Vulkanismus

Ursachen für Vulkanismus

Grundvoraussetzung für die Entstehung von Vulkanen ist die Bildung von Schmelze.

Allein das Vorhandensein eines Transportweges genügt nicht. Weitere Bedingungen sind die Zufuhr von Wasser oder Kohlendioxid an Subduktionszonen und der adiabatische (ohne Energieverlust) Aufstieg von Mantelgestein. Diese Faktoren führen zur Schmelzbildung. Durch Konvektion plastischen Materials im Erdmantel kommt es zu passivem und aktivem Aufstieg von Magma an Hotspots. Diese werden primär verursacht durch Temperaturanomalien in der Quellregion. Bei langsamem Magmenaufstieg findet Konduktion statt.

Die Hauptursache ist partielle Anatexis. Schmelzbildung wird ausgelöst durch verschiedene Faktoren:

• Erhitzung des Mantels bei konstantem Druck (Konvektion)
• Reduzierung des Drucks bei konstanter Temperatur (adiabatischer Aufstieg)
• Modifizierung des Solidus und Veränderung der Mantelchemie (Wasserzufuhr)

Haupttypen des Vulkanismus

• Vulkanismus an Plattengrenzen
• Subduktion
• Spreizungsachsen
• Intraplattenvulkanismus
• Hotspots
• Ketten
• Einzelvulkane

Mittelozanische Rücken (Spreizungsachsen)

Merkmale von Spreizungsachsen sind das Auftreten von Rifting, MOR, Spaltenvulkanismus, Vulkanzentren, Black Smokers und Pillow-Laven. Die Pillowlaven bestehen aus tholeiitischen Basalten. Diese Tholeiite sind SiO2-reiche Magmen mit Kieselsäuregehalten > 49% mit niedrigen Alkaligehalten (K,Na,Rb).

Abkürzungen der Rücken:

• MAR: Mittelatlantischer Rücken
• EPR: East Pacific Rise
• SWIR: Südwest Indischer Rücken
• SEIR: Südost Indischer Rücken
• Juan de Fuca-Ridge

Die Spreizungsgeschwindigkeiten liegen im Mittel zwischen 0,5 und 16 cm/a. A usnahme ist Indien mit 20 cm/a. Es gibt morphologische Unterschiede der Rücken in Abhängigkeit von der Spreizungsgeschwindigkeit.

Beispiele für langsame Rücken sind der Gakkelrücken in der Arktis, der Südatlantik mit 2 cm/a und der SWIR. Ein Beispiel für schnelle Rücken ist der EPR.

Die Morphologie der Rücken hängt von der Spreizungsgeschwindigkeit ab. Langsam spreizende Achsen können schnell spreizend aussehen, wenn sie Hotspot-beeinflußt sind, wie z.B. der Kolbeinsey-Rücken in Nordisland.

Basaltzusammensetzung

Die Zusammensetzung der Basalte hängt nicht von der Spreizungsgeschwindigkeit ab. Aber Basalte schnell spreizender Rücken sind homogener als die langsam spreizender Rücken. Gründe für die Homogenität oder Heterogenität des Basaltes: Der Unterschied zwischen den Magmen langsam- und schnell-spreizender Rücken liegt im Kristallbrei. Bei schnell spreizenden Rücken ist der Kristallbrei kontinuierlich vorhanden während er bei langsam spreizenden erfriert, also fast nie vorhanden ist. Der homogene Basalt entsteht durch eine Homogenisierung im Brei. Der heterogene Basalt beruht auf Variationen direkt aus der Schmelzproduktionszone. Aus den heterogenen Basalten erlangt man mehr Informationen über Prozesse im Inneren der Schmelzproduktionszone.

Chemismus von MORB (Mid-Ocean-Ridge-Basalt)

N-MORB: Normal
T-MORB: Transitionell
E-MORB: Enriched

Die E-MORB hängen mit inkompatiblen Elementen zusammen. Elemente mit großen Ionenradien gehen bevorzugt in die Schmelze ein. Dazu gehören vor allem Na, Rb, Cs, Sr und Ba.

Flache Rücken haben geringe Mengen an inkompatiblen Elementen und hohe Mengen an Eisen und Magnesium. Das bedeutet, dass der Aufschmelzungsgrad sehr hoch ist (zu sehen an den inkompatiblen Elementen). Außerdem sieht man am Eisen- und Magnesiumgehalt, dass die Aufschmelzungstiefe groß ist.

Alle MORB sind Tholeiite, das heißt sie sind SiO2-gesättigt (50 - 52 %). E-MORB sind eine Mischung aus N-MORB und angereicherten Hotspot-Magmen.

Intraplattenvulkanismus

Die erste Ursache für die Entstehung von Intraplattenvulkanismus ist der aktive Aufstieg von Material im Mantel mit Bildung eines Diapirs. Dies hängt mit der Konvektion von Material im Erdmantel zusammen. Dabei steigt wärmeres Material mit geringerer Dichte auf. Ein Beispiel für klassischen Hotspot Vulkanismus ist Hawaii. Es bildet sich eine Inselkette parallel zur Plattenbewegung. Dabei entsteht eine Altersabfolge, wobei der jüngste Vulkan am dichtesten an der Spreizungsachse liegt.

Eine zweite Ursache ist Tektonik in der Platte. Dies kann durch leichtes Zerreißen der Platte verursacht werden. Dadurch fließt vorhandenes Magma aus. Hierbei entstehen einzelne Seamounts, wie z.B. Aszension. Der erste Vulkan einer Vulkankette entsteht durch eine Supereruption. Es findet eine Bildung von Zentralvulkanen und Schildvulkanen statt. Es gibt dabei Spalten- und Flankenvulkane.

Inselkettenvulkane (Hawaii-Typ)

Hawaiianische Eruptionen sind aufgrund geringen Gasgehaltes sehr ruhig und produzieren Lavaseen und Lavaflüsse sowie Feuerfontänen. Die Lavaflüsse unterteilt man in Aalava und Pahoehoelava. Da Aalava sehr hart und blockig ist, nennt man sie auch Blocklava. Die Bewegung entsteht durch "sich selber überrollen".

Pahoehoelava wird auch als Stricklava bezeichnet. Ein Fluss kann 5 cm bis 2 m mächtig sein. Er bildet eine Haut (wie auf warmem Pudding), die zusammengeschoben wird.

Feuerfontänen werden bis zu 500 m hoch. Sie sind ballistisch, d.h. sie werden durch Druck von hinten / unten angetrieben. Oft bilden sie den Beginn einer Eruption. Zum Teil speisen sie Lavaflüsse oder bilden Schlackekegel. Was von beiden sie bilden, hängt von der Fördermenge ab.

Es gibt radiativ durchsichtige und unradiativ undurchsichtige Fontänen. Wenn die Partikel in der Luft dicht gepackt sind, wird keine Wärme an die Luft abgegeben, sondern unter den Partikeln getauscht. Die Gesamtwärme der Fontäne bleibt erhalten.

Flutbasalte

Beispiele sind das Deccan-Plateau, das Ontong-Java-Plateau, die karibische Platte (Galapagos-Hotspot), Sibirische Trapps, Karoo (Südafrika) und Etendeka / Parana (Namibia / Brasilien). Sie alle sind sehr groß und sie sind schnell eruptiert, in weniger als einer Ma. Sie entstehen entweder ozeanisch, kontinental oder am Kontinentalrand während des Auseinanderbrechens.

Chemische Zusammensetzung von Basalten

Ist ein Basalt SiO₂-ärmer als MORB, so hängt dies mit der Aufschmelzungstiefe zusammen. Typisch für OIB (Ozean-Insel-Basalte) ist ein geringer Gehalt an Pb und ein hoher an Nb. Dies steht im Gegensatz zu kontinentaler Kruste, die Pb-reich und Nb-arm ist.

Large Igneous Provinces (LIP)

Über den Plume-Köpfen muss es vor dem Ausbruch eine Hebung der kontinentalen Kruste gegeben haben. So verschwinden z.B. vor dem Auftreten von Flutbasalten Binnenmeere. Die Flutbasalte sind für das Aufbrechen von Kontinenten verantwortlich, so z.B. Island für die Trennung Europas von Grönland und Parana für die Öffnung des Atlantiks. Momentan gibt es keine aktiven LIP. Die Deccan-Trapps haben eine Ausdehnung von 600 x 1500 km. Ihre Mächtigkeit beträgt 2 bis 3 km. Dabei gibt es eine Stratigraphie:

• Alkalische Magmen (Melilite, Basanite, Lamprophyre, Karbonatite)
• Fraktionierte Magmen (Rhyolithe)
• Basalte (homogen)
• Mafische Laven (Pikrite)

Man kann mit Spurenelementen Stratigraphie betreiben und Formationsgrenzen bestimmen. Datierungen werden über Ar/Ar vorgenommen und mithilfe von Magnetostratigraphie. Es ergibt sich nach Vandamme et al. ein Alter von 64 bis 68 Ma.

Vulkanismus an Subduktionszonen

Es handelt sich dabei um aufgereihte Einzelvulkane. Die Aufreihung ist nicht parallel zur Plattenbewegung. Es sind Zentralvulkane, zu denen z.B. der Fujiyama und der Stromboli zählen. Der Abstand der Vulkankette von der Subduktionszone hängt vom Subduktionswinkel ab (Bennoiff-Zone).

Die Vulkane sind oft von einer hügeligen Landschaft umgeben und manchmal darin verborgen. Bedeutende Subduktionszonen liegen im Südpazifik (Martinique) und in Südamerika. Die Tätigkeit der Vulkane hängt vom Entwicklungsstadium ab. Die Lavaströme sind meist sehr kurz. Außerdem gibt es Pyroklastite (Ignimbrite, Asche, Lapilli, Scoria). Des weiteren gibt es Magmadome und plinianische Eruptionssäulen. Die Magmenförderung ist explosiv. Die Aktivität ist gering mit 100 - 1000 a Wiederholrate.

Diese Vulkane fördern Basalte bis Dazite, also Magmen mit SiO2-Gehalten von 50 bis 70 %. Dieses Spektrum wird zum Teil innerhalb einer einzigen Eruption abgedeckt (heterogene Eruption). Typische Magmen sind Andesite. Man spricht dabei oft von kalkalkalischen Magmen, da sie einen hohen Anteil an Ca, K und na aufweisen. Die Magmen sind reich an volatilen Bestandteilen wie Wasser, Kohlendioxid und Schwefeldioxid und haben einen hohen Gehalt an Blei und einen niedrigen an Nb. Außerdem sind sie reich an U, K, Rb, Ba, Sr und Cs und arm an Zr, Ta, Ti und Hf. Wichtig für Subduktionszonenvulkanismus ist die Herabsetzung des Peridotitschmelzpunktes bei Wasserzugabe.

Die Wasserfreisetzung findet über einen großen Tiefenbereich statt (polybarisch). Das freigesetzte Wasser enthält U6+, Pb, K, Rb, Cs, Sr und Ba. Nicht im Wasser gelöst sind Nb, Zr, Hf und Ti. Aufgrund des Wassergehaltes der Magmen sind diese Vulkane so explosiv.

Dadurch findet eine Konduktion durch die Grenzschicht in 660 und 2900 km Tiefe statt.

Klassifikation vulkanischer Ablagerungen

Die Klassifikation vulkanischer Ablagerungen nach VESPERMANN & SCHMINCKE (2000) unterscheidet prinzipiell zwischen Schlackekegeln und hydroklastischen Vulkanen.

Schlackekegel

Schlackekegel werden durch die Eruption basaltischen, hochviskosen Magmas gebildet. Dies sind strombolianische und hawaiianische Eruptionen. Beide werden durch eine oberflächennahe Ausdehnung und explosive Mischung von Gasblasen im Magma. Die Ablagerungen von Schlackekegeln sind Bomben, verschweißte Lapilli und zu einem kleineren Teil Aschen.

Strombolianische Eruptionen

Das Magma wird während der Eruption zu Klasten fragmentiert. Die Ablagerungen sind generell grobkörnig. Sie enthalten Fragmente in Lapilli- und Bombengröße. Die Bestandteile sind größer 2 mm. Typische Ablagerungen sind Schlacken und längliche Fragmente. Strombolianische Sedimente sind meist gut sortiert und zeigen schichtartige Strukturen.

Hawaiianische Eruptionen

Hawaiianische Eruptionen führen zu Lavafontänen, die durch die Mischung von Gas und Magma entstehen. Die Ablagerungen sind Schweißschlacken und Lavaströme. Die Form der Klasten weist oft Fließcharakter auf.

Hydroklastische Eruptionen

Bei hydroklastischen Eruptionen wird thermische Energie in kinetische Energie umgewandelt. Feinkörnige Partikel entstehen, wenn das Verhältnis Wasser zu Magma zwischen 0,2 und 0,3 liegt. Bei niedrigeren oder höheren Verhältnissen entstehen größere Fragmente. Die Explosivität der Eruptionen hängt von sechs Faktoren ab:

• Geometrie und Lage des Förderkanals und der Kontaktzone
• Tiefe des Zusammenspiels zwischen Magma und Wasser
• Verhältnis Wasser / Magma und Massenverhältnis vor der Mischung
• Aufstiegsrate des Magmas und Druckverhältnis zwischen Wasser und Magma
• Transferprozesse der Energie vom Magma zum Wasser
• Weitergabe von Schockwellen durch die Mischungszone

Die durch hydrovulkanische Eruptionen entstehenden Ablagerungen bestehen aus Aschen und Lapilli, selten sind Bomben oder Blöcke enthalten.



Morphologie und interne Struktur eines Schlackekegels: 1, initiale phreatomagmatische Eruptionen; 2, strombolianische Eruptionen mit phreatomagmatischen Einschaltungen; 3, strombolianische Eruptionen formen den Hauptkegel; 4, poststrombolianische Rutschungen; 5, distaler Fallout; CF: crater facies (Kraterfazies); UCF: upper crater facies (Obere Kraterfazies); WF: wall facies (Randfazies); Nach VESPERMANN & SCHMINCKE (2000)

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Literatur

SCHMINCKE, H.-U. (1988) Vulkane im Laacher See-Gebiet. Bode Verlag, Haltern, 119 S.

SCHMINCKE, H.-U. (1996) Vulkanismus im Laacher See Gebiet. Pluto Press Ascheberg, 60 S.

SCHMINCKE,H.-U. (2000):Vulkanismus.- 264S. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt

VESPERMANN,D., SCHMINCKE,H.-U. (2000): Scoria cones and tuff rings. in: Sigurdson,H. (Ed.): Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, 683-694