Wiki Vulkane und Erdbeben

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.