Wiki Vulkane und Erdbeben

Als Pelés Haar, oder das „Haar der Pelé“ bezeichnet man feine Fäden aus vulkanischem Glas. Sie stellen das natürliche Äquivalent zur Mineralwolle dar. Die Lavafäden sind nach dem Haar der hawaiianische Vulkangöttin Pelé benannt. Tatsächlich finden sie sich überwiegend am Rand von Lavaseen, wie jenen, die es oft auf Hawaii zu bewundern gibt. Dort sammeln sie sich in große Büscheln in Mulden, oder hinter windgeschützten Kanten an. Sie können sich aber auch bei anderen Eruptionen basaltischer Lava bilden, z.B. durch Lavaspattering an effusiv tätigen Förderschloten, oder bei der Eruption von Lavafontänen.

Peles Haar kommt aber nicht nur auf Hawaii vor. In größeren Mengen habe ich es auch an anderen Lavaseen wie am Erta Alé in Äthiopien, oder am Masaya in Nicaragua entdeckt. Am Pico do Fogo (Kapverden) und am Ätna habe ich es in kleineren Mengen gefunden. Auch auf Island kommt es vor. Dort wird es als „nornahár“ („Hexenhaar“) bezeichnet.

Pelés Haare bilden sich zum Beispiel, wenn Gasblasen im Lavasee aufsteigen und an der Oberfläche platzen. Dann entstehen kleine Lavafontänen und die Schmelztropfen fliegt nach allen Seiten davon. Diese Schmelztropfen ziehen einen dünnen Faden hinter sich her, solange sie noch mit der Hauptmasse der Schmelze verbunden sind. Es drängt sich die Analogie zu einem Spinnenfaden auf. Die Fäden können über einen Meter lang werden. Manchmal findet man Lavafäden, an denen noch ein erstarrtes Kügelchen eines Schmelztropfens hängt. Diese Schmelzkügelchen werden auch als Peles-Tränen bezeichnet. In den Tränen können winzige Gasbläschen eingeschlossen sein. Sie können dem Vulkanologen Gasproben aus dem Magma liefern.

Peles Haare sind allerdings nicht nur faszinierend, sondern können auch lästig sein! Da sie durch die Luft fliegen, können sie in die Augen gelangen und böse Irritationen verursachen. Wenn man sie anfasst, können sie in die Haut eindringen und abbrechen. Darum sollte man an Lavasen Handschuhe und Schutzbrillen tragen.

Als phreatische Eruptionen werden Vulkanausbrüche bezeichnet, deren treibende Kraft explosionsartig verdampfendes Wasser ist. Bei einer rein phreatischen Eruption wird überwiegend Wasserdampf eruptiert. Aus dem Förderschlot können anstehende Gesteinsbrocken mitgerissen werden. Normalerweise findet keine Fragmentation von Lava statt. Es gibt auch keinen direkten Kontakt zwischen Schmelze und Wasser. Bei dem Wasser kann es sich um Grundwasser handeln, oder um Wasser eines Hydrothermalsystems. Besonders häufig kommt es zu phreatischen Eruptionen bei Vulkanen mit einem Kratersee.

Phreatische Eruptionen lassen sich schwer Vorhersagen, ereignen sich oft in Serien und können ein Erwachen des Vulkans andeuten. Sie setzten meistens eine geringe Energie frei und die Eruptionswolken steigen einige Hundert Meter hoch auf. In seltenen Fällen erreichen die Dampfwolken eine Höhe von mehreren Kilometern. Der Dampf bildet sich durch den hohen geothermischen Gradienten. Die Wärme stammt dabei von einem aktiven Magmenkörper unter dem Vulkan. Der Dampf kann sich in Hohlräumen im Gestein ansammeln, bis eine kritische Grenze erreicht ist und ein Schlot freigesprengt wird. Das Ganze gleicht einem explodierenden Kessel einer Dampfmaschine.

Phreatomagmatische Eruptionen

Bei einer phreatomagmatischen Eruption hingegen, wird das Wasser durch direkten Kontakt mit Magma schlagartig verdampft. Dabei kommt es zu einer Wechselwirkung zwischen Wasser und Schmelze und letztere kann fragmentiert (zerfetzt) werden. Es wird ein Gemisch aus Wasserdampf und Tephra gefördert, bei dem auch durchaus große Bomben gefördert werden. Phreatomagmatische Eruptionen gelten als sehr kraftvoll. Das Wasser kann aus den gleichen Quellen wie bei phreatischen Eruptionen stammen. Hinzu kommt noch Schmelzwasser von Gletschern, oder Meerwasser, dass durch Brüche in den Vulkan eindringt.

Bei phreatomagmatischen Eruptionen können auch explosive Druckwellen entstehen, die Dampf und Partikel halbkugelförmig verteilen. Sie weisen gewisse Ähnlichkeiten mit pyroklastischen Strömen auf und werden Surges genannt.

Wenn sich zwei verschiedene Magmen mischen, dann kann auch Wasser aus der Schmelze freigesetzt werden. Die resultierenden Explosionen gelten als die stärksten Ausbrüche im Reich der Vulkane. Sie können ganze Vulkane sprengen.

Pillow-Lava (auf deutsch Kissenlava) entsteht bei submarinen Eruptionen, oder wenn ein Lavastrom ins Meer (Wasser) mündet. Charakterisiert durch wulst- und kissenartige Gebilde bis 1 m Größe. Es bildet sich  eine glasige Oberfläche durch schnelle Abkühlung bei Kontakt mit Wasser. Durch die Abkühlung entsteht eine kissenförmige Tasche, in deren Inneren die Lava weiterhin geschmolzen und fließfähig ist. An der Front bricht diese Tasche auf und es schiebt sich wieder ein Wulst Lava weiter, bis sie oberflächlich erkaltet. So entsteht die bekannte Struktur aneinandergereihter Kissen. Die Lavaströme, welche Kissenlava bilden, sind meistens niedrigviskose Basaltschmelzen, die sehr heiß sind. Besonders häufig kommt Pillow-Lava auf Vulkaninseln über Hotspots vor, etwa auf Hawaii, oder La Reúnion.

Vorkommen von Kissenlava

Am Kilauea auf Hawaii konnte man bis vor wenigen Jahren noch die Entstehung von neuer Kissenlava beobachten. Allerdings musste man dafür Tauchen können uns sich an der Küste von Big Island Hawaii in Nähe des Oceanentrys ins Wasser begeben. Seit der Leilani-Eruption in 2018 ist es allerdings nicht mehr zu solch einem Naturschauspiel gekommen. Dafür findet man natürlich alte Kissenlava an den Küsten von Hawaii.

Selbst auf Sizilien findet man Kissenlava. Diese ist schon deutlich älter, als jene am Kilauea und wurde vom Ur-Ätna gefördert. Damals erreichten mächtige Lavaströme das Meer. Heute sind sie an der Steilküste von Aci Trezza aufgeschlossen.

Weniger offensichtlich ist das Vorkommen von Pillow-Lava am Gletscher Myrdalsjökull auf Island. Der Gletscher bedeckt den Vulkan Katla, der schon viele Male unter dem Eis ausbrach. Die Lava floss unter dem Eis in einen subglazialen See und bildete dort die Lavakissen. Aufgrund des globalen Eisschwunds wich der Gletscher zurück und legte die Kissenlava frei.

Natürlich gibt es auch Kissenlava in der Tiefsee, besonders entlang der divergenten Mittelozeanischen Rücken. Doch diese „Aufschlüsse“ sind nicht sonderlich gut zu erreichen.
Findet man Kissenlava in einem Aufschluss, so kann man sicher sein, dass sie im aquatischen Bereich entstanden ist. Somit liefert sie dem Geologen wichtige Hinweise bei der Ansprache von Gesteinsschichten.

Die Erde ist ein äußerst dynamischer Planet: in seinem inneren sorgen thermodynamische Prozesse dafür, dass plastisches Gestein im Erdmantel zirkuliert und Konvektionsströme bildet, auf denen die tektonischen Platten treiben und sich relativ zueinander verschieben. Die kontinentalen Nahtstellen, also jene Zonen entlang derer die Erdkrustenplatten aneinanderstoßen, oder voneinander wegdriften, nennt man Plattengrenzen. Entlang dieser Grenzen bildeten sich viele Störungszonen, an denen verschiedene geologische Aktivitäten stattfinden. Zu diesen zählen Erdbeben, Vulkanausbrüche und Gebirgsbildung. Doch die Plattentektonischen Prozesse sind mehr als der Ausdruck der Erddynamik, denn ohne sie würde es wahrscheinlich kein Leben auf der Erde geben.

Die wichtigsten Arten von Plattengrenzen sind:

1. Konvergente Plattengrenzen: An diesen Grenzen bewegen sich zwei Platten aufeinander zu. Es gibt drei Haupttypen konvergenter Grenzen:
   • Kontinent-Kontinent-Kollision: Wenn zwei Kontinentalplatten aufeinandertreffen, können sie Gebirgsketten wie den Himalaya und die Alpen bilden.
   • Kontinent-Ozean-Kollision: Wenn eine Kontinentalplatte auf eine Ozeanplatte trifft, kann sie Subduktion verursachen, wobei die ozeanische Platte unter die kontinentale Platte abtaucht und Tiefseegräben sowie Vulkanismus erzeugt.
   • Ozean-Ozean-Kollision: Wenn zwei ozeanische Platten kollidieren, kann ebenfalls Subduktion auftreten, begleitet von Inselbogen-Vulkanismus.
2. Divergente Plattengrenzen: An diesen Grenzen bewegen sich zwei Platten voneinander weg. Neue ozeanische Kruste wird an diesen Stellen gebildet. Ein bekanntes Beispiel ist der mittelatlantische Rücken und die Insel Island.
3. Transformstörungen: An diesen Grenzen gleiten zwei Platten horizontal aneinander vorbei. Dies kann zu Erdbeben führen, wenn die Spannungen entlang der Störungen freigesetzt werden. Das San-Andreas-Verwerfungssystem in Kalifornien ist ein bekanntes Beispiel für eine Transformstörung.
4. Intraplattengrenzen: Diese Art von Grenzen liegt innerhalb einer tektonischen Platte und ist nicht so gut verstanden wie die anderen. Sie können zu Erdbeben oder vulkanischer Aktivität führen, obwohl sie nicht an den Hauptplattengrenzen liegen. Ein gerne von mir aufgeführtes Beispiel ist das Ostafrikanische Riftvalley mit den Vulkanen Ol Doinyo Lengai, Erta Alé und den Virunga-Vulkanen.

Die Karte oben zeigt die Plattengrenzen der Erde und die bedeutendsten Störungszonen. An diesen finden die meisten Erdbeben statt. Da die pazifische Platte die größte Erdkrustenplatte mit der längsten Nahtstelle ist, wurde die Karte hierauf zentriert.

Plinianische Eruptionen sind starke explosive Vulkanausbrüche. Sie fördern große Mengen Vulkanasche bis in die Stratosphäre. Dort breitet sich die Asche wie ein Schirm kreisförmig aus. Aus der Ferne betrachtet sieht so eine Eruptionswolke aus wie ein riesiger Pilz. Sie werden oft mit einem Atompilz verglichen.

Durch den Kollaps der Eruptionssäule können pyroklastische Ströme entstehen.

Plinianische Eruptionen gehören zu den mächtigsten Ausbrüchen, die ein Vulkan erzeugen kann. Entsprechend selten kommen sie vor. Statistisch betrachtet ereignen sie sich in einem Abstand von mehr als 50 Jahren.

Die Wolken einer Plinianischen Eruption steigen mindestens 25 km hoch auf. Ab eine Aufstiegshöhe von 15 km bezeichnet man die Ausbrüche als Sub-Plinianische Eruptionen. Solche Eruptionen finden etwa ein mal pro Jahrzehnt statt. Ultra-Plinianische Eruptionen sind Ausbrüche, deren Eruptionswolken mehr als 40 km hoch aufsteigen. Ausbrüche dieser Größenordnung sind äußerst selten und finden etwa ein Mal pro Jahrhundert statt.

Namensgeber dieser Eruptionsart war der römische Gelehrte Plinius der Jüngere. In einen Brief an den Historiker Tacitus, schilderte er den Untergang Pompejis und beschrieb die pilzförmige Eruptionswolke des Vesuvs, als dieser im Jahre 79 n.Chr. ausbrach. Bei dieser Eruption fand der Onkel des Verfassers -Plinius der Ältere- den Tod. Als die Eruptionswolke kollabierte entstanden pyroklastische Ströme, die die Stadt zerstörten.

Katastrophale Plinianische Eruptionen

Obwohl nicht jede Plinianische Eruption zur Katastrophe wird, stellten sie in historischen Zeiten die Eruptionen dar, die die meisten Opfer forderten. Die beiden bekanntesten Eruptionen dieser Art, trugen sich im 19. Jahrhundert in Indonesien zu: Der Ausbruch des Mount Tambora im Jahr 1815 und die des Vulkans Krakatau im Jahr 1883. Beide Eruptionen kosteten Zehntausenden Menschen das Leben. Am Krakatau wurde die Katastrophe durch Tsunamis verstärkt, die durch den Zusammenbruch des Vulkans ausgelöst wurden. Der Ausbruch des Krakataus erreichte eine 6 auf der Skala des Vulkanexplosivitätsindex.

Die wohl bekannteste Plinianische Eruption der Neuzeit ereignete sich 1991 am philippinischen Vulkan Pinatubo.

Ultra-Plinianische Eruptionen erreichen schnell einen Vulkanexplosivitätsindex von 7, oder 8. Vulkanausbrüche dieser Kategorie können einen globalen Winter verursachen und ein Massensterben auslösen.

Prognosen über bevorstehende Vulkanausbrüche -oder über Erdbeben- zu treffen, ist bis heute nur sehr eingeschränkt möglich. Seriöse Vulkanologen und Seismologen äußern sich dazu praktisch kaum, obwohl es ein Ziel der Forschung ist, entsprechende Naturkatastrophen vorherzusagen. Fragt man nach einer Eruption einen Vulkanologen, ob er mit dem Vulkanausbruch gerechnet hatte, wird man mit aller Wahrscheinlichkeit diesen Satz zu hören bekommen: „Wir wussten, dass der Vulkan zu einem Ausbruch bereit war, konnten aber nicht sagen, wann genau es zum Ausbruch kommen wird“.

Vorhersage von Vulkanausbrüchen

Trotz aller Bemühungen und technischer Fortschritte, kann man bisher nicht exakt sagen, ob- und wann es zu einem Ausbruch (oder Erdbeben) kommen wird. Normalerweise heizen Vulkane vor einer Eruption langsam auf und zeigen das durch verschiedene Parameter an. Die ersten Anzeichen sind schwach und nur mit entsprechend empfindlichen Messinstrumenten wahrnehmbar: aufsteigendes Magma verursacht leichte Bodenvirbrationen, die man nur messen, aber nicht spüren kann. Der Vulkan bläht sich auf und die Hangneigung wird größer. Oft geschieht das aber auch so subtil, dass wir das ohne Gerätschaften nicht wahrnehmen können. Die Gaszusammensetzung ändert sich, aber da die meisten vulkanischen Gase unsichtbar sind, nehmen wir die erhöhte fumarolische Aktivität erst wahr, wenn deutlich mehr Wasserdampf kondensiert, oder sich große hydrothermale Quellen bilden. Alle diese Anzeichen können bereits Jahre vor einem Ausbruch zunehmen. Sobald die Veränderungen makroskopisch wahrnehmbar sind, steht der Vulkanausbruch meistens unmittelbar bevor, doch auch dann kann der Magmenaufstieg unvermittelt stoppen und der erwartete Ausbruch bleibt aus. Prognosen werden natürlich umso genauer, je kürzer der Zeitraum bis zum erwarteten Event ist.

Erdbeben-Prognosen

In Bezug auf die Vorhersage von Erdbeben sind die Anzeichen vor einem Erdbeben noch viel subtiler und ohne Messinstrumente praktisch nicht wahrnehmbar. Während der Vulkanologe wenigstens handfeste Indizien für einen bevorstehenden Vulkanausbruch geliefert bekommt, muss der Seismologe darauf verzichten. Zwar können starke Erdbeben durch eine Serie leichter Erdbeben angekündigt werden, doch oft bauen sie auch die Spannungen über lange Zeiträume ab, ohne dass es zu einem Starkbeben kommt. Etwaige Spannungsänderungen im Gestein sind nur punktuell mit großem Aufwand festzustellen. Tiere haben möglicherweise einen „siebten Sinn“ der sie vor starken Erdbeben warnt, das aber wahrscheinlich auch nur kurz vor einem entsprechenden Ereignis. Hier sind es vor allem statistische Daten und Erfahrung, die einem Seismologen Hinweise auf möglicher Weise bevorstehende Starkbeben liefern. Verläss

liche Prognosen sind aber so kaum möglich. Hinweise könnten auch ausströmende Gase, oder elektrische Phänomene liefern, doch hier steckt man noch in den Anfängen der Forschung.

Neben mangelnden Daten bereiten den Forscher rechtliche Hürden Probleme. Treffen sie falsche Prognosen, dann drohen heutzutage schnell Klagen. So geschehen etwa in Italien im Zusammenhang mit dem Erdbeben von L’Aquila. Solche Geschichten motivieren natürlich niemanden sich zu äußern und das Risiko einer Fehleinschätzung einzugehen.

Meine Prognose ist, dass es dem Menschen noch auf lange Sicht nicht gelingen wird Naturkatastrophen verlässlich zu prognostizieren. Besonders die Vorgänge im Erdinneren laufen zum großen Teil vor uns verborgen ab und es gibt zu viele variable (und unbekannte) Parameter, die den Ablauf der Prozesse im Erdinneren steuern, als das wir sie hinreichend entschlüsseln könnten. Dank dieser Unberechenbarkeit bleiben Vulkanausbrüche und Erdbeben weiterhin faszinierend und gefährlich zugleich.

Pyroklastische Ströme sind heiße Wolken aus Vulkanasche, Blöcke und Gas, die am Vulkanhang zu Tal rasen. Sie werden auch als pyroklastische Dichteströme bezeichnet und haben ein großes zerstörerisches Potenzial.

Meistens entstehen durch (partiellen) Kollaps eines Lavadoms. Sie können auch entstehen, wenn von der Front eines zähflüssigen Lavastroms große Gesteinspakete abbrechen. Das Gas in der Lava wird durch den Kollaps explosionsartig freigesetzt. Die Lava explodiert und wird fragmentiert, also zu kleineren Teilen und Vulkanasche zerblasen. Die Gase sind sehr heiß und bilden ein Luftkissen, welches die Reibung zum Boden verringert. Dadurch erreichen pyroklastische Ströme große Geschwindigkeiten. Da die treibende Kraft die Gravitation ist, werden pyroklastische Ströme auf steilen Hängen schneller, als auf sanft geneigten Vulkanflanken. Sie fließen oft durch Schluchten und Bachläufen, können aber auch größere Hindernisse überspringen.

Glutlawinen, oder base surges

Pyroklastische Ströme können sich auch aus kollabierenden Eruptionswolken bilden. Dann werden sie Glutlawinen (base surges) genannt. Reist der Gasschub einer großen Eruptionswolke ab, kollabieren diese. Die Tephra rast dann an den Seiten des Kegels herab.

Glutwolken, oder nuées ardentes

Eine weitere Sonderform der pyroklastischen Ströme sind die sogenannten Glutwolken. Diese werden auch nuées ardentes genannt. Sie bilden sich durch peleanische Eruptionen, die auch seitwärts gerichtet sein können. Im Gegensatz zu den normalen pyroklastischen Strömen, kommen hier mehr große Blöcke vor.

Zerstörerische Kraft eines Pyroklastischen Stroms

Pyroklastische Ströme zerstören praktisch alles in ihrem Weg. Die Gase können bis zu 1000 Grad Celsius heiß sein. Die Blöcke in den Strömen sind manchmal so groß wie ein Kühlschrank und erreichen Geschwindigkeiten von mehr als 100 km/h. Noch höhere Extremwerte sind möglich. Pyroklastische Ströme sind so ziemlich das gefährlichste, was einem am Vulkan begegnen kann. Das Heimtückische: pyroklastische Ströme entstehen nicht nur an Domvulkanen, sondern sie gibt es als Sonderformen und können relativ unerwartet auftreten. Selbst am „gutmütigen“ Ätna wurden schon welche gesichtet. Dort entstehen sie meistens, wenn sich ein heißer Lavastrom durch die Wand eines Kraterkegels frisst. Außerdem sind sie praktisch geräuschlos. Besonders an Tagen, an denen sich der Vulkan in Wolken hüllt, hat man unter Umständen keine Ahnung, dass ein pyroklastischer Strom auf einem zugerast kommt.

Pyroklastite (Pyroklastisches Gestein) ist der Sammelbegriff für vulkanisches Gestein, dessen Lava explosiv gefördert wurde. Ein Pyroklast ist ein einzelner Lavabrocken. Tephra nennen sich hingegen vulkanische Lockerstoffe, die noch nicht zu einem pyroklastischen Gestein geworden sind. Die Tephra kann zu einem Pyroklastit werden, indem die lockeren Ablagerungen zementieren, oder durch Hitzeeinwirkung verbacken.

Pyroklasten als Ausgangsmaterial der Pyroklastite

Die Pyroklasten entstehen entweder durch Fragmentation während der Eruption, oder durch Kristallisation in einem Magma. Bei der Fragmentation kommt es durch explosionsartiger Entgasung zu einem Zerfetzen einer Schmelze. Eine bereits erstarrte Schlotfüllung aus Lava kann durch Explosionen in kleinere Bestandteile zerbrochen werden.

Die explosiv geförderten Pyroklasten klassifiziert man anhand ihrer Korngröße. Quasi eine Norm stellt die Empfehlungen der International Union of Geological Sciences dar:

• Asche (< 0,2 cm), sehr kleine Pyroklasten. Form beliebig.
• Lapilli (0,2 bis 6,4 cm), kleine Pyroklasten. Form beliebig
• Blöcke (> 6,4 cm). Die eckige oder gerundet-eckige Form weist darauf hin, dass der Pyroklast zum Zeitpunkt der Entstehung fest war
• Bomben (> 6,4 cm). Gerundete, elliptische Form. Sie zeigt, dass der Pyroklast während Entstehung und Transport geschmolzen war

Verfestigt sich eine vulkanische Ablagerung zu einem Pyroklastischen Gestein, besteht dieses zu mindesten zu 75% aus Pyroklasten. Die anderen 25% bestehen aus anderen Sedimenten, die die Pyroklasten zementieren können. Normalerweise bestehen Pyroklastite aus Pyroklasten unterschiedlicher Korngröße.

Pyroklastite kann man anhand von 2 Kriterien unterscheiden, bzw. klassifizieren. Zum einen nach der Art ihres Transportes, zum anderen, nach ihrer vorherrschenden Korngrößen und Komponenten.

Unterscheidung der Pyroklastite Anhand des Transports

Anhand der Transportmechanismen unterscheidet man die Pyroklastite in Pyroklastische Fallablagerungen und Pyroklastische Fließablagerungen. Bei den Fallablagerungen wurden die Pyroklasten ejektiv gefördert und sie fielen aus der Atmosphäre auf den Boden. Pyroklastische Fließablagerungen (Ignimbrite) bilden sich aus Pyroklastischen Strömen.

Klassifizierung von pyroklastischen Gesteinen nach Komponenten und Korngrößen

Es gibt eine lange Liste von Pyroklastiten, die Anhand von Komponenten und ihren Korngrößen unterschieden werden. Hinzu kommt eine weitere Differenzierung entsprechend des überwiegenden Chemismus. Hier nur die wichtigste Pyroklastika:

• Agglomerat bestehen zu mehr als 75 % aus vulkanischen Bomben besteht.
• Pyroklastische Brekzie enthält mehr als 75 % aus vulkanische Blöcke.
• Tuff-Brekzie besteht zwischen 25 % und 75 % aus vulkanischen Bomben und Blöcken.
• Lapilli-Tuff enthält mehr als 75 % Lapilli und Asche und weniger als 25 % Bomben und Blöcke.
• Lapillistein setzt sich aus mehr als 75 % Lapilli zusammen.
• Tuff oder Aschentuff besteht zu mindesten 75 % aus Vulkanasche.

Vulkanische Gesteine, die aus Lavaströmen entstehen, zählen nicht zu den Pyroklastiten. Sie werde Ergussgesteine genannt.

Quarz ist ein gesteinsbildendes Mineral und besteht aus Siliciumdioxid. Es hat die chemischen Summenformel SiO₂. Quarz ist nach Feldspat das zweit häufigste Mineral in der Erdkruste, und ist an der Bildung vieler Gesteine beteiligt. Silicium und Sauerstoff sind auch Hauptbestandteile der Gesteinsgruppe der Silikate.

Die Struktur von Quarz ist Temperaturabhängig. Bei normalen Temperaturen kommt Quarz als Tiefquarz (auch α-Quarz genannt) vor. Er hat eine trigonal-trapezoedrische Kristallstruktur. Bei Temperaturen ab 573 Grad verwandelt er sich in Hochquarz, der analog zum α-Quarz dann β-Quarz-Phase genannt wird. Der Hochquarz hat eine hexagonale Kristallstruktur und ist metastabil. Bei geringeren Temperaturen verwandelt er sich wieder in α-Quarz. Daher kann β-Quarz in der Natur nur im Erdmantel vorkommen.

Quarz hat die Mohshärte 7. Die Härteskala nach Mohs ist 10 stufig. Das Mineral mit der geringsten Härte ist Talk. Am anderen Ende des Spektrums steht der Diamant als härtestes Mineral der Erde.

Das bekannteste Quarzkristall ist der Bergkristall. Er ist die kristalline Form von Siliciumdioxid. Quarz kristallisiert aus wässrigen Lösungen, oder Gelen, die durch Klüfte aufsteigen. Er wächst oft in Hohlräumen magmatischer Gesteine und kann Drusen (Geoden) bilden. Das sind ovale Gesteinsknollen, die im Inneren hohl sind. Die Kristalle wachsen an der Innenseite der Knolle.

Quarzkristalle kommen in verschiedenen Farbvarietäten vor. Die unterschiedlichen Färbungen kommen zustande, indem neben dem Silicium und Sauerstoff-Atomen noch andere Elemente als Ionen in die Kristallstruktur eingebaut werden. So entsteht die violette Färbung vom Amethyst durch das Zusammenspiel von eingelagerten Eisenionen und radioaktiver Bestrahlung.

Quarz ist ein wichtiger industrieller Rohstoff und kommt in weitaus mehr Produkten vor, als es auf den ersten Blick offensichtlich ist. Eines der bedeutendsten Materialien, die aus Silicium hergestellt werden ist Glas. Silicium ist aber auch wichtig für die Herstellung von Solarzellen und Halbleitern (Computerchips, Kamerasensoren), oder für Silikon, Keramik und Porzellan. Das Silicium wird vom Sauerstoff getrennt, indem man es schmilzt.

In Bezug auf den Vulkanismus ist Quarz als Siliziumdioxid wichtiger Bestandteil der meisten vulkanischen Gesteine. Besonders viel SiO₂ kommt in „sauren“ Vulkaniten wie Rhyolith, Dazit und Andesit vor, aber auch im „basischen“ Basalt ist noch relativ viel SiO₂ enthalten. In den Gesteinen können einzelne Quarzkristalle makroskopisch mit bloßem Auge zu erkennen sein.

Quellkuppe ist ein Synonym für einen Lavadom: wenn sich ein extrem zähflüssiger Lavastrom im Krater staut (Staukuppe) damm schiebt er sich zu einem Dom-artigen Gebilde auf. Im- und unter dem Dom kann sich ein hoher Gasdruck aufbauen und damit ein hohes Explosionspotenzial. Zudem kann die Quellkuppe kollabieren und pyroklastische Ströme erzeugen.