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Vulkanismus

 

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Alle geologischen Erscheinungen, die mit dem Aufdringen von Magma in die obersten Partien der Erdkruste und dem Austritt von Lava und Gasen an der Erdoberfläche verbunden sind werden als dem Vulkanismus zugehörig bezeichnet.. Dazu gehört vor allem die Bildung von Vulkanen und vulkanischen Gesteinen (Magmatite). Bleibt das Magma in größeren Tiefen (mehr als etwa fünf Kilometer) stecken, so führt dies zu den Erscheinungen des Plutonismus. Vulkanismus tritt vor allem an den aktiven Rändern von Platten auf. Zur Zeit gelten weltweit etwa 500 bis 600 Vulkane als aktiv, wobei die untermeerischen Vulkane nicht mitgezählt sind. Die Zahl der erloschenen Vulkane wird auf 10 000 geschätzt. Die Wissenschaft, die sich mit den Ursachen, Prozessen, Strukturen, Ablagerungen und morphologischen Erscheinungen des Vulkanismus beschäftigt, heißt Vulkanologie. Sie ist ein Teilgebiet der Geologie.

 

Die Bildung des Magmas

Vulkanismus ist grundsätzlich an aktive Schwächezonen der Erdkruste gebunden. Denn zur Bildung eines Magmas muss das feste Gestein aufgeschmolzen werden. Der Schmelzpunkt der Gesteine wird unter statischen Bedingungen in der Erdkruste aber nicht erreicht, obwohl die Temperatur mit der Tiefe zunimmt. Der Schmelzpunkt hängt nämlich vom Druck ab und steigt mit zunehmendem Druck, also mit zunehmender Tiefe in der Erdkruste. Beträgt der Schmelzpunkt beispielsweise an der Erdoberfläche etwas über 1 000 °C (Basaltlava hat diese Temperatur), so ist er in 100 Kilometer Tiefe auf etwa 1 500 °C angestiegen. "Schmelzpunkt" heißt dabei nicht, dass sich das gesamte Gestein verflüssigt. Zur Bildung einer beweglichen Gesteinsschmelze reicht es, wenn 2 Prozent verflüssigt sind (eine so genannte partielle Schmelze). Durch die Druckentlastung beim Aufstieg des Magmas schmilzt das Gestein weiter auf, an der Oberfläche kann eine fast vollständige Aufschmelzung erreicht sein. Der Schmelzpunkt wird entweder durch Druckverminderung erreicht, wie er durch tektonische Schwächezonen (siehe unten) verursacht wird, oder durch Temperaturerhöhung, die z. B. durch einen so genannten mantle plume erklärt wird. Diese mantle plumes sind aus dem untersten Erdmantel aufsteigende Konvektionsströme, die im Grenzbereich zwischen Mantel und Kruste zu Temperaturerhöhungen und daher zu Aufschmelzungen führen können. Oberhalb der mantle plumes können sich die so genannten Hot-spot-Vulkane bilden (siehe unten).

Eine weitere wichtige Voraussetzung für die Bildung vulkanischer Magmen ist ein sehr geringer Wassergehalt. Nur wasserarme oder -freie Silicatmagmen schmelzen bei abfallendem Druck weiter auf. Diese Verflüssigung begünstigt den weiteren Aufstieg. Wasserreichere Magmen werden bei abnehmendem Druck zäher, bleiben so in tieferen Teilen der Erdkruste stecken und bilden Plutone (siehe Seite 1, Fußnote 4: Plutonismus).

 

Vulkanismus und Plattentektonik

Die tektonischen Schwächezonen fallen zumeist mit den Grenzen von Platten zusammen. Dabei sind drei verschiedene Arten von Plattengrenzen mit je unterschiedlichem Vulkanismus zu unterscheiden: Zum einen divergierende (sich spreizende) Plattengrenzen der mittelozeanischen Rücken. Hier wird durch den Vulkanismus neue ozeanische Kruste gebildet, und die Platten driften auseinander. In Spalteneruptionen wird hier vor allem Basalt (zu den vulkanischen Gesteinen siehe unten) gefördert. Die gesamten heutigen Ozeanböden sind auf diese Weise in den letzten 200 Millionen Jahren entstanden. Zum anderen handelt es sich um konvergierende Plattengrenzen, bei denen eine Platte entlang einer Subduktionszone unter die andere abtaucht. Hier werden zwei Arten unterschieden, je nachdem ob ein Plattenrand mit ozeanischer Kruste unter eine ebenfalls ozeanische Kruste abtaucht oder unter eine kontinentale Kruste des gegenüberliegenden Plattenrandes.

Dabei werden Teile der ozeanischen oder kontinentalen Kruste in der Tiefe aufgeschmolzen, das intermediäre oder saure Magma (siehe unten im Abschnitt "Entstehung der verschiedenen Laven und Förderprodukte") steigt in der Nähe der Subduktionszone an die Oberfläche. So entstehen die typischen Vulkanketten. Häufigster Vulkantyp ist der Stratovulkan (siehe unten). Den Küstenbereichen solcher Kollisionszonen sind Tiefseegräben vorgelagert. Bei einer Ozean-Kontinent-Subduktion ist der Vulkanismus mit Gebirgsbildung verbunden. Dabei entstehen in der Regel lange Gebirgsketten, wie z. B. die Anden in Südamerika und die Kordilleren in Nordamerika, zu denen die Kaskadenkette und die Rocky Mountains gehören. Bei Ozean-Ozean-Subduktionen entstehen typische Inselbögen mit Vulkanen, wie die Alëuten, die Kurilen, Japan oder die Philippinen.

Von den derzeit etwa 500 bis 600 aktiven Vulkanen der Festländer liegen 85 Prozent an konvergierenden Plattengrenzen, 15 Prozent an divergierenden Plattengrenzen und etwa 5 Prozent innerhalb von Platten (Hot-spot-Vulkane). Etwa zwei Drittel der aktiven Oberflächenvulkane befinden sich rings um den Pazifischen Ozean. Den so gebildeten Ring nennt man den Ring of Fire oder auch den zirkumpazifischen Gürtel. Er zeichnet Subduktionszonen nach und verläuft über die Anden, die Kordilleren, die Alëuten, Kamtschatka im Osten Sibiriens, die Kurilen, Japan, die Philippinen, Celebes, Neuguinea, die Salomonen, Neukaledonien und Neuseeland.

 

Die Förderung der vulkanischen Magmen

Die Magmen entstehen in der zähflüssigen Asthenoshäre in Tiefen von 75 bis 250 Kilometern. In Schloten oder Spalten dringen sie nach oben in die Erdkruste. Während des Aufstiegs verändert sich das Magma, es verliert Bestandteile, nimmt aber auch Stoffe aus dem Nebengestein auf. Durch den abnehmenden Druck werden Gase frei, in erster Linie Wasserdampf, ferner Kohlendioxid, Schwefeldioxid, Stickstoff, Wasserstoff, Kohlenmonoxid, Schwefel und Chlor. Das Magma sammelt sich in relativ geringer Tiefe in einer so genannten Magmakammer. In Hawaii besitzt die Magmakammer eine Tiefe von zwei Kilometern, beim Vesuv von fünf bis sechs Kilometern. Steigt in der Magmakammer der Druck über eine gewisse Schwelle an, so steigt das Magma weiter auf, fließt als Lava aus oder wird herausgeschleudert und baut im Lauf der Zeit den Vulkan auf. Der Förderschlot endet im Krater, der nach dem Ausbruch als extrem steilwandige und tiefe Öffnung zurückbleibt. Der Krater des Ätna beispielsweise besitzt einen Durchmesser von 300 Metern und eine Tiefe von über 800 Metern. Seine Kraterwände fallen nahezu senkrecht ab.

 

Entstehung der verschiedenen Laven und Förderprodukte

Die Magmatite werden nach ihrem Gehalt an Kieselsäure in saure, intermediäre und basische Gesteine eingeteilt. Das häufigste vulkanische Gestein, der Basalt, ist basisch mit weniger als 52 Prozent Kieselsäure, die intermediären Vulkanite Andesit und Dazit enthalten 52 bis 65 Prozent und der saure Rhyolith mehr als 65 Prozent Kieselsäure. Die chemische Zusammensetzung bestimmt weitgehend die Eigenschaften des Magmas, damit die Art des Ausbruchs und den Typ des dabei entstehenden Vulkans. Mit zunehmendem Kieselsäuregehalt (je saurer das Gestein ist) nehmen auch die Gehalte an Natrium und Kalium zu, außerdem nimmt die Viskosität zu (die Schmelze ist zähflüssiger), aber die Schmelztemperatur nimmt ab. Umgekehrt steigt mit abnehmendem Kieselsäuregehalt der Gehalt an Calcium, Magnesium und Eisen, die Viskosität nimmt ab (die Schmelze ist flüssiger), die Schmelztemperatur nimmt zu.

Von besonderer Bedeutung ist die Viskosität: Eine niedrigviskose, basische Lava fließt leicht und schnell aus (so genannter effusiver Vulkanismus), während eine zähe, saure Lava im Förderkanal stecken bleiben kann. Dadurch kann sich ein sehr großer Druck aufbauen, der schließlich den Pfropfen wegsprengt (so genannter explosiver Vulkanismus). Diese Art des Vulkanausbruchs ist oft mit verheerenden Katastrophen verbunden. Bei explosiven Vulkanausbrüchen entstehen auch besondere, so genannte pyroklastische oder vulkaniklastische Gesteine oder auch Tephra. Dabei wird die Lava, verursacht durch den abfallenden Druck, durch plötzlich frei werdende Gase zerrissen und in die Luft geschleudert. Die niederfallenden Lavabruchstücke bilden dann vulkanische Lockermassen, bei feinen Partikeln entstehen die vulkanischen Aschen. Verfestigte vulkaniklastische Gesteine werden Tuff genannt.

 

Oberflächenvulkanismus

Kontinentaler Vulkanismus hat zwar einen wesentlich geringeren Umfang als submariner Vulkanismus, was das Volumen des Magmas betrifft, aber er ist aufgrund der leichteren Zugänglichkeit sehr viel besser erforscht. Es ist seit historischen Zeiten bekannt, dass Vulkanausbrüche sowohl durch gewaltige Ascheexplosionen als auch durch ruhig fließende Lavaströme gekennzeichnet sein können.

Spalteneruptionen

Spalteneruptionen gibt es nicht nur entlang der mittelozeanischen Rücken, sondern auch auf dem Festland. Bei diesen Arten von Eruptionen wird eine große Menge dünnflüssiger Lava über ein großes Areal verteilt. Bei wiederholten Ausbrüchen können so weite Ebenen oder Plateaus gebildet werden. Ein Beispiel ist Island, das auf dem Mittelatlantischen Rücken sitzt. Dort gab es 1783 die einzige Spalteneruption in historischer Zeit. Ein Fünftel der Bevölkerung fand dabei den Tod. Viele Hochländer wurden in der Vergangenheit durch Plateau- oder Flutbasalte bedeckt. Besonders erwähnenswert sind hierbei das Dekkan-Hochland in Indien, das Tiefland des Paraná in Brasilien, Argentinien und Uruguay, das Columbiaplateau im Westen der Vereinigten Staaten, das Plateau der Drakensberge in Südafrika und das Zentralplateau in Neuseeland.

Schichtvulkane

Die Mehrheit der festländischen Vulkane besitzt mehrere Schlote bzw. Gruppen von Schloten. Daraus entstehen zwei Grundformen von Vulkanen. Der kegelförmige Typ, der so genannte Schlackenkegel, besteht aus pyroklastischem Gestein oder Tephra (Asche, Schlacke oder Lapilli – das ist vulkanisches, unregelmäßig kantig geformtes Auswurfmaterial etwa von der Größe einer Nuss; es bildet unverfestigte, lockere Ablagerungen), das nach der Explosion in unmittelbarer Nähe des Kraters niederfällt. Schlackenkegel besitzen steile Flanken. Ein gutes Beispiel hierfür ist der Parícutin in Mexiko, der am 20. Februar 1943 in einem Maisfeld ausbrach und innerhalb von sechs Tagen einen Aschekegel von 150 Meter Höhe gebildet hatte. Am Ende des Jahres war der Berg bereits 336 Meter hoch. Dieser Vulkantyp ist allerdings wegen der eher lockeren Gesteine nicht sehr verwitterungsresistent. Bei fortgeschrittener Abtragung bleibt oft als Härtling der zentrale Schlot stehen, wofür die Vulkane des Hegau ein Beispiel sind.

Es ist selten, dass ausschließlich eine Art von Material ausfließt oder herausgeschleudert wird. Häufig wechseln sich Lava- und Aschelagen ab. Die Folge ist eine "Schichtung" (besser: Wechselfolge) unterschiedlicher vulkanischer Ablagerungen. Die daraus entstehenden, symmetrisch geformten, kegelförmigen Vulkane nennt man Schicht- oder Stratovulkane. Die bekanntesten Schichtvulkane der Welt sind der Stromboli, der Ätna (der höchste aktive Vulkan Europas) und der Vesuv in Italien, der Popocatépetl in Mexiko, der Cotopaxi in Ecuador und der Kilimanjaro in Tansania. Der Fujisan und der Mayon gehören ebenfalls zu diesem Vulkantyp. Diese Art von Vulkanen haben meist zunächst nur einen zentralen Schlot. Es kommt aber auch häufig vor, dass später Nebenschlote aktiv werden oder radiale Spalten aufreißen. Schichtvulkane entstehen bei der Förderung von sauren bis intermediären Magmen. Sie kommen besonders entlang der Subduktionszonen vor.

Schildvulkane

Ein weiterer häufiger Typ von Vulkanen ist der so genannte Schildvulkan. Er zeichnet sich durch eine breite, eher flache Form aus, die sehr viele Kilometer Durchmesser haben kann. Die Hänge sind flach, meistens unter zwölf Grad Hangneigung. Ihr Aufbau erfolgt meistens durch Hunderte von dünnflüssigen, basaltischen Lavaergüssen, die jeweils nur wenige Meter mächtige Lavadecken bilden. Schildvulkane haben häufig mehr als einen Schlot bzw. Nebenschlote und Spalten an den Flanken. Die größten Schildvulkane gibt es auf Hawaii im Nordpazifik. Die Kette der Inseln Hawaiis besteht aus Schildvulkanen, die sich vom Grund des Meeres erheben. Der jüngste von ihnen ist der Mauna Loa auf der Insel Hawaii. Dieser Vulkan gilt als der größte und höchste Berg der Erde, da er über 10 000 Meter – gerechnet vom Meeresboden – hoch ist. Am Fuß besitzt er einen Durchmesser von 400 Kilometern.

 

Stau- und Stoßkuppen

Sie stellen gewissermaßen das Gegenteil zum Schildvulkan dar. Stau- und Stoßkuppen entstehen beim Austritt von sauren Laven, die so hochviskos sind, dass sie kaum fließen können. Sie werden zäh und langsam aus dem Förderkanal gepresst. Nach dem Erstarren bilden solche Stoßkuppen oftmals landschaftlich markante Stotzen, Felsnadeln oder so genannte Lavadome. Wenn der Pfropfen den Förderschlot abschließt, kann sich darunter ein großer Druck aufbauen und den Pfropfen wegsprengen. Dies geschah 1902 bei dem katastrophalen Ausbruch des Mont Pelée auf Martinique, als eine solche, mehrere hundert Meter hohe Andesit-Staukuppe explodierte. Die nachfolgende Glutwolke, 800 °C heiß, tötete in der nahe gelegenen Stadt Saint-Pierre 29 000 Menschen. Als Stau- oder Quellkuppe bleibt die Lava im Nebengestein stecken. Beispiele sind der Drachenfels und die Wolkenburg im Siebengebirge.

Maare

Bei manchen Formen von Vulkanausbrüchen bleibt das Magma in der Tiefe stecken. Es wird dann keine Lava gefördert, sondern nur Gase durchschlagen in einer Röhre das Gestein. An der Erdoberfläche bildet sich dabei ein Explosionstrichter, ein Maar. Bekannt sind die Maare der Eifel, die heute teilweise mit Seen gefüllt sind.

Calderen

Eine Caldera ist eine kessel- oder beckenförmige Vertiefung, ähnlich einem Krater, doch mit diesem nicht zu verwechseln (siehe oben). Eine Caldera kann Durchmesser von mehreren hundert Metern bis zu hundert Kilometern erreichen. Für die Entstehung von Calderen gibt es zwei mögliche Ursachen. Zum einen kann in einer späten Phase des Vulkanismus die Magmakammer mehr oder weniger entleert sein, so dass sie dem Druck der überlagernden Gesteine nicht mehr standhält und ihre Decke einstürzt. Die Deckgesteine sacken nach und bilden die Vertiefung, eine so genannte Einbruch- oder Einsturzcaldera. Die andere mögliche Ursache liegt in einem explosiven Ausbruch, der einen Teil des Vulkanaufbaus wegsprengt und eine so genannte Explosionscaldera hinterlässt. Ein Beispiel dafür ist der Ausbruch des Krakataus in Indonesien. Manchmal füllt sich die Magmakammer unter einer Einsturzcaldera wieder auf, und durch neuerliche Magmenförderung baut sich in der Caldera wieder ein Vulkankegel auf (z. B. beim Vesuv). Manchmal bilden sich in den Calderen Seen. Bekannt ist hier vor allem der Crater Lake in Oregon. Er hat einen Durchmesser von acht Kilometern und wurde durch den Einsturz des Schichtvulkans Mount Mazama in vorgeschichtlicher Zeit gebildet.

Eruptionsformen

Den meisten Vulkanen können bestimmte Eruptionsformen zugewiesen werden. Diese haben ihren Namen von typischen Vertretern erhalten. Spaltenvulkane werden als isländischer, Schildvulkane als hawaiianischer Typ bezeichnet. Explosivere Ausbrüche werden, auf einer Skala immer viskoser werdender Lava, als strombolianischer, vulkanischer (nach Vulcano, Liparische Inseln), plinianischer und peléeanischer (nach dem Mont Pelée, Martinique) Typ eingestuft. Die beiden Letztgenannten kennzeichnen die heftigsten, sehr explosiven Eruptionsformen. Hier werden große Aschemengen und Gesteinsbrocken emporgeschleudert, und Glutwolken wälzen sich die Hänge hinab. Ursache hierfür sind neben dem hohen Gas- und Siliciumanteil der hohe Druck, die große Ausdehnung der Magmakammer und ihre Lage in relativ geringer Tiefe.

Die zerstörerischsten Eruptionen treten an konvergierenden Plattengrenzen auf. Die beiden gewaltigsten Vulkanausbrüche, die in geschichtlicher Zeit registriert wurden, nämlich die des Krakatau und des Mount Tambora, befinden sich an der Grenze der Eurasischen und der Indisch-Australischen Platte in der Nähe des Sundagrabens. Der Tambora, der sich an der Nordküste von Sumbawa befindet, brach 1815 aus. Dabei wurden etwa 1 500 Meter des ehemals 4 300 Meter hohen Berges weggesprengt. Die circa 50 000 Opfer dieser Katastrophe starben vor allem aufgrund der nachfolgenden Hungersnot. Der Vulkan Krakatau, der sich zwischen Java und Sumatra in Indonesien befindet, brach 1883 aus und zerstörte zwei Drittel seines Volumens. Dies war die gewaltigste, von Menschen beobachtete Vulkanexplosion. Die dabei frei werdende Energie entsprach der von etwa 5 000 Atombomben vom Hiroshimatyp. Die Explosion war bis in eine Entfernung von über 4 500 Kilometern zu hören. Die daraufhin entstehende, bis 40 Meter hohe Flutwelle war verantwortlich für den Tod Zehntausender Menschen in Südostasien, und ihre Ausläufer wurden sogar noch in England registriert. Millionen Tonnen vulkanischen Staubes gelangten in die Atmosphäre und sorgten über ein Jahr lang für spektakuläre Sonnenuntergänge auf der ganzen Welt.

Im Gegensatz dazu stellen die Ausbrüche des isländischen und hawaiianischen Typs selten eine Gefahr für die Menschheit dar. Die Lavaströme fließen in der Regel so langsam, dass den Menschen die Flucht möglich ist. Die Zerstörungen betreffen vor allem Gebäude und landwirtschaftliche Nutzflächen. Die Versuche, die Lava durch die Berieselung mit kaltem Meerwasser zu stoppen (Island) oder anhand von Gräben und Wällen in eine andere Richtung zu drängen, sind nicht immer von Erfolg gekrönt.

 

Strukturen der Vulkanite

Magma tritt bei Temperaturen zwischen 800 und 1 200 °C an die Erdoberfläche. Während des Fließens kühlt sie von außen nach innen ab. Je nach Viskosität bilden sich beim Erkalten unterschiedliche Formen aus. Man unterscheidet drei Hauptformen: Pahoehoe-, Aa- und Blocklava.

Pahoehoe-Lava entsteht bei sehr dünnflüssigem, mobilem Magma. Ihre Oberfläche erstarrt relativ schnell, während sich die noch flüssige Schicht darunter weiter vorwärts schiebt. Aufgrund der dabei entstehenden Wülste nennt man diesen Typ auch Stricklava. Aa-Lava (auch Brockenlava) stammt aus einem zäheren Magma, das langsamer fließt. Dabei bildet sich eine rauere Kruste, die oft in scharfkantige Blöcke zerbricht. Noch langsamer bewegt sich die so genannte Blocklava vorwärts. Kissenlava entsteht submarin aus Pahoehoe-Lava. Durch die abrupte Abkühlung bilden sich rundliche, kissenförmige Oberflächenstrukturen. Wenn ein relativ hoher Anteil an Gasen im vulkanischen Gestein zurückbleibt, entstehen Bimssteine. Ihr Porenvolumen beträgt häufig über 80 Prozent und sorgt dafür, dass Gesteinsbrocken davon auf Wasser schwimmen können.

Wenn Glutwolken erkalten, entstehen so genannte Ignimbrite, das sind Bimssteinbruchstücke verschiedener Größe in einer glasigen Grundmasse. Im Gegensatz dazu stehen Tuffe, sekundär verfestigte, vulkanische Aschen.

 

Lager- und Gangformen

Bei vulkanischen Aktivitäten gelangen nicht alle Eruptivgesteine bis an die Erdoberfläche. Manchmal bleibt das Magma dicht unter der Erdoberfläche stecken und dringt in das Nebengestein ein, das dabei oft angeschmolzen wird.

Dadurch bilden sich tafelige vulkanische Gesteinskörper, so genannte Sills oder Lagergänge, die parallel zur Lagerung des Nebengesteins in dieses eingedrungen sind, bei Sedimenten oft entlang von Schichtfugen. Sie können beträchtliche Größen erreichen. Beispiele hierfür sind die Salisbury Crags in Edinburgh, und die Palisaden entlang des Westufers des Hudson in der Nähe von New York. Ein Lakkolith befindet sich ebenfalls zwischen Gesteinslagen. Der Druck des Magmas wölbt die überlagernden Schichten auf und bildet eine Quellkuppe etwa in Form eines Pilzes. Ein Lopolith hat die Form einer Untertasse. Ein Phakolith hat die Form einer umgedrehten Untertasse.

Von einem zentralen Schlot aus können radiale Spalten quer zur Lagerung des Nebengesteins, meist mehr oder weniger senkrecht, aufreißen und sich als Gang mit Lava füllen. Eines der beeindruckendsten Beispiele für solch einen Gang ist der mineralreiche Great Dyke in Zimbabwe, der eine Länge von 480 Kilometern aufweist.

Wenn das Gestein in nachvulkanischen Phasen rings um einen erstarrten Vulkanpfropfen verwittert, bleibt dieser oft als auffälliges Landschaftsmerkmal stehen. Der Schlossberg von Edinburgh ist ein solcher Vulkanpfropfen.

 

Hot spots

Die meisten vulkanischen Aktivitäten sind an die Schwächezonen der Lithosphäre im Bereich von Plattengrenzen gebunden (siehe oben). Aber es gibt auch Vulkane, die sich inmitten von Platten befinden. Zu nennen sind dabei die Vulkane in der Nähe des Ostafrikanischen Grabensystems, vor allem der Kilimanjaro. Dies ist insofern verständlich, als sich hier eine Zone befindet, an der der Kontinent auseinander reißt und in Zukunft mit größeren vulkanischen Aktivitäten gerechnet werden muss.

Die Existenz von untermeerischen Vulkanen auf dem Grund des Pazifiks konnte lange nicht zufriedenstellend erklärt werden. Viele dieser Tiefseeberge wirken wahllos verstreut, einige weisen aber eine kettenförmige Anordnung auf. Dazu gehören die Inseln von Hawaii. Ihre Entstehung verdanken sie ortsfesten Magmakammern, die sich unterhalb der Lithosphäre befinden. In unregelmäßigen Abständen dringt das Magma an die Erdoberfläche und hinterlässt dort mehr oder weniger hohe Vulkane. Da sich die Lithosphäre darüber hinwegbewegt, entstehen häufig Inselketten, wobei der jüngste Vulkan auch meistens der höchste ist. So ist die Insel Hawaii der jüngste Hot-spot-Vulkan einer langen Reihe. Der älteste Teil dieser Gruppe ist der so genannte Imperatorrücken im Nordwesten Hawaiis. Bei solchen Ketten kann man sehr gut die Bewegungsrichtung der Platten ablesen.

Nicht alle Hot spots sind untermeerisch. Beispiele für kontinentale Hot spots sind die Vulkane der Eifel und der Auvergne, ferner die Vulkane im Yellowstone Nationalpark in den Vereinigten Staaten. Die dortigen Vulkane gelten als erloschen, aber die postvulkanischen Erscheinungen sind sehr beeindruckend und stellen eine große Attraktion für den Fremdenverkehr dar. Dazu gehören Fumarolen, Solfataren, warme Quellen und Geysire.

122 Hot-spot-Vulkane, die während der letzten zehn Millionen Jahre aktiv waren, wurden bisher gezählt. Davon liegen 53 in den Meeren, 69 stehen auf Kontinenten.

 

Postvulkanische Erscheinungen

Während des Erlöschens eines Vulkans oder während einer seiner Ruhephasen (die viele tausend Jahre dauern können) zwischen aktiven Phasen bleiben die postvulkanischen Erscheinungen mit Exhalationen noch eine Zeit lang aktiv: Dies sind Fumarolen, Solfataren, Mofetten und Thermen. Fumarolen sind wasserdampfhaltige Gasexhalationen mit Temperaturen von 200 bis 800 °C. Solfataren sind Gasexhalationen, die Wasserdampf und Schwefelverbindungen enthalten. Der Schwefel fällt oft an der Austrittsstelle in elementarer Form aus, früher wurden manche dieser Vorkommen sogar abgebaut. Die Temperatur der Solfataren beträgt 100 bis 250 °C. Mofetten stoßen Kohlendioxid aus. Die Temperatur liegt unter 100 °C. In Säuerlingen tritt das Kohlendioxid in Wasser gelöst zutage. Solche Säuerlinge fördern also natürliches Mineralwasser. Sie finden sich z. B. in der Eifel, deren Vulkane sich wahrscheinlich seit dem letzten Ausbruch vor 10 000 Jahren nur in einer Ruhepause befinden. Wenn sich zirkulierendes Grundwasser im vulkanischen Untergrund, der noch lange nach der Aktivität heiß bleibt, erhitzt und wieder aufgestiegen an der Erdoberfläche zutage tritt, bilden sich Thermen. Die Bildung von Geysiren setzt sehr spezielle Bedingungen des Untergrundes voraus. Sie sind daher sehr selten. Geysire befinden sich in Island und den USA, auf Neuseeland und Kamtschatka.

 

Vulkanismus als Bedrohung

Viele Millionen Menschen leben in Regionen, die durch Vulkane, vor allem die explosiven, bedroht sind. Manche leben sogar direkt am Fuß des Berges. Angesichts der drohenden Gefahr stellt man sich die Frage, warum diese Räume so dicht besiedelt sind. Ein entscheidender Grund ist sicherlich, dass Böden, die sich auf vulkanischem Ausgangsgestein entwickeln, äußerst fruchtbar sind. Die Bedeutung dieser Fruchtbarkeit wird umso größer, wenn man bedenkt, dass vor allem unter tropischen Klimabedingungen Böden nährstoffarm sind und sehr schnell ausgelaugt werden. Manche Gebiete waren bereits vor einem Ausbruch Siedlungszentren und bleiben es auch danach. Von manchen Vulkanen nimmt man an, dass sie erloschen sind. Das kann ein fataler Irrtum sein, wie der Ausbruch des Pinatubo 1991 bewiesen hat. Der nördlich von Manila gelegene Vulkan schleuderte im Juni und im Juli nach einer Ruhephase von 600 Jahren Millionen Tonnen Asche empor, die sich mit den tropischen Regenfällen in riesige Schlammströme verwandelten. Ungefähr 550 Menschen kamen dabei ums Leben, 650 000 verloren ihre Existenzgrundlage. Auch den Menschen in und um Neapel dürfte bekannt sein, dass es als gesichert gilt, dass der Vesuv eines Tages wieder ausbrechen wird. Die letzte größere Eruption war 1906. Zur Zeit mehren sich die Zeichen, dass er wieder aktiv wird. Besonders starke Vulkanausbrüche können Tsunamis verursachen. Die bei der Explosion des Krakatau im Jahr 1883 entstandene Flutwelle war 40 Meter hoch. In ihr ertranken 36 000 Menschen. Durch den feinen Staub, der bei diesem Ausbruch in die Atmosphäre gelangte, kühlte das Weltklima in den darauf folgenden Jahren merklich ab.

Der Vulkanismus hat aber auch nützliche Auswirkungen. Während der frühen geologischen Geschichte der Erde wurden durch Vulkanismus Gase und Wasser frei und bildeten die Atmosphäre und die Hydrosphäre. Durch Vulkanismus sind ferner wichtige Erzlagerstätten entstanden, u. a. mit Quecksilber, Gold, Silber, Uran. Auf Vulkaniten bilden sich die erwähnten fruchtbaren Böden. In der Spätphase vulkanischer Aktivitäten entstehen die Thermen, heiße oder warme Quellen, die in solchen Gebieten für die Elektrizitätserzeugung oder für Heizungen und die Warmwasserversorgung genutzt werden (z. B. Oberitalien, Island, Kamtschatka).

 

Christoph Barth

Op. 168

 

 

 

Quellen

 

  1. Buness, H.: Krustale Kollisionsstrukturen an den Rändern der nordwestlichen Adriaplatte, Berlin, 1992
  2. EZA Enzyklopädie: Vulkanismus, Plutonismus, London, 1998
  3. Miller, H.: Abriß der Plattentektonik, Stuttgart, 1992
  4. Nicolas, A.: Die ozeanischen Rücken. Gebirge unter dem Meer, Berlin, 1995
  5. Pichler, H; et al.: Vulkanismus, Heidelberg, 1988
  6. Rost, H.: Vulkane und Vulkanismus, Stuttgart, 1987
  7. Schmidt, K. / Walter R.: Erdgeschichte, Berlin, 1990
  8. Schmincke, H.-U.: Vulkanismus, Darmstadt, 1986

 

Anhang

 

Magma, ein in der Erdkruste natürlich vorkommendes, geschmolzenes Gesteinsmaterial, das mehr oder weniger beweglich ist. Magmen bilden sich in der tiefen Erdkruste und im oberen Erdmantel bei Temperaturen von mehr als 700 °Celsius. Mit dem Austritt an der Erdoberfläche heißt die Magma Lava.

Lava, geologischer Begriff für geschmolzenes Gestein, das bei Vulkanausbrüchen an die Erdoberfläche gelangt, ausfließt und erstarrt. Jüngere Ergussgesteine werden ebenfalls Lava genannt. Laven besitzen beim Ausfließen Temperaturen von etwa 1 000 bis 1 300 °C. Unterschieden werden saure und zähflüssige Laven von relativ niedriger Temperatur wie Rhyolith sowie basische und leichtflüssige Laven von höherer Temperatur wie Basalt. Obsidian ist ein sehr schnell erstarrtes Gesteinsglas. Eine basaltische, also leichtflüssige Lava kann beim Fließen Geschwindigkeiten bis zu 100 Kilometer pro Stunde erreichen. Meist fließen aber die Lavaströme nur mit wenigen Kilometern pro Stunde talwärts. Nach ihrer Oberflächenform unterscheidet man Blocklava (auch: Schollenlava, Aa-Lava) und Fladenlava (auch: Stricklava, Pohoehoe-Lava). Bei Vulkanausbrüchen unter dem Meeresspiegel entsteht Kissenlava (auch: Pillow-Lava) mit rundlichen, kissen- oder sackförmigen Blöcken.

Magmatite, in der Geologie eine Sammelbezeichnung für alle Gesteine, die aus einer glutflüssigen Gesteinsschmelze, dem Magma, durch Erstarrung (daher auch Erstarrungsgesteine) entstanden sind.

Die magmatischen Gesteine werden in drei Gruppen unterteilt. Plutonische Gesteine, beispielsweise Granit, Gabbro und Syenit, sind in größeren Tiefen (daher auch Tiefengesteine genannt) der Erdkruste (wenige bis 20 Kilometer) erstarrt. Da diese Magmen wegen der hohen Umgebungstemperatur langsam auskühlen, haben die Kristalle Zeit zum Wachsen. Tiefengesteine sind daher meist grobkörnig. Vulkanische Gesteine, beispielsweise Basalt und Rhyolith, entstehen, wenn das Magma bis zur oder knapp unterhalb der Erdoberfläche durchdringt und dort als Lava erstarrt. Damit verbunden sind die Erscheinungen des Vulkanismus: Entstehung von Vulkankegeln, Kratern, Fumarolen usw. Durch die schnelle Abkühlung der Lava entstehen feinkörnige oder sogar glasige Gesteine. Ein Verbindungsglied zwischen diesen beiden Gruppen stellen die Gangsteine dar, die von plutonischen Magmen ausgehend lange, aber schmale, plattenförmige Gesteinskörper bilden.

Die wissenschaftliche Klassifizierung der Magmatite ist kompliziert. Da Magmatite vorwiegend aus Silicatmineralien bestehen, ist der Gehalt an Kieselsäure (Quarz, SiO2) ein wichtiges Kriterium. Eine grobe Einteilung erfolgt nach sauren und basischen Gesteinen. Granit ist ein kieselsäurereicher und daher saurer Magmatit, Gabbro ein kieselsäurearmer, basischer Magmatit, Rhyolith (Quarzporphyr) ein saurer Vulkanit, Basalt ein basischer Vulkanit.

In Deutschland bilden Magmatite das "Grundgebirge", beispielsweise im Bayerischen Wald, im Schwarzwald und im Odenwald. Landschaften mit Vulkaniten sind z. B. das Siebengebirge, der Kaiserstuhl, die Eifel, die Schwäbische Alb, der Vogelsberg und der Thüringer Wald.

Plutonismus, in der Geologie eine zusammenfassende Bezeichnung für alle Vorgänge und Erscheinungen, die mit der Bildung von Plutoniten oder Tiefengesteinen zusammenhängen. Die dabei entstehenden Gesteinskörper werden Plutone oder Intrusionen genannt. Plutonite (z. B. Granit, Gabbro) bilden mit den Vulkaniten oder Eruptivgesteinen die Gruppe der Magmatite, der Gesteine, die sich aus einem glutflüssigen Magma gebildet haben. In ihrer chemischen Zusammensetzung decken sich Magmatite und Vulkanite weitgehend. Zu jedem Plutonit gibt es ein chemisch gleiches Äquivalent aus der Gruppe der Vulkanite und umgekehrt. Während aber Magmatite in größeren Tiefen (wenige bis 20 Kilometer) der Erdkruste erstarren (daher die Bezeichnung "Tiefengesteine"), gelangen vulkanische Magmen in höhere Niveaus und erstarren auf oder knapp unter der Erdoberfläche als Laven.

Plutone sind nur sichtbar, wenn das überlagernde Deckgebirge durch spätere Erosion abgetragen wurde, was eine Hebung durch gebirgsbildende Vorgänge voraussetzt. Die Umrisse der Plutone, wie sie an der heutigen Erdoberfläche erscheinen, sind sehr vielgestaltig: unregelmäßig gelappt und verzweigt, kreisförmig, oval oder bogenförmig. Die dreidimensionale Form der Plutone kann nur rekonstruiert werden. Sie ist das Resultat der Platznahme des Magmas im Nebengestein. Man unterscheidet nach ihrer Form verschiedene Typen der Plutone: Bei Batholiten streben die Grenzflächen nach unten auseinander, ihre Tiefenfortsetzung ist nicht erkennbar. Batholite sind große Plutone mit Durchmessern von hundert bis zu mehreren hundert Kilometern, ein Beispiel ist der Adamello-Pluton in den Südalpen. Bei kleineren Intrusionen mit mehr oder weniger senkrechten Grenzflächen zum Nebengestein spricht man von Stöcken. Sie besitzen Durchmesser bis 1 000 Meter. Die Grenzflächen von Batholithen und Stöcken verlaufen meist diskordant (quer) zu den älteren Strukturen, z. B. der Schichtung des Nebengesteins. Lagergänge oder Sills verlaufen dagegen mehr oder weniger waagerecht und parallel zur Schichtung (konkordant) von Sedimentgesteinen. Auch bei den Lakkolithen ist das Magma entlang von Schichtfugen oder Spalten konkordant in das Nebengestein eingedrungen, hat aber noch zusätzlich das Deckgebirge aufgewölbt. So entstehen Intrusionen, die im senkrechten Schnitt pilz- oder baumförmige Formen zeigen. Beispiele sind die Plutone des Schneebergs und des Ochsenkopfs im Fichtelgebirge, die Intrusion von Sudbury in Kanada, die 60 Kilometer lang und 30 Kilometer breit ist, oder der Bushveld-Pluton in Südafrika.

Die Größe der Plutone umfasst einen großen Bereich. Der Pluton des Brocken im Harz nimmt heute eine Oberfläche von 135 Quadratkilometern ein, der südafrikanische Bushveld-Pluton umfasst 95 000 Quadratkilometer, der weltweit größte Pluton, der ostafrikanische Zentralgranit, ein Batholit, 250 000 Quadratkilometer.

Von Plutonen aus erstrecken sich Gänge ins Nebengestein. Sie werden von Gesteinen gebildet, den so genannten Ganggesteinen, die eine Stellung zwischen Plutoniten und Vulkaniten einnehmen. Diese Gänge sind oft wichtige Erzlagerstätten und Mineralfundstellen, z. B. für Zinn, Wolfram, Molybdän, Titan, Uran und Gold (Fortführung der Fußnote auf der nächsten Seite unten) sowie Beryll, Fluorit, Turmalin und Topas. Zum Teil. durchschlagen auch jüngere Gänge den Pluton selbst, das sind Anzeichen für tektonische Aktivitäten nach der Bildung des Plutons.

Die Entstehung von Plutonen ist mit gebirgsbildenden Vorgängen verbunden. Ursache für diese Gebirgsbildungen sind kollidierende Platten und Subduktionen. Durch Aufschmelzungsvorgänge entstehen an den abtauchenden Platten Magmen, die aufsteigen und durch Differentiation die verschiedenen Plutonite und Vulkanite bilden. Beim Aufstieg schmelzen sie zum Teil auch das Nebengestein auf, wodurch sich die Zusammensetzung des Magmas wiederum ändert. Aus der Zusammensetzung der plutonischen Gesteine lassen sich Tiefenlage und Zusammensetzung der subduzierten Platte abschätzen. Die Intrusionen erfolgen während oder nach der Gebirgsbildung und bilden den Kern des Gebirges.

Eine Mischform von Vulkanismus und Plutonismus stellen die Ring-Dykes dar. Meist sind diese Formen noch mit konzentrisch-konischen Dehnungsrissen, den so genannten Cone-Sheets kombiniert. Diese Strukturen wurden in Norwegen, Schottland und Südafrika gefunden. Plutone sind meist von Kontakthöfen umgeben, in denen das Nebengestein durch die Hitze des Magmas umgewandelt ("kontaktmetamorph" überprägt) ist.

Parícutin, aktiver Vulkan in der Sierra Madre in Mexiko und einer der jüngsten Berge der Welt. Am 20. Februar 1943 brach in einem Maisfeld die Erde auf. Durch den Ausbruch der Lava und die Anhäufung der Asche wuchs der Kegel am ersten Tag auf 7,5 Meter an, am zweiten Tag auf 50 Meter, nach einer Woche auf 180 Meter und bis zum Jahresende auf 340 Meter. Die Lavaströme begruben Ende 1943 das kleine Dorf San Juan de las Colchos, mit Ausnahme der Kirche. Bis 1952 kam es immer wieder zu Ausbrüchen, doch der größte Teil des Kegels war bereits 1943 entstanden.

Der in der Bevölkerung als "El Monstre" (das Ungeheuer) bekannte Parícutin verursachte beträchtliche landwirtschaftliche Schäden. Die Asche verteilte sich bis ins 180 Kilometer entfernte Guadalajara.

 

Kilimanjaro, höchster Berg Afrikas. Er befindet sich im Nordosten Tansanias in der Nähe der Grenze zu Kenia. Er ist aus drei Vulkanen zusammengewachsen. Kibo, der höchste Gipfel, erreicht eine Höhe von 5 895 Metern, der Mawensi eine Höhe von 5 354 Metern. Der Schira ist 4 000 Meter hoch. Der zentrale Krater des Kibo hat einen Durchmesser von zwei Kilometern und eine Tiefe von 300 Metern. Er zeigt vulkanische Aktivität und ist ganzjährig schneebedeckt. Die Eisdecke wird jedoch immer wieder von kleineren Kratern durchbrochen.

Mount Pinatubo, aktiver Vulkan auf den Philippinen im Zentrum der Insel Luzon an der Stelle, wo die Provinzen Tarlac, Zambales und Pampanga zusammentreffen. Der Mount Pinatubo liegt etwa 90 Kilometer nördlich von Manila und etwa 24 Kilometer östlich von Angeles. Bis 1991 galt der Vulkan als erloschen, da er seit ungefähr 600 Jahren nicht mehr ausgebrochen war. Im Juni und Juli kam es jedoch zu mehreren Ausbrüchen, bei denen Millionen Tonnen von Asche mehr als 15 000 Meter hoch in die Atmosphäre geschleudert wurden. Ein großer Teil davon wurde in den oberen Luftschichten über die ganze Welt verteilt. In der Gegend um den Vulkan war die Ascheschicht mehr als drei Meter dick. Heftige tropische Regenfälle verwandelten die Asche in Schlamm und lösten schwere Erdrutsche aus. Bis Ende August 1991 waren vermutlich 550 Menschen an dem Ausbruch und seinen Folgen gestorben. Darüber hinaus wurden mehr als 650 000 Menschen obdachlos und 100 000 Hektar Ackerland zerstört. Ein weiterer Ausbruch im August 1992 hatte noch verheerendere Folgen. Der Mount Pinatubo ist heute etwa 1 760 Meter hoch.

 

Vesuv (italienisch Vesuvio, abgeleitet vom oskischen Wort fesf: Rauch), Vulkan in Kampanien in Süditalien in der Nähe von Neapel und einziger aktiver Vulkan auf dem europäischen Festland. Er hat an seinem Fuß einen Umfang von etwa 50 Kilometern und besitzt einen Doppelgipfel. Am 24. August 79 n. Chr. wurde bei einem starken Ausbruch die Vulkanspitze durch eine Explosion abgesprengt. Über die Städte Herculaneum, Pompeji und Stabiae ging ein Regen aus Asche und Schlamm nieder, der das Leben von etwa 2 000 Menschen forderte. Ebenso wie bei späteren Eruptionen bis 1066 trat dabei jedoch keine Lava aus.

Bei dem Ausbruch von 1631 wurden fünf Städte zerstört, 1794 die Stadt Torre del Greco. Auf zahlreiche leichtere Eruptionen folgte im April 1906 eine heftige, die zehn Tage dauerte und große Schäden hervorrief, kleinere Ausbrüche gab es 1913, 1926, 1929 und 1944.

Der höhere seiner beiden Kegel, der eigentliche Vesuv, ist 1 281 Meter hoch, der Monte Somma, seine nördliche Spitze, erreicht eine Höhe von 1 132 Metern. An den unteren Hängen des Vulkans werden Wein und Obst angebaut, weiter oben wurden Eichen und Kastanien aufgeforstet. Eine Seilbahn führt bis fast an den Kraterrand hinauf. Auf einer Höhe von etwa 600 Metern befindet sich ein vulkanisches Observatorium von 1845.

Krakatau, auch Krakatoa oder Rakata genannt, kleine Vulkaninsel im Südwesten Indonesiens in der Sundastraße zwischen Java und Sumatra. Bis zur Nacht vom 26. auf den 27. August 1883, als ein gewaltiger Vulkanausbruch einen Großteil der Insel zerstörte, hatte Krakatau eine Fläche von 47 Quadratkilometern. Das Seebeben, das den Ausbruch begleitete, verursachte Flutwellen, die bis zu 35 Meter hoch waren und noch in 13 000 Kilometer Entfernung die Küsten im Westen von Java und im Südosten von Sumatra erreichten. Über 36 000 Menschen, die an den Küsten von Java und Sumatra lebten, wurden getötet, riesige Gebiete wurden völlig verwüstet. Der Explosionsknall war noch in 4 800 Kilometer Entfernung zu hören. Die hochgeschleuderte Asche verteilte sich in der gesamten oberen Atmosphäre und rief noch nach drei Jahren wahrnehmbare Dämmerungserscheinungen hervor. Im Jahre 1927 entstand durch neue Vulkanausbrüche im Kern der Caldera ein neuer kleiner Inselvulkan, der Anak Krakatau (Kind von Krakatau) genannt wurde. 1973 hatte er eine Höhe von 190 Metern über dem Meeresspiegel erreicht.