Magmatismus

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Vulkanismus

Grundbegriffe

Etymologie

Eine der äolischen Inseln des Tyrrhenischen Meeres trägt den Namen Vulcano, welcher für die alten Griechen der Sitz des Feuergottes Hephaestus war und von den Römern Vulcanus genannt wurde.

Vulkan

Ein Vulkan ist ein Punkt der Erdoberfläche oder Erdkruste, an welchem, neben Magma, geschmolzene Gesteine, Asche, Gase und Wärmeenergie aus dem Erdinnern zutage treten. Allgemein: Durch Anhäufung magmatischen Materials entstandener Berg mit Kratern und Vulkanschlot (Teil des Förderschlotes). Sämtliche mit dem Austritt der Gesteinsschmelze verbundenen Begleiterscheinungen inklusive der Freisetzung glutflüssiger, fester und gasförmiger Stoffe bezeichnet man mit Vulkanismus.

Ausnahme: Ein Vulkan muss jedoch nicht immer ein Berg sein; auch muss er nicht immer einen Krater haben. Monogenetische Vulkane sind Vulkane mit nur einer Eruption.

Förderkanal

Der Förderkanal befördert Magma in die Magmakammer, welche meist einige km unter der Erdoberfläche liegt. Dieses Magma wird dann von der Magmakammer durch weitere Förderkanäle zum Vulkanschlot geleitet.

Vulkanschlot

Der Vulkanschlot ist eine Öffnung bzw Spalte in der Erdkruste, durch welche geschmolzenes Gestein in Form von Magma aus der Magmakammer durch Gesteine gepresst wird und effusiv oder extrusiv als Lava zutage tritt. Der Vulkanschlot ist Teil des Förderkanals. Zu den Vulkanschloten gehören Tuffschlote und Necks (Schottland) und Pipes

Eruption

Als Eruption wird der Vulkanausbruch bezeichnet, bei welchem geschmolzenes Gestein in Form von Magma aus einer 1000 – 1300 oC heißen Magmakammer im Erdmantel bei Überschreiten eines kritischen Gasdrucks innerhalb des Magmas entweder explosiv ausbricht oder unter großem Druck aufsteigt und sich effusiv durch Spalten und Bruchstellen entleert.

Explosive Ausbrüche

Explosive Ausbrüche produzieren vor allem Tephra, Explosive Eruptionen enstehen auch durch Überhitzung von Grund- und/oder Meerwasser über der Magmakammer des Vulkans oder durch spezifische chemische Zusammensetzung von Magmen ausgelöst werden. Auch die subglazialen Vulkanausbrüche unter Gletschern gehören zu dieser Kategorie.

Effusive Ausbrüche

Effusive Ausbrüche produzieren vor allem flüssige und halbflüssige Laven. Bei diesen Vorgängen ist das Magma nicht so stark mit Gasen durchsetzt und es ist heißer und flüssiger, wodurch es nicht-gewaltsam in Form von Lavaströmen unter Bildung von Lavakanälenausfließen kann.

Besonders Schild- und Spaltenvulkane neigen zu solchen Ausbrüchen, welche sich bis über mehrere hundert Jahre hinziehen können und wobei im Laufe der Zeit flache Vulkankegel enstehen. Charakteristische effusive Ausbrüche sind bekannt von den Schildvulkanen Kilauea und Mauna Loa auf Hawai und vom Vulkan Piton de la Fournaise auf der Insel Reunion; Spalteneruptionen vom Vulkan Krafla in Island

Vulkankrater

Vulkankrater sind der obere oder seitliche, meist trichter-, kessel-, schüsselförmige oder schachtartige Teil des Förderkanals eines Vulkans, bei welchem das Magma austritt. Nach einem Ausbruch kühlt sich die Lava ab verschließt den Förderkanal (Vulkanschlote. Erfolgen neue Ausbrüche, wird der verschlossene Teil des Vulkanschlotes durch den enormen Gasdruck, welcher durch das heiße Magma im Erdinneren entsteht, oft freigesprengt, was zu explosionsartigen Eruptionen führt.

Vulkankrater sind keine Calderen und unterscheiden sich von diesen in der Größe und von der Entstehung. Vulkankrater sind meist sehr viel kleiner als Calderen, oft weniger als 1 km im Durchmesser. Wenngleich sowohl Vulkankrater als auch Calderen oft mit explosionsartigen Eruptionen assoziiert werden, werden die Krater durch explosive Auswürfe von Material innerhalb des Kraters und außerhalb auf die Umgebung des Kraters charakteristisiert, anstelle eines Zusammenbruchs, bzw. Kollaps, wie dies bei Calderen der Fall ist. Eine Caldera ist also kein Krater, sondern die Bezeichnung für bestimmte Einbruchstrukturen.

Vulkantypen

Vulkantypen können nach ihrer äußeren Form, nach Art der Magmenzufuhr, nach Art des Magmatyps, nach Art ihrer Aktivität und nach ihrer plattentektonischen Stellung eingeteilt werden. Diese Einteilungsprinzipien sind nicht definitiv festgelegt und oft je nach Autor voneinander abweichend.

Eine übersichtlichere und wissenschaftlich übliche Gliederung ist die nach Eruptionsformen und nach Großformen, Rift-oder Spaltenvulkanen und Mischformen.

Gliederung nach der Plattentektonik

Rift-Vulkane

Rift-Vulkane entstehen an divergierenden, d.h. auseinanderdriftenden Platten. Es sind Vulkane, welche sich an den Plattengrenzen (Störungszonen) bilden, wenn das Magma in die Spalten zwischen die Platten steigt und aus Spalteneruptionen meist mächtige Lavamengen an die Oberfläche fördert und diese Lava die Platten auseinanderdrückt.

Die meisten auseinanderdriftenden Plattengrenzen befinden sich am Boden der Ozeane; aus diesem Grunde sind die meisten Vulkane submarin und sind für die Produktion neuer ozeanischen Kruste verantwortlich. Schwarze Raucher (Black Smokers) oder Tiefseekamine sind Zeugen dieser vulkanischen Aktivität. Befinden sich die mittelozeanischen Rücken über dem Meeresspiegel, biden sich vulkanische Inseln wie z.Bsp. Island.

Seafloor-Spreading

Der Meeresboden um den mittelozeanischen Rücken spreizt sich mehrere Zentimeter im Jahr. Dieser Prozess wird "Sea-Floor-Spreading" genannt. Aufsteigendes Magma aus der Lithosphäre drückt die tektonische Platten der Erdkruste langsam auseinander. Während sich beispielsweise der Atlantik vergrößert, schrumpft der Pazifik durch gegenseitige Subduktion von Krustenplatten. Hauptorte des Sea-Floor-Spreading sind die bis zu 65.000 km langen mittelozeanischen Rücken. Die in den Spreizungszonen produzierte Lava ist Basalt und wird üblich als MORB (Mid-Ocean Ridge Basalt) bezeichnet.

Mittelozeanische Rücken bilden ein Netz von langen, weltumspannenden Gebirgszügen am Grund der Ozeane, die durch divergierende tektonische Platten in den letzten letzten 200 Millionen Jahren an den Plattengrenzen entstanden sind. Man kann sie im weitesten Sinne als einen Vulkan bezeichnen, der sich über 65.000 km erstreckt. Die meisten Riftvulkane befinden sich 2.000 - 3.000 Meter unter dem Meeresspiegel. Im Gegensatz zu den meist explosiven Stratovulkanen sind Riftvulkane eher effusiv und bilden Schildvulkane- obwohl es auch hier Ausnahmen für beide generellen Vulkantypen gibt.

Beispiele: Riftvulkane im Bereich des ostafrikanischen Rifts und des Roten Meeres. Basaltische Magmen entlang der Spalten sind u.a. für die Island-Typ Spalteneruptionen verantwortlich. (Lakagigar, Island).

Vulkane der Subduktionszonen

Die Erdkruste schwimmt wie Flöße in Form riesiger Platten auf einer verformbaren Schicht im oberen Erdmantel, der sog. Asthenosphäre. Die Erdkruste besteht derzeit aus 6 großen Lithosphären-Platten und mehreren kleineren, welche ständig in Bewegung sind. Die Ursache für die Bewegung der Platten ist die Konvektion im Erdinneren.

An Stellen, an denen die Platten zusammenstoßen, kommt es zur sog. Subduktion. Als Subduktionszone werden die Bereiche bezeichnet, an denen ozeanische und kontinentale Platten aufeinandertreffen, in denen sich eine tektonische Platte über oder unter eine andere Platte schiebt.

Die Platte mit der höheren Dichte wird unter die andere Platte geschoben, erhitzt und schmilzt schließlich. Dieser Vorgang wird als Subduktion bezeichnet. Die andere Platte wird angehoben. Durch das Schmelzen der subduzierten Platte bildet sich neues Magma, welches durch den hohen Druck an die Oberfläche gepresst werden kann. Dieses Magma tendiert dazu, wegen seines hohen Si-Gehaltes sehr viskos zu sein; aus diesem Grunde erreicht es oft nicht die Oberfläche und kühlt in der Tiefe ab.

Treffen zwei ozeanische Platten aufeinander, kommt es oftmals zur Bildung langer Inselketten entlang der Subduktionszone (Beispiel: Aleuten, Japan, Philippinen). Treffen eine ozeanische und eine kontinentale Platte aufeinander, wird die kontinentale Platte angehoben und es kommt zu Bildung langer Gebirgsketten mit Vulkanismus (Beipiel: Rocky Mountains, Anden). So finden sich sehr häufig an den Subduktionszonen dieser Erde Vulkangürtel, der größte davon ist der Pazifische Feuergürtel oder Ring of Fire.

Ring of Fire

Die meisten Vulkane treten in Ketten auf, auch Feuergürtel oder Ring of Fire genannt. Der größte davon ist der sogenannte Pazifische Feuergürtel, ein gebirgsbildendes (orogenes), seismisch hochaktives Gebiet, welches den gesamten Raum des Pazifik umschließt. Die Feuergürtel erklären sich durch die Plattentektonik, denn überall wo Platten gegeneinander drücken und sich unterschieben (Subduktionszonen), bilden sich Vulkane. Der Ring of Fire ist das weltweit bedeutendste geschlossene Vulkansystem und ist in den meisten Teilbereichen das Ergebnis von Subduktionszonen, die zwischen den Bereichen ozeanischer Krustensegmente liegen. In bestimmten Segmenten dieses Ringes erfolgt jedoch die Subduktion stattdessen an Blöcken aus kontinentaler Kruste (Bsp.: Japan, östlicher Pazifik)

Geografische Lage des Vulkangürtels (im Uhrzeigersinn): Aleuten - Rocky Mountains - Westküste USA - Mexiko - Anden - Südpazifik - Neuseeland - Indonesien - Südchinesisches Meer - Philippinen - Japan - Kurilen - Kamtschatka; im Zentralpazifik die Hawaii-Inseln.

Es gibt weltweit etwa 1000 Subduktionsvulkane, d.h. ca. 95% aller aktiven Vulkane. Die meisten Vulkane der Subduktionszonen sind Stratovulkane und explosiv. Charakteristische Vulkanite sind Basalt, Andesit, Dacit und Rhyolith.

Intraplatten-Vulkane

Intraplatten-Vulkane sind örtliche Aufschmelzungszonen innerhalb des oberen Erdmantels, bzw. magmatische Zentren, an welchen eine ständige Magmazufuhr direkt unter den Platten erfolgt. Diese Zonen werden als Hot Spots bezeichnet. Da die Platten wandern, bilden sich immer wieder direkt über der Magmazufuhr neue Vulkane.

Hot Spots

Hot Spots liegen gewöhnlich nicht an Plattengrenzen oder Riftsystemen, jedoch über Erdmantel-Plumes, wo die Konvektion des Erdmantels eine Säule heißen Magmas produziert, welches ansteigt, bis es die Kruste erreicht, welche meist dünner ist als in anderen Gebieten der Erde. Die Temperatur der Plumes bringt die Kruste zum Schmelzen und bildet Kanäle oder Schlote, durch welche Magma transportert wird.

Hot Spots sind ortsstabil. Das heißt, dass die Mantelplumes an der gleichen Stelle verbleiben, während die über ihnen befindlichen Lithosphäreplatten driften. Hierdurch kommt es über einem Hot Spot immer wieder zur Bildung von Intraplatten-Vulkanen, wodurch sich auf den driftenden Krustenplatten eine perlschnurartige Kette von Vulkanen ergibt, deren geologisches Alter mit zunehmender Entfernung vom Hot Spot ansteigt. Ein Paradebeipiel hierfür sind die meist unterseeischen Berge von Hawaii in nordöstlicher Richtung bis Kamschatka. Beispiel: Die Hawaii - Inseln, bei denen die Vulkane in Richtung Westen immer älter werden, parallel zu der Bewegung der Platte.

Die bekanntesten Hot Spots mit Intraplatten-Vulkanismus sind die Azoren, Galapagos-Inseln, Hawaii-Inseln, Teile des afrikanischen Rift-Systems, die Yellowstone-Caldera als Teil der amerikanischen Platte und Island. Es sind etwas mehr 50 aktive Hot Spot-Vulkane bekannt.

Gliederung nach Aktivität

Aktive Vulkane

Ein sehr relativer Begriff, über den bisher kein Konsens gefunden wurde. Die Lebensspanne eines Vulkans kann von wenigen Monaten bis zu Millionen Jahren variieren. Viele Vulkane auf der Erde sind im Laufe von tausenden von Jahren mehrmals ausgebrochen, zeigen aber zur Zeit keine Aktivität. Berücksichtigt man die lange Lebensspanne, sind solche Vulkane sehr aktiv. Verglichen mit dem menschlichen Alter sind sie jedoch inaktiv.

Nicht aktive Vulkane (schlafende Vulkane)

Aktuell nicht eruptierende Vulkane. Auch Ausbrüche in der historischen Vergangenheit werden i.d.R. als aktiv bezeichnet. Auch dies ist eine relative Betrachtungsweise. Im Mittelmeerraum reichen Aufzeichnungen über Vulkanausbrüche über 3.000 Jahre zurück; im pazifischen Nordwesten der USA nur etwa 300 Jahre und die ältesten bekannten Aufzeichnungen über Hawaii sind nicht älter als 200 Jahre. Gemeinhin bezeichnet man als schlafende Vulkane solche, welche aktuell nicht aktiv sind, dies jedoch in der Zukunft sein könnten.

Erloschene Vulkane

Dies sind Vulkane, von denen die Wissenschaft annimmt, dass sie nicht mehr ausbrechen werden. Ob ein Vulkan erloschen oder nur inaktiv ist, ist jedoch nicht immer voraussehbar. Ein Vulkan, der 10.000 Jahre nicht ausgebrochen ist, muss nicht erloschen sein, sondern kann schlafen. Die Yellowstone-Caldera ist ca. 2,0 mio Jahre alt und hatte seit 70.000 Jahren keinen Ausbruch. Dessenungeachtet weiß man, dass dies einer der aktivsten und gefährlichsten Vulkane der Welt ist.

Gliederung nach Magmenzufuhr

Rote Vulkane

Effusive Vulkane, deren Magma weniger als 52% SiO₂ und wenig Gas enthält. Die Lava ist sehr dünnflüssig, die Lavaströme meist rotglühend. Typische Beispiele für rote Vulkane sind Schildvulkane wie der Mauna Loa auf Hawaii.

Graue Vulkane

Eruptive, meist Stratovulkane, deren Magma mehr als 60-65% SiO₂ enthält, einen relativ hohen Gasanteil hat und zähflüssig ist. Bsp.: Mt. St. Helens, Vesuv, Merapi, Krakatau.

Zentralvulkane

Magma wird in einem röhrenförmiger Förderschlot transportiert

Spaltenvulkane

Magma fließt effusiv aus Spalten

Gliederung nach der äußeren Form

Stratovulkan

Stratovulkane (Komposit- oder Schichtvulkane) sind aus abwechselnden, resp. übereinandergeschichteten Lavaströmen und Pyroklastiten aufgebaut. Stratovulkane sind meist steil, haben oft eine charakteristische Kegelform und einen Gipfelkrater. Nicht wenige haben eine Caldera gebildet. Beispiele: Vesuv (pyroklastisch), Ätna (Lava), Fuji (Japan), Osorno (Chile), Mayon (Philippinen).

Mischtypen: Stratovulkane, welche auf einem älteren Schildvulkan entstanden sind. Beispiel: Ätna (Sizilien)

Schildvulkan

Meist flache Kegel aus meist dünnflüssiger basaltischer Lava, bis zu mehrere hundert km Durchmesser, mit geringen Neigungen der Vulkanflanken. Etwa 95% aller Vulkane auf der Erde und 90% aller aktiven Vulkane sind Schichtvulkane. Beispiele: Mauno Loa und Mauna Kea (Hawaii), Payún Matrú (Mendoza, Argentinien), Island, Mittelozeanische Rücken.

Spaltenvulkan

Ein Spaltenvulkan (englisch: fissure vent) ist eine spezielle Art von Vulkan. Im Gegensatz zum räumlich isolierten Zentralvulkan besitzt ein Spaltenvulkan keinen zentralen röhrenförmigen Förderschlot. Stattdessen fließt die Lava aus einer länglichen Spalte, wodurch oft ein Bergrücken mit weitflächigen Lavafeldern entsteht.

Der Begriff Spaltenvulkan ist besonders in der Geologie Islands gebräuchlich. Spaltenvulkane können Teil eines größeren Schild- oder Schichtvulkans sein, wie bei der Hekla in Island, oder auch eigenständig sein, wie beim Alu in Äthiopien oder Mount Tarawera in Neuseeland.(zit.: Wikipedia Lic. Creative Commons Share Alike 3.0)

Caldera

Caldera ist eine kesselartige Vertiefung eines Vulkans bzw. ein Kraterkessel

Durch vulkanische Eruptionen ohne Lava-Ausfluss (plinianische Eruption), bzw. Ignimbritausbrüche kann sich die Magmakammer entleeren und den Vulkan in sich einstürzen lassen (im Prinzip eine Implosion). An der Spitze des Vulkans bildet sich ein Krater als Folge des Einsturzes, bzw. der einsinkenden Lava in den Schlot. Manchmal wird dieser Krater so tief (z.B. durch Verwitterung und Abtragung), dass die Wände instabil werden und in sich zusammenbrechen. Es entsteht ein breiter Kessel, welchen man als Caldera bezeichnet.

Der Durchmesser einer solchen Caldera kann mehrere Kilometer betragen. Beispiele dafür sind: Vesuv (Italien), Santorin (Griechenland), Rinjani (Indonesien), Aso (Japan), Taal (Philippinen)). Die wohl größte Caldera der Welt ist das heutige Gebiet des ca. 100 km langen Toba-Sees auf der Insel Sumatra, Folge eines gewaltigen Vulkanausbruchs des Toba-Vulkans vor 74.000 Jahren.

Eine andere Art der Entstehung ist die Aussprengung, bzw. Explosion, was nicht selten bei phreatischen Eruptionen geschieht. Wird die Spitze eines Vulkans bei einem explosiven Ausbruch komplett weggesprengt, kann ebenfalls eine Caldera entstehen. Beispiele: Krakatau (Indonesien), Mt. St. Helens (USA).

Manchmal bilden sich in den Calderen Seen, die man Kraterseen nennt. Bekannt ist hier vor allem der Crater Lake in Oregon. Er hat einen Durchmesser von acht Kilometern und wurde durch den Einsturz des Schichtvulkans Mount Mazama in vorgeschichtlicher Zeit gebildet

Schachtkrater

Steilwandige Schachtkrater finden sich oft an Schildvulkanen und werden durch Magmaausflüsse aus Spalten gebildet; multiple explosive Eruptionen können überlappende Krater bilden, wobei, wie z.Bsp. in Island zu sehen, benachbarte Krater sog. Kraterreihen bilden, welche sich über weit mehr als zehn km erstrecken.

Pyroklastische Kegel

Pyroklastische Kegel sind Asche-, Schlacke- und Tuffvulkane, welche aus Pyroklastiten bestehen. Sie erreichen meistens nur eine Höhe von zehn bis wenige hundert Meter bei einem Durchmesser von höchstens einigen hundert Metern und sind damit wesentlich kleiner als die bekannteren Formen Strato (Schicht-)vulkan und Schildvulkan. Sie zeigen fast immer eine regelmäßige konische Form mit steilen Flanken und stumpfer Spitze. Als Flankenvulkane bevölkern sie oft in Massen die Hänge von großen Vulkanen.

Aschekegel

Aschenkegel (en: Ash cone) können bei phreatomagmatischen Explosionen entstehen, wenn aufsteigendes Magma mit Grund-, Schmelz- oder Meerwasser in Berührung kommt. Der explosiv entstehende Wasserdampf zertrümmert das umliegende Gestein in vulkanische Asche, die bei kleinen und kleinsten Ausbrüchen um den Vulkanschlot in Kegelform abgelagert wird. Die Eruptionskraft ist bei diesen Ausbrüchen gering, das Material wird typischer Weise in relativ flachem Winkel ausgeworfen, so dass der Vulkankegel ein flaches Profil und nur eine niedrige Höhe aufweist.

Tuffkegel

Tuffkegel enstehen, wenn Aschekegel durch Druck über geologische Zeiträume zu Gestein (Tuff) verfestigt werden.

Schlackekegel

Schlackenkegel (engl. Cinder cone, Scoria cone) sind kegelförmige Auswurfshügel aus Schlacke, Asche und Bims (Pyroklastite); meist im Inneren des Hauptkraters eines Vulkans. Sie bestehen aus nur locker geschichteter Tephra, die lediglich durch die Schwerkraft zusammengehalten wird. Ihre Flanken haben je nach Durchmesser der Schlacken einen Winkel von typischerweise um 33°.

Wird aus Vulkanschloten nur Lockermaterial gefördert, häufen sich die die groben Fragmente in einem Wall um den Schlot an und bauen den Schlackenkegel auf. Sie sind die häufigsten Vulkane auf den Kontinenten, in Mitteleuropa sind sie aus der Eifel bekannt. Das Profil eines solchen Kegels ist durch den maximalen Böschungswinkel festgelegt, bei dem die Schuttmassen noch stabil sind, ohne hangabwärts zu rutschen. Die größeren, nahe am Gipfel herabfallenden Bruchstücke können sehr steile und standfeste Hänge bilden. Die feineren Teilchen werden weiter vom Schlot weggetragen und führen an der Basis des Kegels zu sanfteren Hängen. Der klassische konkave Vulkankegel mit seinem Zentralschlot am Gipfel lässt diese Veränderung der Hangform erkennen. Schlackekegel können sehr rasch zu jungen Vulkanen wachsen (innerhalb von Tagen oder wenigen Wochen), jedoch auch schnell sterben. Nicht selten bilden die gewaltigen ausgeschleuderten Aschemassen einen Hügel rund um den Hauptschlot des eigentlichen Kraters. Typische Bespiele für Schlackenkegel-Vulkane sind der Paricutin (Mexiko), der Sunset-Crater (Arizona) und die fast 800 m breiten Tephra-Kegel bei Vestmannaeyjar in Island.

Schweißschlackekegel

Schweißschlackenkegel (en: Spatter cone) setzen sich aus größeren Lapilli und vulkanischen Bomben zusammen. Diese Bestandteile sind groß genug, um nach dem Ausstoß noch nahe an der Schmelztemperatur zu landen und so beim Aufprall zu Schweißschlacken zu verkleben. Die Flanken eines Schweißschlackenkegels sind oft wesentlich steiler als die eines Schlackenkegels.

Beispiele sind der Puʻu ʻŌʻō am Kīlauea auf Hawaiʻi und der Eldborg auf Island

Hydrovulkanismus

Hydrovulkanische Eruptionen entstehen, wenn aufsteigendes Magma fragmentiert, sobald es sich mit flachem Oberflächenwasser oder mit Grundwasser vermischt. Diese Eruptionen, die zu den gewaltigsten der Erde gehören, generieren hunderte bis tausende von Explosionen während der gesamten Zeit eines Vulkanausbruchs. Jeder dieser Explosionen erzeugt eine Mischung aus juvenilen und zufälligen Klasten, Gas und Wassertropfen. Die festen Materialien, e.g. Pyroklastite, fallen zu Boden als Tephra oder kollabieren und bilden pyroklastishe Dichteströme (PDCs). Die Ablagerungen dieser Eruptionen bilden Tuffringe (Lagen von Asche und Tuff) um den Vulkanschlot, Tuffkegel oder Maare. Lavaströme, welche ins Meer fließen, sind die Ursache für Littoralkegel.

Maar

Maare sind vulkanischer Sprengtrichter in Form meist flacher, mulden- oder trichterförmiger Vertiefungen, welche durch das Zusammentreffen von Magma und Wasser oberhalb von Diatremen entstehen, explosionsartig verdampfen und bei einer Vulkan-Gasexplosion aus der Erdkruste herausgesprengt werden.

Diese Sprengtrichter sind meist mit Wasser, aber auch mit Schlackenkegeln , Kuppen oder Lavaseen gefüllt. An den Rändern bilden sich Ringwälle aus Magma und Fremdgestein oder Wurfschlacken.

Bekannt sind die Maare der Eifel - [Gemündener Maar, Totenmaar, Schalkenmehrener

Tuffring

Tuffringe entstehen wie Tuffkegel durch phreatomagmatische Explosionen, sind aber niedriger als diese und haben flachere Böschungswinkel. Durch einen großen Durchmesser im Verhältnis zur Höhe und einen großen flachen Krater zeigen sie die typische Ringstruktur.

Beispiele für Tuffringe sind der Hverfjall auf Island und der Diamond Head (Hawaii).

Littoralkegel

Littoralkegel (engl.: littoral cone) sind Lavafragmente, welche sich auf der Oberfläche von Lava(strömen) bilden, welche in Gewässer oder ins Meer fließt. Littoral in diesem Sinne bedeutet "Küstenlinie". Lava, welche ins Wasser eintritt, erzeugt oft Dampfexplosionen, welche die zerborstene Lava als Tephra an die Küste auswerfen. Diese Tephra sind Bomben, Lapilli und seltener Limu. Je mehr sich die ausgeworfene Tephra akkumuliert, desto beesser entwickeln sich die Littoralkegel.

Richat-Struktur

Die sogenannte Richat-Struktur ist eine geologische Besonderheit in der Maur Adrar-Wüste in Mauretannien. Auf den ersten Blick wirkt sie wie ein Einschlagkrater eines Meteoriten oder wie ein überdimensionaler Ammonit.

Die Richat-Struktur mit ihrer kreisförmigen Struktur hat seit frühesten Raummissionen Aufmerksamkeit erregt. Mit einem Durchmesser von fast 50 Kilometern ist sie sehr gut aus dem Weltall zu erkennen und dient u.A. als Orientierungshilfe der Astronauten.

Entgegen aller Theorien ist sie durch die Erosion eines Vulkandomes entstanden. Zwiebelschalenartig wurden unterschiedliche Gesteinsschichten freigelegt.

Lage: Adrar-Wüste - Richat-Struktur (N 21°07'13,55" W 11°24'27,44")

Eruptionsformen

Kaum ein Vulkan kann genau bestimmten Eruptionsformen zugeordnet werden, da diese am gleichen Vulkan von Ausbruch zu Ausbruch unterschiedlich sein können und selbst während einer einzigen Eruption nacheinander übergehen und ihre Form variiert. Die neun wichtigsten Eruptionstypen sind:

Effusive Spalteneruption

Förderung mächtiger, meist sehr dünnflüssiger basaltischer Lavamengen aus Spalten, wobei sich bis zu mehrere hunderttausende Quadratkilometer große kontinentale Basaltplateaus, ozeanische Basaltdecken oder Schildvulkane bilden können. (Flutbasalt)

Beispiele: Dekkan-Traps (Indien), Paraná-Becken (Brasilien, Uruguay), Snake River (British Columbia), Nordatlantik (Laki-Spalte, Island)

Hawaiianischer Vulkantyp

Effusive Förderung mächtiger (meist langgestreckter), dünnflüssiger, basaltischer, schnellfließender Lavaströme aus Rifts und Lavaseen, wobei sich Lavafontänen, Schlacken- und Aschekegel sowie Agglutinate bilden. Die hervortretenden Lavatypen sind Aa-Lava und Pahoehoe Lava - Lava.

Beispiele: Kilauea und Mauna Loa (Hawaii), Afar-Vulkane (Äthiopien), Piton de la Fournaise (Réunion)

Strombolianische Eruption

Effusive und explosionsartige Ausbrüche von mittlerer Stärke mit Förderung mäßig viskoser basaltischer oder andesitischer Lava. Die Lavaströme sind meist kurz, die Eruptionswolken erreichen nur wenige hundert Meter Höhe. Typische (teilweise rhythmische) Auswurfsmaterialien sind: Schlackenagglomerate, Bomben, Glastuffe und Ache.

Beispiele: Stromboli, Semeru (Indonesien), Aso (Japan)

Vulkanianische Eruption

Meist heftige Ausbrüche, bei welchen zu Beginn der Schlot geleert wird und in der Hauptphase Pyroklastika gefördert werden. (Base-surge und pyroklastische Ströme, air-fall-Tuffe, Tuffbreccien). Die meist hochviskosen Lavaströme sind in der Regel nur sehr kurz.

Beispiele: Popocatepetl (Mexiko), Sakurajima (Japan), Meru (Tansania), Bromo (Indonesien), Irazu (Costa Rica)

Peléeanische Eruption

Charakterisiert durch das explosionsartige Auftreten von pyroklastischen Wolken, welche von aufsteigenden (oder einbrechenden) Lavadomen und -säulen ausgehen, sich bis zu 250 km/h hangabwärts (überquellend oder absteigend) bewegen und meist mächtige pyroklastische Ströme bilden. Die Lavaströme sind meist nur kurz. Verwandt: Ignimbriteruptionen.

Beispiele: Mt. Pelée (Martinique), Merapi (Indonesien), Unsen (Kyushu, Japan). Peleanische Eruptionen sind extrem destruktiv in bewohnten Gebieten.

Plinianische Eruption

Sehr starke, explosionsartige, unterschiedlich lang andauernde Gaseruptionen mit bis zu vielen km hohen Eruptionswolken ohne Lavaausfluss. Die Eruptionswolken können in sich zusammenfallen und zur Bildung pyroklastischer Ströme führen. Der Gaseruption können jedoch Lavaströme folgen. Die weltweit stärksten Eruptionen sind plinianischer Natur. Stürzt das durch die plinianische Eruption entstandene Vulkangebilde ein, bildet sich ein Kessel (Caldera).

Beispiele: Vesuv 79 n.Chr.,(Italien), Krakatau 1883 (Indonesien), Tambora 1815 (Indonesien), El Chichon 1982 (Mexiko), Pinatubo 1991 (Philippinen), Mt. St. Helens 1980 (USA).

Katmaiische Eruption

Charakterisiert durch gewaltige Ascheströme, welche beim Kollabieren großer Eruptionswolken entstehen und Flächen bis über 100 Quadtratkilometer bedecken können.

Beispiel: Vulkane Katmai und Novarupta in Alaska

Phreatische Eruption

(auch hydromagmatische Eruption genannt). Entsteht, wenn Magma explosionsartig in Kontakt mit größeren Mengen Meer- oder Grundwasser kommt. Ist nur wenig Wasser vorhanden, bezeichnet man die Eruptionsform als phreatostrombolianisch). Das i.d.R. basaltische Magma wird fein zerstäubt; die Ascheablagerungen feingeschichtet.

Beispiele: Mt. St. Helens, Washington, USA Surtsey (Island).

Phreatisch - phreatomagmatische Eruption

(auch Dampfsprengungseruption (engl. steam blast eruption genannt). Meist mit sehr heftigen Explosionen verbundene Eruption, wobei unter hohem Druck stehende Gasmengen die über dem Herd liegenden Gesteinsmassen durchschlagen; bzw. Eruptionen, bei welchen Magma mit externem Grund- oder Oberflächenwasser in Kontakt kommt und das Wasser weit über seinen Siedepunkt erhitzt wird. Das Volumen wird dabei auf das 1.000-fache vergrößert, was zu einer hochexplosiven Dampfexplosion führt. Zu dieser Eruptionsform werden die je weltweit stärksten vulkanischen Ereignisse gezählt. Werden die über dem Austritt liegenden Gesteinsmassen durchsprengt, entstehen Sprengtrichter, die sich mit Wasser füllen und als Maar bezeichnet werden.

Beispiele: Taal (Philippinen), Bezymianny und Shivelutch (Kamchatka, Russland), Ukinrek (Alaska), Eifel-Maare (Deutschland).

Surtseyanische Eruption

Zu Beginn einer surtseyanischen Eruption ereignen sich effusive Ausbrüche unter der Meeresoberfläche, wie es etwa bei der Insel Surtsey (siehe nebenstehendes Bild) der Fall war. In dieser Anfangsphase werden Kissenlaven gebildet, aus denen sich unterseeisch nach und nach ein Vulkangebäude bis zu Hunderten von Metern aufbaut, bis es die Meeresoberfläche erreicht.

Bedingt durch den Einfluss des Sauerstoffs der Luft findet ein Phasenwechsel statt. Die anfangs effusive Eruption geht in eine explosive Phase über, bei der große Mengen an Tephra ausgeschüttet werden. Das Zusammentreffen von Magma, Wasser und Luft erzeugt phreatomagmatische Explosionen. Diese Phase hält solange an, bis das Vulkangebäude die Meeresoberfläche derart überragt, dass das Wasser nicht mehr in den oder die Ausbruchsschlote eindringen kann. In diesem Stadium findet ein weiterer Phasenwechsel statt, nämlich ein Übergang in eine effusive Eruption. Laven beginnen zu strömen und bauen den Vulkan weiter auf. (Tw. zitiert wikipedia)

Subglaziale Eruption (Tafelvulkane)

Eruptionen unter einem Gletscher (bzw. Eisschichten), welche große Massen von Gletschereis zu Wasser schmelzen. Dieses verbindet sich mit der Lava und den Massen glaziarer Sedimente zu gewaltigen Schlammströmen. Sobald der Vulkan die Eisdecke durchdringt, entsteht auf dem subglaziaren Sockel ein normaler Vulkan.

Beispiel: Island, Tuya in British Columbia

Submarine Eruption

Durch submarine Eruptionen können neue Inseln gebildet werden, welche jedoch in kurzer Zeit wieder vom Meer zerstört werden.

Großformen der Vulkane

s.a. Detailinformation unter > Flutbasalte

Kontinentale Basaltplateaus

• Meist aus vielen übereinander liegenden basaltischen Schichten bestehend. s.a. > Flutbasalt

Ozeanische Basaltdecken

• Durch submarinen Vulkanismus entstandene Lavafelder, meist an ozeanischen Rücken und Geosynklinalen s.a. > Flutbasalt

Inselbogen-Vulkane

• Liegen in einer typischen Inselbogen - Umgebung. Meist an den Gipfeln unterseeischer bogenförmiger Rücken, welche auf ihrer konvexen Seite durch tiefe ozeanische Einschnitte geprägt sind. Das im Erdmantel gebildete basaltische Magma wird während seiner Passage durch granitische Schichten umgewandelt und tritt an der Erdoberfläche als Lava nichtbasaltischer Gesteine hervor.

Besondere Vulkantypen

Submarine Vulkane

Submarine Vulkane und Vulkanschlote sind keine ungewöhnlichen Erscheinungen an bestimmten Zonen des Meeresbodens. Diese Vulkane sind einerseits die auf der Erde häufigst vorkommenden Vulkane; ndererseits sind sie aufgrund ihrer Lage, die sich bis zu mehrere Tausend Meter unter der Meeresoberfläche befinden kann, auch diejenigen, welche bisher am wenigsten untersucht sind. Einige sind aktiv und verraten ihre Gegenwart, indem sie Dampf und Gesteinsschutt hoch über den Meeresspiegel blasen. Viele andere jedoch befinden sich in solch großen Tiefen, dass das gewaltige Gewicht des Wassers über ihnen so starken Druck ausübt, dass sich keine explosiven Gas- oder Dampferuptionen bilden können. Die unlimitierte von Wasser, welches die submarinen Vulkane umgibt, kann Grund dafür sein, dass sie sich anders als die sich an der Erdoberfläche manifestierenden Vulkane verhalten. Violente Dampferuptionen entstehen, wenn Meereswasser in aktive flache submarine Schlote oder Spalten eindringt. Lava, welche auf flachem Meeresboden eruptiert oder welche vom Land ins Meer gelangt (siehe Bild unter > Littorale Kegel), kann sich so schnell abkühlen, dass sie zu feinstem Sand und Staub zerbrochen wird und dadurch riesige Mengen an fragmentiertem vulkanischen Schutt produziert. Die berühmten schwarzen Sandstrände von Hawaii, Bali und Java wurden durch diese gewaltige Interaktion zwischen heißer Lava und Seewasser gebildet. Abgesehen von dieser charakteristischen Verhaltensweise haben jüngere Untersuchungen mittels Tieftauchgeräten gezeigt, dass durch submarine Eruptionen geiche Lavaströme und Lavastrukturen wie an Land entstehen.

Etwa 75 % der jährlichen Magmaproduktion erfolgt durch submarine Vulkane an mittelozeanischen Rücken. Am Mittelatlantischen Rücken findet man auch besonders viele Spaltenvulkane, welche zu effusiven Eruptionen neigen.

Guyots

Guyots sind unterseeische Einzelberge mit einem flachen Plateau an der Spitze (d.h. stumpfkegelig) und Durchmessern von mehreren km. Es wird angenommen, dass diese Guyots unterseeische Vulkane sind, welche vorher aus lockeren Klastika bestanden und ursprünglich über das Wasser hinausragten. Durch Abtragung und Brandung wurden die Kegel abgeflacht; und, so vermutet, dass die Berge durch ihr Eigengewicht absanken. Der Entstehungszeitraum liegt in der Kreidezeit.

Beispiele: Allison Guyot (ca. 98 mio Jahre alt) und Shatsky Rise ("Tamu Massiv")-Guyot, ein ca. 5.000m hoher Vulkan auf einer Fläche von ca. 220.000km²; beide im mittelpazifischen Gebirge.

Seamounts
Sind unterseeische Berge, welche Erhebungen über dem Meeresboden bilden, die Wasseroberfläche jedoch nicht durchbrechen. Seamounts bilden sich durch Hot Spot-Vulkanismus und bestehen meist aus Alkalibasalten. Sie werden auch als OIB (Ocean Island Basalts) bezeichnet.

Subglaziale Vulkane

Auch als Glaziovulkane bezeichnet.

Tuya

Tuya oder Tafelvulkane entstehen aus Eruptionen unter einem Gletscher (bzw. Eisschichten), welche große Massen von Gletschereis zu Wasser schmelzen. Dieses verbindet sich mit der Lava und den Massen glaziarer Sedimente zu gewaltigen Schlammströmen. Sobald der Vulkan die Eisdecke durchdringt, entsteht auf dem subglaziaren Sockel ein normaler Vulkan.

Schlammvulkane]

Ein Schlammvulkan (auch: Schlammsprudel, Salse, engl. mud volcano) ist kein Vulkan im herkömmlichen Sinn, sondern eine Stelle, an welcher Schlamm und Gase an die Erdoberfläche gefördert werden und Schlammströme bilden können. Sie entstehen in Gebieten, in denen sich Sedimente, bestehend hauptsächlich aus Ton, in schneller Folge abgelagert haben und sich daher noch nicht verfestigen konnten. Ihre Mächtigkeit kann an Flussmündungen und in Deltas tausende von Metern betragen, u.a. im Orinocodelta (Trinidad), im Nigerdelta, in den Küstengebieten von Indonesien (Ostjava), Brunei und Azerbeidjan (Kuturdag, Nähe Baku). Die Sedimente sind wassergesättigt und stehen durch Bildung von biogenetischen Gasen (Methan) unter hohem Druck. Ihre Dichte ist geringer als das überlagernde oder umgebende, meist festere Gestein, so dass sie nach den Gesetzen des Auftriebes (Archimedes) an die Erdoberfläche drängen. Sie können wie Steinsalz regelrechte, über 10 km hohe Diapire bilden (Orinoco, Niger) und speien an der Oberfäche Schlamm, Gas und Wasser aus. Es wird angenommen, dass die meisten Schlammvulkane untermeerisch liegen; ihre Existenz wurde durch Sonarmessungen am Meeresgrund nachgewiesen. Man kann sagen, dass sich der eigentliche Vulkankegel in den Sedimentschichten befindet, nur die Krateröffnung tritt zutage, teilweise mit einem überirdischen Kegel, der höchstens 100 m hoch wird.

Bei hoher Förderungsrate entsteht im Untergrund ein Massendefizit, so dass das Deckgebirge einbricht und sich wie bei einem echten Vulkan ein Einsturzkessel (eine Caldera) bildet.

In den oben genannten Gebieten wird auch nach Erdöl und Erdgas gebohrt. Es sind katastrophale Schlamm- und Gasausbrüche bekannt geworden, als Bohrungen die hochgespannten Sedimentzonen angebohrt haben. 1974 und 1979 sind Bohrungen offshore Brunei außer Kontrolle geraten, wobei die ausströmende, schlammige Flüssigkeit das Deckgebirge aufgebrochen hat und Kilometer vom Ort der Bohrung entfernt am Meeresboden ausgelaufen ist. Es hat 20 Jahre gedauert, bis der Ausbruch zum Stillstand kam, dazu kamen über 20 Entlastungsbohrungen mit der Aufgabe, die Hochdruckquellen zu verstopfen. Nach dem gleichen Muster entstand am 29. Mai 2006 in Ostjava auf einem Reisfeld der Schlammvulkan "Lusi"; einige Kilometer entfernt wurde eine Bohrung abgeteuft, die im Tiefenbereich um 1.500 m einen "Kick" hatte (= "Rülpser", bei dem Gas und Schlamm aus dem Bohrloch austreten), der aber unter Kontrolle gebracht werden konnte. Lusi förderte anfangs 5.000 m³ dünnflüssigen Schlamm, der inzwischen auf 130.000 m³ angestiegen ist. 24.000 Menschen wurden obdachlos, der Schlamm hat bisher 450 ha Ackerland geflutet.

Als Erzvorkommen für U und Th interessant sind Schlammvulkane, in welchen sich Thucholith gebildet hat (ein Gemisch aus Uraninit, Kohlenwasserstoffen und Sulfiden).

Asphalt-Tiefseevulkane

Eine neue Art von Vulkanen, welche 2004 im Golf von Mexiko (im Rahmen der Suche nach Methanvorkommen am Meeresboden) entdeckt wurde. Diese Unterwasservulkane finden sich in ca. 3.000 m Tiefe und erheben sich 450 - 800 m über dem Meeresgrund. Das Besondere dieser Vulkane ist, dass sie kein Magma, sondern Asphalt ausspucken. Beispiele: Vulkan Chapopote im Golf von Mexiko. (Quelle: geoscience-online.de)

Gasvulkane

Explosive Ausbrüche von wenig Asche und Gestein, keine Lavaförderung. Beispiele: Pipes d.h. gefüllte Schlote in Südafrika; Maare in Deutschland und in Nordspanien.

Kryovulkane

Kryo- oder Eisvulkane sind extraterrestrische Vulkane, welche keine glutflüssige Lava ausspeien, sondern schmelzbare Substanzen wie Methan, CO₂, Wasser und Ammoniak, welche im Inneren des Planeten oder Mondes in gefrorenem Zustand vorliegen. Kryovulkane können Ablagerungen bis zu mehreren Hundert Metern bilden. Die Existenz von Kryovulkanen wird auf dem Saturnmond Enceladus, dem Neptunmond Triton und dem Jupitermond Europa vermutet. Aufnahmen der NASA-Sonde Huygens/Cassini (2005) zeigen ca. 30 km weite Strukturen auf der Oberfläche von Titan, bei denen es sich wahrscheinlich um Kryovulkane handelt.

Supervulkane

Supervulkan, Megacaldera und Supereruption

Der Begriff "Supervulkan" wurde ursprünglich in der englischen BBC TV-Wissenschaftsserie Horizon 2000 für riesige Vulkanausbrüche benutzt. Vulkanologen und Geowissenschaftler verwenden diesen Ausdruck nicht im Sinne der Wissenschaft; seit 2003 jedoch wird populärwissenschaftlich von Supervulkanen gesprochen. Manchmal wird auch der Begriff "Megacaldera" für Calderen mit supervulkanischen Charakteristika verwendet, so wie z.Bsp. der Blake River Megacaldera-Komplex im Abitibi-Grünsteingürtel in Ontario und Quebéc in Canada. Eruptionen mit einem VEI 8 werden als "Supereruptionen" bezeichnet

Obwohl es keinen genau definierten Minimum-Explosionsindex (VEI) für einen Supervulkan gibt, versteht man unter Supervulkan massive Eruptionen, welche mehr als 1.000 km³ Auswurfmenge (Ausstoßvolumen an Lava, Pyroklastika, Staub etc.) produzieren, d.h. eine Menge, die tausende Male größer ist als die der meisten bekannten historischen Eruptionen. Supervulkane entstehen, wenn Magma aus der Erde von einem Hotspot in die Erdkruste steigt, jedoch die Erdkruste nicht durchbricht. Dieses Magma bildet große und im Volumen zunehmende Magmakammern, welche unter zunehmendem Druck stehen, solange, bis die Erdkruste diesen Druck nicht mehr aushält. Supervulkane bilden sich auch an konvergenten Plattengrenzen (Bsp. Toba-See) und kontinentalen Hot Spots (Bsp. Yellowstone). Einig Autoren verstehen unter Supervulkanen auch LIP (large igneous provinces).

Der Discovery Channel hob besonders sechs bekannte Supervulkane hervor:

• Yellowstone in Idaho, Montana und Wyoming in den USA
• Long Valley Caldera in Kalifornien, USA
• Valles Caldera in New Mexico, USA
• Toba-See in Nord-Sumatra, Indonesien
• Taupo-Calderen auf der Nordinsel in Neuseeland
• Aira-Caldera in Kagoshima, Kyushu in Japan.

Durch supervulkanische Eruptionen wurden riesige Gebiete mit Lava und Tephra bedeckt. Sie waren Ursache für langanhaltende Wetterveränderungen bis hin zu "kleinen Eiszeiten", wohl verbunden mit Epochen des Artensterbens.

Supervulkane sind die größten bekannten Vulkane, die im Gegensatz zu „normalen“ Vulkanen auf Grund der Größe ihrer Magmakammer bei Ausbrüchen keine Vulkankegel aufbauen, sondern riesige Calderen hinterlassen. Der letzte Ausbruch eines Supervulkans geschah im Gebiet des Taupo-Sees auf der Nordinsel von Neuseeland vor gut 23.000 Jahren. Supervulkane sind an einer besonders großen Magmakammer unter dem Vulkangebiet zu erkennen. So ist beispielsweise die Magmakammer des Yellowstone-Vulkans 60 km lang und 40 km breit und fasst etwa 15.000 km³ Magma. Während das teilgeschmolzene Magma sich mit Gas anreichert (ein Vorgang, der tausende von Jahren dauert), hebt sich das Gebiet über der Magmakammer. Wird das Magma durch die Gasanreicherung kritisch, bricht es an mehreren weitverteilten Stellen durch das Deckgestein. Typischerweise geschieht dies durch die beim Heben des Gebietes über der Magmakammer entstehenden Risse im Boden ringförmig. Der auf diese Weise gebildete Deckel aus Gestein sinkt in die sich leerende Magmakammer und bildet so eine charakteristische Caldera. Die Wucht eines solchen Ausbruches wird mit dem Vulkanexplosivitätsindex-Wert 7 (VEI-7) und höher beschrieben. Hierbei werden hunderte oder tausende von Kubikkilometern der Lava aus der Magmakammer mit Überschallgeschwindigkeit bis zu 50 km hoch in die Stratosphäre geschleudert und fallen im Umkreis von mehreren 100 Kilometern nieder. Vulkanischer Staub wird um den ganzen Globus getragen und verdunkelt die Erde.

Solche gewaltigen Explosionen werden begleitet von Erdbeben unbekannter Stärke und Flutwellen, deren Stärke von der Lage des Vulkans abhängt. Vorhersagemodelle über den Verlauf eines solchen Ausbruchs existieren nicht, da die Wissenschaft bislang keinen derartigen Ausbruch beobachten konnte.

Angenommene Folgen einer supervulkanischen Eruption

Neben den primären Schäden einer Supervulkaneruption kommt es zu einer globalen Klimakatastrophe, auch als Vulkanischer Winter bezeichnet, bei welchem die Temperaturen weltweit um mehrere Grad sinken und das Sonnenlicht nicht durch die Staubschichten dringen kann. Durch massenhaftes Verenden von Pflanzen und Tieren droht eine jahrelange Nahrungsknappheit.

Über die Zahl an Opfern lässt sich nur spekulieren. Sie ist abhängig vom Standort des Supervulkans. In einem Umkreis von 100 Kilometern wird jedes Leben durch den Ausbruch vernichtet. Auch in größerer Entfernung ist die Sterblichkeit hoch. Der Vulkanstaub ist sehr fein und dringt in jede Spalte. Durch seine Eigenschaft, in Verbindung mit Feuchtigkeit zu einer zementartigen harten Masse zu werden, können Lebewesen auch bei genügender Luftaufnahme ersticken, da die Lungen durch das Einatmen des Staubes funktionsunfähig werden — ohne Atemschutz hat man nur geringe Überlebenschancen. Werden Pflanzen von diesem Staub dicht bedeckt, ist Fotosynthese be- bzw. verhindert, sodass diese Pflanzen sterben. Regen kann diese Situation nicht verhindern, sondern nur verschlimmern.

Man vermutet, dass Supervulkane bei den bekannten Ausbrüchen für Artensterben verantwortlich waren. Nach der umstrittenen Toba-Katastrophen-Theorie wurde die Menschheit auf einige tausend Menschen reduziert, als vor 75.000 Jahren der Toba-Vulkan auf Sumatra (Indonesien) ausbrach. Relikt des Ausbruchs ist der aus der Caldera gebildete Tobasee. (Quelle: Teile dieses Artikel wurden unter Beachtung der Lizenz Creative Commons Share Alike 3.0 von Wikipedia übernommen).

Eruptionen mit VEI 8

Vulkan der Superlative – Snake River Plain - Yellowstone Hot Spot und Heise Caldera-Komplex

Der Yellowstone Hot Spot (YHS, auch als Snake River Plain (SRP)-Yellowstone Hotspot bezeichnet) ist ein vulkanischer Hot Spot, welcher die Ursache des gigantischen Vulkanismus in Oregon, Nevada, Idaho und Wyoming in den USA ist. Durch den YHS entstand in den letzten 16 Ma die Snake River Ebene in der Folge verschiedener Calderen-bildender Eruptionen, darunter die Island Park Caldera, Henry’s Fork Caldera und die Bruenau-Jarbidge Caldera.

Der Hot Spot liegt aktuell unter der Yellowstone Caldera. Der Vulkanismus der SRP wird durch Eruptionen hochexplosiver Si-reicher leichter Rhyolithe dominiert und repräsentiert einige der größten Eruptionen in der Geschichte der Erde.

Das etwa 100 km NE von Yellowstone liegende Heise Caldera-komplex im östlichen SRP begann vor 6,6 Ma zwischen spätem Miozän bis zum frühen Pliozän und ist der vulkanische Vorgänger des Yellowstone-Vulkanismus. Die vierte Heise-Phase produzierte 1.800 km³ Ignimbrit; heute bezeichnet als Kilgore-Ignimbrit, der größte seiner Art in der Welt.

Das Yellowstone- und das Heise-Vulkanfeld eruptierten zwischen 10 km³ bis über 1.800 km³ leichtes Magma, beide zusammen etwa 2.500 bis 3.500 km³. Verglichen mit der zerstörerischen Eruption des Mt. St. Helens im Jahr 1980, während welcher „nur“ ca. 1 km³ Material eruptierte, ist das Volumen der beiden nordwestamerikanischen Vulkanfelder gigantisch. Würden diese Eruptionen beider Supervulkane – oder auch nur von einem der beiden - heute stattfinden, wäre der Schaden für die gesamte Menschheit unvorstellbar.

Eruptionen mit VEI 7

Vulkanischer Winter

Die Verdunkelung der Erdatmosphäre nach einem Vulkanausbruch, meist aber erst ab VEI 6 (s.u.). Durch die ausgeworfene Asche und Gase bilden sich Aerosole, welche bis in die Stratosphäre geschleudert werden können und sich dort schleierartig über die Erde verteilen. Durch die Absorption der Sonnenstrahlen kommt es zu einer Abkühlung. (Analogie: Nuklearer Winter). Bsp. für vulkanischen Winter: Ausbrüche des Krakatau und des Tambora (Indonesien), Pinatubo (Philippinen). (s.a. > Super-Vulkane)

VEI

Vulkanischer Explosions-Index (Volcanic Explosivity Index )

Ein Maß, welches die Heftigkeit und Größe, das Volumen des Ausbruchs (Magnitude) und die Höhe der Eruptionswolke (Intensität) eines Vulkanausbruchs bestimmt. Der VEI beruht auf mehreren Faktoren, um klassifiziert zu werden, wie das Volumen des eruptierten pyroklastischen Materials (Asche, pyroklastische Ströme und andere Ejekta), Höhe der Ausbruchswolke, Dauer der Eruption in Stunden und qualitativ beschreibende Kriterien.

0: Effusiv: Eruptionswolke bis 100 m, hawaiianisch; Ausbruch täglich. Bsp. Kilauea (Hawaii)

1: Mild: Eruptionswolke bis 1000 m, strombolianisch, Ausbruch täglich; Bsp.: Stromboli

2: Explosiv: Eruptionswolke 1-5 km, strombolianisch-vulkanianisch; 1 x wöchentlich, Bsp.: Galeras 1992

3: Heftig: Eruptionswolke 5-15 km, vulkanianisch; 1 x jährlich, Bsp.: Nevado de Ruiz

4: Kataklysmisch: Eruptionswolke 10-25 km, vulkanianisch-plinianisch; 1 x pro Jahrzehnt; Bsp.: Galunggung 1982

5: Paroxysmal: Eruptionswolke > 25 km, plinianisch; 1 x pro Jh.; Vesuv 79 n.Chr.; Mount St. Helens 1980; El Chichon, Mexiko 1982, Pinatubo 1991

6: Kolossal: Eruptionswolke >25 km; plinianisch; 1 x pro Jh.,Bsp.: Krakatau 1883

7: Super-Kolossal: Eruptionswolke > 25 km; ultraplinianisch; 1 x pro Jhtsd: Bsp.: Tambora, Indonesien, 1815, Long Valley Caldera v. 760.000 Jahren

8: Mega-Kolossal: Eruptionswolke > 25 km; ultraplinianisch; 1 x in 10.000 Jahren; Bsp.: Yellowstone ( vor 600.000 Jahren)

Pazifischer Feuerring

(Vulkangürtel oder auch Feuerkreis; auch zirkumpazifischer Feuergürtel)

Gebirgsbildendes (orogenes), seismisch hochaktives Gebiet, welches den gesamten Raum des Pazifik umschließt.

Der Ring of Fire ist das weltweit bedeutendste geschlossene Vulkansystem und ist in den meisten Teilbereichen das Ergebnis von Subduktionszonen, die zwischen den Bereichen ozeanischer Krustensegmente liegen. In bestimmten Segmenten dieses Ringes erfolgt jedoch die Subduktion stattdessen an Blöcken aus kontinentaler Kruste (Bsp.: Japan, östlicher Pazifik). Aktuell (2011) gibt es ca 425 aktive Vulkane im Feuering, davon allein auf der Halbinsel Kamchatka 70.

Geografische Lage des Vulkangürtels (im Uhrzeigersinn)

Aleuten - Rocky Mountains - Westküste USA - Mexiko - Anden - Südpazifik - Neuseeland - Indonesien - Südchinesisches Meer - Philippinen - Japan - Kurilen - Kamchatka; im Zentralpazifik die Hawaii-Inseln.

Informationen (Satellitenbilder) zu einzelnen Vulkanen

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