Dazu gehört vor allem die Bildung von Vulkanen und vulkanischen Gesteinen (Magmatite). Bleibt das Magma in größeren Tiefen (mehr als fünf Kilometer) stecken, so führt dies zu den Erscheinungen des Plutonismus. Der Vulkanismus tritt vor allem an den aktiven Rändern der Erdplatten auf. Zur Zeit gelten weltweit circa 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.
Der Vulkanismus ist grundsätzlich an aktive Schwächezonen der Erdkruste gebunden, weil zur Bildung von Magmas das feste Gestein aufgeschmolzen werden muss. 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 ausschließlich vom Druck ab und steigt mit zunehmendem Druck, also mit zunehmender Tiefe in der Erdkruste. Beträgt der Schmelzpunkt beispielsweise an der Erdoberfläche über 1.000 °C (z.B. Basaltlava), so ist er in 100 km 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 (dis 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 verursacht wird, oder durch Temperaturerhöhung, die zum Beispiel durch einen so genannten mantle plume erklärt wird. Oberhalb der mantle plumes können sich die so genannten Hot-spot-Vulkane bilden.
Eine weitere wichtige Voraussetzung für die Bildung vulkanischer Magmen ist ein sehr geringer Wassergehalt. Nur wasserarme bzw. -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.
Die Förderung des Magmas an die Erdoberfläsche
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, desweiteren 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 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.
Struktur 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, die wie ein glühender Kokshaufen aussieht. 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% und sorgt dafür, dass Gesteinsbrocken davon auf Wasser schwimmen können.
Wenn Glutwolken erkalten, entstehen so genannte Ignimbrite. Im Gegensatz dazu stehen Tuffe, sekundär verfestigte, vulkanische Aschen.
Gangs- und Lagerformen
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 Km 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.
Während des Erlöschens eines Vulkans oder während einer seiner Ruhephasen zwischen aktiven Phasen bleiben die postvulkanischen Erscheinungen mit Exhalationen noch eine Zeit lang aktiv: Dies sind Fumarolen, Solfataren, Mofetten und Thermen.
Öberflächenvulkanismus
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.
Circa 95% der Vulkane auf der Erde sind Stratovulkane. Die Vulkane kann man nach ihrer äußeren Form und nach der Art ihres Magmenzufuhrsystems unterteilen.
Die meisten vulkanischen Aktivitäten sind an die Schwächezonen der Lithosphäre im Bereich von Plattengrenzen gebunden . 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, ebendso 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.
Stau- und Stoßkuppen
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 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
Als Caldera (spanisch: "Kessel") bezeichnet man einen kesselförmigen Krater vulkanischen Ursprungs.
Calderen entstehen durch den Einsturz oberflächennaher Magmakammern im Innern eines Vulkans, die zuvor durch Ausbrüche, oder durch Wegsprengen von Teilen des Vulkankegels entleert worden sind.
Eine Caldera kann durch ausströmende Lava wieder gefüllt werden. Auch kann sich auf dem Boden einer Caldera erneut ein Vulkankegel bilden, wie dies beim Vesuv geschehen ist. Zu den berühmtesten Calderen gehören die des Teide auf Teneriffa, die Caldera de Taburiente auf La Palma, der Lake Toba auf Sumatra, die Yellowstone-Caldera im Bundesstaat Wyoming, USA und die Insel Santorini im Mittelmeer, die durch eine Vulkanexplosion entstand, die möglicherweise die Kultur der Minoer vernichetete.
Vulkanismus und Plattentektonik
Die tektonischen Schwächezonen fallen meist mit den Grenzen von Erdplatten zusammen. Dabei sind drei verschiedene Arten von Plattengrenzen mit je unterschiedlichem Vulkanismus zu unterscheiden:
Zum einen ivergierende 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 gefördert. Die gesamten heutigen Ozeanböden sind auf diese Weise in den letzten 200 Millionen Jahren entstanden.
Daneben gibt es die 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 steigt in der Nähe der Subduktionszone an die Oberfläche. So entstehen die typischen Vulkanketten.
Der häufigster Vulkantyp ist der Stratovulkan. 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 zum Beispiel die Anden in Südamerika und die Kordilleren in Nordamerika, zu denen die Rocky Mountains und die Kaskadenkette gehören. Bei Ozean-Ozean-Subduktionen entstehen typische Inselbögen mit Vulkanen wie die Alëuten, die Kurilen, Japan oder die Philippinen.
Von den derzeit 600 aktiven Vulkanen liegen 85% an konvergierenden Plattengrenzen, 15% an divergierenden Plattengrenzen und etwa 5% 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.
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 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
Spalteneruptionen
Spalteneruptionen gibt es nicht nur entlang der mittelozeanischen Rücken, sondern auch auf dem Festland. Bei diesen Arten von Eruptionen wird eine große Menge flüssiger Lava über ein großes Areal verteilt. Bei wiederholten Ausbrüchen können so weite Ebenen oder Plateaus gebildet werden. Ein Beispiel ist Island, das auf dem Mittelatlantischer 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.
Die Bedrohung durch den Vulkanismus
Viele Millionen Menschen leben in Regionen, die durch Vulkane bedroht sind. Manche leben sogar direkt am Fuß eines solchen Berges. Trotz der drohenden Gefahr sind diese Räume dicht besiedelt. Ein entscheidender Grund 'dafür ist, dass die 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 Pinatubo1991 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. 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.
Vulkane gehören zu den imposantesten Erscheinungsformen des Vulkanismus, nicht nur auf der Erde, sondern auch auf anderen Planeten und ihren Monden unseres Sonnensystems. Es sind verschiedene aktive Vulkane außerhalb der Erde bekannt, so befinden sich Schwefelvulkane auf dem JupitermondIo, Kryovulkane auf dem Neptunmond Triton und erloschene Vulkane z.B. auf dem Mars und der Venus.
Literatur
Vulkanismus von Hans-Ulrich Schmincke, Wissenschaftliche Buchgesellschaft, 2000 ISBN_3534141024
Vulkanismus und andere Tiefenkräfte der Erde von Carl Christoph Beringer, Franck h, 1953 ISBN_B0000BGFMR
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