Mittelozeanischen Rücken und Tiefseeberge

Der Großteil der Vulkanausbrüche auf der Erde findet entlang der Mittelozeanischen Rücken statt, dem 70.000 km langen Rift System in der Mitte der Ozeane, an denen die tektonischen Platten auseinander driften. Entlang einer ein bis zwei Kilometer breiten Zone fließt dort dauerhaft und ruhig sehr SiO2-arme  basaltische Lava aus. Auf Island hinterlässt der Mittelatlantische Rücken seine Spuren auf dem Festland. Eine große Spalteneruption gab es dort 1783 beim Vulkan Laki, die klimatischen Veränderungen und eine Hungersnot in Europa ausgelöst hat.

Neben dem Mittelozeanischen Rücken gibt es noch einen weiteren großen Teil an untermeerischen Vulkanen. Über Heißen Flecken können sich unter Wasser riesige Plateau Basalte wie das Ontong Java Plateau bilden. An den mittelozeanischen Rücken oder innerhalb einer ozeanischen Platte über einem Heißen Fleck können sich lange Ketten von Tiefseebergen („Seamounts“) bilden. Tiefseeberge werden auf der ozeanischen Kruste durch submarine Lavaströme gebildet. Ein aktuelles Beispiel dafür ist Hawaii. Wird ein Tiefseeberg groß genug, dann ragt er über die Meeresoberfläche hinaus, so wie der Mauna Loa. Dabei ist es wie bei einem Eisberg, dass der größte Teil des Vulkanbaus unter dem Wasser liegt. Durch die Drift der Platten verlieren die Vulkane den Kontakt zu den lokal recht stabilen Heißen Flecken oder den Spreizungszonen, die als Magmenquellen dienen, und erlöschen irgendwann. Später unterliegen sie der Erosion. Wenn das Material über der Meeresoberfläche abgetragen wurde, dann nennt man sie Guyots. An anderer Stelle bilden sich über den Heißen Flecken neue Vulkane, wodurch dann eine Kette aus Vulkanen entsteht.

Caldera

Eine Caldera ist eine riesige, meist annähernd kreisförmige Geländevertiefung vulkanischen Ursprungs. Wird eine flachliegende Magmakammer bei einer Eruption entleert, kann es zum Kollaps des darüber liegenden Vulkangebäudes bzw. des darüber liegenden Deckengesteins kommen. Auf den Gipfeln basaltischer oder andesitscher Vulkane existieren es teilweise kleine Calderen mit Durchmessern unter 5 km, bei denen auch nach der calderaformenden Eruption Lava effusiv austritt.

Bei großen, plinianischen Eruptionen können sich Calderen mit einer Größe bis zu 75 km bilden. Im Allgemeinen nimmt der Durchmesser einer Caldera proportional zum Materialvolumen zu, das bei der Eruption bei seiner Entstehung ausgestoßen wurde. Große Calderen sind der Pinatubo auf den Philippinen oder der Krakatau in Indonesien. Bei der Entstehung der Yellowstone Caldera in den USA vor ca. 600.000 Jahren wurden 2.000 km³ vulkanisches Material eruptiert. Beim Ausbruch des Vulkans Toba auf Sumatra vor ca. 74.000 Jahren entstand ein fast 100 km langer Kessel, in dem heute der Toba See liegt.  Die Eruption des Taupo Vulkans in Neuseeland vor 1.800 Jahren brachte 35 km³ Magma an die Erdoberfläche, dies war die größte in den letzten 2.000 Jahren. Die Caldera hat einen Durchmesser von 35 km und beherbergt den Tauposee.

Calderavulkane sind über lange Zeiträume aktiv. In den Calderen können sich immer wieder neue, sekundäre Vulkanbauten bilden: Lavadome, Schlackekegel, die zu Stratovulkanen heranwachsen können, oder auch neue Calderen. Ein Beispiel hiefür ist der Vulkan Yasur im Südpazifik. Zurück zum Anfang

Flutbasalte

Entlang von Spalten finden oft großskalige basaltische Eruptionen statt. Dabei können innerhalb einer recht kurzen Zeit voluminöse, mächtige Sequenzen silikatarmer Lava entstehen, die man Flutbasalte nennt. Beim Ausfließen riesiger Mengen an basaltischer Lava entweichen große Mengen an Gasen wie Schwefeldioxid (SO2) und Hydrogensulfid (H2S). Diese haben große Effekte auf das globale Klima. So ist es nicht verwunderlich, dass die Entstehung riesiger Flutbasalt-Provinzen wie in Sibirien vor ca. 242 Millionen Jahren und in Indien vor 65,5 Millionen Jahren mit den Massenausterbeereignissen an der Perm-Trias und der Kreide-Tertiär Grenze in Zusammenhang stehen. nach oben

Schildvulkane

Durch Hawaiianische Eruptionen und schnelle, weit ausfließende große Mengen an gering viskoser Lava bilden sich Schildvulkane. Solche Eruptionen und Vulkantypen kommen oft bei Heißen Flecken vor, wie zum Beispiel beim Piton de la Founaise auf Reunion, Kilauea oder Mauna Loa auf Hawaii oder den Vulkanen von Galapagos. Zudem aber auch an Riftzonen wie dem Ostafrikanischen Grabenbruch-System. Diese Vulkane sind sehr flach und werden oft gar nicht auf den ersten Blick als solche erkannt. nach oben

Lavadome

Wenn sich viskoses, sehr langsam ausquellendes Magma relativ schnell abkühlt, können sich direkt über dem Vulkanschlot Lavadome (Quellkuppen) bilden. Sie können einige Meter bis zu Kilometern Durchmesser erreichen sowie bis hin zu 1000 Metern hoch werden.

Durch das schnelle Abkühlen der Lava bildet sich ein Pfropfen im Schlot, welcher hierdurch schnell „verstopft“. Häufig staut sich das nachfolgend aufsteigende Magma darunter. Hat diese Schmelze einen hohen Gasgehalt, kann sich dort sehr schnell ein hoher Druck aufbauen, und zu starken Explosionen führen. Auch können beim Kollaps der oft instabilen Lavadome pyroklastische Ströme entstehen. Junge Lavadome finden sich in Europa entlang der Chaine des Puys im französischen Zentralmassiv. Auch der ältere Vulkanismus im Süden von Deutschland hat mehrere Quellkuppen produziert, so beispielweise in der Rhön oder im Hegau. nach oben

Stratovulkane

Bei sogenannten "vulkanianischen Eruptionen" folgt nach einer anfänglichen vulkanianischen Phase meist eine ruhigere Phase, in der Lava ausfließt. Durch den Wechsel von Lavaschichten und Tephra bilden sich Schicht- oder Stratovulkane. Diese weisen sehr steile Flanken auf. Stratovulkane finden sich häufig in der Nähe von Subduktionszonen wie zum Beispiel entlang des Pazifischen Feuerrings. Bekannte Beispiele für den Ausbruch von Schichtvulkanen sind der Krakatau 1883, der Mount St. Helens im Jahr 1980 und der Pinatubo im Jahr 1991. Diese besonders exlosiven Ausbrüche, bei der die Vulkanasche über weite Strecken transportiert wird, zeigen die große Gefahr, die von Stratovulkanen ausgehen. nach oben

Schlackekegel

Schlacke- oder Aschekegel können bis zu einige hundert Meter hoch werden. Sie haben steile Flanken und auf ihrem flachen Gipfel befindet sich ein Krater. Schlackekegel entstehen meist in einer einzelnen Eruption durch kleine Explosionen, bei denen häufig eine recht flüssige, basaltische Schmelze ausgeworfen wird. Die Schlacke und Asche lagert sich kegelförmig rund um den Vulkanschlot ab. nach oben

Maare

Maare sind wannen- oder trichterförmige  Krater, die 10 bis 500 Meter tief in die Eruptionsoberfläche einschneiden können. Ein Ringwall aus vulkanischem Auswurfmaterial oder versprengtem Wandgestein umgibt die Maare, oft befindet sich darin ein See.

Maareentstehen durch phreatische oder phreatomagmatische Eruptionen. Bei phreatischen Eruptionen ist kein Magma beteiligt, der Druck von Wasserdampf alleine sprengt das umliegende Gestein weg. Bei phreatomagmatischen Eruptionen baut sich durch den Kontakt des heißen Magmas mit Oberflächenwasser ein großer Druck auf, was zu heftigen Explosionen führen kann. nach oben

Text: Christina Bonanati, GEOMAR Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel

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