Vulkanismus

VULKANISMUS
1. Einleitung
Vulkanismus, 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. Dazu gehört vor allem die Bildung von Vulkanen und vulkanischen
Gesteinen (siehe 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.
2. 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.
3. 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
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gebildet, und die Platten driften auseinander. 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.
Häufigster Vulkantyp ist der Stratovulkan. 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.
4. Die Förderung der vulkanischen Magmen
Die Magmen entstehen in der zähflüssigen Asthenoshäre (siehe Erde) 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. Der Krater ist nicht mit der Caldera zu verwechseln
(siehe unten).
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5. Entstehung der verschiedenen Laven
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.
(Diesen Vorgang kann man sich behelfsmäßig erklären, indem man an eine Flasche
Mineralwasser denkt, die geöffnet wird: Durch den plötzlichen Druckabfall in der Flasche
wird das zuvor unter Druck gelöste Gas frei und sprudelt an die Oberfläche.) Die
niederfallenden Lavabruchstücke bilden dann vulkanische Lockermassen, bei feinen Partikeln
entstehen die vulkanischen Aschen. Verfestigte vulkaniklastische Gesteine werden Tuff
genannt.
6. 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.
a) Spalteruptionen
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.
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b) 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.
Es ist selten, dass ausschließlicheine 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.
Schichtvulkan
Schildvulkan
c) 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
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Nordpazifik. 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.
7. 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, vergleichbar mit dem
Herausdrücken von Zahnpasta aus der Tube. 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.
a) 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.
b) 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
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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.
8. 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, 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 Prozent und sorgt dafür, dass Gesteinsbrocken davon auf Wasser schwimmen können.
Pahoehoe - Lava:
Aa - La
9. Hot Spots
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.
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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. 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. 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.
10. 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).
Für den Inhalt verantwortlich: Frank Mattuschka, 7S