Daten (s. unten) kann man in Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung folgende H 2 O-Gehalte abschätzen (aus Schmincke 2000): Tholeiite mittelozeanischer Rücken 0,1 0,2 Gew.-%, Tholeiite ozeanischer Inseln 0,3 0,6 Gew.-%, Alkalibasalte 0,8 1,5 Gew.-%, Basalte an Subduktionszonen 2 3 Gew.-%, Basanite und Nephelinite 1,5 2 Gew.-%, Andesite und Dacite von Inselbögen 1 2 Gew.-%, sowie von aktiven Kontinentalrändern 2 4 Gew.-%, Rhyolithe bis ca. 7 Gew.-%.

3 14.3 Magmatische Temperaturen 181 Beim Aufstieg eines Magmas wird die Sättigungsgrenze der volatilen Komponenten in der Reihenfolge CO 2 SO 2 /H 2 S HCl H 2 O HF überschritten und es bildet sich eine freie Gasphase, zunächst in Form von Bläschen. Für eine vertiefende Beschäftigung mit dem Problem der magmatischen Gase sei auf Schmincke (2000) verwiesen Magmatische Temperaturen Direkte Messungen Tabelle Farbe und Temperatur von Schmelzen Abb Temperaturverteilung im Lavasee Halemaumau, Kilauea- Krater (Hawai) und in den darüber befindlichen brennenden Gasen. (Nach Jaggar 1917, aus Barth 1962) Magmatische Temperaturen können selbstverständlich nur an Laven direkt gemessen werden. Wegen ihrer Gefährlichkeit hohe Temperaturen, Explosionsgefahr, Austritt giftiger Gase kann man solche Messungen am ehesten bei ruhigen Effusionen oder an Lavaseen durchführen. In der Tat wurden die ersten Temperaturbestimmungen durch Daly (1909) und Shepherd (1911) an der Oberfläche des Lavasees Halemaumau durchgeführt, wobei die Temperatur nach der Farbe der Schmelze bestimmt wurde, die unabhängig vom Chemismus ist (Tabelle 14.1). Die Temperatur wird entweder rein visuell abgeschätzt oder mit einem Pyrometer gemesen, d. h. mit einem Fernrohr, das im Gesichtsfeld einen regelbaren elektrischen Glühfaden als Vergleichsstandard besitzt. Die Temperatur dieses Fadens kann so lange variiert werden, bis seine Farbe mit der der Lava übereinstimmt. Die Pyrometermethode findet auch heute noch in der Vulkanologie und in der Technik Anwendung. Mit dieser Methode fanden Daly und Shepherd Temperaturen von etwa C Eine weitere Methode ist der Vergleich mit Substanzen bekannten Schmelzpunktes. Hierfür werden in der Stahl-, Keramik- und Feuerfestindustrie schon lange Seger-Kegel verwendet, kleine Kegel aus Porzellanmasse, die bei bestimmten Temperaturen schmelzen. In einer grundlegenden Studie montierte Jaggar (1917) Seger-Kegel in Stahlrohren und tauchte diese in unterschiedliche Tiefen des Lavasees Halemaumau ein. Dadurch konnte er die Temperaturverteilung im See ermitteln und am Seeboden eine Maximaltemperatur von C messen. Wie Abb erkennen lässt, nimmt die Lavatemperatur vom Seeboden zur Oberfläche kontinuierlich ab, um dort infolge frei werdender Kristallisationswärme wieder auf etwa C anzusteigen, d. h. auf den Wert, der früher durch Pyrometermessungen gefunden wurde. Infolge dieser exothermen Reaktion kann die Kristallisation von Lavaströmen um Monate verzögert werden, wie beim Ausbruch des Hekla-Vulkans (Island) von 1947 gezeigt wurde. In der modernen Vulkanologie erfolgt die Temperaturbestimmung von Laven meist mit Thermoelementen oder mit optischen Pyrometern (Pinkerton et al. 2002). Ungeachtet der starken Streuung kann man mit Sicherheit aussagen, dass die SiO 2 -ärmeren Laven wie z. B. die basaltischen mit Temperaturen zwischen rund und C viel heißer sind als die SiO 2 -reicheren dacitischen und rhyolithischen Laven mit Temperaturen von C Schmelzversuche an natürlichen Gesteinen Solche Versuche wurden von französischen Forschern bereits im 19. Jahrhundert durchgeführt, wobei allerdings der ursprünglich vorhandene Gehalt an leichtflüchtigen Komponenten, insbesondere H 2 O, nicht berücksichtigt werden konnte. Erst mit der Einführung von Hochdruckautoklaven können Aufschmelz- und Kristallisationsexperimente bei hohen Temperaturen und Drücken durchgeführt werden, bei denen die Schmelzen jeweils an H 2 O gesättigt sind, d. h. der Wasserdampfdruck ist gleich dem Gesamtdruck: P H2 O = P tot. Mit solchen Hydrothermalexperimenten kann man die Liquidus- und

4 Magma und Lava Soliduskurven natürlicher Gesteine im P H2 O -T-Diagramm bestimmen. Bei einem gegebenen Druck kristallisiert nämlich ein Magma nicht bei einer bestimmten Temperatur sondern über ein Temperaturintervall. Dabei wird die Bildung der ersten Kristalle als Liquidus-, das Verschwinden der letzten Schmelze als Solidustemperatur bezeichnet. Die grundlegenden Versuche an natürlichen Basalten unterschiedlicher Zusammensetzung wurden von Yoder u. Tilley (1962) durchgeführt. Sie ermittelten für die olivin-tholeiitische Kilauea-Lava von 1921 bei Atmosphärendruck (P = 1 bar) also ohne Anwesenheit von H 2 O eine Liquidustemperatur (T L ) von ca C und eine Solidustemperatur (T S ) von ca C; das Kristallisationsintervall T beträgt also etwa 200 C. Mit zunehmendem H 2 O-Druck nimmt T L deutlich, T S sogar stark ab; dementsprechend wird T größer. So ist bei P H2 O =2 kbar: T L = C, T S = 880 C, T = 260 C, bei P H2 O =5 kbar: T L = C, T S = 780 C, T =340 C (Abb. 14.4). Die experimentellen Ergebnisse bei P H2 O = 10 kbar sind allerdings geologisch nicht mehr relevant; denn bei erhöhten Drücken in der Erdkruste reicht der Wassergehalt mit Sicherheit nicht mehr aus, um das Magma an H 2 O zu sättigen. Die von Yoder u. Tilley (1962) experimentell bestimmten Liquidus- und Soliduskurven für basaltische Vulkanite anderer Zusammensetzung verlaufen prinzipiell ähnlich, wenn auch zu höheren oder niedrigeren Temperaturen verschoben. Dabei sind die Liquidustemperaturen bei 1 bar meist etwas höher, als an aktiven Vulkanen ermittelt wurde. Das ist ein Hinweis, dass die in der Natur geförderten Magmen bereits ihren Liquidus überschritten hatten, was in der Anwesenheit von Einsprenglingskristallen, z. B. von Olivin zum Ausdruck kommt. Bei P H2 O = 1 kbar ergibt sich mit abnehmender Temperatur folgende Kristallisationsabfolge: Beim Unterschreiten der Liquidus-Kurve scheidet sich zunächst Olivin, dann Pyroxen und kurz vor Erreichen der Soliduskurve Plagioklas aus; das Stabilitätsfeld von Amphibol wird erst im Subsolidus-Bereich erreicht. Demgegenüber bildet sich bei P H2 O = 5 kbar bereits im Bereich zwischen Liquidusund Soliduskurve Amphibol, während Olivin und Pyroxen instabil werden und verschwinden. Das entstehende Gestein ist bei P H2 O < 1,5 kbar ein Olivin-Tholeiit bzw. Olivin-Gabbro, bei >1,5 kbar ein Hornblende-Gabbro. Schon vorher hatten Tuttle u. Bowen (1958) ähnliche Untersuchungen an natürlichen Graniten durchgeführt, die später von Luth et al. (1964) und anderen Autoren fortgesetzt wurden. Dabei ergaben sich prinzipiell ganz ähnliche Liquidus- und Soliduskurven, die jedoch bei deutlich tieferen Temperaturen liegen; das Kristallisationsintervall T ist geringer. So ist bei P =1 bar: T L = C, T S = 960 C, T = 160 C, bei P H2 O =2 kbar: T L = 900 C, T S = 720 C, T = 180 C, bei P H2 O =4 kbar: T L = 750 C, T S = 660 C, T = 90 C (vgl. auch Abschn. 18.2, S. 227ff) Viskosität von Magmen und Laven Abb Ergebnisse von Schmelz- und Kristallisationsversuchen im System Olivin-Tholeiit H 2 O (Lava von 1921, Kilauea-Caldera, Hawaii) bei einem trockenen Druck von 1 bar und H 2 O-Drücken von 1, 2, 5 und 10 kbar. Mit zunehmenden H 2 O-Drücken nehmen die Liquidus- und Solidus-Temperaturen ab und das Kristallisations-Intervall wird größer. Schmelze, Schmelze plus Kristalle, Kristalle. (Nach Yoder u. Tilley 1962) Die Viskosität von Magmen und Laven hängt von ihrer Temperatur, dem Umgebungsdruck, ihrem Chemismus, dem Gehalt an leichtflüchtigen Komponenten und dem Anteil an bereits abgeschiedenen Kristallen ab. Bereits die geologische Erfahrung lehrt, dass basaltische Laven mit ihrem relativ niedrigen SiO 2 -Gehalt geringere Viskosität aufweisen als dacitische, rhyolithische oder trachyische Laven mit ihrem relativ höheren SiO 2 -Gehalt. Die basaltischen Pahoehoe-Laven der Insel Hawaii sind fast so dünnflüssig wie Öl, Fließgeschwindigkeiten von km/h sind gängig; maximal werden etwa 60 km/h erreicht. Im Gegensatz dazu war die dacitische Lava der Montagne Pelée so viskos, dass sie überhaupt nicht fließen konnte. Bei gleicher Zusammensetzung ist eine heiße Schmelze sehr viel weniger viskos als eine kältere: Eine basaltische Lava hat bei C ein Viskositätsmodul von 140 Poise, bei C eins von ca Poise; zum Vergleich: bei Zimmertemperatur hat Wasser 0,1 Poise, Glycerin 10 Poise.

5 14.5 Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma 183 Der Viskositätsmodul η wird definiert als die Kraft, die notwendig ist, um in einer Flüssigkeitsschicht von 1 cm 2 Fläche und 1 cm Dicke die obere gegen die untere Schichtfläche mit einer Geschwindigkeit von 1 cm/s in Parallelbewegung zu halten. Anders ausgedrückt: η ist die Scherspannung (gemessen in Pa) bezogen auf die Verformungsrate (gemessen in s 1 ): 1 Poise = 0,1 Pa s. Bei Newtonschen Flüssigkeiten sind Scherspannung und Verformungsrate proportional, bei ihnen genügt schon eine unendlich kleine Scherspannung, um sie zum Fließen zu bringen. In der Natur zeigen nur ganz niedrigviskose Laven ohne Gasblasen und Kristalle Newtonsches Verhalten. Bei den meisten Laven muss dagegen eine endliche Schubkraft aufgewendet werden, bevor sie zu fließen beginnen (Fließgrenze, engl. yield strength); sie werden Binghamsche Flüssigkeiten genannt. Viskositätsmessungen können in der Natur an Lavaströmen und an Lavaseen oder im Laboratorium an künstlichen Silikatschmelzen vorgenommen werden. Dabei wurde gezeigt, dass die Viskosität der SiO 2 -reicheren Schmelzen um mehrere Größenordnungen höher ist als bei SiO 2 -ärmeren, z. B. den basaltischen (Abb. 14.5). Laven mit höherer Viskosität besitzen eine größere Neigung zu glasiger (hyaliner) Erstarrung, weil das Diffusionsvermögen der chemischen Elemente und der Kristallisationsvorgang in einer solchen Schmelze stark gehemmt sind. Das sind die SiO 2 -reicheren Laven von Rhyolith- oder Trachytzusammensetzung, die zu Obsidian oder Pechstein erstarren können (s. S. 148f). Darüber hinaus ist der Viskositätsgrad einer natürlichen Schmelze entscheidend für den Aufstieg und ihr Intrusionsvermögen in einen gegebenen Gesteinsverband. Er beeinflusst ebenso die Sonderung von frühausgeschiedenen Kristallen im Magma, die im Allgemeinen von der Dichte der umgebenden Schmelze abweichen. So stiegen die in der Vesuvlava zuerst abgeschiedenen Kristalle von Leucit wegen ihrer geringeren Dichte auf und reicherten sich an ihrer Oberfläche schwimmend an. In vielen Basaltlaven sinken andererseits die spezifisch schwereren Olivin- und Pyroxenkristalle zu Boden und bilden dort einen Bodensatz, sie akkumulieren, wie das insbesondere in mächtigen Lagergängen oder in Layered Intrusions beobachtet werden kann. Alle diese Vorgänge werden bei großer Viskosität gehemmt. Dabei drängt sich die Frage auf, wie sich die Viskosität von Magmen mit den erhöhten Drücken des Erdinnern ändert. Zur Klärung dieser Frage bieten sich Experimente mit der Kugelfallmethode an. Bei erhöhten Drücken und Temperaturen werden Pulver von Mineralen oder Gesteinen, auf denen eine Metallkugel (z. B. Pt) liegt, künstlich geschmolzen; in dieser Schmelze sinkt die Kugel ab und der Fallweg, den sie in einer bestimmten Zeit zurücklegt, ist ein Maß für die Viskosität. Auf diesem Wege kam Kushiro (1976) zu dem zunächst überraschenden Ergebnis, dass bei einem Druckanstieg von 1 bar auf 25 kbar bei einer konstanten Temperatur von C der Viskositätsmodul einer trockenen Jadeitschmelze etwa um eine Zehnerpotenz abnimmt, d. h. die Schmelze wird immer beweglicher. Weitere Experimente zeigten, dass dieses Ergebnis auch für andere Silikatschmelzen von Rhyolith- bis Basaltzusammensetzung gilt, und zwar für solche, die Si-reich sind und/oder ein (Na + K) / Al-Verhältnis nahe 1 haben. Bei ihnen ist der Anteil der Brückensauerstoffe in O-Si-O-Bindungen (BO) größer als der an Nichtbrückensauerstoffen (NBO): BO / (BO + NBO) > 0,5. Offenbar findet in diesen Schmelzen bei isothermer Druckerhöhung zunehmend ein Übergang Al [4] Al [6] statt, so dass der Anteil an Netzwerkbildern kleiner wird. Ist dagegen BO / (BO + NBO) < 0,5, so nimmt die Viskosität mit steigendem Druck zu, weil die Struktur dichter gepackt wird und die Bindungskräfte zunehmen (Scarfe et al. 1987). Von großem Einfluss auf die Viskosität von Silikatschmelzen ist darüber hinaus der Gehalt an leichtflüchtigen Komponenten, insbesondere H 2 O bzw. (OH) und F Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma 14.5 Abb Die Viskosität des Magmas wird maßgebend vom SiO 2 - Gehalt beeinflusst. Der SiO 2 -Gehalt wächst vom basaltischen zum rhyolithischen Magma an. Je höher die Viskosität eines Magmas ist, um so geringer ist die Fähigkeit des Fließens. Zum Vergleich sind die viel geringeren Viskositäten von brennendem Öl und von heißem Pech eingetragen. (Nach Flint u. Skinner 1974) Durch grundlegende Experimente konnte bereits Goranson (1931) zeigen, dass die Löslichkeit von Wasser in Silikatschmelzen (Albit, Albit-Kalifeldspat-Gemenge, natürlicher Obsidian) bei gegebener Temperatur mit steigendem Druck zunimmt. So können bei C und 1 kbar Druck etwa 5 Gew.-%, bei 5 kbar fast 10 Gew.-% H 2 O gelöst werden. Demgegenüber nimmt die Löslich-

6 Magma und Lava Abb Erhöhung des (OH)-Gehalts (Silver u. Stolper 1989; rechte Ordinate) und Erniedrigung der Viskosität (Dingwell 1987; linke Ordinate) mit steigendem H 2 O-Gehalt einer Albitschmelze. (Nach Lange in Carroll u. Holloway 1997) Abb Löslichkeit von H 2 O in einer Albitschmelze bei unterschiedlichen Temperaturen und Drücken nach experimentellen Ergebnissen unterschiedlicher Autoren. Mit steigendem Druck nimmt die Löslichkeit bei gegebener Temperatur zu; bei steigender Temperatur haben die Löslichkeitsisobaren zunächst einen negativen Verlauf (retrograde Löslichkeit), schwenken aber bei Drücken von >4 kbar allmählich in eine positive Steigung um (prograde Löslichkeit). (Nach Paillat et al. 1992) keit bei konstantem Druck mit steigender Temperatur zunächst ab: sie ist retrograd. Jedoch gilt das nur für relativ niedrige Drücke: ab 4 kbar ändert sich die Steigung der Löslichkeitsisobaren von negativ zu positiv, d. h. isobare Temperaturerhöhung führt nun zu einer Steigerung der Löslichkeit: sie wird prograd (Abb. 14.6). Die Frage, in welcher Form das gelöste Wasser in Silikatschmelzen vorliegt, wurde durch infrarot-spektroskopische Analysen an Basalt-, Rhyolith- und Albitgläsern gelöst (z. B. Stolper 1982, u. a.). Danach wird Wasser zunächst überwiegend in Form von (OH)-Gruppen eingebaut, während der Anteil an H 2 O-Molekülen gering ist. Mit zunehmender Wasseraufnahme steigt jedoch der Gehalt an molekularem H 2 O immer stärker an, während der des (OH) kaum noch zunimmt (Abb. 14.7). Dieser Befund hat natürlich eine große Bedeutung für die Rolle von (OH) als Netzwerkwandler und damit für die Viskosität wasserhaltiger Schmelzen. Nach der einfachen Gleichung H 2 O molekular +O 2 = 2(OH) (14.2) werden für die Bildung von (OH)-Gruppen aus H 2 O- Molekülen Brückensauerstoffe des Silikatgerüsts benötigt; der Vorgang wirkt also depolymerisierend: mit zunehmendem (OH)-Gehalt nimmt der Viskositätsmodul zu. Nach Abb können aber der (OH)-Gehalt nicht beliebig gesteigert und die Viskosität nicht entsprechend gesenkt werden; ab 4 5 Gew.-% Gesamt-H 2 O ist für beide eine Sättigung erreicht (Abb. 14.8). Weiterführende Literatur Abb Anteil an Hydroxyl-Gruppen (geschlossene Symbole) und molekularem H 2 O (offene Symbole), die in Silikatgläsern gelöst sind, in Abhängigkeit vom Gesamtwasser-Gehalt. Kreise: Rhyolithgläser; Dreiecke: Basaltgläser; Quadrat: Albitglas. (Nach Stolper 1982) Best MG, Christiansen EH (2001) Igneous petrology. Blackwell, Malden, Mass., USA Carroll MR, Holloway JR (eds) (1994) Volatiles in magmas. Rev in Mineral, vol 30. Mineral Soc America, Fredericksburg, Virginia Schmincke H-U (2000) Vulkanismus. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt Stebbins JF, McMillan PF, Dingwell DB (eds) (1995) Structure, dynamics and properties of silicate melts. Rev in Mineral, vol 32. Mineral Soc America, Chelsea, Michigan Zitierte Literatur Barth TFW (1962) Theoretical petrology, 2 nd edn. Wiley, New York London Sydney Dingwell DB (1987) Melt viscosities in the system NaAlSi 3 O 8 H 2 O F 2 O 1. In: Mysen BO (ed) Magmatic processes: Physicochemical principles. The Geochemical Society, Spec Publ 1: Flint RF, Skinner BJ (1974) Physical geology. Wiley, New York Goranson RW (1931) The solubility of water in granitic magmas. Am J Sci 222:

7 Literatur 185 Jaggar TA Jr (1917) Volcanologic investigations at Kilauea. Am J Sci 194: Kushiro I (1976) Changes in the viscosity and structure of melt NaAlSi 2 O 6 composition at high pressures. J Geophys Res 81: Lange RA (1994) The effect of H 2 O, CO 2, and F on the density and viscosity of silicate melts. In Carroll MR, Holloway JR (eds) (1994) Volatiles in magmas. Rev in Mineral, vol 30, Mineral Soc America, Fredericksburg, Virginia Luth WD, Jahns RH, Tuttle PF (1964) The granite system at pressures of 4 to 10 kilobars. J Geophys Res 69: Mueller RF, Saxena K (1977) Chemical petrology. Springer, Berlin Heidelberg New York Paillat O, Elphick SC, Brown WL (1992) The solubility of water in NaAlSi 3 O 8 melts: A re-examination of Ab H 2 O phase relationships and critical behaviour at high pressures. Contrib Mineral Petrol 112: Pinkerton H, James M, Jones A (2002) Surface temperature measurements of active lava flows on Kilauea volcano, Hawai i. J Volcan Geotherm Res 113: Scarfe CM, Mysen BO, Virgo D (1987) Pressure dependence of the viscosity in silicate melts. In: Mysen O (ed) Magmatic processes: physicochemical principles. The Geochemical Society Spec. Publ 1:59 67 Shepherd ES (1911) Temperature of fluid lava from Halemaumau, July I Rep Haw Volc Observ Boston, p Silver L, Stolper E (1989) Water in albitic glasses. J Petrol 30: Stolper E (1982) Water in silicate glasses: an infrared spectroscopic study. Contrib Mineral Petrol 81:1 17 Tuttle OF, Bowen NL (1958) Origin of granite in the light of experimental studies in the system NaAlSi 3 O 8 KalSi 3 O 8 SiO 2 H 2 O. Geol Soc America Mem 74:1 153 Yoder HS, Tilley CF (1962) Origin of basaltic magmas: An experimental study of natural and synthetic rock systems. J Petrol 3:

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