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Vulkanismus
US Geomorphologie
27.01.1999
Dozent: Dr. B. Higelke
Referenten: Christian Fischer
Vulkanismus
Gliederung
I. Einleitung
II. Magma und Chemie der Lava
III. Tiefenvulkanismus
IV. Oberflächenvulkanismus
V. Post- und Randvulkanismus
VI. Weltweite Verteilung der Vulkane
I. Einleitung
Schon seit grauer Vorzeit haben Vulkaneruptionen den Menschen in aktiven
Vulkangebieten mit Angst und Schrecken erfüllt und ihn deshalb immer wieder
nach den Ursachen, den Wurzeln dieser Naturgewalten fragen lassen. In vielen
Ländern, vom pazifischen Siedlungsraum bis zu den Kulturen des
abendländischen Altertums, haben sich unzählige Mythen über
Dämonen und Götter der Tiefe entwickelt. Es ist daher nicht
verwunderlich, daß die Vulkane ihre Bezeichnung dem römischen Gott
des Feuers und des Schmiedehandwerkes Volcanus verdanken.
Nüchtern betrachtet sind es Stellen auf der Erdoberfläche, an
denen glutflüssige Gesteinsschmelze aus der Erde herausquillt. Vereinfacht
ausgedrückt kommt es zu vulkanischen Erscheinungen, weil im Erdinneren
aufgeschmolzenes Gesteinsmaterial aufsteigt, gewissermaßen durch das
Gewicht der überlagernden Schichten herausgequetscht wird. Jene tiefen
Risse in der Lithosphäre, die den Vulkanherd mit der Erdoberfläche
verbinden, heißen Aufstiegskanäle oder Schlote. Für
Geowissenschaftler bietet sich hier eine Art Fenster in den Tiefenaufbau der
Erde, da aufgrund verschiedenster Mineralparagenesen der Aufbau und die P / T-
Bedingungen in der Tiefe rekonstruiert werden können.
Zwei Erscheinungen, die Förderung von glühenden und
flüssigen Gesteinsmaterials an die Erdoberfläche
( Vulkanismus ) und die Erstarrung der Schmelzkörper noch in der Tiefe (
Plutunismus ), werden unter dem Begriff Magmatismus
zusammengefaßt.
II. Magma und Chemie der Lava
1. Allgemeines
Als Magma ( griech.: knetbare Masse) bezeichnet man schmelzflüssiges
Gesteinsmaterial, das neben leichtflüchtigen Bestandteilen auch
Kristallauscheidungen enthält. Es ist im wesentlichen ein silikatischer
Schmelzbrei , der je nach seinem Gehalt an Kieselsäure
(SiO2) basisch, intermediär oder sauer
sein kann.
Gelangt bei vulkanischen Vorgängen überhitztes Magma unter
vielfältigen Entgasungsprozessen an die Erdoberfläche, so tritt es
unter dem Namen Lava aus. Obgleich diese Unterscheidung zwischen Magma und Lava
klar zu sein scheint, ist es oft nicht leicht zu sagen, wann und wo ein
Gesteinsschmelzfluß aufhört Magma zu sein, und zu Lava
wird.
Wichtig für die Unterscheidung verschiedener Laven und Magmen, die Art
der bei Abkühlung und Erstarrung entstehenden Gesteine, und der Typ des bei
einem Ausbruchs entstehenden Vulkans ist die chemische Zusammensetzung und,
damit zusammenhängend, die Viskosität der Laven.
2. Die Viskosität von Magma und Lava
Der Viskositätsgrad der Schmelze ist abhängig von ihrer
Temperatur, ihrem Chemismus, dem Gehalt an mobilen Komponenten und dem Anteil an
bereits ausgeschiedenen Kristallen.
Von besondere Bedeutung ist der
SiO2-Gehalt der Schmelze, da
SiO2-reiche Schmelzen eine höhere
Viskosität
besitzen als SiO2-arme
Schmelzen.
Abb. 1 aus Matthes, S. (1990), S.197
Die Viskosität der Lava ist sehr entscheidend für die
auftretenden vulkanischen Erscheinungsfolgen.
Allgemein erkennt man folgenden Zusammenhang:
- basische Magmen führen zu effusiven Vulkanismus
- saure Magmen zu explosiven Vulkanismus
- intermediäres Magma zu gemischten Vulkanismus
3. Die Temperatur von Magma und Lava
Obwohl eine starke Streuung in der Temperatur von Magmen und Laven
vorliegt und das Messen nicht ohne Schwierigkeiten ist, kann man mit Sicherheit
sagen, daß SiO2-ärmere Laven
wesentlich heißer sind als
SiO2-reiche.
- basaltische Lava: 1000-1200 °C
- rhyolitische Lava: 750-950 °C
Die tiefer liegenden Magmen
haben eine geringere Temperatur. Allerdings kann hier die Temperatur nur mit
Hilfe von geeigneten Mineralumwandlungen, die als mineralogische Thermometer
dienen, einigermaßen genau geschätzt werden.
Gründe für die niedrigere Temperatur sind die Sättigung mit
Wasser und andere Druckverhältnissen.
- basaltisches Magma: 650-1200 °C
- rhyolitisches Magma: 500-600 °C
4. Der Gasgehalt des Magmas
Während der Eruptionsphase werden enorme Mengen an Gas mit
großem Überdruck ausgestoßen. Über die absolute Menge
sowie die Konzentration einzelner Gase ist wenig bekannt. Auch hier ist eine
Messung nur schwer durchzuführen und von der Art des Magmas, des
Ausbruchsortes und Phase des Ausbruchs abhängig.
Nachgewiesen wurden Wasser (H2O),
Chlorwasserstoff (HCl), Schwefelwasserstoff
(H2S), Wasserstoff
(H2), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid
(CO2), Chlor
(Cl2), Fluor
(Fl2), Fluorwasserstoff (HF), Siliziumfluorid
(SiF4), Methan
(CH4) u.a., außerdem entstehen
Oxidationsprodukte durch die Reaktion mit Luftsauerstoff, wie Schwefeldioxid
(SO2), Schwefeltrioxid
(SO3) u.a. (aus Matthes, S.,1990, S.
200).
5. Die magmatische Differentation
Es gibt knapp 900 Gesteine die durch Abkühlung und Erstarrung aus
Gesteinsschmelzen entstehen. Allerdings kann man sie nicht auf einen
entsprechende Zahl primärer Stamm-Magmen zurückführen. Durch
Trennung eines gegebenen Stamm-Magmas in verschiedene Teilmagmen ist für
die große Zahl der entstehenden Gesteine verantwortlich. Diesen Vorgang
nennt man die magmatische Differentation.
Abb. 2 aus Rast, H. (1980), S. 27
a) die gravitative Kristallisationsdifferentation
Bei der Abkühlung eines Stamm-Magmas bilden sich Kristalle, die je
nach Dichte im Magma aufsteigen oder absinken.
Meist bilden sich spezifisch schwerere Kristalle, die in Folge der
Schwerkraft absinken und sich am Boden der Magmakammer ansammeln. Diese durch
Kristallakkumulation gebildeten Minerale sind reich an Magnesium (Mg), Eisen
(Fe), Chrom (Cr) und Nickel (Ni). Die Restschmelze wird dadurch angereichert an
Silizium (Si), Aluminium (Al), Natrium (Na) und Kalium (K). Durch die
Anreicherung von Kieselsäure (SiO2) wird
die Restschmelze auch immer saurer.
b) das Reaktionsprinzip von BOWEN
Der amerikanische Petrologe BOWEN erkannte, daß bei der
Kristallisation in Magmen die Reaktion zwischen entstehenden Mineralkristallen
und der Restschmelze eine besondere Bedeutung zukommt.
Er stellte folgende Auscheidungsfolge bei der Kristallisation eines
basischen Magmas fest.
Abb.3 aus Matthes, S. (1990), S.203
Die diskontinuierliche Reaktionsreihe zeigt die Folge der mafischen
(dunklen) Minerale. Dabei reagiert jedes vorher ausgeschiedene mafische Mineral
bei der Abkühlung des Magmas mit der Restschmelze unter Bildung des
folgenden Minerals.
Die kontinuierliche Reaktionsreihe zeigt die Bildung der Plagioklase nach
Art einer Mischkristallfolge, also nicht unter Bildung eines anderen Minerals,
solange, bis die Schmelze aufgebraucht ist.
Die Mineralabfolge dieser beiden Reihen zeigt, daß der
SiO2-Gehalt der Restschmelze mit zunehmender
Kristallisation zunimmt.
Abb. 4 aus Matthes, S. (1990), S.205
6. Verschiedene Lavaformen
Je nach Erstarrungsform und Ausflußort kann man verschiedene
Lavaformen unterscheiden.
- Fladenlava (auch Wulst- oder Stricklava): gasarme, relative saure
Schmelzen, die zu fladen-, gekröse- oder seilartigen
(Pahoëhoë-Lava auf Hawaii) Formen
erstarrt
- Blocklava ( Aa-Lava auf Hawaii): gasreiche Schmelzen, die zu zackigen
Blöcken und Schollen erstarren
- Kissenlava ( engl. pillow lava) : auf dem Meeresgrund ausfließende
Lava bildet aufgrund der schnellen Abkühlung
kissenartige
Strukturen
III. Tiefenvulkanismus
Das Magma hat es bei dieser Form des Vulkanismus nicht geschafft an die
Erdoberfläche vorzudringen sondern erstarrte noch in der Erdkruste. Diese
Intrusionskörper werden im Laufe der Erdgeschichte durch Denutation und
Erosion aus dem Umgebungsgestein herausgebildet, sofern sich das aus dem Magma
entstandene Gestein verwitterungsresistenter als das Umgebungsgestein erwiesen
hat.
- Batholithe, die größten Plutone, sind Intrusivkörper mit
einer Ausdehnung von mindestens 100 Quadratkilometern.
- Stöcke sind kleinere Plutone, die sowohl wie die Batholithe diskordant
intrudiert sind.
- Lagergänge oder Sills, mit Mächtigkeiten vom Zentimeterbereich bis
zu mehreren hundert Metern, sind tafelförmige konkordante Intrusionen.
- Gesteinsgänge oder Dikes, mit Mächtigkeiten vom Millimeterbereich
bis zu mehreren Metern, sind diskordant ins Nebengestein intrudiert.
Gesteinsgänge kommen selten isoliert vor. Typisch ist das Auftreten von
Hunderten solcher Gänge in sogenannten Gangschwärmen in einem Gebiet,
das durch eine große Intrusion deformiert wurde.
- Lakkolithe ( pilsförmige Intrusionen )
- Lopolithe ( schüssel- oder becherförmige Intrusionen )
- Harpolithe ( konvex-konkave Intrusionen )
- Diatreme
- Stoßkuppen
- Stau- und Quellkuppen
Abb. 5 Lakkolith Mt. Elden, Arizona, aus Brinkmann, S. 183
Abb. 6 aus Brinkmann, S. 183
IV. Oberflächenvulkanismus –
Eruptionsformen
Vulkane sind die auffälligsten Äußerungen der endogenen
Kräfte der Erde. Die Förderprodukte der Vulkane können in gas,
flüssiger oder fester Form entweichen. Die Gestalt des Förderkanals,
die Eigenschaften der Fördermassen, die Art und Dauer der Tätigkeit
schaffen eine Vielfalt von Vulkanbauten. Die Abgrenzung der Klassifizierung der
Vulkantypen ist nur teilweise scharf möglich, da einige Bezeichnungen eine
Zwischenphase oder auch Nebenerscheinungen in der Entwicklung der eigentlichen
Vulkaneruption sind.
1. Vulkantypen
Tafelvulkan: Flächenhaft ausgedehnte Lavaüberflutungen, durch
Linearausbrüche aus Spalten entstanden. Es bilden sich hierbei ausgedehnte
Plateaus, wobei man die Gesteine dieser treppenartigen Geländeform als
Trappbasalte bezeichnet. Beispiele hierfür sind das Deccan-Trapp-Plateau in
Indien aber auch die Lavafelder Islands.
Schildvulkan: Schildartig flache Vulkane mit kreisförmigen
Grundriß. Der Böschungswinkel der Flanken beträgt ungefähr
4 – 6 0. Schildvulkane entstehen durch
übereinanderfließen zahlreicher dünnflüssiger
Lavaströme, wobei die Lava meist etwas viskoser ist als bei Tafelvulkanen.
Wegen des Druckes der Magmensäule bilden sich häufig randliche Spalten
und ein nahezu flaches Gipfelplateau. Schildvulkane sind für Ozeaninseln
vom Typ Hawaii typisch. Kleiner, flachere Schildvulkane, die komplexe
Basaltplateaus bilden, sind charakteristisch für Riftzonen an Land, wie
z.B. Island.
Stratovulkan: Schicht- oder auch gemischte Vulkane sind aus wechselnden
Materialien aufgebaut. Die Bestandteile sind ausgeflossene Lava und
Lockermaterialien ( z.B. vulkanische Aschen ). Die einfachste Form eines
Stratovulkanes ist die eines Bergkegels mit konkaven Flanken. Den Gipfel bildet
ein Krater, wenn der Druck der Lavasäule auf die Außenhänge zu
stark sich entwickelt entstehen parasitäre Krater. Der Vesuv und der
Ätna sind Beispiele hierfür.
Aschenvulkane: Lockerstoff-, Gasvulkane aber auch Schlackenkegel
fördern vorzugsweise mit Lockermassen beladene Gase. Gasvulkane treten
häufig gesellig auf, wobei jeder einzelne nur kurze Zeit tätig ist.
Sie sind kegelförmige, relativ ebenmäßige und die
häufigsten Landvulkane, wobei deren abgestumpfte Spitze kraterförmig
eingesenkt ist. Das Profil eines solchen Kegels ist durch den maximalen
Böschungswinkel bestimmt, bei dem die Schuttmassen noch stabil sind, ohne
hangabwärts zu rutschen.
Maare: Wenn sich die vulkanische Tätigkeit nur in einer Gasexplosion (
häufige Ursache phreatomagmatische Explosion ) äußert, entstehen
Explosionskrater. Das Nebengestein wird in einem Aufschüttungswall um den
Sprengtrichter herum aufgebaut. Die entstehende kesselartige Vertiefung , deren
Durchmesser einen Kilometer übersteigen kann, bezeichnet man als Maar.
Maare sind häufig später mit Wasser aufgefüllt ( z.B. in der
Eifel, Laacher See ).
Calderavulkane: Eine Caldera bildet sich durch den Kollaps des
Vulkandaches, aufgrund des Absinkens des magmatischen Druckes in der
Magmenkammer. Beim Einbruch dieses Daches entsteht eine sogenannte
Einsturzcaldera. Sie ist eine große, meist steilwandige,
beckenförmige Einsenkung, deren Durchmesser weitaus größer sein
kann, als die Fläche, die der Vulkankegel vorm Einsturz bedeckte. Eine
Caldera kann auch wiederbelebt werden, indem erneut Magma aufsteigt und den
Boden der Caldera aufwölbt, meist entsteht so eine zweite
Vulkangeneration.
Beispiele hierfür sind die Krater Lake Caldera und Yellowstone
Caldera.
Abb. 7 Genetische Übersicht vulkanischer Großformen nach Cloos,
aus Richter, S. 45
2. Untermeerischer Vulkanismus
Der untermeerische Vulkanismus ist besonders im Bereich der ozeanischen
Rücken und ihrer Verzweigungen weit verbreitet. Nur in der Flachsee machen
sich Eruptionen an der Meeresoberfläche bemerkbar. In größeren
Tiefen verhindert der auflastende Wasserdruck die Entwicklung von Dampf, und die
Lava fließt allmählich und relativ ruhig aus ( Pillow Lava
).
Bildet sich eine Magmakammer in der relativen Nähe zum Meeresboden,
dringt kaltes Meerwasser auf breiter Front in die zerklüftete poröse
Basaltlavakruste bis in die Tiefen von mehreren Kilometern ein. Nach der
Aufheizung in der Umgebung der Magmenkammer steigt es scharf gebündelt
wieder auf. Diese bis zu mehreren hundert Grad Celsius heißen, sogenannten
hydrothermalen Wässer entwickeln sich bei der Reaktion mit vulkanischen
Gesteinen zu sauren Lösungen, die das Gestein weiter korrodieren und dabei
ihre Zusammensetzung völlig verändern können, indem sie sich an
den Elementen anreichern, die sie aus dem Gestein herauslaugen. Diese beladenen
hydrothermalen Wässer treten an sogenannten Black Smokers aus. An der
Austrittsöffnung bilden sich, aufgrund der sofortigen Abkühlung und
somit Übersättigung dieser Lösung, dichte Wolken von dunklen
Sulfidkristallen- Erzmineralen, insbesondere Eisen-, Zink- und Kupfersulfide -,
die zur Namensgebung führten.
Der Boden der Tiefsee ist mit Kegel und Schildvulkanen besetzt, wobei sich
einige hiervon als Inseln oder Atolle über dem derzeitigen Meeresspiegel
erheben. Die Mehrzahl liegt allerdings als Seamounts und Guyots unter Wasser
vor.
3. Hot Spot Vulkanismus
Hot Spots sind Aufquellungen heißer, teils geschmolzener Gesteine aus
dem tiefen Erdmantel. Diese auch Mantelplumes genannten Aufquellungen sind
ortsfest und finden sich überall auf der Welt, wobei jene auf den über
sie hinweg gleitenden Platten der Erdschale Vulkane, Schwellen und Tiefseeinseln
( Seamounts ) erzeugen.
V. Post- und Randvulkanismus
1. Weitere vulkanische Erscheinungen
- Pyroklastische Ströme sind eine oftmals verheerende Eruptionsform.
Diese circa 800 Grad Celsius heiße Asche
( Tephra ), Staubfragmente und Gase in Form einer Glutwolke können
sich mit Geschwindigkeiten von bis zu 200 Kilometern pro Stunde
hangabwärts bewegen. Sie sind charakteristisch für explosive
Eruptionen von Vulkanen, die entlang von aktiven Kontinenträndern und auf
Inselbögen d.h. generell oberhalb von Subduktionszonen
eruptieren.
- Lahars ( vulkanische Schutt- und Schlammströme )
- Tsunamis sind vulkanogene Flutwellen, die durch Seebeben, submarine
Hangrutschungen aber auch durchs Auftreffen von vulkanischen
Schuttlawinen und Schuttströmen auf die Meeresoberfläche
ausgelöst werden können
- Aschenregen
- Vulkanische Erdbeben
- Vulkanische Gase
2. Postvulkanische Erscheinungen – Vulkanische Exhalationen
Auch in den zwischen den Vulkanausbrüchen liegenden Ruhephasen sowie
beim allmählichen Abklingen der vulkanischen Tätigkeit, das sich
über extrem lange Zeiträume vollziehen kann, spielt die Freisetzung
von Gasen und Wasserdampf eine entscheidende Rolle. Sofern diese Exhalationen
eindeutig mit dem Abklingen des Vulkanismus in Zusammenhang stehen, spricht man
von postvulkanischen Erscheinungen.
Fumarolen sind alle Gasexhalationen, deren wesentlicher Bestandteil
Wasserdampf ist, die aber auch andere
gasförmige Stoffe enthalten können, die sich bei den hohen
Temperaturen zwischen 800 und 200 Grad Celsius an den Gasaustritten abscheiden.
Durch Eisenverbindungen oft sehr bunt gefärbten Substanzen sind
hierfür typisch.
Solfataren haben einen neben Wasserdampf höheren Anteil an
Schwefelverbindungen bei Temperaturen zwischen 250 und etwa 100. Durch die
Oxidation des Schwefelwasserstoffs entsteht als Zwischenprodukt elementarer
Schwefel, der sich als gelber Belag an der Austrittstelle abscheidet.
Mofetten sind Exhalation von Kohlendioxid mit Temperaturen unter 100 Grad
Celsius.
Bei heißen Quellen und Geysiren wird das zirkulierende Grundwasser
von im Untergrund langsam abkühlenden Magma aufgeheizt und stößt
so mit großer Kraft meist von einem unterirdischen Grollen begleitet
häufig empor.
VI. Weltweite Verteilung der Vulkane
Die weltweite Verteilung der Vulkane ist nicht zufällig., sonder zeigt
ein bestimmtes Verteilungsmuster. 80% aller Vulkane treten an konvergierenden,
15% an divergierenden Plattengrenzen auf. Nur etwa 5% aller Vulkane zählen
zum sogenannten Intraplattenvulkanismus.
a) divergierende Plattengrenzen
An auseinander strebenden Plattengrenzen, die meist auf den
Meeresböden liegen, tritt aus langgezogen Spalten und Rißsystemen
basaltisches Magma aus und bildet neuen Ozeanboden. An diesen mittelozeanischen
Rücken, zu denen auch Island gehört, kann man das Phänomen der
“Black Smocker” beobachten. Dabei handelt es sich um im Kontakt mit
Magma erhitztes Meerwasser, , daß als heiße Quelle am Ozeanboden
austritt und reich an gelösten Mineralien ist.
b) konvergierende Plattengrenzen
Konvergierende Plattengrenzen sind entweder Ozean-Ozean-Kollisionen (z.B.
japanische Inselbogen), die zu Bildung von Inselbögen führt, oder
Ozean-Kontinent-Kollisionen, die zur Bildung bogenförmiger, vulkanischer
Bergketten führt (z.B. Anden). Gefördert wird meistens rhyolitische
oder andesitische Lava.
c) Intraplattenvulkanismus
Intraplattenvulkanismus stellte lange Zeit ein Problem für die Theorie
der Plattentektonik dar, bis die Theorie der sog. Hot Spots aufkam. Diese Hot
Spots sind säulenförmige Strömungen die Material von der
Kern-Mantel-Grenze an die Oberfläche fördern. Diese Strömungen
sind vermutlich ortsfest und die Lithosphärenplatten bewegen sich
darüber hinweg. Dies führt zur Bildung von Vulkanketten, wobei das
Alter der Vulkane mit zunehmender Entfernung zunimmt.
Literatur:
Brinkmann,R. (1990): Abriß der Geologie; Allgemeine Geologie.
Ferdinand Enke Verlag
Decker, R. u. B.(1992): Vulkane – Abbild der Erddynamik. Spektrum
Akademischer Verlag
Giese, P. (Hrsg.) (1995): Geodynamik und Plattentektonik. - Beiträge
aus Spektrum der Wissenschaft.
S. 144-152
Matthes, S. (1990): Mineralogie. – 3. neub. Aufl.,
Berlin/Heidelberg/New York; S. 196-206
Press/Siever (1995): Allgemeine Geologie
Rast, H. (1980): Vulkane und Vulkanismus. Stuttgart; S. 27-45
Richter, D. u. M. (1997): Geologie. - 5. neub. Aufl., Braunschweig;
S.43-60
Schmincke, H.-U. (1999): Vulkanismus. Wissenschaftliche Buchgesellschaft
Darmstadt
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