Wiki Vulkane und Erdbeben

Hydrostatischer Druck beschreibt speziell den Druck von Flüssigkeiten. In unserem Fall handelt es sich bei der Flüssigkeit um Magma. Der hydrostatische Druck spielt eine wichtige Rolle bei den Eruptionsmechanismen eines Vulkans. Ist der hydrostatische Druck in der Magmakammer kleiner als der Gasdruck bilden sich Gasblasen, die das Magma nach oben treiben.

Unter einem Hydrothermal-System versteht man in der Vulkanologie einen Bereich in der Erdkruste in dem heißes Wasser und Gase (magmatische Fluide) zirkulieren. In den meisten Fällen findet hydrothermale Zirkulation im Bereich aktiver Vulkane statt. Sie kann aber auch durch das Eindringen eines Plutons in die Erdkruste verursacht werden, oder durch Metamorphose im Rahmen der Orogenese. Tiefenwässer können auch aufgrund des normalen geothermischen Gradienten (+ 3 Grad auf 100 m Tiefe)  erwärmt werden und zirkulieren.

Im Kontext von vulkane.net sind natürlich die vulkanischen Hydrothermal-Systeme von besonderem Interesse. Die hydrothermale Zirkulation erzeugt an der Erdoberfläche die verschiedensten Heißwasser-Phänomene wie Heiße Quellen und Geysire. Fumarolen können ebenfalls hydrothermal bedingt sein. Im Untergrund wird ein Hydrothermal-System vom Magma des Vulkans befeuert. So gibt das Verhalten des hydrothermalen Systems Hinweise darüber, was sich in der Tiefe abspielt. Allerdings können sich auch eigenständige Parameter des Hydrothermalen Systems ändern, ohne dass es direkten Einfluss von Schmelze gibt. Doch eine signifikante Temperaturerhöhung von Gasen und heißen Wässern stehen meistens im direkten Zusammenhang mit einem Aufheizen des Systems durch Magmenaufstieg.

Hydrothermal-System und Erdbeben

Die Bewegung magmatischer Fluide im Untergrund können leichte Erdbeben auslösen. Bei den Erschütterungen handelt es sich überwiegend um Mirkoseismik mit sehr geringen Magnituden. Nur selten werden Erdbeben mit Magnituden größer als 2 von zirkulierenden Gasen und hydrothermalen Wasser ausgelöst. Im Unterschied dazu verursacht die Bewegung von Magma im Untergrund stärkere Beben. Charakteristisch hierfür sind Beben mit Magnituden zwischen 2 und 4. Nur selten kommen stärkere Beben vor. Mikroseismik kann natürlich auch von Magma-Aufstieg herrühren, dann aber meistens in Verbindung mit stärkeren Erschütterungen.

Vulkane mit Hydrothermal-System

Besonder ausgeprägt sind hydrothermale Systeme in großen Calderavulkanen. Der bekannteste Vertreter dieser Art ist die Yellowstone-Caldera. Hier gibt es die weltgrößte Anzahl von Geysiren und Heißen Quellen. Oft diskutiert ist auch des Hydrothermal-System der Campi Flegrei. Auf Island gibt es zahlreiche Thermalgebiete die auf ausgeprägte Heißwasser-Systeme im Untergrund hindeuten. Dort nutzt man sie zur Gewinnung von Energie.

Unter Hypozentrum versteht man die Lage des Erdbebenherdes. Also jener Punkt in der Erdkruste (oder im Erdmantel), an dem sich ein Erdbeben ereignet und von dem die Erdbebenwellen ausgehen.

In der Regel liegt das Hypozentrum eines Erdbebens an einer tektonischen Störung. Eine Bruchzone beschreibt eine Fläche in der Erde. In der Seismologie geht man vereinfachend von einem punktförmigen Hypozentrum aus. Hier geht man von der Stelle der Bruchzone aus, an der der Scherbruch begann. Diese Stelle nennt man auch Nukleationspunkt.

Unterschied zwischen Epizentrum und Hypozentrum

Das Epizentrum beschreibt den Ort an der Erdoberfläche über dem Hypozentrum.

Das Hypozentrum wird durch die Herdtiefe und dessen Lage an der Oberfläche (Epizentrum) bestimmt. In der Seismologie lässt sich die Lage des Hypozentrums durch Laufzeitbestimmungen der Erdbebenwellen ermitteln. Diese Bestimmungen sind nicht immer exakt, da besonders langperiodische Wellen einer Unschärfe bei der Geschwindigkeitsmessung, sowie der resultierenden Ortsbestimmung unterworfen sind.

Eine Welle lässt sich nicht auf einen Ort oder Zeitpunkt festlegen. Für eine genaue Beschreibung einer Welle werden unendlich viele Messungen benötigt. In der Praxis lassen sich nur eine endliche Zahl an Messungen vornehmen. Dies führt zu einer Unschärfe bei der Messung von Wellen. Es gilt: Je länger die Wellenlänge, umso ungenauer die Ortsbestimmung. Dieser Effekt führt dazu, dass gerade die Hypozentren starke Erdbeben ungenau bestimmbar sind, da diese besonders langwellig sind.

Voraussetzung für die Bestimmung des Hypozentrums ist ein Netzwerk aus Seismometern. Je mehr Einzelgeräte im Netzwerk integriert sind, desto genauer die Lokalisierung des Erdbebenherdes.

Normalerweise liegt das Hypozentrum eines Erdbebens in der festen Erdkruste. Trotzdem ereignen sich auch einige Erdbeben im Bereich des oberen Erdmantels. Die Hypozentren dieser Mantelbeben liegen dann häufig im Bereich von Subduktionszonen, auf dem Teil des Ozeanbodens, der bis in den Erdmantel subduziert wurde. Aufgrund der Plastizität des normalen Mantelmaterials können sich im Erdmantel keine Spannungen aufbauen, die zu Erdbeben führen können.

Inflation bezeichnet das Eindringen von Fluiden (Magma, Gas, Wasser) in einem Magmenkörper. Der Vulkan über dem Magmenkörper bläht sich auf, wodurch seine Hänge steiler werden. Es kommt zur Deformation des Bodens. Gegenteiliger Prozess wird als Deflation bezeichnet. An manchen Vulkanen wechseln sich Inflation und Deflation in kurzen Intervallen ab. Solche Ereignisse nennt man DI-Events.

Inflation zur Vorhersage von Vulkanausbrüchen

Die Inflation ist ein wichtiger Indikator für bevorstehende Eruptionen und hilft den Vulkanologen bei der Prognose von Vulkanausbrüchen. Um Inflation festzustellen gibt es mehrere Möglichkeit. Lange Zeit war die Nivelliermessung die Genauste Methode. Außerdem wurden und werden Neigungsmesser (Tiltmeter) am Vulkan installiert, die die Hangneigung messen. Heute kommen GPS-Messungen und die Satelliten-Interferometrie häufiger zum Einsatz, als die Nivelliermessung.

Die Bodenanhebungen verteilen sich oft großflächig und sich mit bloßem Augen kaum Wahrnehmbar. Es gibt allerdings auch Vulkane, deren Inflation vor einer Eruption gewaltig war. So bildete sich am Mount St. Helens eine gewaltige Beule auf der Nordflanke. Sie war bis zu 90 m hoch. Das Magma sammelte sich kurz unter der Oberfläche und destabilisierte den Hang. Er scherte dann auch bei einem Erdbeben ab, was nicht nur einen gewaltigen hangrutsch verursachte, sondern eine der größten Eruptionen des 20. Jahrhunderts auslöste.

Nicht gänzlich verstanden ist die derzeitige inflationäre Phase unter der Campi-Flegrei. Seit 2011 hebt sich der Boden kontinuierlich an. Bis zum Januar 2021 stellenweise um bis zu 65,5 cm. Die Inflation wird von magmatischen Fluiden verursacht, wobei es nicht einwandfrei geklärt ist, ob es sich bei dem Fluid um Magma handelt, oder um Tiefenwässer. Fest steht, dass es schon früher entsprechende Schwankungen gab und es nach der Inflation zur Deflation kam. Genau betrachtet, kann man hier von extrem langphasigen DI-Events sprechen. In der Literatur taucht der Begriff Bradyseismos auf.

Die Intensität eines Erdbebens beschreibt die Stärke, mit der es sich auf seine Umwelt auswirkt. Die Intensität ist keine exakt definierte physikalische Größe und wurde eingeführt, bevor es Seismometer und Magnitudenskalen gab. Bei der Ermittlung der Intensität wird eine Reihe unterschiedlichster Parameter berücksichtigt und zueinander in Relation gesetzt. Die Intensität kann den Magnituden gegenübergestellt werden. Während diese die freigesetzte Schwingungsenergie eines Erdbebens beschreiben, bezieht sich die Intensität u.a. auf das zerstörerische Wirken eines Erdstoßes. Die Intensität eines Erdbebens nimmt mit zunehmender Entfernung zum Epizentrum ab und ist von der Tiefe des Erdbebenherdes abhängig. Außerdem können besondere geologische Strukturen die Intensität beeinflussen, so dass 2 Beben mit der gleichen Magnitude unterschiedliche Intensitäten haben können. Die Intensität kann in Tabellen, oder Karten dargestellt werden.

Mercalliskala zur Beschreibung der Erdbeben-Intensität

Die Wiege der Erdbeben-Intensität ist Italien. Forscher des späten 18. Jahrhunderts mühten sich, die Auswirkungen des Katastrophalen Kalabrien-Bebens von 1783 quantitativ zu beschreiben. So wurden die ersten Erdbebenskalen entwickelt. Die 5-Stufige Skala von Domenico Pignatoro legte 1788 den Grundstein für mehrere andere Intensitäts-Skalen. 1902 wurden diese dann von Guiseppe Mercalli weiterentwickelt. Das Endresultat war die 12-stufige Mercalliskala, die zwar noch einige weiteren Modifikationen unterlag, aber im Prinzip bis heute gültig ist. Die letzte Revision der Mercalliskala wurde 1958 von Charles Richter (dem Erfinder der Richterskala) durchgeführt. Bei ihr handelt es sich um die Modifizierte Mercalliskala. Die Mercalliskala ist davon abhängig, dass die Erdbeben so stark sind, dass sie vom Menschen wenigstens wahrgenommen werden. Das sind in der Regel Erdbeben mit Magnituden ab 3. Schwächere Erdbeben konnten nicht erfasst werden. Damit blieb in der Mercalliskala das ganze Spektrum an schwachen Erdbeben unberücksichtigt, die wissenschaftlich etwa für die Vorhersage von Vulkanausbrüchen relevant sind.

Die Tabelle wurde mit Daten aus verschiedenen Quellen zusammengestellt. Besonders der Vergleich mit den Magnituden ist von Autor zu Autor unterschiedlich. Mir gefällt die verwendete Einteilung am Besten.

Die Interferometrie ist ein Messverfahren, um selbst kleinste Größenänderungen von Objekten und Geländestrukturen zu bestimmen. Hierbei wird die Interferenz (Überlagerung) von elektromagnetischen Wellen genutzt, um diese Änderungen zu erfassen. Im Zusammenhang mit dem Vulkanismus ist die satellitengestützte Interferometrie mit Hilfe des Synthetik-Apertur-Radars (SAR) von besonderem Interesse.

Interferometrie wird von Satelliten aus betrieben

Das SAR tastet die Erdoberfläche mit Mikrowellenimpulsen ab. Dabei werden Auflösungen im Zentimeter-Bereich möglich. Indem 2 oder mehrere Bilder mit einer leicht verschobenen Sensorik (unterschiedlicher Aufnahmewinkel) überlagert werden, entstehen 3-dimensionale Bilder. Sie werden zur Erstellung von Höhenmodellen herangezogen. Erfolgen mehrere zeitlich versetzte Überflüge des Satelliten, kann man Höhenänderungen im Zeitverlauf feststellen. Somit können am Vulkan Bodendeformationen erfasst werden, die einen wichtigen Hinweis liefern, ob Magma aufsteigt und einen Vulkan aufbläht. Das Wachstum von Lava-Domen kann man ebenso dokumentieren. Die Daten werden in einem Interferogramm dargestellt. Bunte Kreise zeigen die Bereiche mit der Bodendeformation an. Der Maßstab ist variabel, doch oft zeigt eine Farbe eine Bodendeformation von 2 cm an.

Die Unterscheidung zwischen Bodenhebung und Bodensenkung ist nicht ganz so einfach und nur an der Farbabfolge der Farbringe auszumachen. Geht der Farbverlauf von Rot (links) nach Blau (rechts), hat man Bodenhebung. Im umgekehrten Fall hat man Bodensenkung, die auch Subsidenz genannt wird.

Was sich erst einmal einfach liest, erfordert hohes wissenschaftliches Know-how, wie es die Raumfahrtorganisationen DLR, ESA und NASA liefern. Die Bearbeitung der Rohdaten ist zudem sehr aufwendig und erfordert ein umfangreiches und zeitaufwendiges Processing. Die Algorithmen der Software zur Datenverarbeitung werden noch ständig angepasst und verbessert. Daher dient die SAR-Interferometrie momentan in erster Linie länger angesetzten Studien und weniger dem aktuellen Monitoring von Vulkanen. Dennoch gehört sie mittlerweile ins Portfolio mehrerer großer Observatorien, die die Hochrisikovulkane in Nachbarschaft großer Städte überwachen. Da die SAR-Interferometrie mit relativ hohen Kosten verbunden ist, werden entlegenere Vulkane noch nicht systematisch überwacht. Oftmals wird die Technik erst angewendet, wenn sich schon eine bedrohliche Situation entwickelt hat, wie es 2017 am Gunung Agung auf Bali der Fall war. Den Vulkanologen vor Ort standen bis zur Eruption nur veraltete Technik zur Verfügung.

Entsprechende Geräte befinden sich an Bord verschiedener Weltraummissionen. Aktuell sind das die TerraSAR-X-, die TanDEM-X- und die Sentinel-1-Missionen.

Darüber hinaus wird die SAR-Interferometrie nicht nur an Vulkanen angewendet, sondern auch in der Seismologie und der Fernerkundung der Gebirge, Gletscher und Ozeane bzw. deren Küsten.

In der Geologie wird das Eindringen von fließfähigen Fluiden in einen Gesteinskörper oder in eine Gesteinsschicht als Intrusion bezeichnet. Als Fluide kommen vor allem magmatische Fluide in Frage, wobei es u. a. auch fließfähige Fluide aus Salzen und Silikatgelen gibt. Doch in unserem Fall sind die magmatischen Fluide von besonderem Interesse.

Magmatische Intrusionen entstehen typischerweise, wenn Gesteinsschmelze (Magma) in die Erdkruste eindringt und dort abkühlt und erstarrt. Die Intrusionen können in verschiedenen Formen auftreten, und manche Autoren gliedern sie in plutonische und vulkanische Intrusionen. Während die plutonischen Intrusionen in größeren Tiefen eindringen und dort erstarren, können vulkanische Intrusionen die Erdoberfläche erreichen und dort zu einem Vulkanausbruch führen, so wie es oft auf Island der Fall ist, wenn sich vor einer Eruption ein magmatischer Gang bildet. Eruptiert die Schmelze nicht, dann verfestigt sich das Magma in der Erde. Die ersten beiden untern aufgeführten Beispiele fallen also unter die Gruppe vulkanischer Intrusionen. Bei den beiden letzten Beispielen handelt es sich um Plutone.

1. Dykes: Am häufigsten kommen Dykes vor, die wir auf Deutsch als magmatische Gänge bezeichnen. Diese Intrusionen dringen in vertikale Risse und Klüfte ein und erweitern diese. Im Gestein bilden sie schmale Bänder mit einer ausgeprägten Höhenerstreckung, die man umgangssprachlich auch als Gesteinsadern bezeichnet.
2. Sills: Im Gegensatz zu Dykes sind Sills flache, horizontale Intrusionen, die sich zwischen den Schichten des umgebenden Gesteins bilden. Sie haben eine ausgeprägte horizontale Erstreckung und gleichen einem Pfannekuchen. Es können sich auch mehrere Stockwerke von Sills bilden.
3. Lakkolithen: Diese Intrusionen ähneln pilzförmigen Körpern, die sich unterhalb der Erdkruste ausbreiten und den darüber liegenden Schichten eine gewölbte Form verleihen.
4. Batholithe: Das sind große Intrusionen aus erstarrtem Magma, die ein Mindestvolumen von 100 Kubikkilometern haben und sich oft nach unten verbreitern. Als typisches Beispiel wird oft der Half Dome im Yosemite Nationalpark angegeben.

Die Untersuchung von Intrusionen ist wichtig, um das Verständnis der geologischen Geschichte und der Prozesse, die zur Bildung von Gesteinen geführt haben, zu vertiefen. Intrusionen können wichtige Informationen über den Aufbau und die Dynamik der Erdkruste liefern.

Jökulhlaup ist ein isländischer Begriff für eine vulkanisch bedingte Gletscherflut. Auf Island treffen die Elemente Feuer und Eis zusammen. Die geschieht insbesondere unter den isländischen Gletschern, die in der Regel große Zentralvulkane bedecken. Die Vulkane sind aktiv und lassen heiße Gase und Erdwärme entströmen, die das Gletschereis zum Schmelzen bringen. Oft sammelt sich das Schmelzwasser in Kavernen im Eis. Sind diese voll, entleeren sie sich in einem Jökulhlaup. Dabei brechen Wasser, Eis und Geröllmassen aus einem Gletschertor am Rand des Gletschers hervor, wobei der Jökulhlaup für gewöhnlich einem Flusslauf folgt. Es können ungeheure Wassermassen hervorbrechen, die Überflutungen mit katastrophalen Auswirkungen verursachen und erheblichen Zerstörungen anrichten und Menschenleben gefährden.

Besonders große Gletscherfluten entstehen, wenn es zu einem subglazialen Vulkanausbruch kommt. Der Ausbruch von Katla im Jahr 1918 war einer der bedeutendsten Ausbrüche der jüngeren Geschichte, bei denen ein gewaltiger Jökulhlaup entstand. Katla liegt und dem Gletscher Mýrdalsjökull-Gletscher. Der Jökulhlaup floss im Fluss Múlakvísl“ und führte zur Zerstörung von Brücken und Straßen und verursachte erhebliche Schäden.

Typisch sind auch Gletscherläufe am Vatnajökull, dem größten Gletscher Europas. Ein bekanntes Beispiel ist der Jökulhlaup, der 1996 im Skeiðarársandur-Flussdelta in Südostisland stattfand. Es wurde durch einen Vulkanausbruch des Vulkans Grimsvötn unter dem Gletscher ausgelöst und verursachte erheblichen Schäden an Straßen und Brücken. Es gibt auch den umgekehrten Fall, dass ein Gletscherlauf den Ausbruch des Grimsvötn triggert. Im Eis über dem Vulkan befinden sich 2 Kavernen, in denen sich das Schmelzwasser sammelt. Fließt dieses ab, dann kann es zur Druckentlastung auf den Magmenkörper zur Dekompression des Magmas kommen und ein Vulkanausbruch beginnt.

Ich konnte bereits einen Gletscherlauf auf Island miterleben. Das war im September 2021. Damals entwässerten beide Kavernen im Bereich von Grimsvötn und verursachten im Fluss Skafta einen Jökulhlaup. Allerdings blieb ein Vulkanausbruch aus.

Kalksinterterrassen sind kein rein vulkanisches Phänomen, doch sie sind häufig mit heißen Quellen assoziiert und gelten oft als Manifestation des Postvulkanismus. Generell entstehen Kalksinterterrassen durch die Abscheidung und Akkumulation von Kalk aus wässrigen Lösungen. Je kalkhaltiger diese Lösungen sind, desto mehr Kalk kann ausfallen und angelagert werden. Typisch sind Kalksinterterrassen in Karstgebieten und entstehen ähnlich wie Tropfsteine in Höhlen. Dort entstehen Tropfsteine, wenn kohlensäurehaltiges Regenwasser durch Kalkstein sickert und zu Kalziumhydrogenkarbonat reagiert. Tropft das Wasser von der Decke, entweicht aus dem Wasser Kohlendioxid. Zurück bleibt das mineralische Kalziumkarbonat, das die bekannten Stalagmiten und Stalaktiten bildet. Ein Teil des kalziumhydrogenkarbonat-haltigen Wassers wird nicht in den Tropfsteinen gebunden, sondern fließt in kleinen Rinnsalen und Bächen aus der Höhle hinaus und sammelt sich in Mulden. Beim Verdunsten des Wassers entweicht wieder Kohlendioxid in die Atmosphäre und es bildet sich wieder Kalziumkarbonat, diesmal in Form von Kalzit. Die Mulden werden mit dem Mineral ausgekleidet und vergrößern sich bis hin zu den Sinterbecken. Je nach Gefälle des Baches können mehrere dieser Becken entstehen, die übereinander angeordnet sind und die Form der Kalksinterterrassen annehmen. Im Falle vulkanisch bzw. magmatisch bedingter Kalksinterterrassen stammt das Kalziumhydrogenkarbonat meistens aus vulkanischen Tiefenwässern des Hydrothermalsystems. So finden sich die berühmtesten vulkanischen Kalksinterterrassen in der Yellowstone-Caldera. Hierbei handelt es sich um die Mammoth Hot Springs. Auch am Tarawera in Neuseeland gab es Kalksinterterrassen. Dort sind sie allerdings mittlerweile im See verschwunden. Sie hießen „Pink-and-White-Terraces„. In den Thermalgebieten von Island finden sich oft kleine Kalksinterrassen, die nur wenige Zentimeter hoch sind.

Kalksinterterrassen von Pamukkale und Saturnia

In Europa gibt es zwei sehr schöne Terrassen, in deren warmen Thermalwasser man wenigstens teilweise Baden darf. Uneingeschränkt ist das in den Kalksinterterrassen von Saturnia in der italienischen Toskana möglich. Eingeschränkt kann man so ein Bad im türkischen Pamukkale genießen. Dort sind die natürlich entstandenen Becken aber für Badende inzwischen gesperrt. Fast wäre das Weltkulturerbe von den Badenden zerstört worden. Mittlerweile gibt es dort einige künstlich angelegte Becken am Rand des Baumwollschlosses, in denen man baden darf. Das Thermalwasser ist hier magmatischen Ursprungs und wird von einem tief sitzenden Magmenkörper aufgeheizt. Das Wasser strömt durch kalkhaltige Gesteinsschichten und wird dadurch mit Kalziumhydrogenkarbonat angereichert.

Bei einem Karbonatit handelt es sich um ein magmatisches bzw. vulkanisches Gestein auf Basis von Karbonatmineralen. Der Anteil dieser Mineralien beträgt mehr als 50 Volumenprozent, während das Karbonatit stark an Siliziumdioxid untersättigt ist. Daher bezeichnet man diese Gesteine auch als ultramafisch. Karbonatit enthält weniger als 20% Si02. Wichtige Karbonatminerale sind Calcit, Aragonit, Siderit, Malachit, Gregoryit.

Je nachdem, welche Karbonatminerale vorherrschen, kann man die Karbonatite in verschiedenen Varietäten unterscheiden:

• Calcitkarbonatit: Hauptmineral ist Calcit, das auf Calcium basiert.
• Ferrokarbonatit: mit den eisenhaltigen Mineralen Ankerit oder Siderit als Hauptmineral.
• Natrokarbonatit: Hauptminerale sind Natrium-, Kalium-, Kalzium-Karbonate.
• Dolomitkarbonatit: Hauptmineral ist magnesiumreiches Dolomit.

Auffällig ist, dass Karbonatite viele inkompatible Elemente enthalten. Dazu zählen Strontium, Barium, Caesium und Rubidium sowie das Element Phosphor und die Leichten Seltenen Erden. Als inkompatible Elemente werden in der Mineralogie Elemente bezeichnet, die aufgrund der Ionenradien und ihrer Ladung nicht in das Gitter normaler Kristalle eingebaut werden können. Inkompatible Elemente werden nicht nur in Karbonatiten eingebaut, sondern oft in Pegmatiten, die wegen ihres außergewöhnlichen Mineralbestands bekannt sind und zahlreiche Lagerstätten bildeten.

Unterscheidet man Karbonatite nach ihren Entstehungsprozessen, kann man sie in primäre Karbonatite untergliedern und in solche, die aus carbothermalen Residuen entstanden sind. Letztere bilden sich aus relativ kühlen Fluiden, die an Kohlendioxid, Wasser und Fluor angereichert sind. Die primären Karbonatite sind magmatischen Ursprungs und kommen zusammen mit Nepheliniten, Melilithiten und Kimberliten vor. Die Kimberliten bilden sich in vulkanschlotähnlichen Pipes und sind als Lagerstätten von Diamanten bekannt. Außerdem kommen primäre Karbonatite vergesellschaftet mit spezifischen, durch partielles Aufschmelzen entstandenen silikatischen Mantelmagmen vor.

Vor kurzem wurde von Forschenden der Universität Münster entdeckt, dass kalziumreiche Karbonatite tatsächlich auch durch Entmischung eines silikatischen Magmas entstehen können: in einem Haüyn-Kristall vom Laacher-See-Vulkan in der Vulkaneifel wurden mikroskopische Fluideinschlüsse eines Karbonatits entdeckt. Diese Erkenntnis kann zwar nicht 1:1 auf die Natrokarbonatit-Lava des Vulkans Ol Doinyo Lengai übertragen werden, liefert aber einen weiteren Hinweis darauf, dass auch dort die seltene Lava-Art durch Entmischung eines basaltischen Magmas aus dem Erdmantel entstanden sein könnte.