Schildvulkan

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.

Der flache Schild des Vulkans Mauna Loa auf Hawaii. Gesehen vom Gipfel des Kilaueas aus. © Marc Szeglat

Schildvulkane bilden sich typischerweise über Mantelplumes (hot spots), oder an divergenten Plattengrenzen. An Subduktionszonen kommen sie hingegen 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 einen Schildvulkan ist die Ausbildung einer Gipfelcaldera. Spalteneruptionen können soviel 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 Halemaumau 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.

Ocean entrys: 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 ocean entrys wahre Anstürme der Touristen aus. 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 zählst zu den aktivsten Feuerbergen der Erde und bildete sich ebenfalls über einen hot spot. 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.

Schwefel

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

Seismik ist der Oberbegriff für sämtliche Erdbeben. Ob es sich um tektonische bedingte Erdbeben handelt, oder ob sie mit dem Vulkanismus im Zusammenhang stehen, spielt erst einmal keine Rolle.

Seismologie

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.

Stratovulkan

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 http://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.

Strombolianische Eruption

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.

Subduktion und Subduktionszonen

Subduktion findet entlang von konvergenten (zusammenstoßenden) Plattengrenzen statt. Sie beschreibt das Abtauchen einer tektonischen Platte (Ozeanische Platte, Kontinentalplatte) in den Erdmantel. Dort wird die subduzierte Platte zumindest teilweise aufgeschmolzen. Es entsteht Magma. Ein Teil des Magmas steigt hinter der Subduktionszone auf und wird an Vulkanen eruptiert. Es ist immer Ozeanboden der abtaucht. Dieser transportiert viele Wasser in den Erdmantel. Das Wasser beeinflusst chemische Reaktionen und reduziert den Schmelzpunkt von Gesteinen. Der Ozeanboden ist dichter und somit schwerer als kontinentales Festland. Dieses schwimmt wie ein Eisberg obenauf.

Subduktionszone

Der Bereich der Plattengrenzen, an dem die Subduktion statt findet, wird Subduktionszone genannt. Je nach Größe der beteiligten Platten, können Subduktionszonen viele Tausend Kilometer lang sein. Sie bilden die Tiefseegräben der Ozeane. Der tiefste Punkt der Erde ist der Marianen-Graben mit einer Tiefe von gut 11.000 Metern. Entlang von Subduktionszonen bilden sich zahlreiche Erdbeben. Hier ereigneten sich einige der katastrophalsten Beben der Geschichte. Beispiele sind das Sumatra-Erdbeben von 2004 und das Tōhoku-Erdbeben von 2011. Beide Erdbeben lösten verheerende Tsunamis aus, die Tausenden Menschen das Leben kosteten.

Eine der gefährlichsten Subduktionszonen der Welt bildet den Sunda-Bogen. Dieser ist 6000 km lang und entstand durch die Subduktion der Indo-Australischen Platte unter die Sunda- und Burma Platten. An dieser Subduktionszone ereignete sich das Sumatra-Erdbeben. Sie zeichnet sich auch für so bekannte Vulkane wie Toba, Krakatau, Merapi, Bromo, oder Rinjani (Samalas) und Tambora verantwortlich.

Am Japan-Graben manifestierte sich das Tōhoku-Erdbeben. Dort wird die Pazifische Platte unter die philippinische Platte subduziert. Ein der Folgen entstehen hinter der Subduktionszone viele Vulkane des japanischen Archipels. Die meisten Subduktionzonen-Vulkane bilden sich in gut 150 km Entfernung hinter einem Tiefseegraben. Im falle des Japan-Grabens gibt es auch kleine submarine Mini-Vulkane vor dem Tiefseegraben. Diese werden Petit-Spots genannt und sind nur gut 50 m hoch.