Vorlesung 2

1. Vorlesung 2 Typen des Vulkanismus.Vulkanische Explosionen und Ergüsse.Produkte des Vulkanismus.

2. Je tiefer man in das Innere der Erde vordringt, um so wärmer wird es. Bei uns in Mitteleuropa nimmt die Temperatur um etwa 3 °C pro 100 Metern Tiefe zu. Heute geht man davon aus, daß im Erdinnern, im Kern der Erde, Temperaturen von etwa 5000 - 6000 °C erreicht werden. Diese in der Erde gespeicherte Wärme ist nach menschlichen Maßstäben unerschöpflich.

3. Skizze der Energie-Zufuhr in und Verlußt aus der Erde (Hubbert, 1971; Menard, 1974)

4. Mantelkonvektion (Prof. H. Schmeling) Das Erdinnere ist heiß. Die Wärmequellen stammen aus der Frühzeit der Erdentstehung (Anfangswärme) und aus dem heute noch andauernden Zerfall langlebiger radioaktiver Elemente im Erdmantel. Bei hohen Temperaturen verhält sich Erdmantelgestein zähplastisch oder viskos (mit einer hohen Zähigkeit). Wenn man eine viskose Flüssigkeit in einen Behälter füllt und sie von unten erwärmt, so setzt thermische Konvektion ein. Tatsächlich befindet sich der Erdmantel im Stadium heftiger thermischer Konvektion, und wir können die Auswirkungen an der Erdoberfläche in Form des wohlbekannten Musters sich bewegender Lithosphärenplatten erkennen, der Plattentektonik.

5. Was ist nun thermische Konvektion? In einer viskosen Flüssigkeit, die von unten oder von innen geheizt und von oben abgekühlt wird, führen Temperaturunterschiede zu thermischer Ausdehnung bzw. Kontraktion. Die resultierenden Dichteunterschiede in der Flüssigkeit rufen Auftriebskräfte hervor, die thermische Konvektion antreiben. Die Heftigkeit thermischer Konvektion wird durch die sogenannte Rayleighzahl, Ra, beschrieben.

6. Kaldera Schichtvulkane Schematische Darstellung des Vulkan-Magma-Systems von der Schmelze bis zur Verdampfung.

7. Wie kommt es zur Bildung von Magmen? Um diese Frage zu beantworten, müssen wir uns mit dem Erdmantel beschäftigen, denn dieser ist der Entstehungsort der meisten Magmen. Der Erdmantel liegt für uns unzugänglich unter der 20-50 Kilometer dicken Erdkruste. Wenn wir trotzdem sehr viel über seine Zusammensetzung wissen, so liegt dies daran, daß durch den Vulkanismus nicht nur Magmen, sondern gelegentlich auch Fragmente des Erdmantels an die Erdoberfläche gefördert werden. Eine Region mit weltbekannten Vorkommen von Mantelfragmenten ist die Vulkaneifel. Die bis fußballgroßen, Olivin-reichen, grobkörnigen Gesteine, die sich zum Beispiel in den Ablagerungen des Walls des Dreiser Weihers (einem der vielen Maare der Eifel) finden, erregten schon seit langer Zeit das Interesse derMineralogen. In einer lange Zeit maßgebenden Arbeit interpretierte Prof. Frechen, seinerzeit Ordinarius für das Fach Mineralogie an der Universität Bonn, diese Gesteine als Akkumulation früh aus den Magmen ausgeschiedener Minerale. Dies obwohl bereits in den 30er Jahren Prof. Th. Ernst, damals an der Universität Göttingen, durch die Untersuchung ähnlicher Gesteine aus Hessen zu dem Schluß kam, daß es sich um metamorphe Gesteine aus "sehr großen Tiefen" handeln müsse, da die Minerale in diesen Gesteinen deformiert sind. Erst in den späten 70er Jahren setzte sich allgemein die Erkenntnis durch, daß es sich bei diesen Gesteinen um Fragmente des Erdmantels handeln muß. Dies ergab sich, als es möglich war festzustellen, unter welchen Druck- und Temperaturbedingungen sich diese Gesteine gebildet hatten und als festgestellt wurde, daß sie die gleichen physikalischen Eigenschaften haben wie der Erdmantel, soweit diese aus geophysikalischen Messungen bekannt waren. Phasendiagramm (Zustandsdiagramm) von Mantelperidotit. Die Buchstaben in den Felder geben jeweils an, welche Minerale unter den gegebenen Druck- und Temperaturbedingungen stabil sind: Ol = Olivin, Opx = Orthopyroxen, Cpx = Klinopyroxen, Spin = Spinell, Gt = Granat, Plag = Plagioklas. Linie 1 ist der sogenannte "Solidus", d.h. bei tieferen Temperaturen ist der Peridotit vollständig fest, Linie 2 ist der "Liquidus", bei höheren Temperaturen ist der Peridotit vollständig aufgeschmolzen; in dem Feld zwischen den Linien 1 und 2 ist er teilweise aufgeschmolzen.

8. Der Schmelzpunkt der Gesteine wird unter statischen Bedingungen in der Kruste nicht erreicht, obwohl die Temperatur mit Tiefe zunimmt. Der Schmelzpunkt hängt vom Druck ab und steigt mit zunehmendem Druck. Beträgt der Schmekzpunkt beispielweise an der Oberfläche etwas über 1000°C, so ist er in 100 Km Tiefe aud etwa 1500°C angestiegen. „Schmelzpunkt“ heißt dabei nicht, daß sich das gesamte Gestein verflüssigt. Zur Bildung einer beweglichen Gesteinsschmelze reicht es, wenn etwa 2 % verflüssigt sind. Durch die Druckentlastung beim Aufstieg des Magmas schmilzt das Gestein weiter auf, an der Oberfläche kann fast vollständige Aufschmelzung erreicht sein.

9. Aufbau des Erdmantels Der Erdmantel ist verblüffend einfach zusammengesetzt: er besteht in der Regel nur aus vier Mineralen, nämlich Olivin, Orthopyroxen, Klinopyroxen und Spinell. In größeren Tiefen, etwa ab 60 bis 70 Kilometern Tiefe, tritt statt Spinell Granat auf. Olivin ist praktisch immer zu über 50% am Aufbau der Erdmantelgesteine beteiligt; solche Gesteine werden allgemein Peridotite genannt. Grobkörniges Fragment des Erdmantels, die grüne Farbe wird durch den hohen Olivin-Gehalt bestimmt. Olivin ist ein sehr einfach zusammengesetztes Mineral, das praktisch nur aus den vier Elementen Silizium (Si), Sauerstoff (O), Magnesium (Mg) und Eisen (Fe) besteht. Die Anteile an Magnesium und Eisen sind variabel, da diese beiden Elemente einander ersetzten können. Die Formel lautet: (Mg, Fe)2SiO4. Olivin ist der Hauptbestandteil fast aller Mantelgesteine. Er ist das erste Mineral, daß in Magmen basaltischer Zusammensetzung kristallisiert. Olivin-Kristalle haben eine hellgrüne Farbe und sind für den Farbeindruck der Mantelperidotite verantwortlich. Olivine in (Halb-)Edelsteinqualität werden Peridotite genannt. (Mg, Fe)CaSi2O6Klinopyroxen Orthopyroxen ist ein sehr einfach zusammengesetztes Mineral, das praktisch nur aus den vier Elementen Silizium (Si), Sauerstoff (O), Magnesium (Mg) und Eisen (Fe) besteht. Die Anteile an Magnesium und Eisen sind variabel, da diese beiden Elemente einander ersetzten können. Die Formel lautet: (Mg, Fe)SiO3. Orthopyroxen ist in den meisten Mantelperidotiten mengenmäßig nach Olivin das wichtigste Mineral. In den meisten Magmen basaltischer Zusammensetzung kommt er interessanterweise nicht vor. Orthopyroxen-Kristalle haben eine dunkelgrüne Farbe. (Mg, Fe)2+(Fe, Al, Cr)3+2O4. Spinell (Mg,Fe 2+ ,Ca)3(Al,Fe 3+ ,Cr)2[SiO4]3 Granat

10. Grobkörniger Mantelperidotit vom Dreiser Weiher; oben rechts ist eine Kruste des Magmas, welches das Mantelfragment transportierte, zu erkennen. Bildbreite ca. 1,5 cm. In seltenen Fällen findet sich in einem Mantelperidotit auf den Korngrenzen von Olivinen (weiß) Schmelze (bräunlich). Dünnschliffphoto.

12. Überlegungen zur Verteilung bestimmter Elemente beim Schmelzen Basaltisches Magma enthält - wie man durch viele Analysen weiss - in der Regel zwischen 1,5 und 3 % Titanoxid (TiO2) und etwa gleiche Gehalte an Natriumoxid (Na2O). Wenn basaltisches Magma durch 5-10% Aufschmelzen des Erdmantels entsteht (dafür sprechen die Ergebnisse von zahllosen Schmelzexperimenten), muß, selbst wenn alles Ti und Na im Magma konzentriert wird, das Ausgangsgestein wenigstens 0,075 - 0,15 % TiO2 und Na2O enthalten haben (bei einem Aufschmelzgrad von 5%), da bei einem Aufschmelzgrad von 5% alles Ti und Na in einem Zwanzigstel der Ausgangsmasse konzentriert wird. Mantelperidotite, die weniger als ca. 0.075 % TiO2 und Na2O enthalten, können daher keine typischen basaltischen Schmelzen liefern. Dies wird in der Skizze links erläutert: Vor dem Schmelzen sind Titan und Natrium (schwarze und blaue Kreise) mehr oder weniger gleichmäßig verteilt, nach dem Schmelzen sind diese Elemente im Magma konzentriert; der nicht geschmolzene Mantelperidotit ist an diesen Elementen stark verarmt.

13. Plinianische Sub-Plinianische Strombolianische Hawaii‘sche

16. Hawaiianische Eruptionen Das Schauspiel hawaiianischer Eruptionen ist durch Filme und Fotos weidlich bekannt. Sie sind durch aufsteigende Fontänen rotglühenden Magmas gekennzeichnet, welches bis zu einigen hundert Metern aufsteigt und nahe des Eruptionspunktes niederfällt. Dabei entstehen zum einen die typischen Schlackenkegel und zum anderen Lavaströme, wenn diezurückfallenden Lavafetzen sich zu einer weitgehend entgasten Masse zusammenschließen.

17. Dadurch sind die Ablagerungen durch große, schnell abfallende Mächtigkeiten und geringe regionale Verbreitung gekennzeichnet. Die Fontänen entstehen dadurch, daß die sich explosionsartig usdehnenden und rasend schnell aufsteigenden Gasblasen Magmafetzen mitreissen. Die Höhe der Lavafontänen hängt von der Austrittsgeschindigkeit und Menge der Gasblasen ab. Ist das Magma fast völlig entgast, so bildet einen Lavasee oder fließt als Lavastrom aus. Maximale Austrittsgeschwindigkeiten der Lavafetzen liegen bei 40-80 km/h; die Lavafontänen erreichen maximal ca. 600 Meter Höhe. Voraussetzung für diese Art der Tätigkeit ist, daß das Magma bereits schon weitgehend entgast ist, entweder durch den offenen Schlot oder entlang von Spalten. Eine effektive Entgasung setzt eine gute Beweglichkeit der gebildeten Gasblasen voraus, d.h. eine niedrige Viskosität der Schmelze. Daher ist hawaiianische Tätigkeit typisch für basaltischen Vulkanismus.

18. Hawaii‘sche Eruption => Schieldvulkan

19. Schlackenkegel Wie erwähnt fällt das meiste durch Lavafontänen hochgeschleuderte Material wieder in den Krater zurück. Die Schlacken, die etwas weiter weg fallen, bauen um den Eruptionspunkt herum einen Schlackenkegel auf (Bild rechts). Schlackenkegel haben in der Regel Durchmesser zwischen 250 und 2500 m, ihre Höhe beträgt meist etwa ein Fünftel des Durchmessers. Da Schlackenkegel in der Regel schnell erodiert werden, kann ihr Zustand genutzt werden, ihr Alter abzuschätzen (das wurde z.Bsp. für die Schlackenkegel der Eifel gemacht); wichtig dabei ist jedoch eine gute Kenntnis der Klimageschichte der Region. Schlackenkegel bestehen typischerweise aus Schweißschlacken, da die Lavafetzen beim Auftreffen auf der Erdoberfläche meist noch so heiß sind (Foto rechts oben), daß sie deformierbar sind und miteinander verschweißen können. Die einzelnen Schweißschlacken haben ungefähr die Größe von Kuhfladen. Sie sind meist recht blasig, wobei die Blasen im Inneren der Fladen größer sind, als in den Randbereichen, da das Innere der Fladen noch flüssig war, als die Kruste schon erstarrt war. Aufbau eines Schweißschlacken-Kegels um den Krater des Pu'u O'o, Hawaii. Schweißschlacken am Kraterwall des Mosenberges bei Manderscheid, Westeifel.

20. Strombolianische Eruptionen Strombolianische Eruptionen sind - im Gegensatz zu den praktisch kontinuierlich ablaufenden hawaiianischen Eruptionen - durch diskrete Explosionen gekennzeichnet. Diese können im Abstand weniger Sekunden, Minuten, Stunden oder auch Tagen erfolgen. Namensgebend ist der Stromboli, eine nördlich von Sizilien gelegene Vulkaninsel. Die durch die Explosionen in die Luft geschleuderten Lavafetzen fallen meist nah des Schlotes herab; die Ablagerungen strombolianischer Eruptionen sind daher durch (meist) große, schnell abfallende Mächtigkeiten und geringe regionale. Verbreitung gekennzeichnet. Während der Stromboli seit vermutlich über 2000 Jahren die nach ihm benannte Aktivität zeigt, ist strombolianische Tätigkeit häufig nur eine Episode im Leben eines Vulkans. Auch der Stromboli hat Phasen anderer Aktivität erlebt.

22. Plinianische Eruptionen Plinianische Eruptionen sind in Bezug auf die Fördermenge und die freigesetzte Energie, die gewaltigsten Eruptionen. Sie sind - neben den hawaiianischen Eruptionen - die klassischen Eruptionen. Namensgebend ist der von Plinius beschriebene Ausbruch des Vesuvs im Jahre 79 n.Chr. Die plinianischen Eruptionen, die sich in historischer Zeit ereigneten und bei denen wenige Kubik-Kilometer Magma gefördert wurden, sind allerdings bedeutungslos imVergleich zu den gewaltigen Ignimbrit-Eruptionen, die sich in prähistorischer Zeit ereignet haben und bei denen Hunderte von km3 Magma gefördert wurden. Über diese Eruptionen wissen wir vergleichsweise wenig, da uns nur die Ablagerungen zur Untersuchung zur Verfügung stehen. Die bekanntesten plinianischen Eruptionen sind die des Krakatau, des Mount St. Helens und des Pinatubo, auf die bereits anfangs hingewiesen wurde. Plinianische Eruptionen ereignen sich in der Regel nach längeren (Monate, Jahre, Jahrzenten oder -hunderten) Ruhepausen; dabei wird in der Regel differenziertes Magma gefördert (Andesite - Dazite - Rhyolite). Die Eruptionen selbst dauern oft nur 1-3 Tage!

26. Gewältige historische Eruptionen Opferzahl von der gewältigen vulkanischen Eruptionen

27. Vulkanische Förderprodukte Vulkanische Förderprodukte klassifiziert man primär nach Aggregatzustand, Korngröße und Aussehen: Vulkanische Lockerprodukte heißen je nach ihrer Korngröße Aschen (<2 mm), Lapilli (2-64 mm) und Bomben, Schlacken oder Blöcke (>64 mm).

28. Tethra (oben), Wurfschlacken (unten links) und Bombe (unten rechts)

29. Tethra

30. Vulkanische Bombe

32. Tethra: Elektronische Mikroskop

33. Tethra

36. Tefravulkane Tefravulkane erkennt man an ihren steilen Abhängen von rund 30°. Das nach einer explosionsartigen Eruption freiwerdende Material schlägt sich zum größten Teil in der Nähe des Kraters nieder. Die Neigung der Abhänge kann aufgrund der Wirkung der Schwerkraft nicht höher als 33° sein. Ein Tefravulkan besteht aus Magma und Nachbargestein. Das flüssige bzw. in fester Form ausgetretene Material nennt man Pyroklastica. Alles vulkanische Gestein, das während eines Vulkanausbruchs austritt, gehört dazu. Eine Schicht, die aus losem Material aufgebaut ist, nennen Wissenschaftler pyroklastische Ablagerung oder Tefra. Beispiele von Tefravulkanen findet man z.B. in der Eifel. Schildvulkane Schildvulkane, aufgebaut aus erstarrten Lavaströmen, sind viel flacher als Tefra- oder Stratovulkane. Es sind breite, flach abgeschrägte Kegel. Aufgrund der niedrigen Viskosität (Zähflüssigkeit) des Magmas verbreiten die Lavaströme sich während der Ausbrüche über ein großes Gebiet. Die Neigung eines Schildvulkans beträgt oft weniger als 10°, weil die Lava sich nicht - wie beim Tefravulkan - dicht beim zentralen Schlot aufhäuft, sondern sich ausbreitet. Außerdem strömt die Lava nicht immer aus dem zentralen Schlot, sondern ab und zu auch aus Spalten in den Hängen des Vulkans.

37. Stratovulkane Stratovulkane sind die auf der Erde am meisten vorkommenden Vulkane; sie bestehen aus erstarrten Lavaströmen im Wechsel mit Schichten pyroklastischen Materials. Die erstarrten Lavaströme wirken wie eine Schutzschicht für die Lagen, die aus Fragmenten pyroklastischen Materials bestehen. Der Neigungswinkel der Abhänge liegt zwischen denen der Tefra- und der Schildvulkane. Ein gutes Beispiel für diese spezifische Vulkanform findet man in Japan beim Fudschijama (3776 m). Dieser schlafende Vulkan hat eine fast perfekte Kegelform. Spalteneruption: Krafla-Vulkan, Island (1977).

38. Entstehung einer Vulkaninsel in einem Zeitraum von rund 20 Millionen Jahren. Im Tiefseestadium entstehen Ablagerungen aus nichtblasigen Tuffen (verfestigte Aschen), die Hyaloklastite. Darüber lagern sich Schuttströme mit unterschiedlicher Sedimentkonzentration ab. Die oberste Schicht bilden die so genannten Fallout-Aschen, die aus der Eruptionswolke abregnen.