Wiki Vulkane und Erdbeben

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 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 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 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.

Surseyanische Eruptionen sind typisch für die explosiven Eruptionen von Unterwasservulkanen, deren Förderschlote in relativ flachem Wasser liegen. Die Interaktion von Magma und Wasser erzeugt dabei starke Explosionen, die hoch aufsteigende Eruptionswolken verursachen. Selbst wenn ein submariner Vulkan bis über die Wasseroberfläche hinausgewachsen ist, kann der Eruptionstypus noch surtseyanisch sein, wenn der Krater noch mit Wasser gefüllt ist. Der Übergang zum Phreatomagmatischen Eruptionstyp ist fließend.

Surtseyanische Eruptionen sind nach der isländischen Vulkaninsel Surtsey benannt worden. Sie tauchte im Jahr 1963 in der Nähe der Westmänner-Inseln auf. Die Geburt der Insel war recht gewalttätig. Heute steht Surtsey unter Naturschutz und darf nur mit Sondergenehmigung betreten werden. Die Insel gleicht einem interdisziplinären Forschungslabor, da man hier die Besiedlung von neuem Land untersucht. Normalerweise sind so junge Vulkaninseln instabil und überdauern selten mehrere Jahrzehnte. Die Erosion trägt die recht lockern Schlackenkegel, bzw. Tuffringe wieder ab.

Typischerweise fördern oberflächennahe Unterwasservulkane basaltische Lava. Seltener kommen andesitische Basalte vor. Diese Magmen-Arten werden für gewöhnlich effusiv gefördert, wobei sich auch Lavafontänen, oder strombolianische Eruptionen bilden können. Die stark fragmentierenden Explosionen einer Surtseyanischen Eruption finden unter der Wassereinwirkung statt: das Wasser verdampft beim Kontakt mit dem Magma explosionsartig und verursacht so die große Explosivität der Eruptionen. Neben Tephra ist auch viel Wasserdampf in den Eruptionswolken vorhanden.

Die jungen Vulkaninseln sind ihr eigener Feind, denn nicht nur die Erosion nagt an ihnen, sondern ihre eigenen Explosionen. Besonders, wenn es zur Injektion schnell aufsteigender Basaltschmelze in ein älteres -und somit weiter differenziertes- Magmenreservoire kommt, können extrem starke Explosionen entstehen, die die Insel wieder zerreißen und versenken.

Seit der Benennung dieses Eruptionstyps im Jahr 1963 wurden zahlreiche Surtseyanische Eruptionen beobachtet. Besonders in den letzten Jahren stieg ihre Sichtung deutlich an, was aber nicht unbedingt durch eine Häufung der Eruptionen kommt, sondern durch eine immer bessere Vernetzung entlegener Orte und die Beobachtung der Weltmeere per Satellit.

Bekannte Surtseyanische Eruptionen der letzten Jahre

• Bogoslof Island – Alaska, Vereinigte Staaten, 1796 und 2016/17
• Graham-Insel – Sizilien, Italien, 1831
• Krakatau – Sunda Strait, Indonesien, 1927-1930 und 2018
• Surtsey- Island, 1963
• Nishinoshima, Bonin-Inseln, Japan, 1973, 2013
• Hunga Tonga-Hunga Ha’apai, Tonga, 2009, 2014, 2022

Die Tektonik ist ein Teilgebiet der Geologie und befasst sich mit Aufbau und Dynamik der Erdkruste. Von besonderem Interesse sind dabei die Bewegungsmuster der Erdkrustenplatten entlang der tektonischen Plattengrenzen. Sie werden unter dem Begriff Plattentektonik zusammengefasst. Die Platten bewegen sich heute noch mit einer Geschwindigkeit im Zentimeterbereich.

Die Plattengrenzen sind die Orte an denen die meisten Erdbeben stattfinden und wo sich eine Vielzahl Vulkane bildeten und Gebirge entstehen. Darüber hinaus gibt es auch in den Erdkrustenplatten zahlreiche Störungszonen, an denen tektonische Prozesse stattfinden. Diese können sich selbst in kleinen Gesteinsproben wiederspiegeln, anhand derer sich die Geschichte eines Gesteins ablesen lässt.

Entlang von Störungen sind unterschiedliche Bewegungen möglich. Gesteinsschichten können sich horizontal, oder vertikal verschieben. Dabei kann der Versatz mehrere Tausend Meter betragen. Gesteinspakete geraten dabei oft in größeren Tiefen, wo sich die Druck- und Temperaturbedingungen ändern. Diese Änderungen lösen oft chemische Reaktionen im Gestein aus und es verwandelt sich. Solche Gesteine nennt man metamorphe Gesteine.

Die Bewegungen der Gesteine entlang von Störungen lösen Druck-, oder Spannungen aus und es kann zu Sprödbruch, oder zur plastischen Verformung des Gesteins kommen. Während der Bruch eines Gesteins ein Erdbeben auslösen kann, verursacht die plastische Verformung Gesteinsfalten. Verbogene Gesteinsschichten entlang von Störungszone können aber auch plötzlich zurückschnellen und ebenfalls Erdbeben auslösen.

Der Begriff Tektonik wurde vom griechischen tektonikós abgeleitet, was soviel wie „die Baukunst betreffend“ heißt. In diesem Fall ist der Baukünstler die Erddynamik. Sie wird auch als Voraussetzung für die Existenz von Leben auf unserem Planeten angesehen. Motor hinter der Dynamik der Erde sind die Temperaturunterschiede im Erdinneren. Sie lassen Konvektionsströmungen entstehen, die sich wiederum direkt auf der Erdplatten auswirken und somit die Plattentektonik bedingen.

Die Erdkruste besteht nicht aus einem einzigen Stück Krustengestein, sondern ist in acht große und zahlreiche kleinere tektonische Platten aufgeteilt. Auf diesen Platten liegen die Kontinente und Ozeane. Man unterscheidet zwischen Kontinentalplatten und ozeanischen Platten. Diese Platten bewegen sich relativ zueinander und verschieben sich jedes Jahr um mehrere Zentimeter. An den Rändern der Platten stoßen die tektonischen Krustenplatten aufeinander, was zur Entstehung von Erdbeben führen kann. Die Plattengrenzen können unterschiedliche Typen aufweisen: Die Platten können voneinander wegrücken, seitlich aneinander vorbeigleiten oder sich vertikal verschieben, wobei die schwerere Platte oft unter die leichtere Platte abtaucht bzw. subduziert wird. Bei diesem Prozess taucht die subduzierte Platte in den Erdmantel ab und schmilzt, was zur Bildung von Magma führt. Auch Gebirge können durch den Zusammenstoß von Erdkrustenplatten entstehen und sich aufschieben.

Lage und Größe der Platten kann im Laufe der Zeit variieren und sich aufgrund tektonischen Verschiebungen verändern. Hier sind die 8 größten tektonischen Platten aufgelistet:

1. Pazifische Platte: Die Pazifische Platte ist die größte tektonische Platte und umfasst den gesamten Pazifischen Ozean sowie angrenzende Landmassen wie Teile von Nordamerika, Südamerika, Asien und Ozeanien.
2. Nordamerikanische Platte: Diese Platte umfasst den Großteil Nordamerikas, einschließlich Nordamerika, Grönland und Teilen des Nordatlantiks.
3. Eurasische Platte: Die Eurasische Platte erstreckt sich über Europa und Asien und umfasst Gebiete wie Europa, Russland und große Teile Asiens.
4. Südamerikanische Platte: Diese Platte umfasst den Großteil Südamerikas.
5. Afrikanische Platte: Die Afrikanische Platte deckt den größten Teil des afrikanischen Kontinents ab.
6. Antarktische Platte: Diese Platte liegt unter dem Antarktischen Kontinent.
7. Australische Platte: Die Australische Platte umfasst Australien, Neuseeland und angrenzende Meeresgebiete.
8. Indische Platte: Die Indische Platte umfasst den indischen Subkontinent sowie Teile des Indischen Ozeans.

Es gibt auch kleinere tektonische Kontinentalplatten, die sich in der Nähe von Plattenrändern befinden, wie die Karibische Platte, die Philippinische Platte, die Arabische Platte und andere. Besonders entlang des Pazifik-Randes gibt es weitere ozeanische Platten wie die Nazca- und die Cocosplatte. Der Atlantik liegt nicht auf einer eigenständigen Ozeanplatte. Sein Becken wird durch ozeanische Kruste gebildet, die entlang des Mittelatlantischen Rückens durch magmatische und vulkanische Prozesse neu entsteht und die mit den gegenüberliegenden Kontinenten Europa-Nordamerika und Afrika-Südamerika verbunden ist.

Im Verlauf der Erdgeschichte gab es mehrere Perioden, während denen alle oder fast alle Kontinente zu einem Großkontinent vereinigt waren und die Landmassen der Erde miteinander verbunden waren. Der bekannteste dieser Superkontinente war Pangaea.

Als Tephra werden vulkanische Lockerstoffe bezeichnet, die als fragmentierte Lava explosiv gefördert werden. Wenn sich die Tephra am Boden ablagert und verfestigt, entstehen pyroklastische Sedimente.

Tephra unterscheidet sich in ihrer Korngröße und wird entsprechend in Asche, Lapilli und Bomben bzw. Blöcke eingeteilt. Die Vulkanasche besteht quasi aus Sandkörnern mit einer Korngröße kleiner als 2 mm. Die Lapilli sind in etwa so groß wie Kieselsteine und haben einen Durchmesser zwischen 2 mm und 64 mm. Alles, was größer als 64 mm ist, bezeichnet der Vulkanologe als Blöcke oder Bomben. Während die Lava der Blöcke bei der Eruption bereits erstarrt war, wurden die Bomben in einem plastischen Zustand ausgeworfen. Dadurch nahmen sie eine spindelartige bis runde Form an. Bei der Abkühlung schrumpfen die Bomben, wodurch sich an der Oberfläche Risse bilden. Aufgrund der so entstandenen Oberflächenstruktur spricht man von Brotkrustenbomben. Lapilli, Blöcke und Bomben werden auch als Pyroklasten bezeichnet. Unregelmäßig geformte Pyroklasten werden auch als Schlacke bezeichnet. Dies geschieht in Anlehnung an die Schlacke aus Hochöfen. Besonders auf Eruptionsspalten bilden sich Schlackenkegel. Die Schlacke wird häufig von Lavafontänen erzeugt.

Die Fragmentation der Lava erfolgt durch explosive Eruptionen. Die Lava steht im Förderschlot und wird durch den hohen Gasdruck eruptiert. Die dabei entstehenden Explosionen zerfetzen die Lava in unterschiedlich große Partikel. Die Vulkanasche kann bis in die Stratosphäre aufsteigen und wird mit dem Wind über große Entfernungen verfrachtet. Je feiner die Partikel sind, desto weiter reisen sie mit dem Wind, bis sie schließlich zu Boden fallen. Größere Partikel lagern sich in Kraternähe ab. Bei besonders starken Explosionen werden große Bomben und Blöcke mehrere Kilometer weit ausgeschleudert. Helme bieten gegen diese großen Pyroklasten kaum Schutz. Selbst walnussgroße Objekte können zu tödlichen Geschossen werden.

Die Menge der geförderten Tephra ist ein wichtiges Kriterium zur Klassifizierung der Eruptionsstärke nach dem Vulkanexplosivitätsindex (VEI). Wird keine Tephra gefördert, hat die Eruption einen VEI 0. Werden mehr als 1000 Kubikkilometer Tephra gefördert, wird die Eruption mit einem VEI 8 eingestuft.

Eine Thermische Anomalie bezeichnet eine ungewöhnliche Temperatur-Erscheinung. Im Zusammenhang mit dem Vulkanismus ist dies normalerweise eine Temperaturerhöhung. Sie kann durch heiße Gase hervorgerufen werden, oder aber auch direkt durch Lava (heiße Tephra, Lavastrom) verursacht werden. Meistens spricht man von einer Thermischen Anomalie, wenn die Quelle der Wärmeentwicklung unklar ist, etwa, wenn sie nur mittels Fernerkundung detektiert wurde, ohne dass es eine direkte Bestätigung der Vorgänge vor Ort gibt.

MODIS und MIROVA: Satelliten-gestützte Infrarot-Aufnahmen ermitteln Thermische Anomalien

Thermische Anomalien werden normalerweise von Satelliten aus detektiert. Mit speziellen Kameras werden Aufnahmen gemacht, die das Licht im Spektrum der nicht sichtbaren Wellenlängen untersuchen. Aufnahmen im Infrarotbereich können so bereits relativ schwache Wärmeanomalien mit Leistungen von ca. 1 Megawatt (MW) feststellen. MIROVA (Middle InfraRed Observation of Volcanic Activity) ist ein Projekt der Universität von Florenz. Die Wissenschaftler benutzen Daten von MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer) und stellen sie in nahezu Echtzeit zur Verfügung. Die Bilder werden innerhalb von 1-4 Stunden nach Überflug der Satelliten ausgewertet. Die Daten werden in Kategorien sortiert, anhand derer man schon grob die Aktivität des Vulkans festlegen kann.

Die Infrarot-Spektrometer befinden sich an Bord der Terra- und Aqua-Satelliten, die die gesamte Erdoberfläche innerhalb von 1-2 Tagen mindestens einmal abtasten. Die Umlaufbahnen um die Erde sind so getaktet, dass Terra morgens von Nord nach Süd über den Äquator fliegt, während Aqua den Äquator nachmittags von Süd nach Nord umkreist. Die Instrumente haben eine hohe radiometrische Empfindlichkeit in 12 Bit und tasten 36 Spektralbändern im Wellenlängenbereich von 0,4 nm bis 14,4 nm ab.

Vulkanische Strahlungsleistung

Die vulkanische Strahlungsleistung (Volcanic Radiative Power, VRP) ist eine Messung der Wärme, die von der vulkanischen Aktivität zum Zeitpunkt einer Satellitenaufnahme abgestrahlt wird.
Die VRP wird in Watt (W) berechnet und stellt eine kombinierte Messung der Fläche des vulkanischen Emitters und seiner effektiven Strahlungstemperatur dar. MIROVA berechnet die vulkanische Strahlungsleistung mit Hilfe der „MIR-Methode“ (nach Wooster et al., 2003), einem Ansatz, der ursprünglich eingeführt wurde, um die von Bränden (Waldbränden) abgestrahlte Wärme anhand von Satellitendaten abzuschätzen.

MIROVA stellt die vulkanische Strahlungsleistung in einer 5-stufigen logarithmischen Skala dar, die zudem farbig kodiert ist. Sie reicht von 1 MW bis hin zu 10 GW und kann grob verschiedener vulkanischer Tätigkeit zugeordnet werden. Zu berücksichtigen ist, dass Bewölkung die Infrarotstrahlung abschwächen kann und dass die Ergebnisse dadurch verfälscht werden können.

Die Aktivitätszuordnung in der Tabelle entspringt meinen eigenen Erfahrungswerten und dienen als grobe Einordung. Insbesondere können große Mengen heißer Tephra und Lavafontänen die Wärmestrahlung ebenfalls beeinflussen. So erzeugen Paroxysmen am Ätna schnell mehr als 10 GW Leistung, wenn eine Messung direkt in die Hauptphase der Eruption fällt.

(Quelle MIROVA)

Thermophilie Mikroorganismen kommen besonders häufig in vulkanischen Thermalquellen vor. Diese Mikroorganismen bevorzugen eine Umgebung mit warmen Temperaturen zwischen 45 und 80 Grad Celsius. Kommen Lebewesen in noch heißeren Environments vor, spricht man von Hyperthermophilen.

Typische Thermophile sind Archaen (Archebakterien, Urbakterien), weniger häufig kommen auch Bakterien ( Bacillus, Clostridium, oder Cyanobakterien) vor. Archaen können Temperaturen von mehr als 70 Grad vertragen und finden sich häufig in Thermalquellen und Geysirbecken. Sie können das Wasser färben und mattenartige Kolonien bilden.

Hyperthermophile Archaen vertragen sogar Wassertemperaturen von über 100 Grad Celsius und leben an Black Smokern in der Tiefsee. Aufgrund des hydrostatischen Drucks kocht das Wasser an den Hydrothermalen Tiefseequellen nicht, daher kann das Wasser über 100 Grad heiß werden. Viele dieser Organismen sind anaerob, d.h. sie brauchen keinen Sauerstoff. Ihr Stoffwechsel beruht auf Schwefel, oder der Reduzierung von Eisen-Isotopen. Bei niedrigen Temperaturen können sie zwar oft Überleben, sind aber nicht in der Lage sich zu vermehren.

Seltener kommen auch höhere Organismen in heißen Quellen vor. Besonders im Randbereich von Thermalquellen kommen Algenteppiche vor. Es wurden aber auch schon thermophile Pilze, Würmer und Krebse entdeckt.

Entwicklung des Lebens in Heißen Quellen

Einer wissenschaftlichen Theorie nach entwickelten sich erste irdische Lebensformen in heißen Quellen vulkanischen Ursprungs. Diese Theorie fußt auf einer Entdeckung, die auf das Jahr 2014 zurück geht und im australischen Nordwesten gemacht wurde. Im 3,48 Milliarden alten Sedimenten der Dresser-Formation fanden Forscher Geyserit-Gestein, das sich -wie der Name bereits vermuten lässt- in Geysirbecken bildete. In Hohlräumen des Geyserits wurde eine Substanz gefunden, die aus einem klebrigen Film gebildet wurde, den Bakterien absondern. Die Forschergruppe um Djocik und Van Kranendonk geht davon aus, dass sich im Geysirbecken erste Einzeller gebildet hatten.

Eine andere Theorie sieht die Geburtsstätte irdischen Lebens in der Nähe der hydrothermalen Tiefseequellen. Auf jeden Fall wird es sich bei den ersten Lebewesen der Erde um anaerobe Organismen gehandelt haben, da sich Sauerstoff erst durch die Ausscheidungen der Blaualgen-Bakterien bildete. Dieser wurde bis vor 2,3 Milliarden Jahren aber durch Reaktion mit im Wasser gelöstem Eisen und Schwefel sofort verbraucht. Erst als dieser Prozess zum Erliegen kam, konnte sich eine sauerstoffhaltige Atmosphäre bilden.

Unter einem Tronillo versteht der Seismologe ein schraubenförmiges Erdbebensignal auf einem Seismogramm. Die Signale sind monofrequent und ihre Amplitude klingt mit zunehmender Laufzeit ab. Daher haben sie die Gestalt einer Schraube (auf Spanisch tornillo). Die Frequenz von Tornillos liegt typischerweise im Infraschallbereich.

Tornillos am Vulkan Galeras

Von Tornillos wurde erstmals im Zusammenhang mit dem Ausbruch des Vulkans Galeras (Kolumbien) im Jahr 1993 berichtet. Der Vulkan brach relativ überraschend aus, gerade als sich mehrere Vulkanologen im Krater befanden. 6 Forscher und 3 Touristen starben durch die unerwartete Eruption. Mehrere Personen wurden verletzt. Die Forscher waren im Rahmen einer Konferenz zusammen gekommen und stellten sich natürlich die Frage, ob es nicht doch Anzeichen einer bevorstehenden Eruption gab. Bei der Durchsicht der Seismogramme stieß man auf die Tornillos. Einige Jahre lang galten sie als eindeutiger Hinweis einer bevorstehenden Eruption. Heute weiß man allerdings, das Tornillos vor einen bevorstehenden Vulkanausbruch warnen können, allerdings muss es nicht zwangsläufig zu einer Eruption kommen, wenn zuvor Tornillos registriert wurden. So ist es wie mit vielen anderen Messdaten auch, die alleine für sich genommen kein zuverlässiges Instrument darstellen, um eine Eruption verlässlich vorherzusagen.

Tornillos und der Klang des Vulkans

Die Tornillos repräsentieren ein seismisches Signal im Infraschallbereich. Mittels Synthesizer lassen sich die unhörbaren Geräusche in für uns hörbare Töne umwandeln. So sprechen Vulkanologen gerne von „Orgeltönen“. Die Tornillos entstehen, wenn Gas durch den Förderschlot eines Vulkans gedrückt wird. Je nach Dimension des Förderschlotes und dem Gasdruck, entstehen unterschiedliche Infraschall-Töne. Ganz nach dem Prinzip einer Orgelpfeife.  Die Tornillos unterscheiden sich in Frequenz und Oszillation. So konnten Forscher am Cotopaxi die Tornillos dazu benutzten, den Förderschlot genauer zu untersuchen und auf die Höhe des Magmas im Schlot schließen. Nach der letzten eruptiven Phase im Jahr 2015 war der Schlot zwischen 270 und 320 Meter tief und 125 Meter breit. Bereits in einer früheren Arbeit gelang es Vulkanologen die Tremor-Töne eines Vulkans hörbar zu machen. (Quelle: Johnson et al./ American Geophysical Union)