Physikalische Geologie

Es gibt zahlreiche Arten von Vulkanen oder vulkanischen Quellen; einige der häufigsten sind in Tabelle 4.1 zusammengefasst.

Tabelle 4.1 Eine Zusammenfassung der wichtigsten Arten von Vulkanismus

Die Größen und Formen typischer Schild-, Verbund- und Schlackenkegelvulkane werden in Abbildung 4.9 verglichen, wobei fairerweise gesagt werden muss, dass Mauna Loa der größte Schildvulkan der Erde ist; alle anderen sind kleiner. Der Mauna Loa erhebt sich aus dem umliegenden flachen Meeresboden, und sein Durchmesser beträgt etwa 200 km. Seine Höhe beträgt 4.169 m über dem Meeresspiegel. Der Mt. St. Helens, ein zusammengesetzter Vulkan, erhebt sich über die umliegenden Hügel der Cascade Range. Sein Durchmesser beträgt etwa 6 km, und seine Höhe liegt bei 2.550 m über dem Meeresspiegel. Schlackenkegel sind viel kleiner. Auf dieser Zeichnung ist selbst ein großer Schlackenkegel nur ein Punkt.

Schlackenkegel, wie der Eve Cone im Norden von British Columbia (Abbildung 4.10), haben in der Regel nur einen Durchmesser von wenigen hundert Metern, und nur wenige sind mehr als 200 m hoch. Die meisten bestehen aus Fragmenten von blasenförmigem mafischem Gestein (Schlacke), die beim Aufkochen des Magmas an der Oberfläche ausgestoßen wurden und Feuerfontänen bildeten. In vielen Fällen wurden diese später zu Ergüssen (Lavaströmen), als die Gase erschöpft waren. Die meisten Schlackenkegel sind monogenetisch, d. h. sie entstanden während einer einzigen eruptiven Phase, die Wochen oder Monate gedauert haben kann. Da Schlackenkegel fast ausschließlich aus losen Bruchstücken bestehen, haben sie eine sehr geringe Festigkeit. Sie können leicht und relativ schnell erodiert werden.

Vulkane aus Verbundwerkstoffen

Vulkane aus Verbundwerkstoffen, wie der Mt. St. Helens im Bundesstaat Washington (Abbildung 4.11), sind fast alle mit Subduktion an konvergenten Plattengrenzen verbunden – entweder an Ozean-Kontinent- oder Ozean-Ozean-Grenzen (Abbildung 4.4b). Sie können sich bis zu mehreren Tausend Metern aus dem umliegenden Gelände erheben und haben mit Steigungen von bis zu 30˚ einen typischen Durchmesser von bis zu 10 km. Bei vielen dieser Vulkane lagert das Magma in einer Magmakammer im oberen Teil der Kruste. Am Mt. St. Helens zum Beispiel gibt es Hinweise auf eine Magmakammer, die etwa 1 km breit ist und sich von etwa 6 km bis 14 km unter der Oberfläche erstreckt (Abbildung 4.12). Die systematischen Schwankungen in der Zusammensetzung des Vulkanismus am Mt. St. Helens in den vergangenen Jahrtausenden deuten darauf hin, dass die Magmakammer in Zonen eingeteilt ist, von mehr felsischem Gestein im oberen Bereich bis zu mehr mafischem Gestein im unteren Bereich.

Mafische Eruptionen (und einige intermediäre Eruptionen) erzeugen dagegen Lavaströme; der in Abbildung 4.13b gezeigte ist dick genug (insgesamt etwa 10 m), um in einem säulenartigen Fugenmuster abgekühlt zu sein (Abbildung 4.14). Lavaströme flachen das Profil des Vulkans ab (da die Lava in der Regel weiter fließt als pyroklastische Trümmer) und schützen die fragmentarischen Ablagerungen vor Erosion. Dennoch neigen zusammengesetzte Vulkane dazu, schnell zu erodieren. Patrick Pringle, ein Vulkanologe des Washington State Department of Natural Resources, beschreibt den Mt. St. Helens als einen „Schrotthaufen“. Die Zusammensetzung des Gesteins, aus dem der Mt. St. Helens besteht, reicht von Rhyolith (Abbildung 4.13a) bis zu Basalt (Abbildung 4.13b); dies bedeutet, dass die Arten der vergangenen Eruptionen sehr unterschiedlich waren. Wie bereits erwähnt, fließt felsisches Magma nicht so leicht und lässt Gase nicht so leicht entweichen. Unter diesen Umständen baut sich ein Druck auf, bis sich ein Kanal öffnet, und dann kommt es zu einer explosiven Eruption aus dem gasreichen oberen Teil der Magmakammer, bei der pyroklastische Trümmer entstehen, wie in Abbildung 4.13a dargestellt. Diese Art von Eruption kann auch zu einem raschen Schmelzen von Eis und Schnee auf einem Vulkan führen, was typischerweise große Schlammströme, so genannte Lahare, auslöst (Abbildung 4.13a). Heiße, sich schnell bewegende pyroklastische Ströme und Lahare sind die beiden Hauptursachen für Todesopfer bei Vulkanausbrüchen. Pyroklastische Ströme töteten etwa 30.000 Menschen während des Ausbruchs des Mt. Pelée auf der Karibikinsel Martinique im Jahr 1902. Die meisten wurden in ihren Häusern verbrannt. Im Jahr 1985 tötete ein massiver Lahar, der durch den Ausbruch des Nevado del Ruiz ausgelöst wurde, 23.000 Menschen in der kolumbianischen Stadt Armero, die etwa 50 km vom Vulkan entfernt liegt.

Im geologischen Kontext bilden sich zusammengesetzte Vulkane in der Regel relativ schnell und halten nicht sehr lange an. Der Mt. St. Helens zum Beispiel besteht aus Gestein, das jünger als 40.000 Jahre ist; der größte Teil davon ist jünger als 3.000 Jahre. Wenn seine vulkanische Aktivität aufhört, könnte er innerhalb weniger zehntausend Jahre erodieren. Dies ist vor allem auf das Vorhandensein von pyroklastischem Eruptivmaterial zurückzuführen, das nicht sehr widerstandsfähig ist.

Schildvulkane

Die meisten Schildvulkane sind mit Mantelplumes verbunden, einige bilden sich jedoch an divergierenden Grenzen, entweder an Land oder auf dem Meeresboden. Aufgrund ihres nicht viskosen mafischen Magmas haben sie in der Regel relativ geringe Steigungen (2 bis 10˚), und die größeren von ihnen können einen Durchmesser von über 100 km haben. Die bekanntesten Schildvulkane sind die Vulkane der Hawaii-Inseln, von denen sich die einzigen aktiven Vulkane auf der großen Insel Hawaii befinden. Der Mauna Loa, der größte Vulkan der Welt und der größte Berg der Welt (nach Volumen), brach zuletzt 1984 aus. Der Kilauea, der wohl aktivste Vulkan der Welt, ist seit 1983 praktisch ununterbrochen ausgebrochen. Loihi ist ein Unterwasservulkan an der Südostseite von Hawaii. Es ist bekannt, dass er zuletzt 1996 ausgebrochen ist, aber möglicherweise ist er seitdem ausgebrochen, ohne entdeckt zu werden.

Alle hawaiianischen Vulkane sind mit dem Mantelplume verbunden, der derzeit unter Mauna Loa, Kilauea und Loihi liegt (Abbildung 4.15). In diesem Gebiet bewegt sich die Pazifische Platte mit einer Geschwindigkeit von etwa 7 cm/Jahr nach Nordwesten. Das bedeutet, dass sich die früher entstandenen – und jetzt erloschenen – Vulkane inzwischen weit vom Mantelplume entfernt haben. Wie in Abbildung 4.15 dargestellt, gibt es unter allen drei aktiven Vulkanen Hawaiis Hinweise auf Magmakammern in der Kruste. Beim Kilauea scheint die Magmakammer einen Durchmesser von mehreren Kilometern zu haben und liegt zwischen 8 km und 11 km unter der Oberfläche.

Obwohl er kein markanter Berg ist (Abbildung 4.9), hat der Kilauea-Vulkan eine große Caldera in seinem Gipfelbereich (Abbildung 4.16). Eine Caldera ist ein Vulkankrater mit einem Durchmesser von mehr als 2 km; dieser Krater ist 4 km lang und 3 km breit. Er enthält einen kleineren Krater namens Halema’uma’u, der insgesamt mehr als 200 m unter der Umgebung liegt. Die meisten Vulkankrater und Calderen bilden sich über Magmakammern, und die Höhe des Kraterbodens wird durch den Druck des Magmakörpers beeinflusst. In historischer Zeit haben sich die Böden sowohl der Kilauea-Caldera als auch des Halema’uma’u-Kraters während der Expansion der Magmakammer nach oben und während der Deflation der Kammer nach unten bewegt.

Eines der auffälligen Merkmale der Kilauea-Caldera ist aufsteigender Wasserdampf (die weiße Wolke in Abbildung 4.16) und ein starker Schwefelgeruch (Abbildung 4.17). Wie in magmatischen Regionen üblich, ist Wasser die wichtigste flüchtige Komponente, gefolgt von Kohlendioxid und Schwefeldioxid. Diese und einige kleinere Gase stammen aus der Magmakammer in der Tiefe und steigen durch Risse im darüber liegenden Gestein auf. Diese Entgasung des Magmas ist entscheidend für die Art der Eruption am Kilauea, die in den letzten 30 Jahren meist effusiv und nicht explosiv war.

Die Eruption des Kilauea, die 1983 begann, begann mit der Bildung eines Schlackenkegels am Pu’u ‚O’o, etwa 15 km östlich der Caldera (Abbildung 4.18). Das Magma, das diese Eruption speiste, floss entlang eines großen Kanalsystems, das als East Rift bekannt ist und sich über etwa 20 km von der Caldera aus zunächst nach Südosten und dann nach Osten erstreckt. Die Lavafontänen und der Bau des Schlackenkegels Pu’u ‚O’o (Abbildung 4.19a) setzten sich bis 1986 fort, dann wurde der Strom effusiv. Von 1986 bis 2014 floss die Lava aus einer Lücke in der Südflanke des Pu’u ‚O’o durch eine Lavaröhre (Abbildung 4.19d) den Hang des Kilauea hinunter und trat am oder in der Nähe des Ozeans aus. Seit Juni 2014 fließt die Lava nach Nordosten (siehe Übung 4.4).

Die beiden Haupttypen von Texturen, die bei effusiven subaerischen Eruptionen entstehen, sind Pahoehoe und Aa. Pahoehoe, stückige Lava, die sich als nichtviskose Lava bildet, fließt sanft und bildet eine Haut, die geliert und dann Falten wirft, weil die Lava unter der Oberfläche weiterfließt (Abbildung 4.19b und „Lavastrom-Video“). Aa oder blockige Lava entsteht, wenn Magma gezwungen wird, schneller zu fließen, als es kann (z. B. einen Hang hinunter) (Abbildung 4.19c). Tephra (Lavafragmente) entsteht bei explosiven Eruptionen und sammelt sich in der Nähe von Schlackenkegeln an.

Abbildung 4.19d ist ein Blick in eine aktive Lavaröhre am Südrand des Kilauea. Das rote Glühen stammt von einem Strom sehr heißer Lava (~1200°C), die über einen Großteil der 8 km vom Pu’u ‚O’o-Schlot unterirdisch geflossen ist. Lavaröhren bilden sich auf natürliche Weise sowohl auf Schild- als auch auf Verbundvulkanen, da die fließende mafische Lava bevorzugt in der Nähe ihrer Ränder abkühlt und dabei feste Lavaschichten bildet, die sich schließlich über der Spitze des Stroms schließen. Da das Magma in einer Lavaröhre nicht der Luft ausgesetzt ist, bleibt es heiß und flüssig und kann über Dutzende von Kilometern fließen, was zu den großen Ausmaßen und den niedrigen Hängen von Schildvulkanen beiträgt. Die hawaiianischen Vulkane sind mit Tausenden von alten Lavaröhren durchzogen, von denen einige bis zu 50 km lang sind.

Kilauea ist etwa 300 ka alt, während der benachbarte Mauna Loa über 700 ka und der Mauna Kea über 1 Ma alt ist. Wenn der Vulkanismus über dem hawaiianischen Mantelplume so weitergeht wie in den letzten 85 Ma, wird der Kilauea wahrscheinlich noch mindestens 500 000 Jahre lang ausbrechen. Bis dahin wird sein Nachbar, Loihi, aus dem Meeresboden aufgetaucht sein, und seine anderen Nachbarn, Mauna Loa und Mauna Kea, werden erheblich erodiert sein, wie ihre Vettern, die Inseln im Nordwesten (Abbildung 4.15).

Großen Igneous Provinces

Während der Hawaii-Mantelplume über einen sehr langen Zeitraum (~85 Ma) ein relativ geringes Magmavolumen produziert hat, sind andere Mantelplumes weniger beständig, und einige erzeugen über relativ kurze Zeiträume massive Magmavolumen. Obwohl ihr Ursprung noch umstritten ist, geht man davon aus, dass der Vulkanismus, der zu großen magmatischen Provinzen (LIP) führt, mit sehr großen, aber relativ kurzzeitigen Magmastößen aus Mantelplumes zusammenhängt. Ein Beispiel für eine LIP ist die Columbia River Basalt Group (CRGB), die sich über Washington, Oregon und Idaho erstreckt (Abbildung 4.20). Dieser Vulkanismus, der eine Fläche von etwa 160.000 km2 mit bis zu mehreren hundert Metern dickem Basaltgestein bedeckte, fand zwischen 17 und 14 Ma statt.

Die meisten anderen LIP-Eruptionen sind viel größer. Man schätzt, dass die Sibirischen Fallen (ebenfalls Basalt), die am Ende der Permzeit bei 250 Ma ausbrachen, etwa 40 Mal so viel Lava wie der CRBG produzierten.

Der Mantelplume, von dem man annimmt, dass er für den CRBG verantwortlich ist, befindet sich jetzt unter dem Yellowstone-Gebiet, wo er zu felsischem Vulkanismus führt. In den letzten 2 Mio. Jahren haben drei sehr große explosive Ausbrüche im Yellowstone-Gebiet etwa 900 km3 felsisches Magma freigesetzt, was etwa dem 900-fachen Volumen des Ausbruchs des Mt. St. Helens im Jahr 1980 entspricht, aber nur 5 % des Volumens des mafischen Magmas im CRBG.

Meeresbodenvulkanismus

Einige LIP-Ausbrüche ereignen sich auf dem Meeresboden, wobei der größte Ausbruch das Ontong-Java-Plateau im westlichen Pazifik bei etwa 122 Mio. Jahren erschuf. Der meiste Meeresbodenvulkanismus hat seinen Ursprung jedoch an divergenten Grenzen und umfasst Eruptionen mit relativ geringem Volumen. Unter diesen Bedingungen kühlt heiße Lava, die in das kalte Meerwasser sickert, schnell ab und verhält sich dann ein wenig wie Zahnpasta. Die dabei entstehenden Lavabrocken werden als Kissen bezeichnet und bilden in der Regel Haufen um einen Lavaschlot am Meeresboden (Abbildung 4.21). Bezogen auf die Fläche gibt es wahrscheinlich mehr Kissenbasalte auf dem Meeresboden als irgendeine andere Gesteinsart auf der Erde.

Kimberlite

Während man davon ausgeht, dass der gesamte bisher besprochene Vulkanismus durch teilweises Aufschmelzen im oberen Erdmantel oder in der Kruste entsteht, gibt es eine besondere Klasse von Vulkanen, die Kimberlite genannt werden und ihren Ursprung viel tiefer im Erdmantel haben, in einer Tiefe von 150 km bis 450 km. Bei einem Kimberlitausbruch kann Material aus dieser Tiefe schnell (Stunden bis Tage) an die Oberfläche gelangen, ohne dass es zu einer Interaktion mit dem umgebenden Gestein kommt. Daher ist das eruptive Kimberlitmaterial repräsentativ für die Zusammensetzung des Erdmantels: es ist ultramafisch.

Kimberliteruptionen, die in Tiefen von mehr als 200 km in Gebieten unter alter dicker Kruste (Schilde) entstehen, durchqueren den Bereich der Stabilität von Diamanten im Erdmantel und bringen in einigen Fällen diamanthaltiges Material an die Oberfläche. Es wird angenommen, dass alle Diamantenvorkommen auf der Erde auf diese Weise entstanden sind; ein Beispiel ist die reiche Ekati-Mine in den Northwest Territories (Abbildung 4.22).

Die Kimberlite bei Ekati sind zwischen 45 und 60 Ma ausgebrochen. Viele Kimberlite sind älter, einige viel älter. In historischer Zeit hat es keine Kimberlitausbrüche gegeben. Die jüngsten bekannten Kimberlite befinden sich in den Igwisi Hills in Tansania und sind nur etwa 10 000 Jahre alt. Die nächstjüngeren bekannten sind etwa 30 Ma alt.