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Viskosität der eruptierenden Schmelzen

Viele der vulkanischen Oberflächenformen lassen sich auf die Viskosität der eruptierenden Schmelzen zurückführen. Extrem dünnflüssige basaltische Schmelzen fließen manchmal fast wie Wasser und können großflächig die Landschaft überziehen bzw. riesige Flut- bzw. Plateaubasaltstapel auftürmen: wegen der treppenförmigen Stapelung der einzelnen Schichten werden sie auch als Trapp bezeichnet. Solche Schmelzen bauen auch Schildvulkane mit geringer Hangneigung auf, wie sie z.B. Island oder Hawaii kennzeichnen: folglich wird dieses ruhige Ausfließen von Lava als hawaiianische Eruption bezeichnet. Schmelzen mit etwas höherem SiO₂-Gehalt bilden infolge der daraus resultierenden höheren Viskosität steilere Kegel, die Tätigkeit, bei der die Förderung kleinerer Lavaströme gelegentlich durch Schlackenwurf unterbrochen wird, nennt man strombolianisch: ähnliche, meist allerdings steilere Hangformen haben z.B. auch die meist dazitischen Vulkane des Pazifischen Feuerrings. Hier entstehen durch einen Wechsel von Lavaströmen und Pyroklastika oft größere, schichtig aufgebaute Kegel mit steilerer Hangneigung, die wie der Fujiyama zu den ästhetisch schönsten Vulkanen überhaupt zählen (Schicht- oder Stratovulkane). Die Äolische Insei Vulcano ist namengebend für vulkanianische Eruptionen, die durch kurz aufeinander folgende kleinere explosive Ereignisse und Lavaförderung gekennzeichnet sind: auch solche Vulkane bilden meist steilere Kegelformen. Explosive Ausbrüche, die meist durch zähflüssige, gasreiche Schmelzen bedingt sind, nennt man plinianisch bzw. peléeanisch. Die von den aufgeschütteten Lockerprodukten bestimmten Vulkanformen ähneln meist denen, die durch den Wechsel von Laven und Pyroklastika entstehen. Vor allem rhyolithische, dazitische und andesitische Schmelzen neigen gelegentlich, falls sie nicht in pyroklastische Partikel aufgelöst werden, zur Bildung von rundlichen Lavadomen, Staukuppen oder Stoßkuppen (Abb. 16).

Abb. 16: Quellkuppe und Staukuppe. Die Quellkuppe des Drachenfels ist in den Tuffen stecken geblieben, während die Staukuppe der Wolkenburg diese diskordant durchbrochen hat. Siebengebirge (Rothe 1994, nach Scholtz 1931, aus Matthes 1993).

Beim 1902 erfolgten Ausbruch der Montagne Pelée hatte sich eine Stoßkuppe in Form einer Felsnadel aus zäher Lava von 50 m Durchmesser aus dem Schlot geschoben, die mit 10 m/Tag wuchs, mehrfach zerbrach und am Ende >300 m hoch war. In Deutschland sind die Staukuppe des Drachenfels und die Stoßkuppe der Wolkenburg im Siebengebirge prominente Beispiele. Am Drachenfels hatte Hans Cloos durch Kompassmessungen die Bewegung der zähen Schmelze an der Einregelung der Feldspäte nachvollziehen können (Abb. 17). Der hohe SiO₂-Gehalt der Schmelzen führt oft auch zur Bildung von Obsidian.

Ausbruchstätigkeit von Vulkanen

schnelle Entleerung der Magmakammer

Die Ausbruchstätigkeit von Vulkanen kann in hohem Maße durch zum Magma hinzutretendes Wasser beeinflusst sein: vor allem wenn Magma mit Grundwasser oder Oberflächenwasser in Berührung tritt, kommt es zu phreatomagmatischen Prozessen. Dadurch sind vor allem die von Tuffringen umgebenen Maare entstanden, die neben pyroklastischen Komponenten meist auch viel Material aus der Schlotwand enthalten. Die Maare der West-Eifelliegen, von ganz wenigen Ausnahmen abgesehen, alle in Tälern und stehen damit in unmittelbarem Zusammenhang mit Grundwasser führenden Klüften. Die zahlreichen Schlackenkegel dagegen sind dort nur an den Tal hängen und auf der Hochfläche angesiedelt (Lorenz & Lutz 2004). Im Gegensatz zu den klassischen Kratervulkanen mit ihren Öffnungen von zehner- bis hunderten Metern Durchmesser, haben die sog. Calderavulkane Ausmaße, die mehrere Kilometer bis zu Zehnerkilometer erreichen können. Die meist annähernd runde Form entsteht bei Einbruch des Vulkandachs, z.B. wenn große Mengen Schmelze in kurzer Zeit gefördert werden und nachfolgend der durch die schnelle Entleerung der Magmakammer entstandene Hohlraum einbricht. Das ist besonders bei voluminöser Förderung pyroklastischen Materials der Fall, sodass Calderen oft mit Ignimbriten in Zusammenhang stehen. Die steilen Wände können nachfolgend durch Hangrutsche und Erosion modifiziert sein, wodurch sich der Durchmesser weit über die eigentliche Bruchstruktur hinaus vergrößern kann. Weitere magmatische Tätigkeit infolge erneuter Auffüllung der Magmakammer führt gelegentlich zu einem Aufdomen des Calderabodens (Resurgenz, wie man das gegenwärtig auch am Mt. St. Helens beobachten kann). Zum Inventar von Calderavulkanen gehören auch Ringgänge im Randbereich, Radialgänge und Kegelgangschwärme (cone sheets), die als Klüfte aufreißen, die durch Schmelzen ausgefüllt wurden und Trichter aus schichtig parallel zueinander angeordneten Gesteinsbänken bilden (Abb. 18). Man nimmt an, dass sie sich infolge einer Intrusion unter dem Förderzentrum bilden können, wodurch quasi punktförmig ein hoher Druck entsteht, der dem manchmal Schicht-für-Schicht (lit-par-lit) nacheinander intrudierenden Magma die Spalten öffnet. Man kennt eine Vielzahl unterschiedlicher Calderatypen und Mechanismen, auf deren Entstehung hier nicht weiter eingegangen werden kann.

Abb. 17: Drachenfels. Grundriss und Profil der Trachyt-Intrusion des Drachenfels: Die an den entsprechend eingeregelten Feldspatkristallen ermittelten Werte für Streichen und Fallen zeichnen die Fließtextur der zähen Schmelze nach. Das Profil zeigt, dass der höhere Teil der Kuppe bereits abgetragen ist (aus Cloos 1936).

Abb. 18: Cone sheets (aus Richeyetal. 1961)

Gangsysteme

Im Grunde gehören die erwähnten Gangsysteme des unmittelbaren Untergrundes von Vulkanen bereits in das als subvulkanisch bezeichnete Milieu, das vielfach erst durch Erosion freigelegt wird: Gänge (die Spalten in älteren Gesteinen unter ± steilen Winkeln ausfüllen), Lagergänge (sills), die parallel zu vorhandenen Schichten (Lavaströmen und/oder Sedimenten) in diese eindringen (Abb. 19) (und dabei sowohl die Liegend- als auch die Hangendschichten thermisch beeinflussen, was man an entsprechenden Verfärbungen und/oder Mineralneubildungen sehen kann), oder Ringgänge und Kegelgangschwärme. Viele unserer im Tertiär tätigen Vulkane sind heute bereits soweit erodiert, dass ihre tieferen Bereiche frei liegen, was einen Einblick in den subvulkanischen Bereich ermöglicht.