Wiki Vulkane und Erdbeben

Ein Schildvulkan ist eine geologische Struktur, die aus dünnflüssigen (niedrigviskosen) 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 (hochviskose) 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 einen 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 Halemaʻumaʻu-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.

Oceanentries: 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 Oceanentries 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 bietet 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 Schlackenkegel auf den Flanken großer Schild- und Stratovulkane 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 eigenständigen Schlackenkegel-Vulkane 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 Jahren wuchs der Kegel bis auf eine 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. Kleinere 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 brennendem Schwefel berichtet.

Schwefeldioxid (SO₂) ist ein anorganisches Gas, das bei Verbrennungen von Schwefel oder schwefelhaltigen Stoffen wie Kohle und Erdöl entsteht. Schwefeldioxid reagiert mit Wasser zu schwefliger Säure (H₂SO₃), die zur Bildung von saurem Regen beitragen kann, was schädliche Auswirkungen auf Umwelt, Pflanzen und Bauwerke hat, aber auch eine wichtige Säure der chemischen Industrie darstellt.

Schwefeldioxid ist ein Hauptbestandteil vulkanischer Gase und ist daher auch magmatischen Ursprungs. Stößt ein Vulkan Schwefeldioxid aus, ist es ein Anzeichen für einen aktiven Magmenkörper im Untergrund. Steigt der SO₂-Ausstoß an einem Vulkan, ist das ein Anzeichen für aufsteigendes Magma. Eruptierende Vulkane setzen große Mengen SO₂ frei. Hier werden pro Tag Tausende Tonnen Schwefeldioxid freigesetzt. Besonders große Calderavulkane mit einem Hydrothermalsystem setzen auch ohne sichtbare Eruption oft Tausende Tonnen SO₂ frei. Ein Beispiel ist der philippinische Taal-Vulkan, der zeitweise mehr als 10.000 Tonnen Schwefeldioxid am Tag emittiert, ohne auszubrechen. Je nach Wetterlage kann nebelartiger VOG entstehen. Hierbei handelt es sich um SMOG aus vulkanischen Gasen. Dieser VOG ist gesundheitsschädlich.

Gesundheitsschädliche Schwefeldioxid-Konzentrationen und Schutz durch Gasmasken

Es stellt sich die Frage, ab wann eine Exposition gegenüber Schwefeldioxid für den Menschen schädlich wird. Es gibt verschiedene Grenzwerte und Richtlinien, die ich recherchiert habe: Laut der WHO gilt eine Konzentration von über 500 µg/m³ (ca. 0,175 ppm) bei einer 10-minütigen Exposition bereits als gesundheitsschädlich. Der empfohlene Tageshöchstwert liegt bei 20 µg/m³ (ca. 0,007 ppm). In der EU darf der Tagesgrenzwert von 125 µg/m³ Schwefeldioxid maximal dreimal pro Kalenderjahr überschritten werden.

In den USA legt die OSHA für Arbeitsumgebungen einen Grenzwert von 5 ppm SO₂ als zeitgewichteten Durchschnitt für eine 8-Stunden-Schicht fest. Kurzfristig sind Belastungen von 50 bis 100 ppm Schwefeldioxid pro Kubikmeter Luft bis zu 60 Minuten tolerierbar, danach besteht die Gefahr ernsthafter Gesundheitsschäden, einschließlich Erstickungstod.

Wirkungsvollen Schutz vor Schwefeldioxid bieten ausschließlich Gasmasken mit entsprechenden Filtern gegen anorganische saure Gase und Dämpfe der Typen E und B. Die Filter gibt es in verschiedenen Schutzklassen 1 bis 3, die für verschieden starke Konzentrationen ausgelegt sind. Schutzklasse 3 ist die höchste. Unbedingt zu beachten ist, dass die Filter nach Öffnen der Verpackung nur eine begrenzte Haltbarkeit haben und auch – in Abhängigkeit von der Gaskonzentration – nur wenige Stunden lang wirkungsvoll arbeiten. Darauf ist insbesondere bei Vulkantouren zu achten, bei denen der Reiseveranstalter Masken zur Verfügung stellt. Oft sind diese wirkungslos, da die Filter bereits gebraucht wurden!

Auswirkung vulkanisches Schwefeldioxid auf das Klima

Außer für die Gesundheit der Menschen kann Schwefeldioxid, das in großen Mengen bei Eruptionen freigesetzt wird, in der oberen Atmosphäre Aerosole bilden, die das Klima nachhaltig beeinflussen können, indem sie die Sonnenstrahlen ins Weltall zurückwerfen. So kann es zu einer globalen Abkühlung kommen. Ein bekanntes Beispiel ist der Ausbruch des Mount Pinatubo im Jahr 1991, der zu einer globalen Abkühlung um etwa 0,5 °C für mehrere Jahre führte.

Seismik ist der Oberbegriff für sämtliche Erdbeben-Tätigkeit. Ob es sich um tektonisch 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, das es in einer Vielzahl verschiedener Ausführungen gibt: dem Seismometer. Es ist in der Lage, die feinsten Bodenerschütterungen zu detektieren. Erste Seismometer basierten auf einer 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 Hebel 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 wird 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 ermöglicht es Seismologen, ein genaues Bild des Untergrundes zu erstellen. Die Geschwindigkeit der Erdbebenwellen ist von der Gesteinsdichte abhängig, die von Gestein zu Gestein verschieden ist. Zudem können tektonische Strukturen und magmatische 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 Modell 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 von dem griechischen Begriff 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 Wilhelmshaven an zwei Horizontalpendeln, 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 einem Stift, der an einer trägen Masse befestigt ist, auf eine rotierende Papierrolle aufgezeichnet. Die Digitalisierung revolutionierte auch die Seismologie: Heute werden Seismogramme direkt am Computerbildschirm dargestellt.

Ein Spaltenvulkan ist keine kegelförmige Vulkanstruktur wie ein Schild- oder Schichtvulkan, sondern eine langgestreckte vulkanische Spalte in der Erdkruste, aus der Magma über eine größere Strecke austritt. Diese Spalten können mehrere Kilometer lang sein. Sie entstehen dort, wo sich die Erdkruste aufreißt oder auseinanderdehnt, sodass Magma aus tieferen Zonen relativ gleichmäßig an die Oberfläche gelangt.

Besonders in der Anfangsphase einer Spaltenvulkan-Eruption entstehen Lavafontänen, die richtiggehende Lavavorhänge bilden, die großflächige Lavaströme speisen. Die Lava kann in Abhängigkeit von der Hangneigung Geschwindigkeiten von mehr als 50 km/h erreichen und gut 1250 Grad heiß sein. In einem späteren Eruptionsstadium bilden sich entlang der Eruptionsspalte niedrige Schlackenkegel und Hornitos, so dass Kraterreihen entstehen.

Die Lavaarten, die ein Spaltenvulkan fördert, sind meist primitive basaltische Schmelzen – also dünnflüssig und gasarm. Solche Laven fließen sehr leicht aus und können weite Flächen überdecken. Die Haupttypen sind Tholeiitbasalte und Alkalibasalte, je nach chemischer Zusammensetzung und geotektonischem Umfeld. Selten treten auch etwas differenziertere, jedoch immer noch relativ dünnflüssige Laven wie hawaiitische oder trachibasaltische Schmelzen auf. Weil die Lava so mobil ist, bilden sich keine steilen Kegel, sondern weite Lavadecken oder Plateaus. Diese werden auch Plateau- oder Flutbasalte genannt, wenn sie sich über sehr große Gebiete ausbreiten.

Typischerweise kommen Spaltenvulkane an divergenten Plattengrenzen vor, also dort, wo sich zwei tektonische Platten voneinander entfernen. Ein klassisches Beispiel sind die mittelozeanischen Rücken, an denen sich ständig neue ozeanische Kruste bildet. An Land treten Spaltenvulkane vor allem in Riftzonen auf, etwa im Ostafrikanischen Graben oder auf Island, wo der Mittelatlantische Rücken oberhalb des Meeresspiegels verläuft. Hier sind zuletzt mehrere Spaltenvulkane aktiv gewesen, wie etwa entlang der Sundhnukúr-Kraterreihe auf der Reykjanes-Halbinsel. Berühmt-berüchtigt war auch die Laki-Eruption, die im 18. Jahrhundert aufgrund des enormen Schwefelgasausstoßes eine Hungersnot auf Island und den Britischen Inseln auslöste.

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

Stratovulkane sind typisch für Vulkane entlang von Subduktionszonen, die intermediäres bis 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 die 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 bezeichnet man eine Ausbruchsart, welche durch frequenten Schlackenauswurf 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 desselben. So wachsen schnell Schlackenkegel, die relativ instabil sind. Die Kraterregion von Vulkanen, die strombolianisch eruptieren, ändert 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 Magmas ändert sich die Dichte der 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.