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Rheologie ist die Lehre von der Fließkunde. Sie beschäftigt sich mit dem Fließ- und Verformungsverhalten von Materie. Im Falle der Vulkanologie sind es magmatische Fluide die fließen und sich verformen. Allem voran beschäftigt den Vulkanologen die Fließfähigkeit von Magma und Lava. Hier die Viskosität ein wichtiger Faktor, wie ein Vulkan ausbricht.

Rhyolith ist ein silikatischer Vulkanit, der überwiegend aus Quarz und Alkalifeldspat (Plagioklas) besteht. Häufig kommen geringe Anteile Biotit und Augit vor. Sehr selten sind Olivin und Magnetit. Die Mineralien sind in einer mikrokristallinen (porphyrischen) Grundmasse eingebettet oder bilden ein glasartiges Gefüge bis hin zum vulkanischen Glas. Da Rhyolith einen hohen Anteil an Kieselsäure (SiO2) aufweist, gehört er zu den sauren oder felsischen Vulkangesteinen. Sein magmatisches Äquivalent ist der Granit.

Rhyolithische Laven werden mit einer Temperatur zwischen 950 – 750°C eruptiert. Aufgrund der geringen Temperatur und dem vielen Siliciumdioxid ist rhyolithische Schmelze hochviskos und nur bedingt fließfähig. Meistens wird Rhyolith explosiv gefördert. Tritt es effusiv aus, dann entstehen für gewöhnlich Lavadome. Es sind aber auch kurze Lavaströme möglich. Werden diese im Wasser abgeschreckt entsteht das vulkanische Glas Obsidian.

Dacit (Dazit) ist oft mit dem Rhyolith assoziiert, enthält allerdings weniger Kieselsäure als Rhyolith. Zwischen den beiden Vulkaniten gibt es Misch- und Übergangsformen.

Das Vorkommen von Rhyolith

Die meisten großen Calderavulkane eruptierten während ihrer Hochphasen rhyolitische und dacitische Schmelze. Bei den sogenannten Supervulkaneruptionen entstanden mächtige Ignimbritdecken und bildeten Tuffe. Beispiele hierfür liefern die Taupo-Caldera in Neuseeland und die Yellowstone-Caldera in den USA. Letztere ist besonders wegen ihrem Lava Creek Tuff bekannt. Die gelben Ignimbrite haben ein Volumen von rund 1000 km³ und sind besonders schön am Wasserfall des Gibbon Rivers aufgeschlossen. Der Grand Canyon of the Yellowstone durchschneidet den älteren Mesa Falls Tuff. Die Gelben Gesteine waren Namensgebend für den ältesten Nationalpark der Welt.

Rhoylithe findet man typischer Weise auch an Inselbogenvulkanen entlang von Subduktionszonen. Ein schönes Beispiel ist der Obsidian-Strom Rocce Rosse auf der italienischen Insel Lipari. Ähnliche Obsidian-ströme und Lavadome aus Rhyolith finden sich auf Island. Das verdeutlicht, dass rhyolithische Schmelzen auch an divergenten Plattengrenzen entstehen kann, obwohl hier normalerweise primitive basaltische Schmelzen eruptiert werden. Aus diesen kann rhyolitische Schmelze infolge der fraktionierte Differentiation entstehen.

Wer an einem aktiven Vulkan unterwegs ist, geht ein Risiko ein, von einer größeren Eruption erwischt zu werden und zu Schaden zu kommen! Dieses Risiko lässt sich nur schwer beziffern, ist aber immer größer als Null.

Für Vulkanspotter können die vermeintlich ungefährlichen Vulkane besonders gefährlich werden, die für gewöhnlich nur kleinere Eruptionen erzeugen, weil man sich dann vielleicht näher an den Krater heranwagt als es gut für einen ist. Besonders an Dauerbrennern wie Stromboli, Semeru, Yasur und Ol Doinyo Lengai kam es bereits häufiger zu schweren Unfällen, teilweise mit Todesfolge. Während man an einigen Vulkanen noch bis zum Kraterrand vordringen darf, wurde der Aufstieg zum Krater des Strombolis inzwischen komplett verboten. Erlaubt ist es nur noch, sich dem Krater bis auf einer Höhe von 290 m anzunähern. Die Bestimmungen schwanken oft und vor Reiseantritt sollte man sich erkundigen, was geht. Wer trotz Verbot im Sperrgebiet unterwegs ist, muss mit einem Bußgeld in Höhe von 500 € rechnen, falls er am Vulkan erwischt wird. Während ich die Sperrung an sich als gerechtfertigt empfinde, halte ich das Bußgeld für zu hoch. Außerdem muss eine Regelung für Ausnahmegenehmigung her!

Klar ist, dass es nicht ungefährlich ist, zum Krater aufzusteigen. Früher gab es am Stromboli vielleicht einmal im Jahr eine größere Eruption, bei der Tephra und größere Lavabomben auf dem Pizzo oberhalb des Kraters landeten. Mittlerweile ist das häufiger der Fall und man muss damit 3-4 Mal im Jahr rechnen. Wenn man jedes Jahr also einen Tag lang im Kratergebiet unterwegs ist, dann geht man grob geschätzt ein Risiko von ca. 1% ein, dort in eine größere Eruption zu geraten. Das Risiko zu Schaden zu kommen ist dann kleiner als 1%. Das ist eine grobe Abschätzung und keine mathematisch korrekte Risikoanalyse. Ob man das Risiko nun als groß oder gering einschätzt, hängt von der Risikofreudigkeit des einzelnen ab. Ich selbst bin zwar noch nicht am Stromboli von einer größeren Explosion überrascht worden, aber dafür sind mir am Ätna und auf Krakatau schon mehrfach glühende Vulkanbomben und Schlacken um die Ohren geflogen. Sie sind dann 2-3 Meter vor meinen Füßen gelandet. Also, wenn man in eine größere Eruption gerät, muss man nicht zwingend zu Schaden kommen. Klar ist natürlich, dass das Risiko eines Tages bei einer Eruption zu Schaden zu kommen größer ist, je öfters man sich der Gefahr aussetzt. Ein Restrisiko bleibt für jeden bestehen.

Oftmals werden die tatsächlichen Risiken von Außenstehenden höher eingeschätzt, als sie es tatsächlich sind. Das sieht man z.B. an den zahlreichen Kommentaren in den sozialen Netzwerken, wenn jemand Bilder postet, die ihn bei einer vermeintlich gefährlichen Aktion zeigen. Ich möchte niemanden dazu auffordern, sich in Gefahr zu begeben und warne sogar vor den Gefahren des Vulkanismus, doch meiner Meinung nach sollte es jedem selbst überlassen werden, in welche Gefahr er sich wissentlich begibt, solange er keine anderen Personen gefährdet. Wichtig ist, dass man sich über Risiken und Gefahren im Klaren ist und die Verantwortung für sein Leben selbst übernimmt! Aus diesem Grund rate ich auch davon ab, eruptierende Vulkane mit Kindern zu besteigen. Sie können selbst nicht abschätzen, wie groß die Gefahren sind und ob sie das Risiko in Kauf nehmen.

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• Gefahren an Vulkanen
• Vulkanspotter

Ein Schildvulkan ist eine geologische Struktur, die aus dünnflüssigen (niedrig viskosen) Lavaströmen entsteht. Im Laufe der Zeit baut sich durch die Überlagerung zahlreicher Lavaströme ein Vulkanberg auf, der aufgrund seiner geringen Hangneigung an einen flachen Schild erinnert.

Die Lavaströme können weit fließen und somit einen sehr hohen Vulkan aufbauen, der eine große Basis hat. Tatsächlich ist der höchste Berg der Erde der Schildvulkan Mauna Loa auf Hawaii: Vom Meeresboden aus gemessen ist er mehr als 9000 m hoch.

Schildvulkane bilden sich typischerweise über Mantelplumes (hot spots), oder an divergenten Plattengrenzen. An Subduktionszonen kommen sie nur selten vor. Grund hierfür ist die geförderte Lava-Art bzw. ihre Fließfähigkeit: Während an Subduktionszonen zähe (hoch viskose) Lava gefördert wird, tritt an Vulkanen über Mantelplumes und an divergenten Plattengrenzen dünnflüssige basaltische Schmelze aus. Die Eruptionen der Schildvulkane sind effusiver Natur. Größere Explosionen entstehen für gewöhnlich nur, wenn Wasser im Spiel ist und es zu phreatomagmatischen Explosionen kommt.

Typisch für ein Schildvulkan ist die Ausbildung einer Gipfelcaldera. Spalteneruptionen können so viel Lava fördern, dass sich das Magmenreservoir unter dem Vulkan leert. In dem Maße, wie die Lava ausströmt, senkt sich der Kraterboden. Die Wände können kollabieren und ein bis dato normaler Krater kann sich zu einer Caldera erweitern. Im Jahr 2018 konnte man so eine Erweiterung des Kraters am Kilauea auf Hawaii beobachten. Im Gegensatz zu den Calderabildungen an Stratovulkanen, sind die Prozesse an einem Schildvulkan weniger gefährlich. Sie laufen relativ langsam ab.

Lavaseen und Schildvulkane

In den Kratern von Schildvulkanen bilden sich relativ häufig Lavaseen. Wieder müssen die Vulkane Hawaiis als Paradebeispiele herhalten. Im Halem’uma’u Krater des Kilaueas brodelt oft Jahrzehntelang Lava. Der bisher letzte Lavasee ist während der Leilani-Eruption im Jahr 2018 abgelaufen. Berühmt und berüchtigt sind auch die Lavaseen der Virunga-Vulkane Nyamuragira und Nyiragongo. Berüchtigt, weil der Lavasee im Krater des Nyiragongo dazu neigt, durch einen Riss in der Vulkanflanke abzulaufen. Dabei wurde die Stadt Goma teilweise zerstört. Der Erebus in der Antarktis ist ein weiterer Schildvulkan, in dessen Krater ein Lavasee brodelt.

Oceanentrys: Wenn Lava den Ozean erreicht

Lavaströme von Inselschildvulkanen erreichen nicht selten den Ozean. Besonders spektakulär und gut dokumentiert sind diese Ereignisse am Kilauea auf Big Island Hawaii. Dort lösen die Oceanentrys wahre Anstürme der Touristen aus.
Die Lavaströme können weite Entfernungen zurücklegen, wenn sie zum größten Teil durch Tunnel fließen, die sie sich selbst geschaffen haben, indem die Lavaströme oberflächlich erstarren, darunter aber weiter fließen. Der Tunnel isoliert sie gut und schützt sie so vor dem Erstarren.
Wenn Lavaströme in den Ozean münden, entstehen nicht selten hohe Dampfsäulen und litorale Eruptionen: Wasserdampfexplosionen fragmentieren die Lava und erzeugen kleine pyroklastische Wolken.

Berühmte Schildvulkane

Neben den Schildvulkanen Hawaiis ist der Schildvulkan Piton de la Fournaise auf La Réunion bemerkenswert. Er zählt zu den aktivsten Feuerbergen der Erde und entstand ebenfalls über einen Hotspot. Auf den Galapagos-Inseln gibt es mehrere Schildvulkane, die furiose Spalteneruptionen erzeugen können. Die oben erwähnten Virunga-Vulkane liegen, genauso wie der Kilimandscharo auf der Schulter des Ostafrikanischen Grabenbruchs und sind Beispiele für Schildvulkane an einem divergenten Rift.

Schlackenkegel werden auch Pyroklastische Kegel genannt und sind konisch geformte Hügel vulkanischen Ursprungs die überwiegend aus Tephra bestehen. Im Zentrum eines Schlackenkegels befindet sich ein Krater aus dem explosive Eruptionen stattfinden. Um den Krater lagert sich die Tephra ab. Sie kann den Schlackenkegel bis auf mehrere Hundert Meter Höhe wachsen lassen. Bei der Tephra handelt es sich um Asche, Lapilli und Blöcke, die überwiegend lose abgelagert werden und nur durch die Gravitation zusammengehalten werden. In geringem Maße können die Schlacken verbacken, wenn sie bei ihrer Ablagerung noch glühen. Für gewöhnlich sind Schlackenkegel monogenetisch und entstehen während einer einzigen Eruptionsphase. Während der Schlackenkegel selbst überwiegend aus Tephra besteht, kann er auch effusiv tätig sein und einen Lavastrom fördern. Das geschieht für gewöhnlich bei Flankeneruptionen größerer Vulkane, in deren Initialphasen Spalten entstehen, aus denen Lavafontänen aufsteigen. So eine Lavafontäne bildet den Grundstock eines Schlackenegels. So kann eine ganze Reihe von Schlackenkegeln entlang einer Eruptionsspalte entstehen. Ein schönes Beispiel bieten die Laki-Spalte auf Island. Wenn die Eruption an Intensität verliert, geht die Lavafontänen-Tätigkeit in strombolianische Tätigkeit über. Seltener kommen auch vulcanianische Eruptionen vor.

Vorkommen von Schlackenkegeln

Am häufigsten sind Schlackenkegeln auf den Flanken großer Schild- und Stratovulkanen zu finden, oder sie bilden sich innerhalb von Calderavulkanen. Sie können aber auch eigenständige Vulkanfelder bilden und sind dann nicht selten mit Lavadomen assoziiert. Solche Lavafelder finden sich etwa südlich des US-amerikanischen Monolakes, in der deutschen Vulkaneifel oder in Mexiko. Dort steht auch einer der bekanntesten eigenständige Schlackenkegel-Vulkan der Welt: der Paricutin. Seine gewaltsame Geburt geht auf das Jahr 1943 zurück und ist das Paradebeispiel der Entstehung eines neuen Vulkans. Innerhalb von neun Jahre, wuchs der Kegel bis auf einer Höhe von 424 Metern und generierte ein großes Feld aus Lavaströmen.

Am Ätna auf Sizilien gibt es Hunderte Schlackenkegel. Sie finden sich auf den Flanken und markieren den Verlauf der großen Störungssysteme. Bei den Flankeneruptionen von 2001 und 2002-2003 konnte ich die Geburt solcher Schlackenkegel miterleben.

Die Leilani-Eruption am Kilauea auf Hawaii, brachte im Jahr 2018 gleich mehrere Schlackenkegel zur Welt. Die Lavafontänen hier waren fast so spektakulär, wie bei den Eruptionen am Ätna. Doch auf Hawaii überwiegte der effusive Teil der Eruption und es wurden große Lavafelder kreiert.

Schwefel ist ein chemisches Element mit der Ordnungszahl 16 und dem Elementsymbol S. Schwefel zählt zu den Chalkogenen. In der Erdkruste kommt Schwefel relativ häufig vor und zwar in gediegener Form, oder in anorganischen Verbindungen wie Sulfid oder Sulfat. Schwefel ist sehr reaktiv und siedet bei 444,6 °C. Seine Schmelztemperatur liegt bei 119,6 °C. Verbrennt Schwefel entsteht Schwefeldioxid, der Ausgangsstoff von Schwefelsäure. Diese ist eines der wichtigsten Stoffe der chemischen Industrie. Schwefelwasserstoff (H₂S) entsteht durch Reaktion des Schwefels mit Wasserstoff. Es ist ein Gas und riecht nach faulen Eiern. In der Tat entsteht Schwefelwasserstoff bei organischen Fäulnisprozessen, ist aber auch Bestandteil vulkanischer Gase.

Schwefelgase zur Vorhersage von Vulkanausbrüchen

Schwefelgase entweichen dem Magma, wenn es sich noch im Fördersystem des Vulkans befindet. So kann die Konzentration von Schwefeldioxid in den ausgestoßenen Gaswolken Hinweise liefern, ob Magma aufsteigt. Um die ermittelten Werte richtig interpretieren zu können, ist es notwendig den Vulkan über längere Zeiträume zu beobachten. Jeder Vulkan hat einen anderen „Fingerabdruck“ und die Werte lassen sich nicht 1:1 allgemeingültig auf alle Vulkane übertragen. Generell kann davon ausgegangen werden, dass ein signifikanter Anstieg der Schwefeldioxid-Konzentration durch aufsteigendes Magma verursacht wird. Gemessen wird mit einem GOSPEC-genannten Spektrometer.

Schwefellagerstätten

Schwefel kann in der Natur unterschiedlich entstehen. Es gibt mineralische Lagerstätten, welche sich durch biochemische Reduktion von Sulfaten bildeten. Kleiner sind Lagerstätten vulkanischen Ursprungs. Hier kondensierte der Schwefel aus vulkanischen Gasen die H₂S enthalten. Die wahrscheinlich bekannteste Lagerstätte vulkanischen Ursprungs findet sich am Vulkan Kawah Ijen auf der indonesischen Insel Java. Dort wird der Schwefel am Rand eines sauren Kratersees per Handarbeit gewonnen. Vulkanische Gase werden an Fumarolen in Rohren geleitet und abgekühlt. Am Ende der Rohrleitungen kondensiert der Schwefel aus den Gasen. Er tropft in seiner flüssigen Phase aus den Rohren und verfestigt sich schnell. Der Schwefel ist an manchen Fumarolen so heiß, dass er sich selbst entzündet.

Schwefelbrand

Die Zündtemperatur von Schwefel liegt bei 250 °C. Die verschiedenen Gasphasen der Sulfide fangen bei deutlich niedrigeren Temperaturen Feuer. Der Schwefelbrand erzeugt blaue Flammen, was auf hohe Temperaturen von mehr als 1200 °C hindeutet. Außer am Kawah Ijen gibt es noch andere Schwefelvorkommen an Vulkanen, doch nur selten wird von brennenden Schwefel berichtet.

Seismik ist der Oberbegriff für sämtliche Erdbeben-Tätigkeit. Ob es sich um tektonische bedingte Erdbeben handelt, oder ob sie mit dem Vulkanismus im Zusammenhang stehen, spielt erst einmal keine Rolle. Der Begriff fasst auch eine Vielzahl von geophysikalischen Untersuchungsmethoden zusammen, die seismische Wellen nutzen und mit deren Hilfe die obere Erdkruste untersucht wird. Diese werden z.B. bei der Erkundung von Lagerstätten angewendet. Speziell in Verbindung mit der Vulkanologie ist eine relativ neue Untersuchungsmethode interessant: die seismische Tomografie. Diese untersucht sogar Strukturen im oberen Erdmantel.

Seismometer

Allen Untersuchungsmethoden basieren auf einem Instrument, dass es in einer Vielzahl verschiedener Ausführungen gibt: dem Seismometer. Es ist in der Lage die feinsten Bodenerschütterungen zu detektieren. Erste Seismometer basierten auf eine Masse (Stahlkugel) die an einer Feder aufgehängt war. Somit war die Seismometermasse träge, d.h. entkoppelt und schwang bei Bodenerschütterungen nicht mit. Die Bewegung des Erdbodens relativ zur trägen Masse wurde über Hebeln geleitet und als Kurvenverlauf auf eine endlos umlaufende Papiertrommel aufgezeichnet. Heutige Seismometer arbeiten elektrisch. Die Masse ist von einer Drahtspule umgeben und wird von einem Magnetfeld umhüllt. Bewegungen induzieren einen elektrischen Strom, dessen Stärke proportional zu den Erdbewegungen ist. Die analogen Daten werden dann digitalisiert. Aufzeichnungsgerät und Sensor sind heute oftmals entkoppelt. Das Gerät mit dem Sensor wird auch Geophon genannt und wir abseits von Störquellen im Boden (Bohrloch, Bunker) installiert.

Seismische Tomografie

An vielen Vulkanen in dicht besiedelten Gebieten gibt es heute Netzwerke zahlreicher Seismografen. Mit diesen werden nicht nur die vulkanotektonischen Erdbeben registriert, die helfen einen Vulkanausbruch vorherzusagen, sondern natürlich auch stärkere tektonische Erdbeben festgestellt. Die Summe aller Daten ermöglichen Seismologen ein genaues Bild des Untergrundes zu erstellen. Die Geschwindigkeit der Erdbebenwellen ist von der Gesteinsdichte anhängig, die von Gestein zu Gestein verschieden ist. Zudem können tektonische Strukturen und magmatisch Fluide die Ausbreitung der Wellen beeinträchtigen, oder sogar ganz unterbinden. Änderungen in der Laufzeit der Erdbebenwellen zwischen verschiedenen Seismografen geben nun Hinweise darauf, welches Gestein passiert wurde, oder ob es tektonische Besonderheiten gibt. Die Daten werden mittels spezieller Computerprogramme analysiert und somit ein Model des Untergrunds berechnet. In vielen prominenten Vulkangebieten wurde mit Hilfe der seismischen Tomografie Magmenkörper kartiert. Im Falle des Yellowstone-Vulkans beginnt man langsam die komplexen Strukturen des oberen Erdmantels zu entschlüsseln. Auch der Untergrund der Campi Flegrei wurde mittels seismischer Tomografie neu kartiert.

Seismologie ist die Lehre von den Erdbeben und der Ausbreitung von Erdbebenwellen (seismischen Wellen) in der festen Erdkruste. Die Seismologie ist eine Teildisziplin der Geophysik. Das Wort Seismologie stammt vom griechischen Begriffen seismós ab, was Erschütterung bedeutet.

Ein Seismologe ist dementsprechend der Forscher, der sich mit der Seismologie befasst. Für gewöhnlich hat ein Seismologe Geophysik studiert und sich im Laufe des Studiums auf das Teilgebiet der Seismologie spezialisiert.

Geschichte der Seismologie

Einer der Gründer der Seismologie war Ernst von Rebeur-Paschwitz. Er zeichnete im Jahr 1889 zufällig ein Erdbeben auf. Der Astronom arbeitete in Potsdam und Wilhelmshafen an zwei Horizontalpendel, mit deren Hilfe er Neigungsmessungen durch Erdkrustenbewegungen astronomischer Körper messen wollte. Dabei gelang es ihm zufällig mit beiden Apparaturen seismische Wellen eines Erdbebens in Japan zu detektieren. Dieses Ereignis stellt die erste Messung eines weit entfernten Erdbebens dar und gilt als Meilenstein in der Seismologie. Danach wurden schnell genauere Seismographen entwickelt. Einfache Seismographen wurden schon früher hergestellt, doch diese waren zu unempfindlich um weit entfernte Beben registrieren zu können. Der Italiener Cecchi baute einen im Jahr 1875. Ein simples Gerät zur Erfassung von Erdbebenwellen stammte aus China und wurde bereits im Jahr 132 erfunden.

Erstes seismologisches Observatorium in Deutschland

Die wohl erste richtige Erdbebenwarte in Deutschland, wurde 1902 in Göttingen etabliert. Emil Wiechert baute einen Seismografen in einen Bergwerksstollen ein. Dort war er vor äußeren Einflüssen vor Störungen und Vibrationen geschützt. Baugleiche Seismographen gingen in den nächsten 4 Jahren u.a. in Leipzig, Potsdam und Hamburg in betrieb. Jahrzehntelang wurden Erdbebenwarten nach dem gleichen Prinzip aus dem Jahr 1902 eingerichtet. Der Seismograph wandelt die Erdbebenwellen in ein grafisch darstellbares Signal um und überträgt es auf ein Seismogramm. Im einfachsten Fall werden die vertikalen Bodenerschütterungen eines Erdbebens direkt mit einen Stift, der an einer trägen Massen befestig ist, auf eine rotierende Papierrolle aufgezeichnet. Die Digitalisierung revolutionierte auch die Seismologie: heute werden Seismogramme direkt am Computerbildschirm dargestellt.

Stratovulkane haben steile Flanken und bestehen aus Wechsellagen lockeren Gesteins (Tephra) mit festen Lavaströmen. Während die Tephra explosiv gefördert wurde, bildet die Lava massive Bänke und wurde effusiv eruptiert. Der Begriff „stratum“ stammt aus dem Lateinischen und bedeutet Schicht. Daher werden Stratovulkane werden auch Schichtvulkane genannt.

Stratovulkane sind typisch für Vulkane entlang von Subduktionszonen, die ein intermediäres-saures Magma produzieren. Es hat meistens einen Silizium-Gehalt zwischen 55% und 60%. Obwohl diese Vulkane schon dem „grauen“, d.h. überwiegend explosiven Vulkanismus zugeordnet werden, können auch Lavaströme entstehen. Die Ströme legen häufig nur geringe Entfernungen zurück und bewegen sich auf den Vulkanflanken.  Bei den explosiven Eruptionen werden Pyroklastika eruptiert. Dabei kann es sich um Asche, Lapilli und Blöcke handeln. Große explosive Eruptionen transportieren die Aschen über weite Strecken und tragen das Material bis in die Stratosphäre hinauf. In Vulkannähe lagern sich mächtige Ascheschichten ab, teilweise können diese auch durch pyroklastische Ströme abgelagert werden. Regenfälle verursachen Lahare, die ebenfalls zur Wechsellagerung Gesteinsschichten beitragen. Die steilen Flanken von Stratovulkanen sind oft von Erosionsrinnen und Schluchten durchfurcht.

Typischerweise verfügen Stratovulkane über einen Gipfelkrater, aus dem die meisten Eruptionen erfolgen. Ist die geförderte Lava-Art hochviskos, können Lavadome im Krater wachsen. Stratovulkane die weniger viskose Lava fördern können auch Eruptionsspalten bilden, aus denen zähe Lavaströme eruptieren. Diese können auch von flachen Lavadomen abgehen, sobald sie über den Kraterrand quellen. Stratovulkane sind auch für langanhaltende milde explosive Tätigkeit bekannt, die dann strombolianische Eruptionen erzeugt. Genauso gut kann es lange Eruptionspausen geben.

Besonders nach Plinianischen Eruptionen kann sich der Gipfelkrater zu einer Caldera erweitern. In Extremfällen kollabiert ein Großteil des Stratovulkans, wie es sich bereits mehrfach am Krakatau in Indonesien zugetragen hat. Dramatisch waren auch die Eruptionen am Tambora und Mount St. Helens: Beide Vulkane haben mindestens 1/3 ihrer Höhe eingebüßt, als ihre Gipfel kollabierten.

Sonderformen von Schichtvulkanen

Das Eruptionszentrum eines Schichtvulkans kann sich verlagern. Ein Grund hierfür könnte die Bildung eines Schlotpfropfens sein, so dass sich aufsteigendes Magma einen neuen Weg suchen muss. So kann ein Nebenkrater entstehen, der im Laufe der Zeit zu einem neuen Gipfelkrater heranwächst. Dann entsteht ein Doppelvulkan. Bleibt der neue Vulkan kleiner als der Urvulkan, spricht man von einem Flankenvulkan, oder Adentiv-Vulkan. Denkbar ist auch ein Flankenkollaps, und der Bildung eines neuen Vulkans in der Wunde des Alten.

Bildet sich in einer Gipfel-Caldera ein neuer Vulkankegel nennt man den Vulkan Sommavulkan. Namensgebend ist die Somma-Caldera, in der sich der https://www.vulkane.net/vulkane/vesuv/vesuv.htmlVesuv bildete. Dort sieht man nur noch einen Rand der Caldera, so dass der Vesuv aus der Ferne wie ein Doppelvulkan ausschaut.

Als strombolianische Eruption bezeichnete man eine Ausbruchsart, welche durch frequenten Schlacken-Auswurf gekennzeichnet ist. Es ist eine milde explosive Ausbruchsform und hat auf dem Vulkan-Explosivitäts-Index die Ordnungszahl 1-2.  Diese Eruptionsform ist nach dem Vulkan Stromboli benannt, da sie dort als erstes beobachtet und beschrieben wurde. Der Stromboli ist ein Vulkan in Italien und gehört zum Archipel der Liparischen Inseln.

Charakteristisch für strombolianische Eruptionen ist, dass sie in relativ kurzen Intervallen auftreten. Am Stromboli liegen meistens nur wenige Minuten zwischen den einzelnen Ausbrüchen.  Nur selten liegen mehrere Stunden zwischen den Explosionen. Glühende Tephra wird meistens zwischen 50 und 150 m hoch ausgeworfen. Vereinzelt gibt es Explosionen die bis zu 300 m hoch auswerfen. Neben den glühenden Lavabrocken wird auch Vulkanasche gefördert. Diese kann mehrere Hundert Meter aufsteigen. Am Stromboli hält diese Art der Tätigkeit seit Jahrtausenden an. Die strombolianische Aktivität kann sich steigern und wird oft vor größeren paroxysmalen Eruptionen beobachtet. Kommen die strombolianischen Eruptionen ohne Pause direkt hintereinander entstehen Lavafontänen.

Die geförderte Tephra fällt zum großen Teil in den Krater zurück, oder landet auf der Außenflanke des selbigen. So wachsen schnell Schlackenkegel, die relativ instabil sind. Die Kraterregion von Vulkanen, die strombolianisch eruptieren ändern sich schnell. teilweise gehen die Änderungen mit Kollaps-Ereignissen einher.

Entstehung strombolianischer Eruptionen

Voraussetzung für strombolianische Eruptionen ist ein Magma, welches eine moderate Viskosität aufweist. Oft sind das andesitische Basalte, oder basaltischer Andesit. In der Schmelze bilden sich bereits Kristalle wie Olivin, Pyroxen und Amphibol. Als Motor hinter den strombolianischen Eruptionen vermutet man den Prozess der Zwei-Phasen-Konvektion: das Magma steigt im Förderschlot auf, bis der Gasdruck im Magma größer wird, als der Druck des auflastenden Materials.  Dann entweicht das Gas aus dem Magma und sammelt sich in großen Blasen, die im Förderschlot aufsteigen. An der Schlot-Öffnung platzen diese und schleudern das Material explosionsartig heraus. Durch die Entgasung des Magma ändert sich die Dichte des Schmelze und diese sinkt wieder im Förderschlot ab. Es erwärmt sich erneut und beginnt wieder aufzusteigen. So soll ein Kreislauf entstehen. Allerdings ist das Konzept nicht zu Ende gedacht. Wie reichert sich das entgaste Magma wieder mit neuen Gasen an? Was passiert mit der entgasten Schmelze? Diese muss durch nachströmendes Material doch weiter im Förderschlot aufsteigen, bis sie ausgestoßen wird. Die Förderschlote, welche strombolianisch eruptieren sind für gewöhnlich nicht offen, sondern mit Lava-Fragmenten gefüllt, welche an der Oberfläche des Schlotes bereits erkaltet sind.