Im vorherigen Artikel (Wo kommt das Magma her?) haben wir gesehen, wie und wo Magmen gebildet werden und warum es unterschiedliche Magmen gibt. In diesem Artikel werden wir sehen, wie es zu unterschiedlichen Vulkaneruptionen und zu verschiedenen Vulkantypen kommt.
Die Frage, welche Vulkane aktiv sind, ist schwer zu klären. In der Regel bezeichnet man alle Vulkane als aktiv, die in historischer Zeit ausgebrochen sind, doch finden die größten Eruptionen an Vulkanen statt, die über diese Zeit hinweg ruhig waren. Alle Vulkane, die in den letzten 10000 Jahren (d.h. nach der letzten Eiszeit) ausgebrochen sind, können potenziell wieder aktiv werden.
Vulkanausbrüche können auf sehr unterschiedliche Weise vonstattengehen: vom relativ stillen Ausfluss eines Lavastromes bis hin zur explosiven plinianischen Eruption, bei der eine riesige Aschenwolke 10 bis 40 km in die Höhe steigt. Was eine explosive Eruption verursacht, ist vor allem der im Magma enthaltene Gasgehalt (Wasserdampf, CO2 usw.), der eine kritische Grenze erreichen kann: ähnlich wie beim Öffnen einer warmen, zuvor geschüttelten Flasche Limonade spritzt die Schmelze schaumförmig aus dem Schlot. Die Dynamik, mit der eine Eruption abläuft, hängt daher sehr stark von der Zusammensetzung (basisch oder sauer) und damit von den physikalischen Eigenschaften des Magmas wie Viskosität, Gasgehalt usw. ab, aber auch von externen Einflüssen, wie in das System eindringendes Wasser. Eruptionen von Basalt verlaufen relativ ruhig, während saure, gasreiche Magmen zu sehr explosiven Ausbrüchen führen. Für jede „Sorte“ von Vulkanen gibt es auch die dazugehörige typische Eruptionsform, was aber nicht heißt, dass ein Vulkan sich immer daran halten müsste: viele Vulkane wechseln beispielsweise zwischen Eruptionen von basischer Lava und hochexplosiven Eruptionen saurer Schmelzen. Daher kann oft an einem einzigen Vulkan eine Vielfalt an vulkanischen Formen beobachtet werden.
Pillows am Mittelozeanischen Rücken
Basalt, der in größerer Wassertiefe austritt, wird durch das Meerwasser sofort an der Oberfläche abgeschreckt. Es entsteht ein Kissen mit einer glasig erstarrten Hülle, das bis zu einer gewissen Größe wächst und dann von der Spalte weg kullert, um letztlich vollständig zu erstarren. Solche Kissenlaven (engl. pillows) bilden sich insbesondere am Mittelozeanischen Rücken entlang von Spalten und sind typisch für den Boden der Tiefsee.
Schildvulkane und Hawaiianische Eruptionen
Die Inseln Hawaii sind die Typlokalität der hawaiianischen Eruptionen: der relativ ruhige Ausfluss von Lava, oft entlang von Spalten. Dabei kann es auch einmal (bei höherem Gasgehalt) zu großen Fontänen kommen. Typisch für diese Art von Eruptionen sind große Lavaströme. Diese können je nach Viskosität verschiedene Formen annehmen: heiße Lava ist dünnflüssig und bildet sogenannte Pahoehoe Lava (Stricklava): relativ dünne, schnell fließende Lavaströme mit einer Oberfläche, die an einen in Falten geworfenen Stoff erinnert. Kühlere Lava ist zähflüssig, die bereits stärker abgekühlte Oberfläche zerbricht zu großen Blöcken, es bilden sich dicke Aa-Lavaströme, die sich relativ langsam, aber unaufhaltsam vorwärts bewegen. Wenn die Oberfläche eines Lavastromes erstarrt ist, können sich Tunnelsysteme bilden, in denen die flüssige Lava vor Abkühlung besser geschützt ist und dadurch schneller und weiter fließen kann. Diese Tunnelsysteme bleiben manchmal nach dem Ende der Eruption erhalten.
Diese Art von Eruption führt zur Bildung von Schildvulkanen: relativ flache Kegel, die aber eine beachtliche Größe erreichen können. Tatsächlich ragen die Schildvulkane von Hawaii über 10000 m über dem Meeresboden auf. Schildvulkane sind typisch für die über Hot Spots liegenden Vulkaninseln, an denen große Mengen von Basalt gefördert werden.
Lavasee
Es kann auch zu einer Bildung eines Lavasees im Krater kommen, die Vulkane Erta Ale (Äthiopien) und Nyiragongo (D.R. Congo) sind bekannt dafür.
Schlackenkegel und Strombolianische Eruptionen
Strombolianische Eruptionen sind schon etwas explosiver als die Hawaiianischen. Durch große Gasblasen, die in der im Schlot stehenden Basaltschmelze platzen, werden Lavafetzen auf ballistischen Bahnen (hier gelten dieselben Formeln wie für Kanonenkugeln!) in alle Richtungen durch die Luft geschleudert: es sieht aus wie ein Feuerwerk. Jeder „Schuss“ dauert typischerweise rund 10 Sekunden, entsprechend klein ist das eruptierte Volumen. Einzelne Explosionen folgen in unregelmäßiger Folge aufeinander.
Größere Lavafetzen nennt man Bomben, sie sind oft durch ihren Flug spindelförmig gedreht. Kleinere Lavafetzen werden als Schlacken bezeichnet. Sind die Lavafetzen beim Aufprall noch heiß genug, verschweißen sie zu einem festen Gestein oder fließen als Lavastrom den Berg hinunter.
Der italienische Vulkan Stromboli ist bekannt dafür, dass er relativ zuverlässig mehrmals pro Stunde eine Eruption dieser Art hat. Strombolianische Eruptionen können auch am Hauptkrater von größeren Vulkanen vorkommen, typisch ist jedoch die Bildung kleiner, überwiegend aus Lockermaterial aufgebauter Schlackenkegel (engl. cinder cone), die oft an den Flanken von größeren Vulkanen zu finden sind.
Vulkanianische Eruptionen
Vulkanianische Eruptionen erinnern an Kanonenschüsse, mit Knall und Rauch: Bei einer kurzen, aber heftigen Explosion werden Asche und große Bomben ausgestoßen. Oft folgen viele derartige Schüsse direkt aufeinander. Die eher kantigen Bomben werden an der Oberfläche abgeschreckt, da sich aber das Innere aufgrund des Gasgehaltes ausdehnt, bricht die Kruste wieder auf. Man spricht daher von Brotkrustenbomben. Die dazugehörigen Magmen sind meist Andesite oder Dazite mit hohem Gasgehalt, aber schlagartiges Verdampfen von externem Wasser spielt auch eine Rolle. Namensgebend ist die italienische Insel Vulcano, die 1888-1890 auf diese Weise aktiv war.
Tuffringe und Maare
Sind während der Eruption größere Mengen von Wasser vorhanden (das Meer, ein See oder Grundwasser), verdampft dieses bei Kontakt mit der Schmelze schlagartig in heftigen, schnell aufeinanderfolgenden Dampfexplosionen. Diese Interaktion von Magma und Wasser nennt man phreatomagmatisch. Die entstehenden Druckwellen aus heißen Gasen und feiner Asche (Surge) bauen mit der Zeit einen Tuffring auf, ein großer ringförmiger Krater aus feiner, lockerer Asche und vielen Nebengesteinsfragmenten. Findet der Kontakt von Wasser und Magma in größerer Tiefe statt, kommt es zur Bildung von Maaren: tiefe, oft später mit Wasser gefüllte Krater, die von einem niedrigen Aschewall umgeben sind.
Stratovulkane und plinianische Eruptionen
Bei sehr gasreichen sauren Magmen schäumt das Magma bei der Eruption auf, die Gasblasen dehnen sich aus und die Schaumwände werden in kleine Bruchstücke fragmentiert, entsprechend größer ist die Explosivität. Es kommt zu Ascheeruptionen, die ab einer bestimmten Stärke als plinianische Eruptionen bezeichnet werden, die typisch für gasreichen sauren Vulkanismus an Subduktionszonen sind. Bei diesen steigt eine Aschenwolke 10 bis 40 km in die Höhe, dabei werden unglaubliche Mengen gefördert. Diese Aschenwolken können in verschiedene Bereiche unterteilt werden: im unteren Bereich die Schubregion, in der durch die Düsenwirkung des Schlotes ein schneller laminarer Aufstieg erreicht wird, die Auftriebsregion, in der es durch die Hitze zu einem konvektivem Auftrieb kommt, sowie die Schirmregion, in der die bereits abgekühlten Partikel in großer Höhe durch Winde erfasst und verfrachtet werden, bis sie wieder abregnen. Dabei kommt es zu einer guten Sortierung: größere Partikel von „gefrorenem Schaum“ regnen als Bims in der Nähe wieder ab und können Lagen von 20-30 m Mächtigkeit bilden, kleinere Partikel (Asche) werden weiter transportiert und können in 100 km Entfernung noch eine mehrere Zentimeter dicke Schicht bilden.
Der Name dieser Eruptionsform leitet sich von Plinius dem Jüngeren ab, der die Eruption des Vesuvs von 79 n. Chr., die zur Zerstörung von Pompeji geführt hat, beobachtet und beschrieben hat. Plinianische Eruptionen finden an den betreffenden Vulkanen in Abständen von hunderten bis mehreren tausend Jahren statt. Sie sind typisch für die großen Stratovulkane, große Kegel, die nach oben hin immer steiler werden wie Mount Fuji, Mayon und Vesuv. Diese können auch andere Eruptionsformen wie Lavafontänen und -ströme oder Dome zeigen, sie werden im Englischen daher oft als „composite volcanoe“ bezeichnet.
Lavadom
Saure Schmelzen können nicht nur in hochexplosiven plinianischen Eruptionen oder kleineren Ascheeruptionen gefördert werden, sie können auch als äußerst zähflüssige Masse wie Zahnpasta aus der Tube gepresst werden. Dies bezeichnet man als Dom oder Staukuppe. Für manche Vulkane ist die Ausbildung eines großen Domes typisch, oft entsteht ein kleinerer Dom auch nach einer plinianischen Eruption im Krater eines Stratovulkans. Der Hohentwiel im Hegau oder das südliche Lipari sind ältere Beispiele für Staukuppen, aktuellere Beispiele sind die Vulkane Merapi (auf Java) und Unzen (Japan). Typischerweise wächst der Dom langsam bis zu einer gewissen Größe, bis er instabil wird und die Flanke abbricht. Das im heißen inneren enthaltene Gas kann in diesem Moment schlagartig frei werden, sodass der Kollaps zusätzlich verstärkt wird. Es kommt zur Bildung von Glutwolken, eine Wolke aus Staub, Blöcken und heißen Gasen, die mit großer Geschwindigkeit den Kegel hinunterrast. Ein derartiges Ereignis an der Montagne Pelée (Karibik) löschte 1902 eine ganze Stadt aus.
Glutwolken
Glutwolken (Pyroklastische Ströme) entstehen durch den Kollaps von Domen (als „Block+Asche Ströme“), sie können aber auch durch den Kollaps einer Eruptionssäule (bei einer plinianischen Eruption oder bei großen Spalteneruptionen) entstehen: Die dadurch gebildeten „Bims+Asche Ströme“ werden Ignimbrit genannt, der entweder verschweißt als festes Gestein vorliegt (wenn er bei der Ablagerung heiß genug war, die sog. „Fiamme“ sind in Fließrichtung verformte Bimssteine), oder als Lockermaterial. Eine dritte Variante von pyroklastischen Strömen sind durch phreatomagmatische Explosionen (d.h. durch Wasserdampfexplosionen, wenn externes Wasser in das magmatische System eindringt) erzeugte Surges, die aus heißen Gasen und Asche bestehen und zu dünenförmigen Ascheablagerungen führen.
Glutwolken gehören zu den gefährlichsten Vulkaneruptionen, da sie völlig unvorhergesehen entstehen können und sich mit sehr großer Geschwindigkeit fortbewegen. Sie sind nicht nur von tödlicher Hitze, sie können auch ganze Städte in eine Trümmerlandschaft verwandeln.
Obsidianströme
Unter Umständen können auch saure Zusammensetzungen zu Lavaströmen führen, diese sind aber so zähflüssig, dass sie es nicht weit schaffen. Diese Laven sind oft zu einem Glas erstarrt (d.h. es haben sich keine Kristalle gebildet) und werden dann als Obsidian bezeichnet. Die Bewegung in solchen Strömen findet entlang von dünnen Lagen statt, in denen sich kleine Gasbläschen angesammelt haben, während die Bereiche dazwischen starr bleiben (Gleitbrettfließen). Dabei kann es zu Rampenstrukturen kommen, wenn die Bewegung durch ein Hindernis oder durch Abkühlung an der Front aufwärts gelenkt wird. Die Oberfläche von Obsidianströmen ist zu Blöcken zerbrochen, weshalb man auch von Blocklava spricht. Beispiele für Obsidianströme finden sich auf Lipari (Italien), auf Teneriffa, bei Landmannalaugar (Island) oder südlich des Mono Lakes (Kalifornien).
Flankenkollaps
Der Ablauf der Eruption des Mount St. Helens (USA) im Jahre 1980 war für Vulkanologen eine Überraschung: im Vulkankegel aufsteigendes Magma verformte den Berg so stark, dass er instabil wurde und nach einem Erdbeben die Gipfelregion in einem gewaltigen Bergsturz seitlich wegbrach, was letztlich eine plinianische Eruption auslöste. Durch den Flankenkollaps war ein tiefer, hufeisenförmiger Krater entstanden, dessen Boden 700 m tiefer als der ursprüngliche Gipfel liegt. Das hier fehlende Gestein bildet nun eine hügelige Landschaft (engl.: hammocks) am Fuß des Kegels.
Später hat man festgestellt, dass ähnliche Strukturen an sehr vielen Vulkanen zu finden sind (z. B. La Palma), diese waren aber zuvor übersehen oder anders interpretiert worden. Wir müssen also davon ausgehen, dass Vulkankegel relativ instabile Gebilde sind, die hin und wieder auch kollabieren können. Mit der Zeit kann sich im inneren ein neuer Kegel aufbauen, der irgendwann die Abbruchstruktur wieder überdeckt.
Caldera
Bei großen Eruptionen werden gewaltige Magmenmengen gefördert. Unter Umständen kann das Dach der unter dem Vulkan liegenden Magmenkammer einstürzen, was zu einem Einsinken des darüber liegenden Gebiets führt. Diese kraterähnliche Struktur wird Caldera genannt. Plinianische Eruptionen können zur Bildung einer Caldera mit einigen Kilometern Durchmesser führen, in deren Zentrum oft ein neuer Vulkankegel wächst, wie die Sommacaldera des Vesuv oder das griechische Santorin.
Es gibt auch wesentlich größere Calderen, die sich bei Spalteneruptionen von gigantischen Ignimbrit-Mengen gebildet haben, was in historischer Zeit allerdings nie passiert ist. Oft sind sie in mehreren Phasen entstanden, deren Eruptionen einige 100000 Jahre auseinander liegen. Die in vier Phasen entstandene Toba-Caldera (auf Sumatra) hat beispielsweise eine Größe von 30×100 km. Aus der Mitte des im inneren liegenden Sees ist später eine Insel gehoben worden, da neues Magma in die Magmenkammer eingedrungen ist.
Fumarolen
Magmatische Gase spielen bei den Eruptionen eine große Rolle, sie treten aber nicht nur während einer Eruption aus. In Vulkangebieten wird oft Wasserdampf in sogenannten Fumarolen freigesetzt, der in der Luft zu kleinen Wölkchen kondensiert. Oft sind auch andere Gase wie CO2 und H2S beteiligt. In manchen Fällen (wie auf Vulcano und am Kawah Ijen) kommt es zur Ablagerung von Schwefel, wobei sich filigrane Kristalle bilden können.
In Vulkangebieten bilden sich Hydrothermalsysteme, Wasser wird erhitzt und zirkuliert durch das Gestein, das dabei stark alteriert wird. Typisch sind weiße oder bunt gefärbte, weiche Hügel, heiße Quellen, Mudpools mit kochendem Schlamm oder gar Geysire.
Lahare
Vor allem die großen Stratovulkane bestehen zu einem guten Teil aus vulkanischem Lockermaterial (zusammengefasst unter dem Begriff Tephra). Große Wassermengen können dieses wegschwemmen und Schlammströme bilden, die wie flüssiger Beton abwärts fließen und dort zu einer festen Masse trocknen. Diese Lahare können durch Eruptionen ausgelöst werden (beispielsweise wenn ein Gletscher im Gipfelbereich schmilzt), aber auch durch starke Regenfälle.
Vorhersage
Die Vorhersage von Eruptionen ist an gut überwachten Vulkanen relativ zuverlässig. Ausbrüche kündigen sich durch Erdbeben (vulkanischer Tremor), eine Verformung des Kegels, aber auch durch Schwankungen von Temperatur und Zusammensetzung der Gase an Fumarolen an. Diese Daten werden mit Seismographen, Neigungsmessern, GPS-Stationen und Gasanalysen gesammelt. Zusätzlich werden die Ablagerungen vergangener Eruptionen studiert, um die Ausmaße eines zu erwartenden Vulkanausbruchs einschätzen zu können.
Zurück: Teil 1 – Wo kommt das Magma her?
Literatur
Schmincke (2000). Vulkanismus. Wissenschaftliche Buchgesellschaft Darmstadt. Ein hervorragendes Lehrbuch zur Vulkanologie.
Winter (2001). An introduction to igneous and metamorphic petrology. Pretince-Hall. Deutschsprachige Lehrbücher zur magmatischen Petrologie (wie entstehen Schmelzen, wie entwickeln sie sich?) sind leider rar.
Best, Christiansen (2001). Igneous Petrology. Blackwell Science. Ein weiteres englischsprachiges Lehrbuch zur magmatischen Petrologie.
Frisch, Meschede (2005). Plattentektonik . Primus Verlag. Wer mehr über Plattentektonik wissen will, ist mit diesem Lehrbuch gut bedient.
Neukirchen (2011). Bewegte Bergwelt: Gebirge und wie sie entstehen. Spektrum Akademischer Verlag
Links
- Global Volcanism Program (Smithsonian Inst.) aktuelle Eruptionsberichte
- Stromboli Online Vulkane der Welt
- Vulkane.net
- How Volcanoes Work
Anmerkung: Dieser Artikel beruht auf einem Vortrag („Wie Vulkane funktionieren“), den ich vor einiger Zeit im Rahmen einer Ringvorlesung gehalten habe.