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[[Datei:Vulcanian Eruption-numbers.svg|mini|11 – Magmakammer unterhalb eines Vulkans]]
Als '''Magmakammer''' (auch als '''Magmaherd''' bezeichnet) werden in den [[Geowissenschaft]]en Bereiche in der [[Lithosphäre]] bezeichnet, die mit flüssigem [[Magma]] gefüllt sind und deren Temperatur meist deutlich höher ist als die ihrer Umgebung.<ref>F. Press, R. Siever: ''Allgemeine Geologie.'' Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 1995, ISBN 3-86025-390-5.</ref> Diese entstehen, wenn in tiefer gelegenen Schichten gebildetes Magma, welches leichter als das Grundgestein ist, in Form von Magmablasen oder entlang von Schwächezonen aufsteigt und dort seinen Aufstieg unterbricht.<ref name="Simper">Gerd Simper: ''Vulkanismus verstehen und erleben''. Feuerland Verlag, Stuttgart 2005, S. 35.</ref> Insgesamt ist das Wissen um die Magmaförderwege aber weiterhin lückenhaft.<ref name="Ari Trausti">Ari Trausti Guðmundsson: ''Lebende Erde. Facetten der Geologie Islands.'' Mál og Menning, Reykjavík 2007, S. 154.</ref>

Allerdings herrscht seit den 1990er Jahren nicht mehr so sehr die Vorstellung von großen mit halbflüssigem Gestein gefüllten Höhlungen vor, sondern man geht eher von zonierten ''Magmareservoiren'' aus.<ref name="Skaer">Kent Brooks: [http://www.skaergaard.org/ ''Skaergaard Intrusion.''] Abgerufen am 23. September 2012.</ref> Die Bezeichnungen sind in der Sekundärliteratur auch nicht eindeutig, bisweilen wird mit Magmareservoir eine Ansammlung von Magma bezeichnet, die an der Grenze zwischen [[Erdmantel|Mantel]] und [[Erdkruste|Kruste]] ([[Mohorovičić-Diskontinuität|Moho]]) liegt, und damit tiefer als die eigentliche postulierte Magmakammer. Die Magmen sollen dabei etwa unter Islands [[Zentralvulkan]]en scheibenförmige Ansammlungen am Dach der Reservoire von bis zu 100 km Länge und etwa 5–10 km Breite bilden.<ref name="Ari Trausti" />

== Charakteristika von Magmakammern ==
[[Datei:Yellowstone magma chamber.jpg|mini|Künstlerische Darstellung der [[Hotspot (Geologie)|Hotspot]]-Magmakammer des [[Yellowstone (Vulkan)|Yellowstone-Vulkans]] unter dem [[Yellowstone-Nationalpark|Nationalpark]]. Quelle: [[USGS]] ]]
Magmakammern stellen regionale [[Anomalie (Geologie)|Anomalien]] im Aufbau des [[Erdinneres|Erdinneren]] dar, sind aber gleichzeitig die Quelle zahlreicher Gesteinsbildungen. Sie können sich durch tektonische Aktivitäten und [[Vulkanismus]] bemerkbar machen.<ref name="Simper" /> Wenn überhaupt, sind sie vor allem mit Mitteln der [[Geophysik]] nachweisbar, zum Beispiel mit Methoden der [[Seismologie]]<ref name="Simper" /> – so werden die Wellen von Erdbeben beim Durchgang von Flüssigkeitsreservoiren gedämpft<ref>[[Hans-Ulrich Schmincke]]: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 59.</ref> – oder durch die [[Gravimetrie|gravimetrische]] Messung von [[Schwereanomalie]]n.<ref name="Simper" />

Die Temperatur des Magmas in diesen Kammern liegt zwischen 1500 °C und 900 °C, zum Teil auch darunter.<ref name="Simper" />

== Fraktionierte Kristallisation ==
Schon früh können sich bei der [[Fraktionierte Kristallisation (Petrologie)|fraktionierten Kristallisation]] in glutflüssigen Gesteinsschmelzen bestimmte Minerale mit sehr hohen Schmelzpunkten ausscheiden, wie z. B. [[Chromit]]. Wenn diese Minerale [[Spezifisches Gewicht|spezifisch]] schwerer als die Restschmelze sind, sinken sie auf den Boden der Magmakammer, wo sie sich anreichern und so [[Lagerstätte]]n bilden können, z. B. [[orthomagmatische Lagerstätte]]n,<ref name="Simper" /> man spricht hier auch von einem Bodensatz, einem [[Kumulat]].<ref>H. U. Schmincke: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 30.</ref>

== Aufstieg von Magmen ==
=== Intrusionsbildung ===
[[Datei:A granite pluton with a soapstone inclusion.jpg|mini|Granit]]
Von diesen Kammern aus – die zwischen einigen Kilometern und Dutzenden Kilometern tief liegen – kann das Magma entlang von [[Kluft (Geologie)|Klüften]] und [[Schwächezone]]n oder durch sogenannte [[Gang (Geologie)|Gänge]] empordringen, und bei der langsamen Erstarrung [[plutonisches Gestein]] mit verschieden großen [[Kristall]]en bilden. Man spricht im Zusammenhang mit diesem in Gängen erstarrten Magma auch von [[Intrusion (Geologie)|Intrusionen]]<ref name="Simper" /> oder – in Bezug auf große Ansammlungen wie erstarrten Magmareservoiren oder -kammern von [[Pluton (Geologie)|Plutonen]].<ref>H. U. Schmincke: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 29.</ref>

Das eigentliche Muster einer solchen Magmakammer war und ist die [[Skaergaard-Intrusion]].<ref name="Skaer" /> Die zonierte Intrusion befindet sich in [[Grönland|Ostgrönland]], welches einst über dem [[Island]]-[[Hotspot (Geologie)|Hotspot]] lag. Man kann die verschiedenen Kristallisationsphasen in drei deutlich voneinander unterschiedenen Bereichen nachvollziehen. Da die Intrusion sich etwas gedreht hat, kann man heutzutage v. a. gut den Boden der Magmakammer mit dem dort durch [[fraktionierte Kristallisation (Petrologie)|fraktionierte Kristallisation]] gebildeten Gestein studieren.<ref>G. Fabbro: ''Beneath the volcano: The magma chamber.'' Science 2.0, 5. November 2011.</ref>

=== Vulkanausbruch ===
Dringt die Gesteinsschmelze aus den Magmakammern bis an die [[Erdoberfläche]], weil der Druck in der Magmakammer größer ist als die Festigkeit des darüber liegenden Gesteins, kommt es zu Erscheinungen des [[Vulkanismus]], d. h. zu [[Vulkanausbruch|Vulkanausbrüchen]] verschiedener Form.<ref name="Simper" />

Durch das Einbrechen einer oberflächennahen Magmakammer entstandene Kraterformen werden [[Caldera (Krater)|Caldera]] genannt.<ref name="Simper" />

== Zonierung von Magmareservoiren ==
[[Datei:Zentralvulkan.gif|mini|Schnitt durch einen [[Zentralvulkan]]]]
Bezugnehmend auf die [[Rheologie]], d. h. den Flüssigkeitsgrad der jeweiligen Mineralien, kann man die Magmakammern in unterschiedliche Bereiche einteilen in Abhängigkeit von [[Temperatur]], [[Kristall]]gehalt und [[Viskosität]]. Hier wirkt die Fraktionierte Kristallisation. Zunächst ging man hier von einem Absinken schwerer Metalle aus. Dies ist allerdings durch neuere Forschung eingeschränkt worden, so dass man unter bestimmten Bedingungen auch [[Konvektion]]sströme im Magma annimmt. Es betrifft höher differenzierte Magmen, bei denen vor allem an den Seitenwänden des Reservoirs hochdifferenzierte Schmelze, d. h. Schmelze mit höherem Kristallgehalt, wegen ihrer geringeren [[Dichte]] nach oben steigt.<ref name="Schmin">H. U. Schmincke: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 29ff.</ref>

Vor allem [[Pyroklastika|Fallout]]-Ablagerungen, die eine deutliche Schichtung – oft schon erkennbar an unterschiedlicher Färbung des Gesteins – zeigen, belegen auch Schichtungen im Magmareservoir. Wobei die höher differenzierten Produkte wie [[Rhyolith]]e und [[Phonolith]]e unten, und die weniger entwickelten, wie etwa [[Basalt]]e oben zu liegen kommen – eine Umdrehung der Anordnung im Reservoir, weil die zuoberst liegenden i. d. R. zuerst ausgestoßen wurden. Beispiele sind etwa [[Ignimbrit]]e vom [[Mount Mazama]] ([[Crater Lake]]) oder vom [[Laacher See]]-Vulkan.<ref name="Schmin" />

== Weitere Beispiele ==
=== Mittelozeanische Rücken ===
[[Datei:Lava flow at Krafla, 1984.jpg|mini|Spalteneruption an der Krafla, Island, 1984]]
Tausende Magmareservoire werden an Mittelozeanischen Rücken vermutet – vor allem der Fund von [[Gabbro]] aus der Tiefe belegt dies –, jedoch gestaltet sich ihre Erforschung schwierig. Ende der 1990er Jahre hat man unter anderem durch Forschungen an einem Ozeanrücken vor Südamerika einige Details herausgefunden.<ref name="Schmin1">H. U. Schmincke: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 59f.</ref>

Hier geht man an Orten mit hoher [[Kontinentalplatte|Spreizungsrate]] (an der [[Nazcaplatte]] 15 cm pro Jahr) von einer länglichen Schmelzzone entlang des Rückens aus, auf der eine [[Kristallbrei]]zone aufliegt, darüber eine Zone mit kleinen Magmataschen. Die Eruptionen werden durch die Plattenbewegungen initiiert und produzieren Fe-reiche, niedrig viskose Laven und [[Tephra|Tephren]].<ref name="Schmin1" />

Bei Bereichen mit mittlerer Spreizungsrate setzt man kleine, isolierte Schmelzlinsen etwa an der Spitze divergenter Riftzonen voraus, wo sich verstärkt Differenziation entwickelt.<ref name="Schmin1" />

Wenn die Spreizungsraten gering und der Magmanachschub niedrig ist, entstehen vermutlich keine Magmareservoire.<ref name="Schmin1" />

[[Island]] erweist sich hier als Sonderfall, da hier die Spreizungsrate eher niedrig ist (ca. 18 mm im Jahr), andererseits aber – vermutlich wegen eines unter der Insel vorhandenen [[Hot Spot (Geologie)|Hot Spots]] – eine hohe Magmaproduktionsrate und [[Vulkanausbruch|Eruptionsrate]] vorliegen. Seismische Messungen weisen hier auf oberflächennahe Magmaansammlungen hin, die sich in ca. 10–15 km Tiefe unter den [[Vulkane in Island|isländischen Vulkanzonen]] befinden. Magmareservoirs wurden unter den [[Zentralvulkan]]en in noch größerer Nähe zur Oberfläche nachgewiesen, etwa unter der [[Krafla]] in ca. 3–7 km Tiefe. Während der [[Heimaey]]-Eruptionsserie in den 1970ern wurden etwa Magmabewegungen unter dem [[Eldfell]]-Vulkan in 15–25 km Tiefe nachgewiesen.<ref>Þorleifur Einarsson: ''Geology of Iceland. Rocks and Landscape.'' Mál og Menning, Reykjavík 1994, S. 119.</ref>

Aufgrund des Kristallisationsgrades ausgeworfener Gesteine gibt es vermutlich wirklich Verweilzonen für die Magmen unter den Zentralvulkanen Islands. Hier werden zunächst einzelne [[Gang (Geologie)|Gänge]] gebildet, später Gangschwärme oder [[Lagergang|Sill]]. Danach ist mit einer Verdichtung dieser Gangschwärme und Intrusionen zu rechnen, bis schließlich in 3–8 km Tiefe eine Magmakammer entsteht. Linsenförmige derartige Magmakammern sind vermutlich unter Krafla, [[Grímsvötn]] und [[Hekla]] vorhanden. Ihr Volumen dürfte sich bei 10–100 km3 liegen. Während Rift-Episoden oder dem Eindringen frischen Basaltmagmas aus dem Mantel kann sich das Magma aus dieser Tiefe sehr schnell auf die Oberfläche zu bewegen und ausbrechen.<ref name="Ari Trausti1">Ari Trausti Guðmundsson: ''Lebende Erde. Facetten der Geologie Islands.'' Mál og Menning, Reykjavík 2007, S. 155.</ref>

=== Hawaii ===
[[Datei:Smoking Kilauea Crater.JPG|mini|Kilauea]]
Die hawaiischen Vulkane sind vergleichsweise gut untersucht worden.

Unter dem [[Kilauea]] etwa erkennt man eine säulenartige Magmastruktur, die sich etwa 2 bis 6 km unter dem Gipfelbereich befindet, mit elliptischem Querschnitt und einem geschätzten Volumen von 5–10 km3. Das Zufuhrsystem setzt sich vermutlich aus vielen Verästelungen und Sills zusammen, die insgesamt für die sehr konstante Förderrate von 3 m3/s der Jahre vor 2000 sorgten. Die Untersuchung älterer Magmen, die nach längeren Eruptionspausen ausgestoßen wurden, belegte hier ebenfalls größere Differentiation.<ref>H. U. Schmincke: ''Vulkanismus.'' 2., überarb. u. erg. Auflage. Darmstadt 2000, S. 72f.</ref>

In der [[Asthenosphäre]] steigt das Magma unter dem Kilauea vermutlich in Form von [[Diapir]]en auf. Dabei scheint das Magma aus [[Alkalibasalt]] direkt aus dem Mantel zur Oberfläche zu gelangen, während dasjenige aus [[Tholeiit]]basalt verschiedene Phasen durchmacht. Zunächst bilden sich in 60–80 km Tiefe Schalen aus angeschmolzenem Mantelmaterial um [[Olivin]]- und [[Pyroxen]]kristalle herum. Diese bilden nach einiger Zeit kleine Magmataschen, wobei gleichzeitig das Volumen zu- und die Dichte abnimmt. Diese Vorgänge drücken das Magma nach oben. Jedoch gerät dies vorübergehend an der Grenze von Asthenosphäre und Lithosphäre ins Stocken, ein Vorgang, den man [[Underplating]] nennt.<ref name="Hon">Ken Hon: [http://hilo.hawaii.edu/~kenhon/GEOL205/Ascent/default.htm ''Ascent of Magma from the Mantle''.] Evolution of Magma Chambers in Hawaiian Volcanoes. GEOL 205: Lecture Notes, Univ. of Hawaii, Hilo; abgerufen am 23. September 2012.</ref>

Anschließend steigt das wegen Dichteverlust weiter schmelzende Magma durch Ritzen und Gänge nach oben, wobei sich die letzteren u. a. aufgrund des Gewichts des aufruhenden Vulkangebäudes gebildet haben. Allerdings handelt es sich nicht um einen kontinuierlichen Vorgang, sondern er geschieht vielmehr in Schüben, wobei sich benutzte Spalten wieder schließen, während sich neue öffnen, was die kontinuierliche Erdbebentätigkeit unter vielen Calderen erklären würde. Beim Aufstieg nimmt die Dichte weiter ab, und erst wenn diese gleich oder höher ist als die des umgebenden Gesteins, kann sich eine größere Tasche in Form einer Magmakammer bilden. Deren Dach befindet sich ca. in 3 km Tiefe vom Gipfelbereich des Kilauea, der Boden etwa in 6–8 km Tiefe bei einer Breite von 3 km. Außerdem befindet sich vermutlich Olivin in höheren Lagen, was einen schnellen Aufstieg des Magmas gewährleisten würde. Sobald die Magmakammer gefüllt ist, was man an der Aufwölbung, die mit sogenannten [[Tiltmeter]]n gemessen wird, erkennt, bilden sich vertikale und/oder horizontale Gänge und oft folgt eine Gipfel- oder Flankeneruption, wobei aber auch hier ein Großteil des Magmas als Intrusionen erstarrt.<ref name="Hon" />

== Siehe auch ==
* [[Hochtemperaturgebiet]]
* [[Magmatische Differentiation]]
*[[Magmenmischung]]

== Literatur ==
* Gerd Simper: ''Vulkanismus verstehen und erleben''. Feuerland Verlag, Stuttgart 2005, ISBN 3-00-015117-6.

== Weblinks ==
* Gareth Fabbro: [https://www.science20.com/tuff_guy/beneath_volcano_magma_chamber-84329 ''Beneath the volcano: The Magma Chamber.''] Science 2.0, 5. November 2011. (Blogeintrag des Geologen, englisch)
* Gareth Fabbro: [http://www.science20.com/tuff_guy/magma_chambers_part_ii_magma_mushes-84812 ''Magma Chambers Part II: Magma Mushes.''] Science 2.0, 20. November 2011. (englisch)

== Einzelnachweise ==
<references />

{{Normdaten|TYP=s|GND=4168517-9}}

[[Kategorie:Plutonismus]]
[[Kategorie:Vulkanismus]]
[[Kategorie:Geophysik]]

Magmakammer - Versionsgeschichte

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