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Christian Fischer <[email protected]>
US Geomorphologie
Dozent: Dr. B. Higelke
Referenten: Christian Fischer
27.01.1999
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.
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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).
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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
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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
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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.
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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-, Zinkund 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.
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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.
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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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