Dampfring

Dampfringe (engl= poloidal vortex rings) an Vulkanen sehen so aus, wie die Rauchringe, die ein geübter Raucher mit dem Mund formen kann. Als Paradebeispiel eines Rauchring-Rauchers fällt mir da Gandalf aus dem Herr der Ringe ein. Ein bekannter vulkanischer Dampfring-Erzeuger ist der Ätna auf Sizilien. Zwischen 1999 und 2002 erzeugte er die Dampfringe häufig, heute kommen sie nur selten vor. Die Dampfringe bestehen überwiegend aus Wasserdampf. Sie steigen senkrecht auf und wer genau hinschaut, der sieht, dass der Dampf im Ring rotiert. Bis vor Kurzem hatte man nur eine ungefähre Vorstellung davon, wie Dampfringe an Vulkanen entstehen.

Länger bekannt ist der physikalische Effekt, der zur Bildung von Dampfringen führt: Sie entstehen, wenn ein Fluid (Dampf) aus einem umschlossenen Raum, durch eine enge Öffnung gedrückt wird. Und das impulsartig, oder sogar explosiv. Dadurch kommt es zu einer Wechselwirkung zwischen dem äußeren Teilen des Fluids und den Rändern der Öffnung. Es entstehen ringförmig Wirbel, die senkrecht zur Bewegungsachse des Fluids rotieren.

Die Voraussetzungen, dass an einem Vulkan Dampfringe entstehen sind komplexer und wurden von Forschern am Modell nachvollzogen.

Wenn das Magma durch den Schlot aufsteigt, sinkt der Umgebungsdruck, so dass gelöste Gase als Blasen austreten können. Ist das Magma niedrig viskos genug, dann können die Blasen zu Taschen verschmelzen in denen das Gas unter Druck steht. Wenn sie sich der Schlotöffnung nähern, können diese Gasblasen heftig unter Druck geraten und explodieren und heißen Dampf nach oben treiben, manchmal mit nahezu Überschallgeschwindigkeit.

Im simulierten Vulkan interagierte der aus dem Schlot austretende Dampf mit den felsigen Seiten, so dass der Gasball um die Kanten herum aufrollt. Dann, wenn der aufgerollte Dampfring auf die kalte Atmosphäre trifft, kühlt er, verlangsamt, kondensiert und wird sichtbar, ähnlich wie die Kondensstreifen von Flugzeugen.
Entscheidend für die Herstellung von Ringen ist, dass ein vulkanischer Schlot ziemlich kreisförmig sein muss und die Seiten der Öffnung die gleiche Höhe haben müssen. Wenn der Schlot zu unregelmäßig geformt oder aufgebrochen ist, kann kein vernünftiger Ring entstehen.

Deformation

Von Deformation (Bodendeformation) spricht man, wenn sich die Hangneigung eines Vulkans ändert. Wird der Vulkanhang steiler, dann dringt meistens Magma in das Gestein unter einem Vulkan ein. Oft bildet sich dabei ein Magmakörper (Magmakammer) und der Vulkan bläht sich auf. Der Vulkanologe bezeichnet diesen Vorgang als Inflation. Fließt das Magma ab, dann verringert sich die Hangneigung des Vulkans und man spricht von Deflation.

Als Messinstrumente werden überwiegend Inklinometer und GPS-Stationen eingesetzt. Letztere kommen immer häufiger vor. Mittels dem Satelliten gestützten Systems können kleinste Bodenbewegungen genau erfasst werden. Relativ neu ist die Interferometrie: Mittels Radarwellen, die von Satelliten ausgesendet werden,  kann man mit mehreren Vergleichsaufnahmen feststellen, ob sich der Boden bewegt. Dabei werden minimale Höhenschwankungen registriert. Das klassische Inklinometer ist ein Neigungsmesser, mit dem der Neigungswinkel des Vulkanhangs bestimmt wird. Aufgrund der verwendeten Mechanik sind der Auflösung Grenzen gesetzt. Dennoch können sie Winkeländerung im Bereich von tausendstel Grad erfassen.

Die Hangneigung wird meistens als Radiant (Bogenwinkel) mit der Maßeinheit rad angegeben. Änderungen in der Hangneigung aufgrund von Bodendeformationen bewegen sich typischerweise im µ-rad Bereich. Auf der Länge eines Vulkanhangs gesehen, stellen selbst solche minimalen Winkeländerungen eine vertikale Höhenänderung von mehreren Zentimetern dar.

Typischerweise werden vulkanotektonische Erdbeben registriert, wenn sich Bodendeformationen ereignen. Diese besondere Erdbebenart kommt vor, wenn Magma in das Gestein eindringt und dieses bricht. Beim Monitoring von Vulkanen stellen Bodendeformationen mit gleichzeitigem Auftreten vulkanotektonischer Erdbeben ein relativ sicheres Indiz dar, dass Magma aufsteigt.

D-I-Ereignisse am Kilauea

Am Kilauea auf Hawaii wechseln sich häufig Deflation und Inflation ab. Die Zyklen zwischen einem Trendwechsel liegen zwischen 6 Stunden und 2-3 Tagen. D-I-Ereignisse (D-I-Events) entstehen am Kilauea dadurch, dass Magma aufsteigt und sich im obersten Magmenreservoir unter dem Halema’uma’u-Krater ansammelt. Wird der Druck zu groß, fließt das Magma über das Ostrift in Richtung Pu’u ‚O’o-Krater unterirdisch ab. Brodeln Lavaseen in den Kratern, spiegeln sich diese Ereignisse in ihren Pegeln wieder. Es können auch Lavaströme aktiv sein. Der Lava-Ausfluss ändert seine Stärke im Rhythmus der DI-Ereignisse. Dieses Beispiel veranschaulicht, was im Inneren eines Vulkans passiert, wenn die verschiedenen Arten von Bodendeformation registriert werden.

Differentiation, magmatische

Die magmatische Differentiation beschreibt die Entstehung verschiedener Magmen-Arten. Bei der Differentiation handelt es sich um einen Prozess der chemisch-physikalischen Umwandlung eines Stamm-Magmas in verschiedene, aber räumlich miteinander verbundene Teilmagmen. So können aus einer Schmelze unterschiedliche vulkanische Gesteine entstehen. Grundlegender Motor hinter diesem Prozess ist die Abkühlung einer Schmelze.

Klassisches Beispiel der magmatischen Differentiation ist die Kristallisationsdifferentiation (fraktionierte Kristallisation) einer silikatischen Schmelze. Eine typische silikatische Primärschmelze ist der Basalt. Er steigt in seiner primitivsten Forma vom Erdmantel aus auf und bildet unter dem Vulkan einen Magmenkörper. Dort kühlt die basaltische Schmelze langsam ab und verändert sich. Bei unterschreiten der sogenannten Kristallisationstemperatur, die für jedes Mineral unterschiedlich ist, bilden sich im Magmenkörper erste Kristalle. Bei diesen Kristallen handelt es sich z.B. um Olivin, Pyroxen und Amphibol. Diese sind schwerer als das Magma und saigern (sinken) -aufgrund der Gravitationskraft- zum Boden des Magmenkörpers. Es können auch Kristalle entstehen, die leichter als die Schmelze sind. Diese steigen nach oben. Da die Kristalle weniger SiO2 (Kieselsäure, Siliziumdioxid, Quarz) in ihre Gitter einbauen als in der Schmelze vorhanden ist, reichert sich die Kieselsäure in der Restschmelze an. Die Restschmelze wird auch als Teilschmelze oder Residuum bezeichnet. So entsteht eine differenzierte Schmelze, die in unserem Fall immer sauerer und zäher (hoch viskos) wird. Je nachdem, zu welchem Zeitpunkt der Vulkan ausbricht, können chemisch verschiedene Schmelzen gefördert werden. Wenn die geförderte Schmelze (Lava) an der Oberfläche erstarrt, entstehen die unterschiedlichen Vulkanite. Kommt es zu keinem Vulkanausbruch, dann erstarrt der Magmenkörper in der Erdkruste. Sofern er an die Erdoberfläche gelangt, kann man einen Pluton mit unterschiedlicher Gesteinszusammensetzung bewundern.

Die magmatische Differentiation beeinflusst auch die Eruptionsmechanismen, bzw. die Eruptionsart eines Vulkans. Im Zuge der Differentiation ändern sich nicht nur Temperatur, Dichte, Viskosität und Rheologie der Schmelze, sondern es wird auch Gas freigesetzt. Das Gas ist ein entscheidender Faktor dafür, wie der Vulkan ausbricht.

Dom

Unter einem Dom versteht man in der Vulkanologie eine Staukuppel aus Lava, die sich über einem Förderschlot bildet. Der Dom (auch Lavadom genannt) ist im Prinzip ein Lavastrom aus hochviskoser Lava. Bei der Lava handelt es sich meistens um Andesit, oder Rhyolith. Ein Dom besteht also aus sauren Magmen.

Ein Lavadom kann dabei so groß werden, dass er einen ganzen Krater ausfüllt. Wird die Flanke des Doms zu steil, dann kann sie kollabieren. Ein Domkollaps erzeugt für gewöhnlich pyroklastische Ströme. Dazu reicht es, wenn ein relativ kleiner Teil des Doms kollabiert. Man spricht dann von einem partiellen Domkollaps. Alternativ entstehen Schuttlawinen. Eine anfängliche Schuttlawine kann sich auch noch in einem pyroklastischen Strom verwandeln, wenn große Lavabrocken zu Tal kullern: wenn diese auf ihrem Weg weiter fragmentieren kann sich Gas freisetzen, welches explosionsartig entweicht. Es bildest sich ein Wolken-förmiges Asche-Gas-Gemisch, das große Lavabrocken enthalten kann und auf einem heißen Gaskissen hangabwärts rast. Das Gaskissen reduziert die Reibung zum Boden, ähnlich wie bei einem Luftkissenboot.

Es gibt verschiedenen Arten von Lavadomen. Ein bestimmender Faktor ist die Viskosität des Magmas. Bei andesitscher Lava können sich flache Dome bilden, von denen kurze Lavaströme ausgehen. Oft sitzen diese Dome wie ein Pfannekuchen im Krater. Steile Dome aus mächtigen Blöcken bilden sich bei hoch viskosem Rhyolith. Die Blöcke können dabei gut und gerne Hundert Meter hoch werden. Gelegentlich schieben sich die Blöcke wie ein Turm aus dem eigentlichen Dom.

Der Dom verstopft quasi den Förderschlot. Darunter staut sich Gas an und der Druck im Fördersystem steigt bedenklich. Wird der Druck zu groß kann der Dom, oder die Vulkanflanke gesprengt werden. Die Folge sind hoch aufsteigende Aschewolken und katastrophale pyroklastische Ströme. Es kann auch zu zerstörerischen Druckwellen kommen.

Manchmal bilden sich zentrale Schlote im Dom, über denen zumindest ein Teil des Gasdrucks abgebaut werden kann. Es kommt dann zu schwachen-moderaten explosiven Eruptionen, bei denen glühende Tephra und Vulkanasche gefördert werden.