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Bocce ist der italienische Begriff für einen Förderschlot. Wörtlich übersetzt heißt es „Schüssel“. Von daher könnte die Bezeichnung auch auf einen Krater passen. Alternativ ließt man auch die Bezeichnung „Bocca“, was „Mund“ heißt. So ist die Bocca Nuova einer der 4 Gipfelkrater des Ätnas. Übersetzt heißt es „Neuer Schlund“.

Bocca Nuova am Ätna

Die Bocca Nuova nimmt den Westteil des Zentralkraters ein und ändert ihr Gesicht häufig. Sie entstand im März 1968 und bildete sich infolge einer Serie stärkerer Eruptionen. Zu ihrer Geburt hatte sie gerade einmal einen Durchmesser von 8 m. Im Laufe der eineinhalb jährigen Eruptionsphase wurde der Schlot immer dominanter und separierte sich vom Rest des Zentralkraters. Bis 1997 hatte sich der Schlot zu einem 400 m durchmessenden Krater erweitert gehabt. Bei den paroxysmalen Eruptionen im Jahr 1999 verfüllten sich die Bocca Nuova und die benachbarte Voragine. Bei späteren Kollaps-Ereignissen sackte die Bocca Nuova wieder ein und es entstanden 2 tiefe Schlote. Die Voragine blieb als Plattform erhalten.

Die Bocca Nuova ist auch immer wieder Schauplatz strombolianischer Eruptionen. Diese können glühende Tephra bis auf die Außenflanke des Kegels werfen und eine ernste Gefahr für Gipfelstürmer darstellen.

Im Dezember 2015 kam es zu einer kleinen Serie paroxysmaler Eruptionen aus der Bocca Nuova. Die Tätigkeit verlagerte sich aber schnell auf den Neuen Südostkrater.

Boccen am Stromboli

Der Krater des italienischen Vulkans Stromboli ändert sich auch laufend. Er ist in 3 Sektionen gegliedert, in der sich mehrere Förderschlote befinden. Diese Boccen haben Durchmesser zwischen einigen Dezimetern und Metern. Typischerweise sind zwischen 3-7 Boccen aktiv. Während einige Boccen glühende Tephra auswerfen, kann aus anderen nur heißer Dampf, oder Asche kommen. Manche Boccen sind inaktiv, oder nur sporadisch aktiv.

Vulkanische Bomben und Blöcke sind Pyroklasten und gehören zur Tephra. Die Begriffe beziehen sich auf Pyroklasten die größer als 64 mm sind und explosiv gefördert wurden. Sie haben zwar eine Mindestgröße, aber keine Maximalgröße. Das Bedeutet, dass sie mehrere Meter groß werden können und einige Tonnen wiegen. Sie beschreiben dabei keine Lava-Art im Sinne einer bestimmten chemischen Zusammensetzung. Bomben und Blöcke unterscheiden sich nur in ihrem Habitus. Vulkanische Pyroklasten beschreiben in der Luft eine ballistische Flugbahn.

Vulkanische Blöcke

Vulkanische Blöcke sind bei ihrer Förderung bereits erstarrt und haben für gewöhnlich einen kantigen Habitus. Die Kanten können leicht gerundet sein. Vulkanische Blöcke entstehen durch Fragmentierung von Lava im erstarrten Zustand. Die Lava erstarrte also bereits im Vulkanschlot und wurde durch eine Explosion fragmentiert. Spuren dazu finden sich in ihrer Oberflächenstruktur. Außerdem können sie beim Aufschlag zerbrechen und natürlich einen entsprechenden Einschlagskrater hinterlassen.

Pyroklastische Gesteine, die mindestens zu 75% aus pyroklastischen Blöcken bestehen, nennt man Pyroklastische Brekzie.

Vulkanische Bomben

Vulkanische Bomben sind für gewöhnlich leicht gerundet und waren zum Zeitpunkt ihrer Förderung noch geschmolzen. Dadurch verformten sie sich während des Fluges. Im Extremfall können sie eine Spindelform annehmen.

Bomben aus (saurer) gas-reicher Lava können aufgrund der Druckentlastung während der Eruption entgasen und aufblähen. Da sie während des Fluges schnell abkühlen entstehen Spannungen und an ihrer Oberfläche Risse bilden sich Risse, was aussieht wie eine Brotkruste. Solche Bomben nennt man Brotkrustenbomben.

Bilden sich vulkanische Gesteine, die zu mindestens 75% aus vulkanischen Bomben bestehen, nennt man diese Vulkanische Agglomerate.

Vorkommen von vulkanischen Bomben und Blöcken

Pyroklasten finden sich fast an jedem Vulkan, selbst an solchen, die überwiegend effusiv tätig sind, da sie auch durch Lava Spattering aus einem Hornito entstehen können. Ausnahmen bilden vieleiecht Vulkane wie der Erta Alé, die für ihre Lavasee-Tätigkeit bekannt sind.

Besonders schöne Blöcke und Bomben kenne ich von den italienischen Vulkanen Vulcano und Ätna. Dort kommen metergroße Pyroklasten vor. Bekannt ist auch die Lavabombe von Strohn in der Vulkaneifel. Sie bringt es auf einen Durchmesser von fast 5 m und einem Gewicht von 120 Tonnen. Bei ihr handelt es sich allerdings nicht um eine echte vulkanische Bombe, da sie nicht explosiv gefördert wurde, sondern mehrfach durch den Schlot auf- und ab stieg und dabei an Größe gewann, bevor sie aus dem Krater rollte.

Bradyseismos beschreibt langsam ablaufende Bodendeformationen größeren Maßstabs, die häufig von zahlreichen schwachen Erdbeben begleitet werden. Innerhalb von mehreren Jahren hebt (oder senkt) sich der Boden. Dabei sind Schwankungen von mehreren Metern möglich. Das Auf und Ab des Bodens wird von magmatischen Fluiden hervorgerufen, die in flachen Bodenschichten eindringen. Der Begriff leitet sich von den altgriechischen Wörtern „bradus“ ab, was „langsam“ bedeutet, und „seism“, was „Bewegung“ heißt. Der Begriff wurde 1883 von Arturo Issel geprägt und wurde zuerst auf den Calderavulkan Campi Flegrei in Italien angewendet.

Bradyseismos der Campi Flegrei

Die ältesten Zeugnisse des Phänomens Bradyseismos stammen aus Zeiten der Römer: An Säulen des antiken Marcellums in Pozzuoli sind heute noch die Löcher von Bohrmuscheln zu sehen. Sie wurden in den Marmor gebohrt, als sich die Säulen unter Wasser befanden und liefern Indizien, dass sich die Säulen bis unter dem Meeresspiegel abgesenkt hatten und danach wieder um mindestens 6 m angehoben wurden.

Im letzten Jahrhundert wurden 2 bradyseismische Phasen dokumentiert: zwischen 1968 und 1972, erlitt das Gebiet Campi Flegrei eine Episode positiven Bradyseismos und stieg um 1,7 Meter. Ein weiterer Anstieg von 1,8 Metern erfolgte zwischen 1982 und 1984. Dies korrelierte mit einem flachen (4 km tiefen) Erdbebenschwarm im selben Zeitraum, der zur Evakuierung von 30.000 Menschen führte. Man befürchtete, dass der Vulkan ausbrechen könnte. Eine 3, Phase mit Bodenanhebungen fand zwischen 2001 und 2002 statt. Innerhalb kurzer Zeit hob sich der Boden um 90 cm an.  Die bisher jüngste Phase begann im Jahr 2005. Zunächst hob sich der Boden nur langsam, doch in 2011 beschleunigte sich die Inflation. Seitdem hob sich der Untergrund um 61 cm (Stand April 2020) an. Seit 2015 betrug die monatliche Hebungsrate 7 mm. Insgesamt beläuft sich die Bodenanhebung also um mehr als 5 m und liegt damit nur noch 1 m unter dem bisherigen Spitzenwert aus der Römerzeit.

früher ging man davon aus, dass es sich bei den magmatischen Fluiden um Tiefenwässer handelt, doch Studien jüngeren Datums fanden Hinweise darauf, dass tatsächlich Magma aufsteigt. Doch ob der Bradyseismos in einer Eruption enden wird ist ungewiss.

Die Campi Flegrei ist das am besten dokumentierte Beispiel von Bradyseismos, doch es liegt die Vermutung nahe, dass es ähnliche Phänomene auch an anderen Calderavulkanen gibt. So wird in der chilenischen Caldera Laguna del Maule ebenfalls eine sehr lang-periodische Bodenanhebung beobachtet.

In gewisser Weise gleicht der Bradyseismos den D/I Events auf Hawaii, mit dem Unterschied, dass der Rhythmus zwischen Deflation/Inflation den Takt von Stunden und Tagen folgt.

Bei einer Caldera handelt es sich um eine große kesselförmige Depression im Erdboden, die vulkanischen Ursprungs ist. Die Absenkung einer Caldera misst mehrere Kilometer im Durchmesser und kann mehr als 1000 m tief sein. Calderen entstehen durch große Eruptionen, bei denen sich eine Magmenkörper im Untergrund weitestgehend leert. In dem so entstandenen Hohlraum sackt ein Teil des Vulkans ein. Daher nennt man eine Caldera auch Einsturzkrater. Es gibt auch Vulkane die nur aus einer Caldera bestehen. Dies sind dann reine Caldera-Vulkane. In einer Caldera kann ein neuer Vulkankegel heranwachsen. Das sind dann Intra-Caldera-Vulkane.

Calderen an Schildvulkanen

Große Schildvulkane haben an ihren Gipfeln häufig Calderen, mit einen Durchmesser zwischen 3 und 5 km, wobei es auch größere Calderen gibt. Diese Calderen bilden sich für gewöhnlich während großer effusiver Eruptionen, bei denen mächtige Lavafelder entstehen. Die Calderabildung vollzieht sich relativ langsam, so dass der Boden mehr absackt als einstürzt. Beispiele solcher Calderen finden sich auf den Vulkanen Hawaiis: Sowohl Mauna Loa, als auch der Kilauea verfügen über entsprechende Einsturzkrater. Auch die großen isländischen Zentralvulkane verfügen über effusiv gebildete Calderen. Ein schönes Beispiel für das Absacken einer Caldera lieferte der Vulkan Bardabunga. Im Jahr 2014 fand dort eine der größten effusiven Eruptionen der letzten Jahrhunderte statt. In der Folge sackte der Boden der subglazialen Caldera um gut 100 m ab. Seit dem Ende der Eruption hebt sich der Boden wieder leicht an. Neues Magma strömt in das Reservoir unter dem Vulkan. Schildvulkan-Calderen sind typisch für Vulkane über einen Hotspot, oder finden sich an einem Riftsystem.

Stratovulkan und Caldera

Calderen an Stratovulkanen sind für gewöhnlich Zeugnisse katastrophaler explosiver Eruptionen, die den Kollaps des Gipfelbereichs zur Folge haben. Nicht selten wird der Gipfel weggesprengt, was starke Hangrutsche verursacht. Diese Calderen werden auch Explosions-Calderen genannt. Bei starken explosiven Eruptionen entleert sich das Magmenreservoir oft innerhalb weniger Tage und es kommt zu einem (partiellen) Einsturz des Vulkangebäudes in das entleerte Reservoir. Bei den Eruptionen und Kollaps-Ereignissen entstehen nicht nur plinianische Eruptionen, sondern es bilden sich auch pyroklastische Ströme. Sie können Durchmesser bis zu 20 km haben. Beispiele solcher Calderen bieten die Vulkane Tambora und Santorin. Auch die bekannten Vulkane Vesuv und Merapi bildeten sich in Calderen. Stratovulkane mit Explosions-Calderen gibt es meistens entlang von Subduktionszonen.

Caldera-Vulkane

Reine Caldera-Vulkane sind so riesig, dass man sie meistens nur auf Luftbildern, oder Satellitenaufnahmen sieht. Sie haben Durchmesser von bis zu 60 km und bilden große Becken aus. Oft sind sie teilweise mit Wasser gefüllt, so dass Seen entstehen. Sehr wahrscheinlich hatten diese Vulkane niemals einen klassischen Vulkanberg, sondern bestanden immer nur aus der Depression im Erdboden. Sie entstehen bei sogenannten Supervulkan-Eruptionen mit einem VEI 7-8. In ihrem Umfeld sind mächtige Ignimbrit-Schichten und Tuffe abgelagert. Supervulkaneruptionen gehören zu den stärksten Manifestationen der Erdgewalten, welche ein Planet zu bieten hat. Der Yellowstone-Vulkan gehört zu diesen Calderen, genauso die Toba-Caldera auf Sumatra. Caldera-Vulkane entstehen häufig inmitten von Landmassen und großen Inseln. Daher sind sie mit dem Intraplatten-Vulkanismus assoziiert. Es scheint zur Interaktion zwischen Ausläufern von Subduktionszonen mit Mantelplumes zu kommen. wissenschaftlich ist der Zusammenhang nicht ganz geklärt.

Dampfringe (engl= poloidal vortex rings) an Vulkanen sehen so aus, wie die Rauchringe, die ein geübter Raucher mit dem Mund formen kann. Als Paradebeispiel eines Rauchring-Rauchers fällt mir da Gandalf aus dem Herr der Ringe ein. Ein bekannter vulkanischer Dampfring-Erzeuger ist der Ätna auf Sizilien. Zwischen 1999 und 2002 erzeugte er die Dampfringe häufig, heute kommen sie nur selten vor. Die Dampfringe bestehen überwiegend aus Wasserdampf. Sie steigen senkrecht auf und wer genau hinschaut, der sieht, dass der Dampf im Ring rotiert. Bis vor Kurzem hatte man nur eine ungefähre Vorstellung davon, wie Dampfringe an Vulkanen entstehen.

Länger bekannt ist der physikalische Effekt, der zur Bildung von Dampfringen führt: Sie entstehen, wenn ein Fluid (Dampf) aus einem umschlossenen Raum, durch eine enge Öffnung gedrückt wird. Und das impulsartig, oder sogar explosiv. Dadurch kommt es zu einer Wechselwirkung zwischen dem äußeren Teilen des Fluids und den Rändern der Öffnung. Es entstehen ringförmig Wirbel, die senkrecht zur Bewegungsachse des Fluids rotieren.

Die Voraussetzungen, dass an einem Vulkan Dampfringe entstehen sind komplexer und wurden von Forschern am Modell nachvollzogen.

Wenn das Magma durch den Schlot aufsteigt, sinkt der Umgebungsdruck, so dass gelöste Gase als Blasen austreten können. Ist das Magma niedrig viskos genug, dann können die Blasen zu Taschen verschmelzen in denen das Gas unter Druck steht. Wenn sie sich der Schlotöffnung nähern, können diese Gasblasen heftig unter Druck geraten und explodieren und heißen Dampf nach oben treiben, manchmal mit nahezu Überschallgeschwindigkeit.

Simulierter Dampfring

Im simulierten Vulkan interagierte der aus dem Schlot austretende Dampf mit den felsigen Seiten, so dass der Gasball um die Kanten herum aufrollt. Dann, wenn der aufgerollte Dampfring auf die kalte Atmosphäre trifft, kühlt er, verlangsamt, kondensiert und wird sichtbar, ähnlich wie die Kondensstreifen von Flugzeugen.
Entscheidend für die Herstellung von Ringen ist, dass ein vulkanischer Schlot ziemlich kreisförmig sein muss und die Seiten der Öffnung die gleiche Höhe haben müssen. Wenn der Schlot zu unregelmäßig geformt oder aufgebrochen ist, kann kein vernünftiger Ring entstehen.

Dazit ist ein vulkanisches Gestein, das aus saurer bis intermediärer Lava entsteht. Dazit (es gibt auch die Schreibweise Dacit) wird als felsisch bezeichnet. Hierunter versteht man helle, grobkörnige magmatische Gesteine, die sich überwiegend aus Quarz und Feldspat zusammensetzen. Weil Quarz aus Siliciumdioxid (SiO₂) besteht, werden felsische Gesteine als sauer bezeichnet. Damit sind sie praktisch der Gegenpart zum basischen Basalt und nahe am anderen Ende des chemisch möglichen Spektrums vulkansicher Gesteine. Getoppt wird Dazit nur noch vom Rhyolith.

Dazit hat einen Anteil an 66 Gewichtsprozent Siliziumdioxid. Typisch sind Einsprenglinge von Quarz und Plagioklas, die in einer dichten Matrix (Grundmasse) eingebettet sind. Hornblende kommt als dunkles Gemengeteil vor. Weitere Einsprenglinge wie Biotit, Pyroxen und Sanidin kommen nicht selten vor. Granat, Olivin, Zirkon und Eisenmineralien spielen nur eine untergeordnete Rolle.

Wenn Dazit effusiv als Lavastrom gefördert wird, dann sind diese zähflüssig und kurz. Die Lava tritt mit Temperaturen zwischen 800-1000 Grad Celsius aus. Dazitische Lava kann auch Dome bilden oder explosiv als Tephra gefördert werden. Eruptionen, bei denen dazitische Lava explosiv gefördert wird, zählen oft zu den gewaltigsten Eruptionen mit hoch aufsteigenden Aschewolken. Beispiele hierfür sind die Ausbrüche des Mount St. Helens im Jahr 1980 und die Pinatubo-Eruption von 1991. Beide Ausbrüche verliefen katastrophal.

Die Entstehung dazitischer Schmelze kann auf mehreren Arten erfolgen. Dazit kann sich durch das Aufschmelzen basaltischer Ozeankruste bilden, die an einem Kontinentalrand subduziert wurde. Häufiger bildet sich das Dazitmagma aber durch fraktionierte Kristallisation aus einem Basaltmagma. Bei der fraktionierten Kristallisation kommt es in einem Magmenkörper zur Bildung erster Kristalle, die sich absondern und zum Grund des Magmenkörpers absinken. Bei der Kristallisation werden der Schmelze chemische Bestandteile entzogen und es bleibt eine Restschmelze übrig, die mit voranschreitender Kristallisation immer saurer wird. Darüber hinaus können dazitische Magmen auch durch Mischung einer rhyolithischen Schmelze mit einem Basaltmagma entstehen.

Von Deformation (Bodendeformation) spricht man, wenn sich die Hangneigung eines Vulkans ändert. Wird der Vulkanhang steiler, dann dringt meistens Magma in das Gestein unter einem Vulkan ein. Oft bildet sich dabei ein Magmakörper (Magmakammer) und der Vulkan bläht sich auf. Der Vulkanologe bezeichnet diesen Vorgang als Inflation. Fließt das Magma ab, dann verringert sich die Hangneigung des Vulkans und man spricht von Deflation.

Als Messinstrumente werden überwiegend Inklinometer und GPS-Stationen eingesetzt. Letztere kommen immer häufiger vor. Mittels dem Satelliten gestützten Systems können kleinste Bodenbewegungen genau erfasst werden. Relativ neu ist die Interferometrie: Mittels Radarwellen, die von Satelliten ausgesendet werden,  kann man mit mehreren Vergleichsaufnahmen feststellen, ob sich der Boden bewegt. Dabei werden minimale Höhenschwankungen registriert. Das klassische Inklinometer ist ein Neigungsmesser, mit dem der Neigungswinkel des Vulkanhangs bestimmt wird. Aufgrund der verwendeten Mechanik sind der Auflösung Grenzen gesetzt. Dennoch können sie Winkeländerung im Bereich von tausendstel Grad erfassen.

Die Hangneigung wird meistens als Radiant (Bogenwinkel) mit der Maßeinheit rad angegeben. Änderungen in der Hangneigung aufgrund von Bodendeformationen bewegen sich typischerweise im µ-rad Bereich. Auf der Länge eines Vulkanhangs gesehen, stellen selbst solche minimalen Winkeländerungen eine vertikale Höhenänderung von mehreren Zentimetern dar.

Typischerweise werden vulkanotektonische Erdbeben registriert, wenn sich Bodendeformationen ereignen. Diese besondere Erdbebenart kommt vor, wenn Magma in das Gestein eindringt und dieses bricht. Beim Monitoring von Vulkanen stellen Bodendeformationen mit gleichzeitigem Auftreten vulkanotektonischer Erdbeben ein relativ sicheres Indiz dar, dass Magma aufsteigt.

D-I-Ereignisse am Kilauea

Am Kilauea auf Hawaii wechseln sich häufig Deflation und Inflation ab. Die Zyklen zwischen einem Trendwechsel liegen zwischen 6 Stunden und 2-3 Tagen. D-I-Ereignisse (D-I-Events) entstehen am Kilauea dadurch, dass Magma aufsteigt und sich im obersten Magmenreservoir unter dem Halema’uma’u-Krater ansammelt. Wird der Druck zu groß, fließt das Magma über das Ostrift in Richtung Pu’u ‚O’o-Krater unterirdisch ab. Brodeln Lavaseen in den Kratern, spiegeln sich diese Ereignisse in ihren Pegeln wieder. Es können auch Lavaströme aktiv sein. Der Lava-Ausfluss ändert seine Stärke im Rhythmus der DI-Ereignisse. Dieses Beispiel veranschaulicht, was im Inneren eines Vulkans passiert, wenn die verschiedenen Arten von Bodendeformation registriert werden.

Die magmatische Differentiation beschreibt die Entstehung verschiedener Magmen-Arten. Bei der Differentiation handelt es sich um einen Prozess der chemisch-physikalischen Umwandlung eines Stamm-Magmas in verschiedene, aber räumlich miteinander verbundene Teilmagmen. So können aus einer Schmelze unterschiedliche vulkanische Gesteine entstehen. Grundlegender Motor hinter diesem Prozess ist die Abkühlung einer Schmelze.

Klassisches Beispiel der magmatischen Differentiation ist die Kristallisationsdifferentiation (fraktionierte Kristallisation) einer silikatischen Schmelze. Eine typische silikatische Primärschmelze ist der Basalt. Er steigt in seiner primitivsten Forma vom Erdmantel aus auf und bildet unter dem Vulkan einen Magmenkörper. Dort kühlt die basaltische Schmelze langsam ab und verändert sich. Bei unterschreiten der sogenannten Kristallisationstemperatur, die für jedes Mineral unterschiedlich ist, bilden sich im Magmenkörper erste Kristalle. Bei diesen Kristallen handelt es sich z.B. um Olivin, Pyroxen und Amphibol. Diese sind schwerer als das Magma und seigern (sinken) -aufgrund der Gravitationskraft- zum Boden des Magmenkörpers. Es können auch Kristalle entstehen, die leichter als die Schmelze sind. Diese steigen nach oben. Da die Kristalle weniger SiO2 (Kieselsäure, Siliziumdioxid, Quarz) in ihre Gitter einbauen als in der Schmelze vorhanden ist, reichert sich die Kieselsäure in der Restschmelze an. Die Restschmelze wird auch als Teilschmelze oder Residuum bezeichnet. So entsteht eine differenzierte Schmelze, die in unserem Fall immer saurer und zäher (hoch viskos) wird. Je nachdem, zu welchem Zeitpunkt der Vulkan ausbricht, können chemisch verschiedene Schmelzen gefördert werden. Wenn die geförderte Schmelze (Lava) an der Oberfläche erstarrt, entstehen die unterschiedlichen Vulkanite. Kommt es zu keinem Vulkanausbruch, dann erstarrt der Magmenkörper in der Erdkruste. Sofern er an die Erdoberfläche gelangt, kann man einen Pluton mit unterschiedlicher Gesteinszusammensetzung bewundern.

Die magmatische Differentiation beeinflusst auch die Eruptionsmechanismen, bzw. die Eruptionsart eines Vulkans. Im Zuge der Differentiation ändern sich nicht nur Temperatur, Dichte, Viskosität und Rheologie der Schmelze, sondern es wird auch Gas freigesetzt. Das Gas ist ein entscheidender Faktor dafür, wie der Vulkan ausbricht.

Divergenz ist ein Begriff der vom lateinischen Wort divergere „auseinanderstreben“ abgeleitet wurde. Im allgemeinen versteht man unter Divergenz zwei Objekte, die sich voneinander entfernen. Die Divergenz kann sich aber auch auf nicht sachliche Dinge, wie Meinungen und Ansichten beziehen. In unserem speziellen Fall bezieht sich die Divergenz auf das Auseinanderdriften von Lithosphärenplatten.

Das Gegenteil von Divergenz ist Konvergenz und ist an Subduktionszonen zu beobachten.

Divergente Plattengrenze

Man spricht von einer divergenten Plattengrenze, wenn sich die Erdkrustenplatten voneinander entfernen. Das geschieht für gewöhnlich an den Mittelozeanischen Rücken. Warum die Kontinentalplatten auseinander drifte wird kontrovers diskutiert. Lange zeit ging die Wissenschaft davon aus, dass entlang der Naht aufsteigendes Magma aufsteigt und so die Platten auseinander drückt. Einer neueren Theorie zufolge, ziehen die Lithosphärenplatten, die an konvergenten Subduktionszonen in den Erdmantel abtauchen, die Platten an den divergenten Plattengrenzen auseinander. Die treibende Kraft hinter diesem Prozess wäre somit die Gravitation. Das nachströmende Magma, dass an der divergenten Plattengrenze austritt, versiegelt die Naht.

Island als Paradebeispiel der Divergenz

Eine der bekanntesten divergente Plattengrenze ist der Mittelatlantische Rücken. Auf der Insel Island tritt dieser zutage und Wissenschaftler erhalten dort Zugang zu einem Teil der kontinentalen Naht zwischen Europa und Nordamerika. Auf Island gibt es im langjährigen mittel alle 10 Jahre einen Vulkanausbruch. In den vergangenen Jahren verkürzte sich das Intervall auf 3-5 Jahre. Dieses Beispiel verdeutlicht, dass es auch entlang des unterseeischen Teils der divergenten Plattengrenze nicht permanent Lava austreten wird.

Divergenz gibt es allerdings nicht nur an den kontinentalen Plattengrenzen, sondern auch entlang von intrakontinentalen Riftsystemen. Bekannte Beispiele sind der Oberrheingraben, das Ostafrikanische Riftvalley und das Baikal-Riftsystem. Viele Riftsysteme stehen im Verdacht die Geburtsstätten neuer Ozeane zu sein.

Unter einem Dom versteht man in der Vulkanologie eine Staukuppel aus Lava, die sich über einem Förderschlot bildet. Der Dom (auch Lavadom genannt) ist im Prinzip ein Lavastrom aus hochviskoser Lava. Bei der Lava handelt es sich meistens um Andesit, oder Rhyolith. Ein Dom besteht also aus sauren Magmen.

Ein Lavadom kann dabei so groß werden, dass er einen ganzen Krater ausfüllt. Wird die Flanke des Doms zu steil, dann kann sie kollabieren. Ein Domkollaps erzeugt für gewöhnlich pyroklastische Ströme. Dazu reicht es, wenn ein relativ kleiner Teil des Doms kollabiert. Man spricht dann von einem partiellen Domkollaps. Alternativ entstehen Schuttlawinen. Eine anfängliche Schuttlawine kann sich auch noch in einem pyroklastischen Strom verwandeln, wenn große Lavabrocken zu Tal kullern: wenn diese auf ihrem Weg weiter fragmentieren kann sich Gas freisetzen, welches explosionsartig entweicht. Es bildest sich ein Wolken-förmiges Asche-Gas-Gemisch, das große Lavabrocken enthalten kann und auf einem heißen Gaskissen hangabwärts rast. Das Gaskissen reduziert die Reibung zum Boden, ähnlich wie bei einem Luftkissenboot.

Verschiedene Arten von Lavadomen

Es gibt verschiedenen Arten von Lavadomen. Ein bestimmender Faktor ist die Viskosität des Magmas. Bei andesitscher Lava können sich flache Dome bilden, von denen kurze Lavaströme ausgehen. Oft sitzen diese Dome wie ein Pfannekuchen im Krater. Steile Dome aus mächtigen Blöcken bilden sich bei hoch viskosem Rhyolith. Die Blöcke können dabei gut und gerne Hundert Meter hoch werden. Gelegentlich schieben sich die Blöcke wie ein Turm aus dem eigentlichen Dom.

Der Dom verstopft quasi den Förderschlot. Darunter staut sich Gas an und der Druck im Fördersystem steigt bedenklich. Wird der Druck zu groß kann der Dom, oder die Vulkanflanke gesprengt werden. Die Folge sind hoch aufsteigende Aschewolken und katastrophale pyroklastische Ströme. Es kann auch zu zerstörerischen Druckwellen kommen.

Manchmal bilden sich zentrale Schlote im Dom, über denen zumindest ein Teil des Gasdrucks abgebaut werden kann. Es kommt dann zu schwachen-moderaten explosiven Eruptionen, bei denen glühende Tephra und Vulkanasche gefördert werden.