Wiki Vulkane und Erdbeben

Unter einer Magmakammer versteht man einen Hohlraum in der Erdkruste, in dem sich Magma ansammelt. Dies geschieht gewöhnlich unter einem Vulkan. Neue Forschungsergebnisse kommen immer häufiger zu dem Schluss, dass der Begriff „Magmakammer“ neu definiert werden muss. Zeitgemäßer sind die Begriffe „Magmakörper“ oder „Magmareservoir“. Grund hierfür ist, dass es sich bei einer Magmakammer scheinbar nur in seltenen Fällen um einen Hohlraum handelt, der sich immer wieder mit Magma füllt. Vielmehr scheinen sich Körper zu bilden, ohne dass vorher ein Hohlraum vorhanden gewesen sein muss.

Die Strukturen von Magmenreservoirs können sehr unterschiedlich sein. Oft scheint sich die Schmelze in taschenförmigen Poren zu sammeln. So entwickelten einige Vulkanologen die Vorstellung, dass die Magmakammer unter dem Ätna wie ein Schwamm aufgebaut ist. Unter einigen Vulkanen wurden auch „Magmendomänen“ als Reservoirs vorgeschlagen. Hierunter versteht man eine Ansammlung kleinerer Magmenkörper in verschiedenen Tiefen unter einem Vulkan oder einer Vulkanregion. Als ein Beispiel hierfür kann man den Fagradalsfjall auf Island heranziehen.

Unter einem Vulkan können mehrere Magmakammern liegen. Diese füllen sich von unten nach oben auf. Die treibende Kraft hinter dem Aufstieg des Magmas aus dem Erdmantel ist der hydrostatische Druckausgleich: Die heiße Gesteinsschmelze ist weniger dicht als das umgebende feste Gestein. Ähnlich einer Luftblase im Wasser steigt das Magma auf. Dies funktioniert ungefähr bis in einer Tiefe von 5 km, in der sich die meisten großen Magmenansammlungen befinden. Von dort an bedarf es eines aktiven Mechanismus hinter dem weiteren Aufstieg des Magmas. Ein entscheidender Aspekt ist der Gasdruck im Magmenreservoir. Durch die Änderung von Druck und Temperatur im Magmenreservoir beginnt die Kristallisation des Magmas. Es entstehen erste Kristalle und es wird Gas freigesetzt. Dadurch steigt der Gasdruck in der Kammer. Zudem verändern sich Dichte und Zusammensetzung der Schmelze. Überschreitet der Gasdruck den hydrostatischen Druck in der Magmakammer, bilden sich Blasen, die das Magma nach oben treiben. Erreicht das Magma die Erdoberfläche, kommt es zur Eruption.

In einer Magmakammer laufen im Zuge des Reifungsprozesses des Magmas chemische Reaktionen ab, welche bewirken, dass sich Kristalle im Magma bilden, Gas freigesetzt wird und sich das übrige Magma verändert. Insofern kann man eine Magmakammer als chemischen Reaktor betrachten.

Übrigens habe ich hier die diskutierten Begriffe im Singular und auch im Plural benutzt. Umgangssprachlich verwendet man meistens den Begriff „Magmakammer“ aber da in einem Reservoir oft eine inhomogene Schmelzmasse unterschiedlicher Zusammensetzung vorliegt, ist die Bezeichnung im Plural aus wissenschaftlicher Sicht korrekt.

Ein magmatischer Gang (Dyke) entsteht, wenn Magma in einen Gesteinskörper eindringt. Das Magma nutzt Schwachstellen im Gestein aus oder verwendet bereits vorhandene Risse, durch die es fließt. Das Eindringen (Intrudieren) des Magmas in das Gestein löst meistens schwache Erdbeben aus. Diese Beben nennt man vulkanotektonische Erdbeben. Erstarrt das Magma, dann bildet sich ein langgestreckter Körper aus einem magmatischen Gestein. Ein magmatischer Gang kann wie eine Rohrleitung fungieren und Magma seitwärts bis zu einem Eruptionszentrum transportieren.

Am Ätna auf Sizilien sind besonders viele Dykes aufgeschlossen. Im Valle del Bove treten sie zutage. Als das Tal durch einen gewaltigen Hangrutsch entstand, legte es die Gänge frei. Das bisher jüngste Ereignis, bei dem ein magmatischer Gang intrudierte, fand zu Weihnachten 2018 statt: Ein starkes Schwarmbeben zeigte an, dass sich Magma auf den Weg gemacht hatte. Wenig außerhalb des Valle del Bove hob sich der Boden deutlich an.  Vulkanologen fürchteten eine Spalteneruption in dieser Gegend. Doch letztendlich kam es zu einer Subterminal-Eruption und an der Basis des Neuen Südostkraterkegels öffneten sich 2 Eruptionsspalten. Es wurden Lavaströme gefördert, die in das Valle del Bove flossen. Ein Teil des Magmas verblieb im Gang.

Ein ähnliches Ereignis gab es bereits im Mai 2018: Am Kilauea auf Hawaii floss die Lava aus den beiden Lavaseen unterirdisch in Richtung Küste ab. Es entstanden Tausende Erdbeben, darunter auch einige mit Magnituden größer als 6. Auf der Küstenebene drang das Magma in den oberflächennahen Boden ein. In der Siedlung Leilani öffneten sich Risse. Wenig später kam es zu einer der größten Eruptionen auf Hawaii. Ein schönes Beispiel dafür, dass Magma unterirdisch von oben nach unten fließen kann und sich dabei seitwärts bewegt. Aus der Luft sah man sehr schön, dass die Eruptionsspalten auf einer Linie lagen. Diese Linie markierte den Verlauf des magmatischen Gangs.

Von einem Mantelbeben spricht man, wenn sich ein Erdbeben im Erdmantel ereignet. Die Grenze zwischen Erdkruste und dem Erdmantel wird im Durchschnitt mit 35 km angegeben. Allerdings variiert sie, je nachdem, ob man sie unter einem Kontinent oder einem Ozean sucht. Bei letzterem liegt sie in Tiefen zwischen 5 und 8 km. Unter den Kontinenten kann sie erst in 70 km Tiefe liegen. Genau genommen beginnt in den genannten Tiefen die Asthenosphäre. Bei ihr handelt es sich um eine knapp 200 km mächtige Grenzschicht zwischen Kruste und Mantel. In der Literatur wird sie von vielen Autoren bereits dem oberen Erdmantel zugeordnet. In der Asthenosphäre können Temperaturen von bis zu 500 Grad Celsius herrschen und das Gestein beginnt, plastisch zu werden.  Bis in einer Tiefe von ca. 100–150 km kann es noch zum Sprödbruch der Gesteine kommen und es können Erdbeben entstehen. Trotzdem kommt es vereinzelt zu Erdbeben in Tiefen von bis zu 600 km. Noch tiefer gelegene Hypozentren kommen sehr selten vor.

Wie genau Mantelbeben entstehen, ist nicht hinreichend geklärt. Die gängigste Hypothese geht davon aus, dass sich Mantelbeben an einem Stück subduzierter Erdkruste entwickeln. Diese soll relativ kühl sein und brechen können.

Bei der Subduktion handelt es sich um einen plattentektonischen Prozess, bei dem ozeanische Erdkruste bis in den Erdmantel abtaucht. Das kann an konvergenten Plattengrenzen passieren, an denen die Ozeankruste mit einer anderen Krustenplatte kollidiert.

Orte, an denen Mantelbeben entstehen

Mantelbeben entstehen häufig hinter Tiefseegräben. Sie markieren den Verlauf submariner Subduktionszonen. Besonders oft kam es in den letzten Jahren in der Region zwischen Fidschi und Tonga zu Mantelbeben. Aber auch unter Zentralkamtschatka, in Peru oder bei den japanischen Ryukyu-Inseln bebte es bereits öfter in Tiefen von mehr als 200 km.

Mikroseismizität bezeichnet die Gesamtheit sehr schwacher Erdbeben mit Magnituden. Einen einheitlichem Schwellwert für Mikrobeben gibt es nicht. Bei tektonischen Beben liegt der Grenzwert etwa bei M 2,0. In der Regel nicht Mikrobeben nicht spürbar und können nur mit empfindlichen Seismometern in ruhiger Umgebung erfasst werden. Mikroseismizität tritt in nahezu allen geologisch aktiven Regionen auf, ist jedoch von besonderer Bedeutung in vulkanischen Gebieten, wo sie wertvolle Hinweise auf magmatische Prozesse im Untergrund liefert. In Bezug auf den Vulkanismus wird die Grenze zur Mikroseismizität oftmals enger gezogen, als es bei tektonischen Erdbeben der Fall ist. Hier gelten Beben mit Magnituden kleiner als 1,5 als Mikrobeben. Einige Institute sehen die Grenze bei M 1,0.

Im vulkanologischen Kontext ist Mikroseismizität häufig Ausdruck von Spannungsumlagerungen im Gestein infolge von Magmenaufstieg, Gasbewegungen oder hydrothermaler Aktivität. Die seismischen Ereignisse entstehen, wenn sich in porösen oder geklüfteten Gesteinen Druckänderungen einstellen, die zu mikroskopischen Brüchen führen. Besonders aufschlussreich sind Mikrobeben, die durch die Bewegung von Fluiden – also Magma, Wasser, Dampf oder Gas – hervorgerufen werden. Solche Fluide können in Rissen und Klüften zirkulieren und dabei das lokale Spannungsfeld verändern. Wird der Druck in einer Fraktur plötzlich freigesetzt oder nimmt zu, kann es zu einer Vielzahl kleiner Bruchereignisse kommen, die als Schwärme registriert werden.

Mikroseismizität in hydrothermalen Systemen

Ein wichtiger Sonderfall sind Mikrobeben im Zusammenhang mit hydrothermalen Systemen. In diesen Systemen zirkuliert heißes Wasser oder Dampf im Gestein, angetrieben durch vulkanische Wärmequellen. Druckänderungen durch kochende Fluide, Kondensation oder Gasfreisetzung führen zu charakteristischen seismischen Signalen. Solche Mikrobeben treten oft in Gruppen oder Clustern auf und können auf Veränderungen im hydrothermalen Reservoir hinweisen, etwa auf zunehmende Gaszufuhr oder Verstopfungen in Zirkulationskanälen. Solche Mikrobeben werden aktuell häufig in den Campi Flegrei gemessen.

Mikroseismizität kann auch von Menschen erzeugt werden und tritt häufig im Zusammenhang mit Geothermiebohrungen oder dem Bergbau auf.

Die Erfassung so schwacher Ereignisse erfordert hoch empfindliche Seismometer, die in ruhiger Umgebung installiert und in dicht verteilten Netzwerken betrieben werden. Da die Signale oft sehr klein sind, werden fortschrittliche Filter- und Analyseverfahren eingesetzt, um sie vom Hintergrundrauschen zu trennen, wobei in letzter Zeit häufig KI zum Einsatz kommt.

Die Magnitude mikroseismischer Ereignisse kann sogar negative Werte annehmen, wenn die Amplituden extrem gering sind. Solche Werte kennzeichnen keine Anomalie, sondern spiegeln lediglich die sehr geringe Energie der Beben wider.

Damit stellt die Mikroseismizität ein empfindliches Frühwarnsignal dar, das Einblicke in die Dynamik des Untergrunds liefert und wesentlich zum Verständnis vulkanischer Systeme beiträgt.

Bei einem mittelozeanischen Rücken handelt es sich um einen submarinen Gebirgszug inmitten der ozeanischen Kruste, an dem Plattentrennung (Divergenz) stattfindet. Entlang des Rückens verläuft die Spreizungszone (Seafloor Spreading) eines Ozeans. Ein mittelozeanischer Rücken stellt das Gegenstück zu Subduktionszone dar. Während an Subduktionszonen ozeanische Erdkruste in den Erdmantel abtaucht, steigt entlang der mittelozeanischen Rücken Magma aus dem Erdmantel auf und füllt die durch die Plattenspreizung entstehenden Risse. So bildet sich kontinuierlich neue ozeanische Kruste. Gleichzeitig stellen die Ozeanrücken geologische Nahtstellen dar, entlang derer sich die Ozeane weiter öffnen.

Als Motor für diesen Prozess werden 2 Mechanismen angenommen: Zum einen können 2 gegenläufig rotierende Konvektionszellen im Erdmantel die Ozeankruste zerreißen. Zum anderen zieht die subduzierte Kruste an den Subduktionszonen den Ozeanboden auseinander.

Die Beschreibungen lassen erahnen, dass hier ungeheure Kräfte am Werk sind, die zugleich den Vulkanismus beeinflussen. Tatsächlich werden die submarinen Gebirgszüge als die größten Vulkanketten der Welt bezeichnet.

An den Spreizungszonen werden basaltische Laven gefördert, die tatsächlich eine spezielle chemische Signatur aufweisen. Sie werden als MORBs (mid-ocean-ridge-basalt) bezeichnet. Im Prinzip sind es Tholeiite mit einer konstanten Zusammensetzung, die sich zu den Alkalibasalten durch niedrigere K2O- und Na2O-Gehalte auszeichnen.

Einer der bekanntesten mittelozeanischen Rücken ist der im Atlantik. Zugleich ist es das längste Gebirge der Welt. Er ist gut 20.000 km lang. Alle mittelozeanischen Rücken zusammengenommen bringen es auf 60.000 km. Weitere prominente ozeanische Rücken verlaufen im Pazifik und im Indischen Ozean. Dort gibt es gleich 3 dieser tektonischen Grenzlinien.

Im Bereich von Island tritt ein Teil des Mittelatlantischen Rückens an die Oberfläche. Dass hier der Ozeanboden so weit angehoben wurde, dass die Insel auftauchte, ist auch einem Mantelplume zu verdanken, der den Ozeanboden von unten anhob. Auf Island lassen sich die tektonischen Prozesse eines mittelozeanischen Rückens oberirdisch studieren.

Eine weitere Besonderheit ozeanischer Rücken ist das gehäufte Vorkommen von unterseeischen hydrothermalen Quellen. Sie werden als Black Smoker bezeichnet, weil ihre ausgestoßenen heißen Lösungen im Meerwasser oxidieren und sich schwarz färben. Im Umkreis der heißen Mineralquellen siedeln sich gerne thermophile Lebensformen an.

Unter einer Mofette versteht man eine kleine Öffnung im Boden, aus der relativ kalte Gase magmatischen Ursprungs entweichen. Die Gastemperatur liegt hier deutlich unter 100 Grad Celsius.

Die Mofette, die den Tod brachte

Mofetten stoßen überwiegend Kohlendioxid aus. Da das Kohlendioxid schwerer als Luft ist, kann es sich in Bodensenken und Höhlen ansammeln. Besonders bei Windstille kann das zur tödlichen Falle werden. Meistens sind es Kleintiere wie Insekten, Vögel, Amphibien und Nager, die in den gasgefüllten Senken ersticken, aber es erstickten auch schon große Säugetiere wie etwa Rotwild und Schafe. Selbst von menschlichen Opfern wurde schon berichtet. Mofetten, in denen man tatsächlich tote Tiere findet, kenne ich aus dem tschechischen Cheb-Becken.

Seltener entweichen aus Mofetten Methan und Schwefelwasserstoff. In Spuren kommen auch Helium und andere Edelgase vor. Sie können das umgebende Gestein an Störungen chemisch verändern. Besonders die Konzentration des Helium-3-Isotops kann Rückschlüsse darauf zulassen, ob ein Magmenkörper aktiv ist und aufsteigt.

Während Fumarolen überwiegend in vulkanisch aktiven Gebieten vorkommen, können sich Mofetten in Regionen bilden, die nur magmatisch aktiv sind. Hier reicht es, wenn ein Magmenkörper in tiefere Bereiche der Erdkruste eingedrungen ist, damit magmatische Gase durch Risse in der Kruste bis zur Erdoberfläche aufsteigen. Mofetten finden sich daher auch in der Nähe von Plutonen. Oft treten in solchen Gebieten Mineralquellen aus, deren Wasser eine heilende Wirkung zugesprochen wird.

Bekannt sind die Mofetten vom Laacher-See-Vulkan in der Vulkaneifel. Besonders viele Gasaustritte finden sich am Ostufer des Sees. Dort liegen die Mofetten teilweise unter Wasser und lassen Gasblasen aufsteigen.

Ein weiteres bekanntes Mofetten-Gebiet findet sich im tschechischen Cheb-Becken. Hier untersuchten Wissenschaftler Gasproben und fanden Hinweise auf einen steigenden Magmenkörper. Dieser soll sich in etwa 30 km Tiefe befinden. Die Gasproben wurden nach einer langanhaltenden Phase mit Schwarmbeben untersucht.

Die Magnitude ist ein Maß für die Größe oder Stärke eines Erdbebens. Im Laufe der Zeit wurden verschiedene Magnitudenskalen entwickelt. Die bekannteste ist die Richterskala, da früher vor allem die Medien auf diese verwiesen. Die heute gebräuchlichste Erdbebenskala ist die Moment-Magnituden-Skala (MMS). Für sie wird das Kürzel „Mw“ benutzt. Die Skalen haben gemeinsam, dass sie auf einem dekadischen Logarithmus basieren: Bei einer Erhöhung der Magnitude um 2 ganze Stufen wird das Erdbeben 100 Mal stärker. Die freigesetzte Energie erhöht sich dabei um das Tausendfache.

Die Moment-Magnituden-Skala hat den Vorteil, dass sie mit großen Mengen freigesetzter Energie umgehen kann. Die Momentmagnitude steht in einem direkteren Zusammenhang mit der Energie eines Erdbebens als andere Skalen und ist nicht gesättigt, d. h., sie unterschätzt die Magnituden nicht, wie es andere Skalen unter bestimmten Bedingungen tun. Sie endet bei der Magnitude Mw 10,6, da man davon ausgeht, dass sich festes Gestein bei dieser Magnitude komplett zerlegt.

Thomas C. Hanks und Hiroo Kanamori definieren die Moment-Magnituden-Skala im Jahr 1979. Sie basiert auf einer logarithmischen Skala und stimmt bei kleinen Magnituden mit der Richterskala überein. Doch anders als bei der Richterskala, die auch als lokale Magnitudenskala (ML) bekannt ist, liefert sie bei starken Erdbeben genauere Ergebnisse.

Das Symbol für die Momentbetragsskala ist Mw, wobei der tiefgestellte Index „w“ für die geleistete mechanische Arbeit steht. Die Moment-Größenskala Mw ist ein dimensionsloser Wert. Die mathematische Definition erfolgt durch die Gleichung:

M₀ ist das seismische Moment, das 1967 von einem anderen japanischen Wissenschaftler eingeführt wurde. Dies ist das skalare Produkt aus der Größe der Bruchfläche im Untergrund, der mittleren Verschiebung der Gesteinsblöcke und dem Schermodul des Gesteins.

Die konstanten Werte in der Gleichung sind so gewählt, dass sie mit den Größenwerten konsistent sind, die von früheren Skalen erzeugt werden, wie z. B. der lokalen Größe und der Größe der Oberflächenwelle. So hat ein Mikroerdbeben der Magnitude Null ein seismisches Moment von etwa 1,2×109 Nm, während das große Erdbeben in Chile 1960 mit einer geschätzten Momentmagnitude von 9,4–9,6 ein seismisches Moment zwischen 1,4×1023 Nm und 2,8×1023 Nm hatte.

Natrokarbonatit (auch Natriumkarbonatit oder Lengaiit genannt) ist eine seltene Lava-Art, die nur an wenigen Vulkanen vorkommt. Aktuell wird sie ausschließlich am tansanischen Vulkan Ol Doinyo Lengai eruptiert. Am benachbarten Vulkan Kerimasi fand man diese Lava in einer älteren Tephraschicht.

Wie sich aus dem Namen ableiten lässt, handelt es sich um eine Lava auf Karbonbasis, die zudem vergleichsweise viel Natrium enthält. Siliziumdioxid kommt nur in sehr geringen Mengen vor. Die Analyse von Lavaproben hat ergeben, dass bis zu zwei Drittel des Gesteins aus Na₂O (Natriumoxid) und CO₂ (Kohlendioxid) bestehen. Erwähnenswert sind auch die Anteile von CaO (Calciumoxid) und K₂O (Kaliumoxid). Untergeordnet kommen auch die Elemente Barium, Strontium, Chlor und Fluor vor. Andere Verbindungen und Elemente, die in anderen Lava-Arten relativ häufig vorkommen, spielen nur eine Nebenrolle. Einige Mineralien der Lava sind seltener als Diamanten, besitzen aber trotzdem nicht ihren Wert. Zwei dieser Mineralien sind Gregoryit und Nyerereit, die im porphyrischen Natrokarbonatit als Einsprenglinge vorkommen und zugleich die Matrix bilden. Zudem wurden in der Matrix die Mineralien Fluorit (CaF₂), Nahcolit (NaHCO₃) und Pyrrhotin entdeckt.

Beim Natrokarbonatit handelt es sich um die kälteste Lava der Welt, denn sie wird bei Temperaturen eruptiert, die grob zwischen 540 und 590 Grad Celsius liegen. Das ist etwa halb so heiß wie basaltische Lava. Ich selbst war bei einigen Messungen und Beprobungen dabei, die Professor Jörg Keller mit seinen Studenten am Lengai vornahm. Das war im Jahr 2001. Damals wurden Lavatemperaturen um 500 Grad gemessen, was die niedrigsten Temperaturen einer Lavaschmelze waren, die jemals gemessen wurden. Da die Schmelze am Lengai so „kalt“ ist, glüht sie nachts kaum. Tagsüber sieht sie aus wie silbrig-glänzender Schlamm. Erstarrt die Lava zu festem Gestein, verliert sie ihren Glanz. Sie hat die Eigenschaft, durch Luftfeuchtigkeit zu oxidieren, und zerfällt letztendlich zu einem weißen, sodaartigen Pulver. Dieses wird durch Windböen verteilt und dringt in jede Ritze ein.

Wie diese einzigartige Lava entsteht, wird in der Fachwelt kontrovers diskutiert und ist noch nicht hinlänglich erforscht. Das Vorhandensein von Barium und Strontium liefert den Hinweis, dass die natrokarbonatitische Schmelze tief im Erdmantel entstehen könnte und aus einem basaltischen Stammmagma differenziert wird. Ein anderes Modell besagt, dass sich das Natrokarbonatit durch Entmischung aus einem Nephelinitmagma bildet. Eine weitere Hypothese ist, dass das Natrokarbonatit durch Abpressen eines alkalischen, CO₂-reichen Flüssigkeitskondensats von einer verwandten Schmelze oder Fluid entsteht. Hier käme eine Nephelinit-Schmelze infrage, da nämlich der größte Teil des Ol Doinyo Lengais aus Phonolith und Nephelinit besteht. Das sind Lava-Arten, die bei den Vulkanen des Riftvalleys relativ weit verbreitet sind.

Auffällig ist, dass der Vulkan in direkter Nachbarschaft zum Lake Natron liegt, wo Soda bzw. Natron in geysirartigen Quellen austritt. Auch das Wasser in Flüssen und Bächen der Region ist basisch und enthält viel Natron. Werden die Natronquellen und der Vulkan aus der gleichen unterirdischen Quelle gespeist oder lieferte die verwitterte Lava des Vulkans das Natron? Auch an anderen Stellen des ostafrikanischen Grabens gibt es Sodaseen, allerdings stehen in ihrer Nähe Vulkane, die konventionellere Lava-Arten förderten. Im Umland des Riftvalleys liegen aber auch alte Vulkane, die einst Tatsächlich förderte auch der deutsche Kaiserstuhl einst diese Lava-Art. Der Kaiserstuhl befindet sich im Oberrheingraben, bei dem es sich ebenfalls um ein kontinentales Riftsystem handelt.

Bei einem Nephelinit handelt es sich um ein dunkelgraues vulkanisches Gestein aus der Gruppe der Foidite. Das sind vulkanische Gesteine, die in ihren hellen Bestandteilen zu mindestens 90 % aus Mineralen der Foidgruppe bestehen. Diese Minerale bilden sich aus Magma, das an Siliziumdioxid (Kieselsäure) untersättigt ist, und weshalb sich kein Feldspat bilden kann, sondern nur seine Vertreter. In der Schmelze ist nicht genug Siliziumdioxid vorhanden, damit es sich mit Aluminium, Natrium, Kalium und Calcium zu Feldspat verbinden kann. Stattdessen kommt es zur Bildung von Mineralien wie Leucit, Nephelin und Haüyn, die praktisch keine Kieselsäure in ihre Kristallgitter einbauen.

Nephelinit ist feinkörnig und setzt sich vor allem aus den Mineralien Nephelin und Klinopyroxen zusammen. Es gibt auch Varianten, die Olivin enthalten. Dann spricht man von einem Olivinnephelinit. Wie in allen Foiden (Feldspatvertretern) kommt das Mineral Feldspat praktisch nicht vor und ist zudem an Kieselsäure (Quarz) untersättigt. Das Gesteinsgefüge kann variieren und offenporig, aber auch dicht sein.

Enthält ein Vulkanit zwischen 90 % und 60 % Nephelin in der Grundmasse, dann spricht man von einem phonolithischen Nephelinit. Bei einem geringeren Anteil von Nephelin wird der Vulkanit nicht mehr als Foidit bezeichnet und er fällt aus dieser Gesteinsgruppe heraus und wird nur noch als foidhaltiger Vulkanit bezeichnet.

In Deutschland kommt Nephelinit u. a. in der Vulkaneifel, am Vogelsberg und im Hegau vor. Man findet es auch im französischen Vulkangebiet der Auvergne. Verbreitet ist es an den Vulkanen des Ostafrikanischen Riftvalleys. Der Ol Doinyo Lengai in Tansania besteht zum überwiegenden Teil aus Phonolith und Nephelinit. Nur ca. 5 % des Vulkans bestehen aus Natrokarbonatit. Am Nyiragongo in der DRK kommt Nephelinit ebenfalls vor.

In einem Observatorium verrichten Wissenschaftler ihre beobachtenden Tätigkeiten von natürlichen Phänomenen. Es gibt eine Vielzahl unterschiedlicher Observatorien-Arten. In unserem Kontext sind vulkanologische und seismologische Observatorien von Bedeutung. Letztere werden überwiegend in erdbebengefährdeten Regionen errichtet, letztendlich verfügen aber die meisten Staaten über zumindest eine Erdbebenwarte. Vulkanologische Observatorien gibt es hingegen nur in Ländern mit entsprechend aktivem Vulkanismus. In Deutschland gibt es bislang kein vulkanologisches Observatorium, obwohl die Vulkane der Eifel zumindest theoretisch wieder aktiv werden könnten.

Das älteste vulkanologische Observatorium der Welt

Das erste richtige vulkanologische Observatorium der Welt wurde 1841 am Hang des neapolitanischen Vulkans Vesuv errichtet. Das war zu einer Zeit, als es noch kaum Messinstrumente zur systematischen Beobachtung eines Vulkans gab. Nach und nach entwickelte man hier Messmethoden, um dem Vulkan den Puls zu fühlen. Auch Seismometer gab es noch nicht. Sie wurden erst im Jahr 1875 entwickelt und kamen erst später in vulkanologischen Observatorien zum Einsatz. Zu Anfang beschränkte man sich auf visuelle Beobachtungen des Vulkangeschehens und hat das Vulkangebäude genau vermessen. Dabei stellte man fest, dass sich der Abstand zwischen zwei Messpunkten verändern kann. Später wurden dann Inklinometer eingesetzt, um festzustellen, ob Magma in den Untergrund eindringt. Es wurden auch Gas- und Lavaproben gesammelt und analysiert und Temperaturen gemessen.

Heute kommt eine Vielzahl von Messmethoden zum Einsatz. Viele finden im Rahmen der Fernerkundung satellitengestützt statt. Im Rahmen der Digitalisierung arbeiten die Messstationen am Vulkan weitestgehend autark und übermitteln ihre Daten per Funk zum Observatorium. Am Vesuv wanderte dieses vom Vulkanhang Richtung Neapel. Dort laufen nicht nur die Daten vom Vesuv zusammen, sondern von allen Vulkanen Kampaniens, insbesondere von den Campi Flegrei, der Insel Ischia und vom Stromboli.

Das Vesuv-Observatorium untersteht dem INGV (Nationalen Institut für Geophysik und Vulkanologie)und wird vom italienischen Ministerium für Bildung und Forschung finanziert. Das INGV leitet die Informationen und Empfehlungen der Wissenschaftler vor Ort an die Behörde für Zivil- und Katastrophenschutz weiter, die für alle Maßnahmen an Vulkanen verantwortlich ist. Ähnliche Strukturen haben sich auch in anderen Staaten etabliert.

In den USA unterstehen die Observatorien dem USGS, der wiederum mit dem Zivilschutz zusammenarbeitet. Eines der bekanntesten Observatorien der USA ist das HVO auf Hawaii. Es wurde 1912 gegründet und gehört ebenfalls zu einem der ältesten vulkanologischen Observatorien der Welt.

Zusammen mit der Vulkanologischen Gesellschaft e.V. unterstütze ich kleine Observatorien und Forschende weltweit. In Planung ist auch eine eigene seismologisch-vulkanologische Beobachtungsstation im kenianischen Vulkangebiet des Ostafrikanischen Riftvalleys.