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Pyroklastite (Pyroklastisches Gestein) ist der Sammelbegriff für vulkanisches Gestein, dessen Lava explosiv gefördert wurde. Ein Pyroklast ist ein einzelner Lavabrocken. Tephra nennen sich hingegen vulkanische Lockerstoffe, die noch nicht zu einem pyroklastischen Gestein geworden sind. Die Tephra kann zu einem Pyroklastit werden, indem die lockeren Ablagerungen zementieren, oder durch Hitzeeinwirkung verbacken.

Pyroklasten als Ausgangsmaterial der Pyroklastite

Die Pyroklasten entstehen entweder durch Fragmentation während der Eruption, oder durch Kristallisation in einem Magma. Bei der Fragmentation kommt es durch explosionsartiger Entgasung zu einem Zerfetzen einer Schmelze. Eine bereits erstarrte Schlotfüllung aus Lava kann durch Explosionen in kleinere Bestandteile zerbrochen werden.

Die explosiv geförderten Pyroklasten klassifiziert man anhand ihrer Korngröße. Quasi eine Norm stellt die Empfehlungen der International Union of Geological Sciences dar:

• Asche (< 0,2 cm), sehr kleine Pyroklasten. Form beliebig.
• Lapilli (0,2 bis 6,4 cm), kleine Pyroklasten. Form beliebig
• Blöcke (> 6,4 cm). Die eckige oder gerundet-eckige Form weist darauf hin, dass der Pyroklast zum Zeitpunkt der Entstehung fest war
• Bomben (> 6,4 cm). Gerundete, elliptische Form. Sie zeigt, dass der Pyroklast während Entstehung und Transport geschmolzen war

Verfestigt sich eine vulkanische Ablagerung zu einem Pyroklastischen Gestein, besteht dieses zu mindesten zu 75% aus Pyroklasten. Die anderen 25% bestehen aus anderen Sedimenten, die die Pyroklasten zementieren können. Normalerweise bestehen Pyroklastite aus Pyroklasten unterschiedlicher Korngröße.

Pyroklastite kann man anhand von 2 Kriterien unterscheiden, bzw. klassifizieren. Zum einen nach der Art ihres Transportes, zum anderen, nach ihrer vorherrschenden Korngrößen und Komponenten.

Unterscheidung der Pyroklastite Anhand des Transports

Anhand der Transportmechanismen unterscheidet man die Pyroklastite in Pyroklastische Fallablagerungen und Pyroklastische Fließablagerungen. Bei den Fallablagerungen wurden die Pyroklasten ejektiv gefördert und sie fielen aus der Atmosphäre auf den Boden. Pyroklastische Fließablagerungen (Ignimbrite) bilden sich aus Pyroklastischen Strömen.

Klassifizierung von pyroklastischen Gesteinen nach Komponenten und Korngrößen

Es gibt eine lange Liste von Pyroklastiten, die Anhand von Komponenten und ihren Korngrößen unterschieden werden. Hinzu kommt eine weitere Differenzierung entsprechend des überwiegenden Chemismus. Hier nur die wichtigste Pyroklastika:

• Agglomerat bestehen zu mehr als 75 % aus vulkanischen Bomben besteht.
• Pyroklastische Brekzie enthält mehr als 75 % aus vulkanische Blöcke.
• Tuff-Brekzie besteht zwischen 25 % und 75 % aus vulkanischen Bomben und Blöcken.
• Lapilli-Tuff enthält mehr als 75 % Lapilli und Asche und weniger als 25 % Bomben und Blöcke.
• Lapillistein setzt sich aus mehr als 75 % Lapilli zusammen.
• Tuff oder Aschentuff besteht zu mindesten 75 % aus Vulkanasche.

Vulkanische Gesteine, die aus Lavaströmen entstehen, zählen nicht zu den Pyroklastiten. Sie werde Ergussgesteine genannt.

Quarz ist ein gesteinsbildendes Mineral und besteht aus Siliciumdioxid. Es hat die chemischen Summenformel SiO₂. Quarz ist nach Feldspat das zweit häufigste Mineral in der Erdkruste, und ist an der Bildung vieler Gesteine beteiligt. Silicium und Sauerstoff sind auch Hauptbestandteile der Gesteinsgruppe der Silikate.

Die Struktur von Quarz ist Temperaturabhängig. Bei normalen Temperaturen kommt Quarz als Tiefquarz (auch α-Quarz genannt) vor. Er hat eine trigonal-trapezoedrische Kristallstruktur. Bei Temperaturen ab 573 Grad verwandelt er sich in Hochquarz, der analog zum α-Quarz dann β-Quarz-Phase genannt wird. Der Hochquarz hat eine hexagonale Kristallstruktur und ist metastabil. Bei geringeren Temperaturen verwandelt er sich wieder in α-Quarz. Daher kann β-Quarz in der Natur nur im Erdmantel vorkommen.

Quarz hat die Mohshärte 7. Die Härteskala nach Mohs ist 10 stufig. Das Mineral mit der geringsten Härte ist Talk. Am anderen Ende des Spektrums steht der Diamant als härtestes Mineral der Erde.

Das bekannteste Quarzkristall ist der Bergkristall. Er ist die kristalline Form von Siliciumdioxid. Quarz kristallisiert aus wässrigen Lösungen, oder Gelen, die durch Klüfte aufsteigen. Er wächst oft in Hohlräumen magmatischer Gesteine und kann Drusen (Geoden) bilden. Das sind ovale Gesteinsknollen, die im Inneren hohl sind. Die Kristalle wachsen an der Innenseite der Knolle.

Quarzkristalle kommen in verschiedenen Farbvarietäten vor. Die unterschiedlichen Färbungen kommen zustande, indem neben dem Silicium und Sauerstoff-Atomen noch andere Elemente als Ionen in die Kristallstruktur eingebaut werden. So entsteht die violette Färbung vom Amethyst durch das Zusammenspiel von eingelagerten Eisenionen und radioaktiver Bestrahlung.

Quarz ist ein wichtiger industrieller Rohstoff und kommt in weitaus mehr Produkten vor, als es auf den ersten Blick offensichtlich ist. Eines der bedeutendsten Materialien, die aus Silicium hergestellt werden ist Glas. Silicium ist aber auch wichtig für die Herstellung von Solarzellen und Halbleitern (Computerchips, Kamerasensoren), oder für Silikon, Keramik und Porzellan. Das Silicium wird vom Sauerstoff getrennt, indem man es schmilzt.

In Bezug auf den Vulkanismus ist Quarz als Siliziumdioxid wichtiger Bestandteil der meisten vulkanischen Gesteine. Besonders viel SiO₂ kommt in „sauren“ Vulkaniten wie Rhyolith, Dazit und Andesit vor, aber auch im „basischen“ Basalt ist noch relativ viel SiO₂ enthalten. In den Gesteinen können einzelne Quarzkristalle makroskopisch mit bloßem Auge zu erkennen sein.

Quellkuppe ist ein Synonym für einen Lavadom: wenn sich ein extrem zähflüssiger Lavastrom im Krater staut (Staukuppe) damm schiebt er sich zu einem Dom-artigen Gebilde auf. Im- und unter dem Dom kann sich ein hoher Gasdruck aufbauen und damit ein hohes Explosionspotenzial. Zudem kann die Quellkuppe kollabieren und pyroklastische Ströme erzeugen.

Rheologie ist die Lehre von der Fließkunde. Sie beschäftigt sich mit dem Fließ- und Verformungsverhalten von Materie. Im Falle der Vulkanologie sind es magmatische Fluide die fließen und sich verformen. Allem voran beschäftigt den Vulkanologen die Fließfähigkeit von Magma und Lava. Hier die Viskosität ein wichtiger Faktor, wie ein Vulkan ausbricht.

Rhyolith ist ein silikatischer Vulkanit, der überwiegend aus Quarz und Alkalifeldspat (Plagioklas) besteht. Häufig kommen geringe Anteile Biotit und Augit vor. Sehr selten sind Olivin und Magnetit. Die Mineralien sind in einer mikrokristallinen (porphyrischen) Grundmasse eingebettet oder bilden ein glasartiges Gefüge bis hin zum vulkanischen Glas. Da Rhyolith einen hohen Anteil an Kieselsäure (SiO2) aufweist, gehört er zu den sauren oder felsischen Vulkangesteinen. Sein magmatisches Äquivalent ist der Granit.

Rhyolithische Laven werden mit einer Temperatur zwischen 950 – 750°C eruptiert. Aufgrund der geringen Temperatur und dem vielen Siliciumdioxid ist rhyolithische Schmelze hochviskos und nur bedingt fließfähig. Meistens wird Rhyolith explosiv gefördert. Tritt es effusiv aus, dann entstehen für gewöhnlich Lavadome. Es sind aber auch kurze Lavaströme möglich. Werden diese im Wasser abgeschreckt entsteht das vulkanische Glas Obsidian.

Dacit (Dazit) ist oft mit dem Rhyolith assoziiert, enthält allerdings weniger Kieselsäure als Rhyolith. Zwischen den beiden Vulkaniten gibt es Misch- und Übergangsformen.

Das Vorkommen von Rhyolith

Die meisten großen Calderavulkane eruptierten während ihrer Hochphasen rhyolitische und dacitische Schmelze. Bei den sogenannten Supervulkaneruptionen entstanden mächtige Ignimbritdecken und bildeten Tuffe. Beispiele hierfür liefern die Taupo-Caldera in Neuseeland und die Yellowstone-Caldera in den USA. Letztere ist besonders wegen ihrem Lava Creek Tuff bekannt. Die gelben Ignimbrite haben ein Volumen von rund 1000 km³ und sind besonders schön am Wasserfall des Gibbon Rivers aufgeschlossen. Der Grand Canyon of the Yellowstone durchschneidet den älteren Mesa Falls Tuff. Die Gelben Gesteine waren Namensgebend für den ältesten Nationalpark der Welt.

Rhoylithe findet man typischer Weise auch an Inselbogenvulkanen entlang von Subduktionszonen. Ein schönes Beispiel ist der Obsidian-Strom Rocce Rosse auf der italienischen Insel Lipari. Ähnliche Obsidian-ströme und Lavadome aus Rhyolith finden sich auf Island. Das verdeutlicht, dass rhyolithische Schmelzen auch an divergenten Plattengrenzen entstehen kann, obwohl hier normalerweise primitive basaltische Schmelzen eruptiert werden. Aus diesen kann rhyolitische Schmelze infolge der fraktionierte Differentiation entstehen.

Wer an einem aktiven Vulkan unterwegs ist, geht ein Risiko ein, von einer größeren Eruption erwischt zu werden und zu Schaden zu kommen! Dieses Risiko lässt sich nur schwer beziffern, ist aber immer größer als Null.

Für Vulkanspotter können die vermeintlich ungefährlichen Vulkane besonders gefährlich werden, die für gewöhnlich nur kleinere Eruptionen erzeugen, weil man sich dann vielleicht näher an den Krater heranwagt als es gut für einen ist. Besonders an Dauerbrennern wie Stromboli, Semeru, Yasur und Ol Doinyo Lengai kam es bereits häufiger zu schweren Unfällen, teilweise mit Todesfolge. Während man an einigen Vulkanen noch bis zum Kraterrand vordringen darf, wurde der Aufstieg zum Krater des Strombolis inzwischen komplett verboten. Erlaubt ist es nur noch, sich dem Krater bis auf einer Höhe von 290 m anzunähern. Die Bestimmungen schwanken oft und vor Reiseantritt sollte man sich erkundigen, was geht. Wer trotz Verbot im Sperrgebiet unterwegs ist, muss mit einem Bußgeld in Höhe von 500 € rechnen, falls er am Vulkan erwischt wird. Während ich die Sperrung an sich als gerechtfertigt empfinde, halte ich das Bußgeld für zu hoch. Außerdem muss eine Regelung für Ausnahmegenehmigung her!

Klar ist, dass es nicht ungefährlich ist, zum Krater aufzusteigen. Früher gab es am Stromboli vielleicht einmal im Jahr eine größere Eruption, bei der Tephra und größere Lavabomben auf dem Pizzo oberhalb des Kraters landeten. Mittlerweile ist das häufiger der Fall und man muss damit 3-4 Mal im Jahr rechnen. Wenn man jedes Jahr also einen Tag lang im Kratergebiet unterwegs ist, dann geht man grob geschätzt ein Risiko von ca. 1% ein, dort in eine größere Eruption zu geraten. Das Risiko zu Schaden zu kommen ist dann kleiner als 1%. Das ist eine grobe Abschätzung und keine mathematisch korrekte Risikoanalyse. Ob man das Risiko nun als groß oder gering einschätzt, hängt von der Risikofreudigkeit des einzelnen ab. Ich selbst bin zwar noch nicht am Stromboli von einer größeren Explosion überrascht worden, aber dafür sind mir am Ätna und auf Krakatau schon mehrfach glühende Vulkanbomben und Schlacken um die Ohren geflogen. Sie sind dann 2-3 Meter vor meinen Füßen gelandet. Also, wenn man in eine größere Eruption gerät, muss man nicht zwingend zu Schaden kommen. Klar ist natürlich, dass das Risiko eines Tages bei einer Eruption zu Schaden zu kommen größer ist, je öfters man sich der Gefahr aussetzt. Ein Restrisiko bleibt für jeden bestehen.

Oftmals werden die tatsächlichen Risiken von Außenstehenden höher eingeschätzt, als sie es tatsächlich sind. Das sieht man z.B. an den zahlreichen Kommentaren in den sozialen Netzwerken, wenn jemand Bilder postet, die ihn bei einer vermeintlich gefährlichen Aktion zeigen. Ich möchte niemanden dazu auffordern, sich in Gefahr zu begeben und warne sogar vor den Gefahren des Vulkanismus, doch meiner Meinung nach sollte es jedem selbst überlassen werden, in welche Gefahr er sich wissentlich begibt, solange er keine anderen Personen gefährdet. Wichtig ist, dass man sich über Risiken und Gefahren im Klaren ist und die Verantwortung für sein Leben selbst übernimmt! Aus diesem Grund rate ich auch davon ab, eruptierende Vulkane mit Kindern zu besteigen. Sie können selbst nicht abschätzen, wie groß die Gefahren sind und ob sie das Risiko in Kauf nehmen.

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• Gefahren an Vulkanen
• Vulkanspotter

Ein Schildvulkan ist eine geologische Struktur, die aus dünnflüssigen (niedrig viskosen) Lavaströmen entsteht. Im Laufe der Zeit baut sich durch die Überlagerung zahlreicher Lavaströme ein Vulkanberg auf, der aufgrund seiner geringen Hangneigung an einen flachen Schild erinnert.

Die Lavaströme können weit fließen und somit einen sehr hohen Vulkan aufbauen, der eine große Basis hat. Tatsächlich ist der höchste Berg der Erde der Schildvulkan Mauna Loa auf Hawaii: Vom Meeresboden aus gemessen ist er mehr als 9000 m hoch.

Schildvulkane bilden sich typischerweise über Mantelplumes (hot spots), oder an divergenten Plattengrenzen. An Subduktionszonen kommen sie nur selten vor. Grund hierfür ist die geförderte Lava-Art bzw. ihre Fließfähigkeit: Während an Subduktionszonen zähe (hoch viskose) Lava gefördert wird, tritt an Vulkanen über Mantelplumes und an divergenten Plattengrenzen dünnflüssige basaltische Schmelze aus. Die Eruptionen der Schildvulkane sind effusiver Natur. Größere Explosionen entstehen für gewöhnlich nur, wenn Wasser im Spiel ist und es zu phreatomagmatischen Explosionen kommt.

Typisch für ein Schildvulkan ist die Ausbildung einer Gipfelcaldera. Spalteneruptionen können so viel Lava fördern, dass sich das Magmenreservoir unter dem Vulkan leert. In dem Maße, wie die Lava ausströmt, senkt sich der Kraterboden. Die Wände können kollabieren und ein bis dato normaler Krater kann sich zu einer Caldera erweitern. Im Jahr 2018 konnte man so eine Erweiterung des Kraters am Kilauea auf Hawaii beobachten. Im Gegensatz zu den Calderabildungen an Stratovulkanen, sind die Prozesse an einem Schildvulkan weniger gefährlich. Sie laufen relativ langsam ab.

Lavaseen und Schildvulkane

In den Kratern von Schildvulkanen bilden sich relativ häufig Lavaseen. Wieder müssen die Vulkane Hawaiis als Paradebeispiele herhalten. Im Halem’uma’u Krater des Kilaueas brodelt oft Jahrzehntelang Lava. Der bisher letzte Lavasee ist während der Leilani-Eruption im Jahr 2018 abgelaufen. Berühmt und berüchtigt sind auch die Lavaseen der Virunga-Vulkane Nyamuragira und Nyiragongo. Berüchtigt, weil der Lavasee im Krater des Nyiragongo dazu neigt, durch einen Riss in der Vulkanflanke abzulaufen. Dabei wurde die Stadt Goma teilweise zerstört. Der Erebus in der Antarktis ist ein weiterer Schildvulkan, in dessen Krater ein Lavasee brodelt.

Oceanentrys: Wenn Lava den Ozean erreicht

Lavaströme von Inselschildvulkanen erreichen nicht selten den Ozean. Besonders spektakulär und gut dokumentiert sind diese Ereignisse am Kilauea auf Big Island Hawaii. Dort lösen die Oceanentrys wahre Anstürme der Touristen aus.
Die Lavaströme können weite Entfernungen zurücklegen, wenn sie zum größten Teil durch Tunnel fließen, die sie sich selbst geschaffen haben, indem die Lavaströme oberflächlich erstarren, darunter aber weiter fließen. Der Tunnel isoliert sie gut und schützt sie so vor dem Erstarren.
Wenn Lavaströme in den Ozean münden, entstehen nicht selten hohe Dampfsäulen und litorale Eruptionen: Wasserdampfexplosionen fragmentieren die Lava und erzeugen kleine pyroklastische Wolken.

Berühmte Schildvulkane

Neben den Schildvulkanen Hawaiis ist der Schildvulkan Piton de la Fournaise auf La Réunion bemerkenswert. Er zählt zu den aktivsten Feuerbergen der Erde und entstand ebenfalls über einen Hotspot. Auf den Galapagos-Inseln gibt es mehrere Schildvulkane, die furiose Spalteneruptionen erzeugen können. Die oben erwähnten Virunga-Vulkane liegen, genauso wie der Kilimandscharo auf der Schulter des Ostafrikanischen Grabenbruchs und sind Beispiele für Schildvulkane an einem divergenten Rift.

Schlackenkegel werden auch Pyroklastische Kegel genannt und sind konisch geformte Hügel vulkanischen Ursprungs die überwiegend aus Tephra bestehen. Im Zentrum eines Schlackenkegels befindet sich ein Krater aus dem explosive Eruptionen stattfinden. Um den Krater lagert sich die Tephra ab. Sie kann den Schlackenkegel bis auf mehrere Hundert Meter Höhe wachsen lassen. Bei der Tephra handelt es sich um Asche, Lapilli und Blöcke, die überwiegend lose abgelagert werden und nur durch die Gravitation zusammengehalten werden. In geringem Maße können die Schlacken verbacken, wenn sie bei ihrer Ablagerung noch glühen. Für gewöhnlich sind Schlackenkegel monogenetisch und entstehen während einer einzigen Eruptionsphase. Während der Schlackenkegel selbst überwiegend aus Tephra besteht, kann er auch effusiv tätig sein und einen Lavastrom fördern. Das geschieht für gewöhnlich bei Flankeneruptionen größerer Vulkane, in deren Initialphasen Spalten entstehen, aus denen Lavafontänen aufsteigen. So eine Lavafontäne bildet den Grundstock eines Schlackenegels. So kann eine ganze Reihe von Schlackenkegeln entlang einer Eruptionsspalte entstehen. Ein schönes Beispiel bieten die Laki-Spalte auf Island. Wenn die Eruption an Intensität verliert, geht die Lavafontänen-Tätigkeit in strombolianische Tätigkeit über. Seltener kommen auch vulcanianische Eruptionen vor.

Vorkommen von Schlackenkegeln

Am häufigsten sind Schlackenkegeln auf den Flanken großer Schild- und Stratovulkanen zu finden, oder sie bilden sich innerhalb von Calderavulkanen. Sie können aber auch eigenständige Vulkanfelder bilden und sind dann nicht selten mit Lavadomen assoziiert. Solche Lavafelder finden sich etwa südlich des US-amerikanischen Monolakes, in der deutschen Vulkaneifel oder in Mexiko. Dort steht auch einer der bekanntesten eigenständige Schlackenkegel-Vulkan der Welt: der Paricutin. Seine gewaltsame Geburt geht auf das Jahr 1943 zurück und ist das Paradebeispiel der Entstehung eines neuen Vulkans. Innerhalb von neun Jahre, wuchs der Kegel bis auf einer Höhe von 424 Metern und generierte ein großes Feld aus Lavaströmen.

Am Ätna auf Sizilien gibt es Hunderte Schlackenkegel. Sie finden sich auf den Flanken und markieren den Verlauf der großen Störungssysteme. Bei den Flankeneruptionen von 2001 und 2002-2003 konnte ich die Geburt solcher Schlackenkegel miterleben.

Die Leilani-Eruption am Kilauea auf Hawaii, brachte im Jahr 2018 gleich mehrere Schlackenkegel zur Welt. Die Lavafontänen hier waren fast so spektakulär, wie bei den Eruptionen am Ätna. Doch auf Hawaii überwiegte der effusive Teil der Eruption und es wurden große Lavafelder kreiert.

Schwefel ist ein chemisches Element mit der Ordnungszahl 16 und dem Elementsymbol S. Schwefel zählt zu den Chalkogenen. In der Erdkruste kommt Schwefel relativ häufig vor und zwar in gediegener Form, oder in anorganischen Verbindungen wie Sulfid oder Sulfat. Schwefel ist sehr reaktiv und siedet bei 444,6 °C. Seine Schmelztemperatur liegt bei 119,6 °C. Verbrennt Schwefel entsteht Schwefeldioxid, der Ausgangsstoff von Schwefelsäure. Diese ist eines der wichtigsten Stoffe der chemischen Industrie. Schwefelwasserstoff (H₂S) entsteht durch Reaktion des Schwefels mit Wasserstoff. Es ist ein Gas und riecht nach faulen Eiern. In der Tat entsteht Schwefelwasserstoff bei organischen Fäulnisprozessen, ist aber auch Bestandteil vulkanischer Gase.

Schwefelgase zur Vorhersage von Vulkanausbrüchen

Schwefelgase entweichen dem Magma, wenn es sich noch im Fördersystem des Vulkans befindet. So kann die Konzentration von Schwefeldioxid in den ausgestoßenen Gaswolken Hinweise liefern, ob Magma aufsteigt. Um die ermittelten Werte richtig interpretieren zu können, ist es notwendig den Vulkan über längere Zeiträume zu beobachten. Jeder Vulkan hat einen anderen „Fingerabdruck“ und die Werte lassen sich nicht 1:1 allgemeingültig auf alle Vulkane übertragen. Generell kann davon ausgegangen werden, dass ein signifikanter Anstieg der Schwefeldioxid-Konzentration durch aufsteigendes Magma verursacht wird. Gemessen wird mit einem GOSPEC-genannten Spektrometer.

Schwefellagerstätten

Schwefel kann in der Natur unterschiedlich entstehen. Es gibt mineralische Lagerstätten, welche sich durch biochemische Reduktion von Sulfaten bildeten. Kleiner sind Lagerstätten vulkanischen Ursprungs. Hier kondensierte der Schwefel aus vulkanischen Gasen die H₂S enthalten. Die wahrscheinlich bekannteste Lagerstätte vulkanischen Ursprungs findet sich am Vulkan Kawah Ijen auf der indonesischen Insel Java. Dort wird der Schwefel am Rand eines sauren Kratersees per Handarbeit gewonnen. Vulkanische Gase werden an Fumarolen in Rohren geleitet und abgekühlt. Am Ende der Rohrleitungen kondensiert der Schwefel aus den Gasen. Er tropft in seiner flüssigen Phase aus den Rohren und verfestigt sich schnell. Der Schwefel ist an manchen Fumarolen so heiß, dass er sich selbst entzündet.

Schwefelbrand

Die Zündtemperatur von Schwefel liegt bei 250 °C. Die verschiedenen Gasphasen der Sulfide fangen bei deutlich niedrigeren Temperaturen Feuer. Der Schwefelbrand erzeugt blaue Flammen, was auf hohe Temperaturen von mehr als 1200 °C hindeutet. Außer am Kawah Ijen gibt es noch andere Schwefelvorkommen an Vulkanen, doch nur selten wird von brennenden Schwefel berichtet.