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Krater Caldera


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 Vulkanologie:  Von Förderschloten, Vulkankratern und Calderen

Vulkankrater

Der Krater ist eines der wichtigsten morphologischen Merkmale eines Vulkans. Der Vulkankrater wird als eigentlicher Ort einer Eruption betrachtet. Allgemein ist der Vulkankrater eine trichterförmige Vertiefung im Vulkangebäude, in der sich der Förderschlot befindet. Der Förderschlot steht in direkter Verbindung zu der Magmakammer, in der sich die Gesteinsschmelze sammelt, bevor der Vulkan ausbricht.
Der Vulkankrater entsteht durch den Ausstoß von Lava (meistens Tephra) die sich um den Förderschlot sammelt. Die Innenseite des Kraters ist oft steiler, als die Außenseite eine Vulkankegels, der sich durch den Auswurf von Lava bildet.
Vulkankrater können unterschiedliche Formen und Größen annehmen und ihre Erscheinungsformen stehen oft im direkten Zusammenhang mit der eruptiven Tätigkeit und der Lavaart, die ein Vulkan fördert.
Starke Explosionen können zudem Material der Kraterwände, oder des Kraterbodens wegsprengen und die Vertiefung vergrößern. Häufig wächst ein Vulkankrater auch durch den Kollaps eines Förderschlotes, oder einer Kraterwand.
Im umgekehrten Fall kann ein Vulkankrater auch kleiner werden, indem er sich mit ausgeworfener Lava füllt. So können um einen Förderschlot kleine Kegel wachsen, die irgendwann den ganzen Krater ausfüllen.
Die Größe eines klassischen Vulkankraters schwankt zwischen einigen Zehner Metern bis zu mehreren Hundert Metern Durchmesser. Einige Sonderformen können Größen von mehr al einem Kilometer Durchmesser erreichen.
Zähflüssige Lavaströme türmen sich zu Lavadome innerhalb eines Kraters auf, wenn hochviskose Lava effusiv gefördert wird. Die Dome können zu gewaltiger Größe anwachsen und füllen dann nicht nur den Krater aus, sondern überragen diesen.
Dünnflüssige (niedrigviskose) Lava fließt oftmals so schnell ab, dass zunächst kein klassischer Vulkankrater gebildet wird. Diese Eruptionen ereignen sich häufig aus zahlreichen Förderschlote, die sich entlang einer Eruptionsspalte formieren. Breitgefächerte Lavaströme sind die Folgen dieser Vulkanausbrüche. Lavafontänen, oder Lavaspattering (herausspritzende Lava) baut im Verlauf mehrere Tage kleine Schlackenkegel, oder Hornitos um die Förderschlote eine Spalte. Diese Kegel haben dann wieder einen Krater, der oft eine längliche, oder Ellipsoide Form hat. Bei der Fimmförduhals-Eruption auf Island, entstand innerhalb von 6 Wochen ein Schlackenkegel auf einer Eruptionsspalte, der nach 6 Wochen auf eine Höhe von 120 m angewachsen war.
Im Allgemeinen unterscheidet man in der Vulkanologie zwischen Zentralkrater, Nebenkrater und Parasitärkrater:

Zentralkrater befinden sich im Gipfelbereich des Vulkans und sind über die zentralen Förderschlote direkt mit der Magmakammer verbunden.

Nebenkrater und Parasitärkrater entstehen bei Flankeneruptionen und befinden sich seitlich auf dem Vulkangebäude. Nebenkrater sind monogenetischen Ursprungs, während ein Parasitärkrater wie ein eigenständiger Vulkan öfters ausbrechen kann.

Pseudokrater entstehen durch Wasserdampfexplosionen, wenn Lavaströme über feuchten Boden (z.b. an Seeufern) fließen. Sie haben keinen Förderschlot und sind relativ klein. Die Pseudokrater am Myvatn-See auf Island sind sehr bekannt.

Pitkrater sind steilwandige Kessel von beinahe kreisrunder Form. Sie bilden sich durch Kollaps der Kraterwände und sind oft mit Lavaseetätigkeit verbunden.

Maare sind Hohlformen mit einer negativ Erscheinung. Anders, als der klassische Vulkankrater, werden sie im Initialstadium durch phreatische Explosionen gebildet und einfach in den Boden gesprengt, ohne dass ein klassisches Vulkangebäude entsteht.
In einem späteren Entstehungsstadium vergrößern sie sich oftmals durch Kollaps.
Sie sind von einem Ringwall umgeben, der überwiegend aus Tuff und dem herausgesprengten Bodenmaterial besteht.

Lahar Merapi

Lahar Chaiten

Lahar Chaiten


Calderen

Pitkrater und Maare weisen morphologische Ähnlichkeiten mit den Calderen auf und haben in Bezug auf Entstehung durch Kollaps eine vergleichbare Geschichte. Eine Caldera entsteht in erster Linie durch den (teilweisen) Kollaps eines Vulkangebäudes zum Ende einer großen Eruption. Dass kann mit starken explosiven Eruptionen einhergehen, oder auch infolge effusiver Vulkanausbrüche geschehen.

Vorraussetzung für die Entstehung einer Caldera ist die Entleerung der Magmakammer. In dieser stürzt dann das auflastende Vulkangebäude ein.

Gipfelcaldera

Effusiv tätige Schildvulkane wie der Kilauea auf Hawaii, oder der Piton de la Fournaise haben in ihrem Gipfelbereich oft Calderen; man spricht in diesem Fall von einer Gipfelcaldera. Es können sich auch mehrere Generationen von Calderen an einem Vulkan überlappen. Calderen im Gipfelbereich von Schildvulkanen haben typischer Weise Durchmesser zwischen 3 und 5 km und sind bis zu 200 m tief.

Caldera-Vulkan, oder Aschenstrom-Caldera

Wesentlich größer sind Calderen der eigentlichen Caldera-Vulkane. Sie werden oftmals bis zu 20 km groß. Es gibt sogar Calderen, die einen Durchmesser von 60 km haben. Diese Calderen werden auch Aschenstrom-Calderen genannt und können infolge plinianischer Eruptionen entstehen, die in kurzen Zeiträumen große Aschemengen ausstoßen. Bekannte Beispiele hierfür sind die Eruptionen von Krakatau, Tambora, oder Santorin.
Besonders mächtige Calderen entstehen bei Supervulkaneruptionen wie die vom Yellowstone, Toba, oder dem Taupo-Vulkan. Oft füllen sich die so entstandenen Becken mit Wasser und es bilden sich Seen.
Caldera-Vulkane sind über lange Zeiträume aktiv und meistens bilden sich in den Calderen wieder neue sekundäre Vulkangebäude. Man spricht dann auch von Vulkane im Postcaldera-Stadium. Der Schlackenkegel des Yasur ist hierfür ein Beispiel.

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