Wiki Vulkane und Erdbeben

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 Scharfe. Selbst von menschlichen Opfern wurde schon berichtet. Mofetten, in denen man tatsächlich tote Tiere findet, kenne ich aus dem tschechischen Cheb-Becken.

Seltener entweicht 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 Helium3-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 magmatisch 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 sich 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) besteht. Erwähnenswert sind auch die Anteile von CaO (Calciumoxid) und K₂O (Kaliumoxid). Untergeordnet kommen auch die Elemente Barium, Strontium, Chlor und Flour 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 540-590 Grad Celsius liegen. Das ist etwas 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 natrokarbonantitische 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 beobachtende 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 aktiven 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. Dass 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 Anfangs beschränkte man sich mit visuellen 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 der Campi Flegrei, der Insel Ischia und vom Stromboli.
Das Vesuv-Observatorium untersteht dem INGV (Nationalen Instituts 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 sind. Ähnliche Strukturen haben sich auch in anderen Staaten etabliert.
In den USA unterstehen die Observatorien dem USGS, der Wiederrum 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 kleiner Observatorien und Forschende weltweit. In Planung ist auch eine eigene seismologische-vulkanologische Beobachtungsstation im kenianischen Vulkangebiet des Ostafrikanischen Riftvalleys.

Obsidian ist ein vulkanisches Ergussgestein, das zu einem vulkanischen Glas erstarrt ist. Die amorphe Struktur entsteht durch schnelle Abkühlung der Schmelze, so dass sich keine Kristalle bilden können.

Obsidian entsteht aus sauren Schmelzen mit einem geringen Anteil volatiler Phasen (Wasser, Gas). Häufig handelt es sich um rhyolithische Lava die zu Obsidian erstarrt. Es kommen aber auch Andesite und Phonolithe vor. Enthält die Schmelze viel Wasser und Gas, dann entsteht für gewöhnlich Bimsstein.

Im Gegensatz zu Bims, wird Obsidian effusiv gefördert. Und im Gegensatz zu Basalsäulen, die durch langsame Abkühlung eines Basaltlavastroms entstehen, bildet sich Obsidian aus sauren Laven die quasi abgeschreckt werden. Oft Geschieht dies durch den Kontakt mit Wasser.

Obsidian ist metastabil. Im Laufe der Zeit können sich Kristalle bilden und das Gestein verliert seine amorphe Struktur. Es wird weicher und wandelt sich zu Pechstein.

Durch seine amorphe Struktur ist Obsidian sehr hart und bricht muschelig. Es entstehen scharfe Kanten an denen man sich prima schneiden kann. Daher war Obsidian in der Steinzeit sehr begehrt. Hieraus wurden Messer und Pfeilspitzen hergestellt. Sogar heute noch gibt es Skalpelle mit Obsidian-Klingen.

Vorkommen von Obsidian

Ein bekanntes Vorkommen liegt auf der Insel Lipari. Am Fuße des Monte Pilato befindet sich die „rocche rosse“, ein großer Obsidianstrom, der in der Nähe von Bimssteinbrüchen liegt. Das Vorkommen war heiß begehrt und machte Lipari zu einem bedeutenden Wirtschaftszentrum der Steinzeit. Mit Beginn der Eisenzeit verlor der Obsidian an Bedeutung und damit auch die Insel nördlich von Sizilien.

Weitere bedeutende Vorkommen gibt es in Äthiopien. Der Legende nach soll der römische Feldherr Obius das Gestein in Äthiopien entdeckt haben und importierte es nach Rom. Nach ihm wurde das vulkanische Glas benannt. Stellt sich die Frage, ob die Römer das Wissen um ihre Obsidianvorkommen vor ihrer Haustür vergessen hatten.

Olivin ist das häufigste gesteinsbildende Mineral des Erdmantels und kommt in basaltischen Magmen vor. Es spielt keine Rolle, ob die Magmen als Lava eruptieren, oder als Plutone in der Erdkruste erstarren: Olivin findet sich in beiden Gesteinsvarianten. Dort kann es entweder als Kristalle im Gestein vorkommen oder als Einsprenglinge, die dann oft große Knollen bilden. Olivin gehört zur Gruppe der Inselsilikate. Die chemische Formel lautet A₂²⁺[SiO₄], wobei das „A“ Platzhalter für die Elemente Blei, Calcium, Cobalt, Eisen, Magnesium, Mangan und Nickel ist. Tatsächlich finden sich Olivinkristalle auch in einigen Meteoriten.

Fundstätten von Olivin

Die meisten basaltischen Lavaströme, aber auch basaltische Pyroklasten enthalten Olivin. Kleine Kristalle kann man an schwarzen Sandstränden sammeln, oder aus der Asche an einem Vulkan picken. Auf der Kanareninsel Lanzarote gibt es bedeutende Vorkommen. Die bekanntesten sind am Vulkan Montaña Colorado und entlang des Hauptkanals der Salinas del Janubio im Süden der Insel. Dort finden sich die Olivine in großen Knollen, die in Lava eingeschlossen sind, oder als kopfgroße Bomben.

Peridotit: Edelsteinvariante des Olivins

Eine besondere Varietät des Olivins ist seine Edelsteinform Peridotit. Sie ist reich an Magnesium und hat die Summenformel Mg₂SiO₄. Die orthorhombischen Kristalle haben eine etwas geringere Härte als Quarz und können durchaus große Kristalle bilden, die dann als Schmucksteine verwendet werden können und oft geschliffen werden. Während die meisten Peridotite in Minen abgebaut werden, gibt es auch einige relevante Fundstellen in basaltischen Lavaströmen. Eine bekannte Lagerstätte befindet sich auf der Peridotit-Mesa im US-Bundesstaat Arizona. Hier finden sich die Mineralien in einem bis zu 6 m mächtigen Basaltlavastrom des Vulkanfeldes San Carlos, das heute in einem Indianerreservat liegt.

Die wohl bekannteste Peridotit-Lagerstätte liegt auf der ägyptischen Insel St. Johannes im Roten Meer. Dort begann der Abbau der Schmucksteine bereits im Jahre 70 n Chr.

Pahoehoe-Lava entsteht aus dünnflüssigen (niedrigviskosen) Lavaströmen, welche schnell fließen. Wenn sie erstarren bildet sich eine relativ glatte Oberfläche.

Der Begriff Pahoehoe stammt aus dem Polynesischen und wurde auf Hawaii geprägt. Er bedeutet soviel wie „Lava auf der man gut gehen kann“. Der Antagonist ist hier die Aa-Lava.

In der Literatur wird oft angegeben, dass diese Lavaströme Temperaturen um 1100 Grad haben. Das mag für die frisch eruptierte Lava gelten, doch alleine die Tatsache, dass die typische Form eines Pahohehoe-Lavastroms dadurch entsteht, dass er oberflächlich abkühlt und unter der Erstarrungskruste weiterfließt und wieder durchbricht, zeigt, dass die Lava in diesem Stadium des Fließens bereits kühler sein muss.

Stricklava als Sonderform der Pahoehoe-Lavaströme

Stricklava (auch Seillava) ist eine Sonderform der Pahoehoe-Lava: wenn sich der Lavastrom staut, oder am Rand langsamer fließt, dann kann sie die glatte Oberfläche zu Wülsten aufschieben. Diese können wir Stricke aussehen, die aneinander liegen.

Vorkommen von Pahoehoe-Lavaströmen

Pahoehoe-Lavaströme kommen an vielen Vulkanen vor, die basaltische Lava fördern. Am typischsten ist sich für Schildvulkane. Ich kenne diese Lavaströme vom Piton de la Fournaise, dem Erta Alé und dem Kilauea auf Hawaii. Dort besteht praktisch die gesamte Fläche zwischen dem Pu’u ‚O’o-Krater und der Küste aus dieser Art an Lavaströmen. Das schließt die endlos erscheinende Küstenebene im Süden des Vulkans mit ein.

Shelly Pahoehoe Lava

So schön es auch sein mag, einen glatten Pahoehoe-Lavastrom barfuß zu begehen, desto unangenehmer kann es werden, wenn sich unter der dünnen Kruste ein Hohlraum gebildet hat. Das kann passieren, wenn die Lava unter der Erstarrungskruste weitergeflossen ist, oder wenn die Lava besonders gasreich war und sich Gastaschen unter der Kruste bildeten. Begeht man diese Lavaströme, dann ist die Wahrscheinlichkeit groß, durch die Kruste zu brechen. Nicht selten verschwindet man in dieser Shelly Pahoehoe Lava bis zu den Schienenbeinen und schlägt sich diese blutig. Die Strecke raus zum Pu’u O’o-Krater ist berüchtigt für seine Shelly-Lava.

Ein Paroxysmus ist eine Eruption, die langsam anfängt und sich zu einem relativ kurzweiligen Höhepunkt steigert. Sobald der Höhepunkt überschritten ist endet der Paroxysmus schnell. Meistens erfolgen paroxysmale Eruptionen in Serien.

Typischerweise beginnt ein Paroxysmus mit strombolianischen Eruptionen. Diese werden im Laufe der Zeit (Tage/Stunden) immer stärker bist sie so schnell aufeinander folgen, das eine Lavafontäne entsteht, die Hunderte Meter hoch sein kann. Die Lavafontäne speist einen Lavastrom. Zudem entsteht eine Aschewolke, die meistens mehrere Kilometer hoch aufsteigt. Durch Kollaps der Aschewolke können pyroklastische Ströme entstehen. Vor dem Einsetzen einer Lavafontäne bilden sich oft kurze Lavaströme.

Am Ätna auf Sizilien wurden bereits zahlreiche Paroxysmen beobachtet. Genauso am Fuego in Guatemala, oder Manam in Papua Neuguinea. Am Ätna dauert die Hochphase eines Paroxysmus für gewöhnlich 1-2 Stunden. Die Aufheizphase kann Tage bis Stunden dauern. Am Fuego und Manam dauern die Hochphase oft 12 – 36 Stunden. Die Aschewolken erreichen Höhen von 10 km und mehr. Am Manam stiegen die Aschewolken auch schon bis in die Stratosphäre auf. Die Eruptionen wurden so heftig, dass es zu Evakuierungen kam.

Am Ätna gab es bereits mehrere Phasen mit Paroxysmen. Am Anfang einer solchen Phase erfolgen die paroxysmalen Ausbrüchen nach relativ langen Pausenintervallen von Tagen, oder Wochen. Die Intervalle verkürzen sich dann meistens, so dass sogar 2-3 Paroxysmen pro Tag beobachtet wurden. Legendär ist eine Phase mit Ätna-Paroxysmen zum Anfang des neuen Millenniums, bei der 77 Eruptionen registriert wurden.

Während am Ätna bisher keine Menschen durch Paroxysmen getötet wurden, sieht es am Fuego in Guatemala anders aus: Im Juni 2018 ereignete sich dort Paroxysmus mit katastrophalen Folgen. Pyroklastische Ströme liefen über die Vulkanflanken und zerstörten ein Dorf. 190 Personen wurden getötet, 57 verletzt. 256 Menschen galten als vermisst. Viele von ihnen werden Tod sein. Zuvor gab es eine Serie von Paroxysmen, so dass sich die Bevölkerung an die Eruptionen gewöhnt hatte. Am Katastrophentag hing der Fuego in dichten Wolken, so dass die Bewohner nicht mitbekamen, wie die Situation am Vulkan eskalierte.

Peleanische Eruptionen beschreiben explosive Vulkanausbrüche aus Lavadomen, bei denen Aschewolken und Pyroklastische Ströme entstehen. Dabei kann es zu seitwärts-gerichteten Explosionen kommen, wenn z.B. eine Flanke des Lavadoms kollabiert. 

Peleanische Eruptionen werden von dombildenden Vulkanen erzeugt, die eine hochviskose Lava fördern die reich an Gasen ist. In der Regel sind das andesitische und dazitische Laven. Der Lavadom verstopft den Hauptschlot des Vulkans und verhindert eine Entgasung des Magmas. So kann sich im Schlot und im Dom ein hoher Gasdruck aufbauen, der die hohe Explosivität dieser Ausbruchsform bedingt.

Bekannte Peleanische Eruptionen

Namensgebend für diesen Eruptionstyp war der Vulkan Montagne Pelée auf der Karibikinsel Martinique. Dieser Vulkan eruptierte im Jahr 1902 katastrophal: eine seitwärts gerichtete Eruption generierte Pyroklastische Ströme vom Typ „Nuées ardentes“, die die 7 km entfernte Inselhauptstadt St. Pierre erreichten und dort einen Großteil der Bevölkerung auslöschten. Es starben mindesten 28.000 Menschen. Die Eruption erreichte einen VEI 4 und ist somit im Reigen der mittelstarken Vulkanausbrüche einzuordnen. Der Vulkanexplosivitäts-Index kategorisiert dementsprechend Ausbrüche mit einem VEI 4 generell als Peleanische Eruptionen, ungeachtet dessen, ob es zu einer seitwärts gerichteten Explosion gekommen ist.

Ein ähnliches Ereignis manifestierte sich 1980 am US-Amerikanischen Vulkan Mount St. Helens: unter der Nordflanke des Vulkans akkumulierte sich ein Magmenkörper, der zur Ausbeulung der Flanke führte. Ein Erdbeben löste einen großen Hangrutsch aus. Durch die plötzliche Druckentlastung expandierte das Gas im Magmenkörper und es kam zu einer starken seitwärts gerichteten Explosion. Die Druckwelle ließ in 20 km Entfernung Bäume wie Streichhölzer umknicken. Pyroklastische Ströme verbrannten, was die Druckwelle übrig ließ. Da die Eruption mit einem VEI 6 eingestuft wurde, ging sie als Plinianische Eruption in die Analen der Geschichtsschreibung ein, obwohl sie vom Charakter her Peleanisch war.