Wiki Vulkane und Erdbeben

Ein Hot Spot (auch Hotspot geschrieben) ist nicht nur ein heißer Fleck, sondern eine dreidimensionale Wärmeanomalie, die sich vom unteren Erdmantel bis an die Erdoberfläche erstreckt. Die Anomalie wird von Magma hervorgerufen, dass eine schlauchartige Struktur schafft, durch Schwächezonen im Gestein aufsteigt und an der Erdoberfläche an Vulkanen austritt. Ein Hot Spot ist ortsstabil: über Jahrmillionen hinweg befindet er sich an der gleichen Stelle, während die Erdkruste über ihn hinweg wandert. So entsteht eine Vulkankette, bei der immer nur der jüngste Vulkan aktiv ist. Dabei kann es auch vorkommen, dass eine Vulkangeneration aus 2-3 Vulkanen besteht, die räumlich eng beieinander liegen. Andere Bezeichnungen für den Hot Spot sind Mantelplume, oder Manteldiapir.

Das Magma der Hotspots

Das Magma, das den Mantelplume bildet, ist basaltisches Primärmagma, dass nicht, oder wenig differenziert ist. Die Schmelze ist für gewöhnlich sehr heiß und erreicht bei ihrem Austritt an der Erdoberfläche noch Temperaturen bis zu 1250 Grad Celsius. Aufgrund des geringen Kieselsäureanteils sind diese basaltischen Magmen dünnflüssig. Typische Eruptionsform ist effusiv. Es können aber auch hoch aufsteigende Lavafontänen gebildet werden. Oft bilden sich mächtige Schildvulkane über Hot Spots, die an ihrem Gipfel eine große Caldera haben. Hier entstehen die meisten Lavaseen der Welt.

Hot Spot Hawaii

Das wohl bekannteste Beispiel für Hot Spot Vulkanismus findet sich auf Hawaii. Die gesamte Inselgruppe wurde von Vulkanen geformt, die sich über einen Hot Spot bildeten. Wie ein Schweißbrenner bahnte sich das Magma seinen weg durch die Erdkruste und ließ die Vulkane wachsen. So entstand eine Inselgruppe, die sich wie die Perlen einer Kette aneinanderreihen. Zwischen den Inseln gibt es auch submarine Vulkane, die es nicht bis an die Oberfläche schafften. Das zeigt aber auch, dass der Magmennachschub nicht immer konstant ist. Nur während besonders aktiver Phasen schafften es die Vulkane große Inseln zu bilden.

Ganz so einfach, wie es sich ließt, ist die Situation auf Hawaii aber doch nicht. Studien jüngeren Datums zeigen, dass das Magma kontaminiert ist und Anteile von subduzierten Krustenmaterials enthält. Dass wirft Fragen über die Magmenzirkulation im Erdmantel auf. Scheinbar gibt es eine Kreislauf des Magmas, bei dem das Krustenmaterial nicht Richtung Kontinent abtaucht, sondern wieder unter die ozeanische Kruste gelangt. Andere Studien zeigten, dass die Hot Sots viel tiefer Verwurzelt sein könnten, als bisher gedacht und sogar vom oberen Erdkern ausgehen könnten.

Bei einem Hybriderdbeben handelt es sich um eine spezielle Erdbebenart, die besonders während Domwachstumsphasen an dombildenden Vulkanen registriert wird. Das seismische Signal eines Hybriderdbebens setzt sich aus 2 unterschiedlichen Frequenzen zusammen: Das Signal fängt mit einer hohen Frequenz an und geht dann in ein Signal mit niedriger Frequenz über, was Seismologen gerne als „Nachklingeln“ bezeichnen. Es gibt unterschiedliche wissenschaftliche Interpretationen dieser Erdbebensignale. Im Bezug auf Vulkane sprechen hohe Frequenzen für Erdbeben vulkanotektonischen Ursprungs, während Erdbeben mit niedrigen Frequenzen durch Fluidbewegungen verursacht werden. Bei diesen Fluiden kann es sich direkt um Magma handeln, oder um hydrothermale Tiefenwässer und Gase, die den Druck in einem Magmenkörper erhöhen, oder sich durch Gesteinsklüfte bewegen. Bei der Bildung dieser Klüfte entstehen oft vulkanotektonische Erdbeben, insbesondere dann, wenn aufsteigendes Magma Gestein bricht und so Risse und Klüfte generiert. In so einem Fall kann ein Hybriderdbeben also auf aufsteigendes Magma hindeuten. Eine Studie neuern Datums kommt zu dem Schluss, das Hybriderdbeben ehr durch Sprödbruch infolge von Magmenaufstiegs zustande kommen, als direkt durch Fluidbewegungen zu entstehen.

Allgemeiner formuliert wird ein Hybriderdbeben als spezieller Erdbebentyp bezeichnet, der oft in der Nähe von Vulkanen auftritt und eine Kombination aus vulkanischen und tektonischen Prozessen widerspiegelt.

Im Kontext von vulkane.net lest ihr öfters über Hybriderdbeben im Zusammenhang mit den Vulkanen Indonesiens. Das liegt daran, dass das VSI (Volcanological Survey of Indonesia) auf seiner Website MAGMA häufig auf diesen Erdbebentyp eingeht und ihn an den verschiedensten Vulkanen detektiert. Besonders häufig wird er an den beiden dombildenden Vulkanen Karangetang und Merapi detektiert. Das Auftreten von Hybriderdbeben ist hier in der Tat mit Wachstumsphasen der Lavadome assoziiert. Das bestätigte sich auch schon an den Feuerbergen Mount St. Helens und Soufrière Hills. Hybriderdbeben können aber auch an anderen Vulkanen aufgefangen werden, unter denen Magma oder Fluide aufsteigen. So wurde dieser Erdbebentyp etwa am Cumbre Vieja auf La Palma registriert, aber auch am Pico del Teide auf Teneriffa und am Taal auf Luzon.

Hydrostatischer Druck beschreibt speziell den Druck von Flüssigkeiten. In unserem Fall handelt es sich bei der Flüssigkeit um Magma. Der hydrostatische Druck spielt eine wichtige Rolle bei den Eruptionsmechanismen eines Vulkans. Ist der hydrostatische Druck in der Magmakammer kleiner als der Gasdruck bilden sich Gasblasen, die das Magma nach oben treiben.

Unter einem Hydrothermal-System versteht man in der Vulkanologie einen Bereich in der Erdkruste in dem heißes Wasser und Gase (magmatische Fluide) zirkulieren. In den meisten Fällen findet hydrothermale Zirkulation im Bereich aktiver Vulkane statt. Sie kann aber auch durch das Eindringen eines Plutons in die Erdkruste verursacht werden, oder durch Metamorphose im Rahmen der Orogenese. Tiefenwässer können auch aufgrund des normalen geothermischen Gradienten (+ 3 Grad auf 100 m Tiefe)  erwärmt werden und zirkulieren.

Im Kontext von vulkane.net sind natürlich die vulkanischen Hydrothermal-Systeme von besonderem Interesse. Die hydrothermale Zirkulation erzeugt an der Erdoberfläche die verschiedensten Heißwasser-Phänomene wie Heiße Quellen und Geysire. Fumarolen können ebenfalls hydrothermal bedingt sein. Im Untergrund wird ein Hydrothermal-System vom Magma des Vulkans befeuert. So gibt das Verhalten des hydrothermalen Systems Hinweise darüber, was sich in der Tiefe abspielt. Allerdings können sich auch eigenständige Parameter des Hydrothermalen Systems ändern, ohne dass es direkten Einfluss von Schmelze gibt. Doch eine signifikante Temperaturerhöhung von Gasen und heißen Wässern stehen meistens im direkten Zusammenhang mit einem Aufheizen des Systems durch Magmenaufstieg.

Hydrothermal-System und Erdbeben

Die Bewegung magmatischer Fluide im Untergrund können leichte Erdbeben auslösen. Bei den Erschütterungen handelt es sich überwiegend um Mirkoseismik mit sehr geringen Magnituden. Nur selten werden Erdbeben mit Magnituden größer als 2 von zirkulierenden Gasen und hydrothermalen Wasser ausgelöst. Im Unterschied dazu verursacht die Bewegung von Magma im Untergrund stärkere Beben. Charakteristisch hierfür sind Beben mit Magnituden zwischen 2 und 4. Nur selten kommen stärkere Beben vor. Mikroseismik kann natürlich auch von Magma-Aufstieg herrühren, dann aber meistens in Verbindung mit stärkeren Erschütterungen.

Vulkane mit Hydrothermal-System

Besonder ausgeprägt sind hydrothermale Systeme in großen Calderavulkanen. Der bekannteste Vertreter dieser Art ist die Yellowstone-Caldera. Hier gibt es die weltgrößte Anzahl von Geysiren und Heißen Quellen. Oft diskutiert ist auch des Hydrothermal-System der Campi Flegrei. Auf Island gibt es zahlreiche Thermalgebiete die auf ausgeprägte Heißwasser-Systeme im Untergrund hindeuten. Dort nutzt man sie zur Gewinnung von Energie.

Unter Hypozentrum versteht man die Lage des Erdbebenherdes. Also jener Punkt in der Erdkruste (oder im Erdmantel), an dem sich ein Erdbeben ereignet und von dem die Erdbebenwellen ausgehen.

In der Regel liegt das Hypozentrum eines Erdbebens an einer tektonischen Störung. Eine Bruchzone beschreibt eine Fläche in der Erde. In der Seismologie geht man vereinfachend von einem punktförmigen Hypozentrum aus. Hier geht man von der Stelle der Bruchzone aus, an der der Scherbruch begann. Diese Stelle nennt man auch Nukleationspunkt.

Unterschied zwischen Epizentrum und Hypozentrum

Das Epizentrum beschreibt den Ort an der Erdoberfläche über dem Hypozentrum.

Das Hypozentrum wird durch die Herdtiefe und dessen Lage an der Oberfläche (Epizentrum) bestimmt. In der Seismologie lässt sich die Lage des Hypozentrums durch Laufzeitbestimmungen der Erdbebenwellen ermitteln. Diese Bestimmungen sind nicht immer exakt, da besonders langperiodische Wellen einer Unschärfe bei der Geschwindigkeitsmessung, sowie der resultierenden Ortsbestimmung unterworfen sind.

Eine Welle lässt sich nicht auf einen Ort oder Zeitpunkt festlegen. Für eine genaue Beschreibung einer Welle werden unendlich viele Messungen benötigt. In der Praxis lassen sich nur eine endliche Zahl an Messungen vornehmen. Dies führt zu einer Unschärfe bei der Messung von Wellen. Es gilt: Je länger die Wellenlänge, umso ungenauer die Ortsbestimmung. Dieser Effekt führt dazu, dass gerade die Hypozentren starke Erdbeben ungenau bestimmbar sind, da diese besonders langwellig sind.

Voraussetzung für die Bestimmung des Hypozentrums ist ein Netzwerk aus Seismometern. Je mehr Einzelgeräte im Netzwerk integriert sind, desto genauer die Lokalisierung des Erdbebenherdes.

Normalerweise liegt das Hypozentrum eines Erdbebens in der festen Erdkruste. Trotzdem ereignen sich auch einige Erdbeben im Bereich des oberen Erdmantels. Die Hypozentren dieser Mantelbeben liegen dann häufig im Bereich von Subduktionszonen, auf dem Teil des Ozeanbodens, der bis in den Erdmantel subduziert wurde. Aufgrund der Plastizität des normalen Mantelmaterials können sich im Erdmantel keine Spannungen aufbauen, die zu Erdbeben führen können.

Ein Ignimbrit ist eine geologische Ablagerung, die durch pyroklastische Dichteströme entstehen, die entweder von Lavadomen ausgehen oder während explosiver Vulkanausbrüche generiert werden. Diese Dichteströme sind heiße, schnell fließende Wolken aus Asche, Lapilli und Blöcken, gemischt mit Gasen, die mit hoher Geschwindigkeit die Hänge des Vulkans hinabströmen und sich über große Gebiete ausbreiten können. Für gewöhnlich bilden sich großflächige Ignimbritfelder infolge von sogenannten Supervulkanausbrüchen mit einem VEI 7 oder 8. Aber auch kleiner pyroklastische Ströme hinterlassen entsprechende Ablagerungen die zu den Ignimbriten zählen.

Ignimbriten bestehen hauptsächlich aus vulkanischer Asche, Bimsstein und verschiedenen Gesteinsfragmenten, die aus dem zerbrochenen Vulkangestein stammen. Die feine Asche bildet oft eine dichte, verfestigte Matrix, in die größere Partikel wie Lapili und Blöcke eingebettet sind. In einigen Fällen, besonders bei sehr heißen Ablagerungen, können die Partikel im Ignimbrit verschweißen und eine dichte, felsartige Struktur bilden, die als „geschweißter Ignimbrit“ bezeichnet wird. Nicht jeder pyroklastische Dichtestrom ist so heiß, dass die Ablagerungen verschmelzen. Daher können sie auch zunächst in lockerer Form vorliegen. Diese werden entweder schenll abgetragen oder verfestigen sich später infolge sedimentärer Prozesse.

Die Entstehung von Ignimbriten erfolgt durch starke explosive Vulkanausbrüche, bei denen große Mengen an pyroklastischem Material in die Atmosphäre geschleudert werden, die hoch aufsteigende Eruptionswolken bilden. Durch graviataiv bedingtem Kollaps dieser Eruptionswolken bilden sich pyroklastischen Ströme. Sie fließen mit hoher Geschwindigkeit die Hänge des Vulkans hinab und breiten sich in der Umgebung aus. Während die Ströme abkühlen, lagert sich das Material ab und bildet die Ignimbrite. Diese Ablagerungen können mehrere Meter dick sein und sich über viele Kilometer vom Ursprungsort entfernt ausbreiten.

Ignimbriten sind wichtige stratigraphische Marker in der Geologie, da sie oft durch charakteristische Eigenschaften und eine weitreichende Verbreitung identifiziert werden können. Einige der größten bekannten vulkanischen Ausbrüche in der Erdgeschichte haben gewaltige Ignimbrit-Ablagerungen hinterlassen, wie zum Beispiel der Yellowstone-Ausbruch oder der Ausbruch des Toba-Vulkans. Sie entstehen typpischer Weise infolge des Ausbruchs eines Calderavulkans bzw. nach einem Ignimbritbildenden Ausbruch bleibt eine Caldera zurück.

Ignimbriten sind von großem Interesse für Vulkanologen, da ihre Untersuchung Aufschluss über die Dynamik und das Ausmaß vergangener explosiver Vulkanausbrüche geben kann. Sie liefern wichtige Informationen über die Prozesse, die während solcher Ausbrüche ablaufen, und helfen dabei, die Auswirkungen auf die Landschaft und das Klima besser zu verstehen.

Bedeutende Ignimbrite von Aschestrom-Calderen

• Atacama Ignimbrite (Chile):Die Atacama-Wüste in Chile beherbergt mehrere große Ignimbrite, die durch explosive Ausbrüche im Altiplano-Puna-Vulkanfeld entstanden sind. Diese Ignimbrite sind oft gut erhalten und liefern wertvolle Informationen über die vulkanische Aktivität in der Region.
• Bishop Tuff (USA):Der Long Valley Caldera-Ausbruch vor etwa 760.000 Jahren in Kalifornien führte zur Ablagerung des Bishop Tuff. Diese Ignimbrite bedeckt eine Fläche von etwa 2.200 Quadratkilometern und hat ein Volumen von etwa 600 Kubikkilometern.
• Campanischer Ignimbrit (Italien):Der Campanische Ignimbrit entstand vor etwa 39.000 Jahren durch einen gewaltigen explosiven Ausbruch im Bereich der heutigen Caldera Campi Flegrei Bei Pozzuoli. Er bedeckt eine Fläche von etwa 30.000 Quadratkilometern und hat ein geschätztes Volumen von 200 bis 300 Kubikkilometern. Dieser Ausbruch war einer der größten im Mittelmeerraum und hatte erhebliche klimatische Auswirkungen.
• Taupo Ignimbrite (Neuseeland):Der Oruanui-Ausbruch vor etwa 26.500 Jahren war der größte Ausbruch des Taupo-Vulkansystems in Neuseeland. Dieser Ausbruch setzte etwa 1.170 Kubikkilometer pyroklastisches Material frei und bildete eine ausgedehnte Ignimbrite, die weite Teile der Nordinsel Neuseelands bedeckt.
• Toba Ignimbrite (Indonesien):Der Toba-Ausbruch vor etwa 74.000 Jahren auf der Insel Sumatra war einer der größten bekannten Vulkanausbrüche der letzten 2 Millionen Jahre. Der Ausbruch setzte etwa 2.800 Kubikkilometer pyroklastisches Material frei und bildete eine Ignimbrite, die eine Fläche von etwa 20.000 Quadratkilometern bedeckt. Der Toba-Ausbruch hatte globale klimatische Auswirkungen und wird mit einer vorübergehenden Abkühlung des Erdklimas in Verbindung gebracht.
• Yellowstone Ignimbrite (USA):Der Yellowstone-Supervulkan hat mehrere große Ignimbrite hinterlassen, insbesondere durch die drei bekannten Superausbrüche vor 2,1 Millionen, 1,3 Millionen und 640.000 Jahren. Diese Ausbrüche haben riesige Gebiete mit pyroklastischem Material bedeckt und bedeutende Ignimbrite wie die Huckleberry Ridge Tuff, die Mesa Falls Tuff und die Lava Creek Tuff gebildet.

Inflation bezeichnet das Eindringen von Fluiden (Magma, Gas, Wasser) in einem Magmenkörper. Der Vulkan über dem Magmenkörper bläht sich auf, wodurch seine Hänge steiler werden. Es kommt zur Deformation des Bodens. Gegenteiliger Prozess wird als Deflation bezeichnet. An manchen Vulkanen wechseln sich Inflation und Deflation in kurzen Intervallen ab. Solche Ereignisse nennt man DI-Events.

Inflation zur Vorhersage von Vulkanausbrüchen

Die Inflation ist ein wichtiger Indikator für bevorstehende Eruptionen und hilft den Vulkanologen bei der Prognose von Vulkanausbrüchen. Um Inflation festzustellen gibt es mehrere Möglichkeit. Lange Zeit war die Nivelliermessung die Genauste Methode. Außerdem wurden und werden Neigungsmesser (Tiltmeter) am Vulkan installiert, die die Hangneigung messen. Heute kommen GPS-Messungen und die Satelliten-Interferometrie häufiger zum Einsatz, als die Nivelliermessung.

Die Bodenanhebungen verteilen sich oft großflächig und sich mit bloßem Augen kaum Wahrnehmbar. Es gibt allerdings auch Vulkane, deren Inflation vor einer Eruption gewaltig war. So bildete sich am Mount St. Helens eine gewaltige Beule auf der Nordflanke. Sie war bis zu 90 m hoch. Das Magma sammelte sich kurz unter der Oberfläche und destabilisierte den Hang. Er scherte dann auch bei einem Erdbeben ab, was nicht nur einen gewaltigen hangrutsch verursachte, sondern eine der größten Eruptionen des 20. Jahrhunderts auslöste.

Nicht gänzlich verstanden ist die derzeitige inflationäre Phase unter der Campi-Flegrei. Seit 2011 hebt sich der Boden kontinuierlich an. Bis zum Januar 2021 stellenweise um bis zu 65,5 cm. Die Inflation wird von magmatischen Fluiden verursacht, wobei es nicht einwandfrei geklärt ist, ob es sich bei dem Fluid um Magma handelt, oder um Tiefenwässer. Fest steht, dass es schon früher entsprechende Schwankungen gab und es nach der Inflation zur Deflation kam. Genau betrachtet, kann man hier von extrem langphasigen DI-Events sprechen. In der Literatur taucht der Begriff Bradyseismos auf.

Die Intensität eines Erdbebens beschreibt die Stärke, mit der es sich auf seine Umwelt auswirkt. Die Intensität ist keine exakt definierte physikalische Größe und wurde eingeführt, bevor es Seismometer und Magnitudenskalen gab. Bei der Ermittlung der Intensität wird eine Reihe unterschiedlichster Parameter berücksichtigt und zueinander in Relation gesetzt. Die Intensität kann den Magnituden gegenübergestellt werden. Während diese die freigesetzte Schwingungsenergie eines Erdbebens beschreiben, bezieht sich die Intensität u.a. auf das zerstörerische Wirken eines Erdstoßes. Die Intensität eines Erdbebens nimmt mit zunehmender Entfernung zum Epizentrum ab und ist von der Tiefe des Erdbebenherdes abhängig. Außerdem können besondere geologische Strukturen die Intensität beeinflussen, so dass 2 Beben mit der gleichen Magnitude unterschiedliche Intensitäten haben können. Die Intensität kann in Tabellen, oder Karten dargestellt werden.

Mercalliskala zur Beschreibung der Erdbeben-Intensität

Die Wiege der Erdbeben-Intensität ist Italien. Forscher des späten 18. Jahrhunderts mühten sich, die Auswirkungen des Katastrophalen Kalabrien-Bebens von 1783 quantitativ zu beschreiben. So wurden die ersten Erdbebenskalen entwickelt. Die 5-Stufige Skala von Domenico Pignatoro legte 1788 den Grundstein für mehrere andere Intensitäts-Skalen. 1902 wurden diese dann von Guiseppe Mercalli weiterentwickelt. Das Endresultat war die 12-stufige Mercalliskala, die zwar noch einige weiteren Modifikationen unterlag, aber im Prinzip bis heute gültig ist. Die letzte Revision der Mercalliskala wurde 1958 von Charles Richter (dem Erfinder der Richterskala) durchgeführt. Bei ihr handelt es sich um die Modifizierte Mercalliskala. Die Mercalliskala ist davon abhängig, dass die Erdbeben so stark sind, dass sie vom Menschen wenigstens wahrgenommen werden. Das sind in der Regel Erdbeben mit Magnituden ab 3. Schwächere Erdbeben konnten nicht erfasst werden. Damit blieb in der Mercalliskala das ganze Spektrum an schwachen Erdbeben unberücksichtigt, die wissenschaftlich etwa für die Vorhersage von Vulkanausbrüchen relevant sind.

Die Tabelle wurde mit Daten aus verschiedenen Quellen zusammengestellt. Besonders der Vergleich mit den Magnituden ist von Autor zu Autor unterschiedlich. Mir gefällt die verwendete Einteilung am Besten.

Die Interferometrie ist ein Messverfahren, um selbst kleinste Größenänderungen von Objekten und Geländestrukturen zu bestimmen. Hierbei wird die Interferenz (Überlagerung) von elektromagnetischen Wellen genutzt, um diese Änderungen zu erfassen. Im Zusammenhang mit dem Vulkanismus ist die satellitengestützte Interferometrie mit Hilfe des Synthetik-Apertur-Radars (SAR) von besonderem Interesse.

Interferometrie wird von Satelliten aus betrieben

Das SAR tastet die Erdoberfläche mit Mikrowellenimpulsen ab. Dabei werden Auflösungen im Zentimeter-Bereich möglich. Indem 2 oder mehrere Bilder mit einer leicht verschobenen Sensorik (unterschiedlicher Aufnahmewinkel) überlagert werden, entstehen 3-dimensionale Bilder. Sie werden zur Erstellung von Höhenmodellen herangezogen. Erfolgen mehrere zeitlich versetzte Überflüge des Satelliten, kann man Höhenänderungen im Zeitverlauf feststellen. Somit können am Vulkan Bodendeformationen erfasst werden, die einen wichtigen Hinweis liefern, ob Magma aufsteigt und einen Vulkan aufbläht. Das Wachstum von Lava-Domen kann man ebenso dokumentieren. Die Daten werden in einem Interferogramm dargestellt. Bunte Kreise zeigen die Bereiche mit der Bodendeformation an. Der Maßstab ist variabel, doch oft zeigt eine Farbe eine Bodendeformation von 2 cm an.

Die Unterscheidung zwischen Bodenhebung und Bodensenkung ist nicht ganz so einfach und nur an der Farbabfolge der Farbringe auszumachen. Geht der Farbverlauf von Rot (links) nach Blau (rechts), hat man Bodenhebung. Im umgekehrten Fall hat man Bodensenkung, die auch Subsidenz genannt wird.

Was sich erst einmal einfach liest, erfordert hohes wissenschaftliches Know-how, wie es die Raumfahrtorganisationen DLR, ESA und NASA liefern. Die Bearbeitung der Rohdaten ist zudem sehr aufwendig und erfordert ein umfangreiches und zeitaufwendiges Processing. Die Algorithmen der Software zur Datenverarbeitung werden noch ständig angepasst und verbessert. Daher dient die SAR-Interferometrie momentan in erster Linie länger angesetzten Studien und weniger dem aktuellen Monitoring von Vulkanen. Dennoch gehört sie mittlerweile ins Portfolio mehrerer großer Observatorien, die die Hochrisikovulkane in Nachbarschaft großer Städte überwachen. Da die SAR-Interferometrie mit relativ hohen Kosten verbunden ist, werden entlegenere Vulkane noch nicht systematisch überwacht. Oftmals wird die Technik erst angewendet, wenn sich schon eine bedrohliche Situation entwickelt hat, wie es 2017 am Gunung Agung auf Bali der Fall war. Den Vulkanologen vor Ort standen bis zur Eruption nur veraltete Technik zur Verfügung.

Entsprechende Geräte befinden sich an Bord verschiedener Weltraummissionen. Aktuell sind das die TerraSAR-X-, die TanDEM-X- und die Sentinel-1-Missionen.

Darüber hinaus wird die SAR-Interferometrie nicht nur an Vulkanen angewendet, sondern auch in der Seismologie und der Fernerkundung der Gebirge, Gletscher und Ozeane bzw. deren Küsten.

In der Geologie wird das Eindringen von fließfähigen Fluiden in einen Gesteinskörper oder in eine Gesteinsschicht als Intrusion bezeichnet. Als Fluide kommen vor allem magmatische Fluide in Frage, wobei es u. a. auch fließfähige Fluide aus Salzen und Silikatgelen gibt. Doch in unserem Fall sind die magmatischen Fluide von besonderem Interesse.

Magmatische Intrusionen entstehen typischerweise, wenn Gesteinsschmelze (Magma) in die Erdkruste eindringt und dort abkühlt und erstarrt. Die Intrusionen können in verschiedenen Formen auftreten, und manche Autoren gliedern sie in plutonische und vulkanische Intrusionen. Während die plutonischen Intrusionen in größeren Tiefen eindringen und dort erstarren, können vulkanische Intrusionen die Erdoberfläche erreichen und dort zu einem Vulkanausbruch führen, so wie es oft auf Island der Fall ist, wenn sich vor einer Eruption ein magmatischer Gang bildet. Eruptiert die Schmelze nicht, dann verfestigt sich das Magma in der Erde. Die ersten beiden untern aufgeführten Beispiele fallen also unter die Gruppe vulkanischer Intrusionen. Bei den beiden letzten Beispielen handelt es sich um Plutone.

1. Dykes: Am häufigsten kommen Dykes vor, die wir auf Deutsch als magmatische Gänge bezeichnen. Diese Intrusionen dringen in vertikale Risse und Klüfte ein und erweitern diese. Im Gestein bilden sie schmale Bänder mit einer ausgeprägten Höhenerstreckung, die man umgangssprachlich auch als Gesteinsadern bezeichnet.
2. Sills: Im Gegensatz zu Dykes sind Sills flache, horizontale Intrusionen, die sich zwischen den Schichten des umgebenden Gesteins bilden. Sie haben eine ausgeprägte horizontale Erstreckung und gleichen einem Pfannekuchen. Es können sich auch mehrere Stockwerke von Sills bilden.
3. Lakkolithen: Diese Intrusionen ähneln pilzförmigen Körpern, die sich unterhalb der Erdkruste ausbreiten und den darüber liegenden Schichten eine gewölbte Form verleihen.
4. Batholithe: Das sind große Intrusionen aus erstarrtem Magma, die ein Mindestvolumen von 100 Kubikkilometern haben und sich oft nach unten verbreitern. Als typisches Beispiel wird oft der Half Dome im Yosemite Nationalpark angegeben.

Die Untersuchung von Intrusionen ist wichtig, um das Verständnis der geologischen Geschichte und der Prozesse, die zur Bildung von Gesteinen geführt haben, zu vertiefen. Intrusionen können wichtige Informationen über den Aufbau und die Dynamik der Erdkruste liefern.