Wiki Vulkane und Erdbeben

Kalksinterterrassen sind kein rein vulkanisches Phänomen, doch sie sind häufig mit heißen Quellen assoziiert und gelten oft als Manifestation des Postvulkanismus. Generell entstehen Kalksinterterrassen durch die Abscheidung und Akkumulation von Kalk aus wässrigen Lösungen. Je kalkhaltiger diese Lösungen sind, desto mehr Kalk kann ausfallen und angelagert werden. Typisch sind Kalksinterterrassen in Karstgebieten und entstehen ähnlich wie Tropfsteine in Höhlen. Dort entstehen Tropfsteine, wenn kohlensäurehaltiges Regenwasser durch Kalkstein sickert und zu Kalziumhydrogenkarbonat reagiert. Tropft das Wasser von der Decke, entweicht aus dem Wasser Kohlendioxid. Zurück bleibt das mineralische Kalziumkarbonat, das die bekannten Stalagmiten und Stalaktiten bildet. Ein Teil des kalziumhydrogenkarbonat-haltigen Wassers wird nicht in den Tropfsteinen gebunden, sondern fließt in kleinen Rinnsalen und Bächen aus der Höhle hinaus und sammelt sich in Mulden. Beim Verdunsten des Wassers entweicht wieder Kohlendioxid in die Atmosphäre und es bildet sich wieder Kalziumkarbonat, diesmal in Form von Kalzit. Die Mulden werden mit dem Mineral ausgekleidet und vergrößern sich bis hin zu den Sinterbecken. Je nach Gefälle des Baches können mehrere dieser Becken entstehen, die übereinander angeordnet sind und die Form der Kalksinterterrassen annehmen. Im Falle vulkanisch bzw. magmatisch bedingter Kalksinterterrassen stammt das Kalziumhydrogenkarbonat meistens aus vulkanischen Tiefenwässern des Hydrothermalsystems. So finden sich die berühmtesten vulkanischen Kalksinterterrassen in der Yellowstone-Caldera. Hierbei handelt es sich um die Mammoth Hot Springs. Auch am Tarawera in Neuseeland gab es Kalksinterterrassen. Dort sind sie allerdings mittlerweile im See verschwunden. Sie hießen „Pink-and-White-Terraces„. In den Thermalgebieten von Island finden sich oft kleine Kalksinterrassen, die nur wenige Zentimeter hoch sind.

Kalksinterterrassen von Pamukkale und Saturnia

In Europa gibt es zwei sehr schöne Terrassen, in deren warmen Thermalwasser man wenigstens teilweise Baden darf. Uneingeschränkt ist das in den Kalksinterterrassen von Saturnia in der italienischen Toskana möglich. Eingeschränkt kann man so ein Bad im türkischen Pamukkale genießen. Dort sind die natürlich entstandenen Becken aber für Badende inzwischen gesperrt. Fast wäre das Weltkulturerbe von den Badenden zerstört worden. Mittlerweile gibt es dort einige künstlich angelegte Becken am Rand des Baumwollschlosses, in denen man baden darf. Das Thermalwasser ist hier magmatischen Ursprungs und wird von einem tief sitzenden Magmenkörper aufgeheizt. Das Wasser strömt durch kalkhaltige Gesteinsschichten und wird dadurch mit Kalziumhydrogenkarbonat angereichert.

Bei einem Karbonatit handelt es sich um ein magmatisches bzw. vulkanisches Gestein auf Basis von Karbonatmineralen. Der Anteil dieser Mineralien beträgt mehr als 50 Volumenprozent, während das Karbonatit stark an Siliziumdioxid untersättigt ist. Daher bezeichnet man diese Gesteine auch als ultramafisch. Karbonatit enthält weniger als 20% Si02. Wichtige Karbonatminerale sind Calcit, Aragonit, Siderit, Malachit, Gregoryit.

Je nachdem, welche Karbonatminerale vorherrschen, kann man die Karbonatite in verschiedenen Varietäten unterscheiden:

• Calcitkarbonatit: Hauptmineral ist Calcit, das auf Calcium basiert.
• Ferrokarbonatit: mit den eisenhaltigen Mineralen Ankerit oder Siderit als Hauptmineral.
• Natrokarbonatit: Hauptminerale sind Natrium-, Kalium-, Kalzium-Karbonate.
• Dolomitkarbonatit: Hauptmineral ist magnesiumreiches Dolomit.

Auffällig ist, dass Karbonatite viele inkompatible Elemente enthalten. Dazu zählen Strontium, Barium, Caesium und Rubidium sowie das Element Phosphor und die Leichten Seltenen Erden. Als inkompatible Elemente werden in der Mineralogie Elemente bezeichnet, die aufgrund der Ionenradien und ihrer Ladung nicht in das Gitter normaler Kristalle eingebaut werden können. Inkompatible Elemente werden nicht nur in Karbonatiten eingebaut, sondern oft in Pegmatiten, die wegen ihres außergewöhnlichen Mineralbestands bekannt sind und zahlreiche Lagerstätten bildeten.

Unterscheidet man Karbonatite nach ihren Entstehungsprozessen, kann man sie in primäre Karbonatite untergliedern und in solche, die aus carbothermalen Residuen entstanden sind. Letztere bilden sich aus relativ kühlen Fluiden, die an Kohlendioxid, Wasser und Fluor angereichert sind. Die primären Karbonatite sind magmatischen Ursprungs und kommen zusammen mit Nepheliniten, Melilithiten und Kimberliten vor. Die Kimberliten bilden sich in vulkanschlotähnlichen Pipes und sind als Lagerstätten von Diamanten bekannt. Außerdem kommen primäre Karbonatite vergesellschaftet mit spezifischen, durch partielles Aufschmelzen entstandenen silikatischen Mantelmagmen vor.

Vor kurzem wurde von Forschenden der Universität Münster entdeckt, dass kalziumreiche Karbonatite tatsächlich auch durch Entmischung eines silikatischen Magmas entstehen können: in einem Haüyn-Kristall vom Laacher-See-Vulkan in der Vulkaneifel wurden mikroskopische Fluideinschlüsse eines Karbonatits entdeckt. Diese Erkenntnis kann zwar nicht 1:1 auf die Natrokarbonatit-Lava des Vulkans Ol Doinyo Lengai übertragen werden, liefert aber einen weiteren Hinweis darauf, dass auch dort die seltene Lava-Art durch Entmischung eines basaltischen Magmas aus dem Erdmantel entstanden sein könnte.

Kieselsäuren sind auf Silicium basierende Sauerstoffsäuren mit der Summenformel SiO₂ · n H₂O. Im Zusammenhang mit dem Vulkanismus ist das Anhydrid der Kieselsäure wichtig. Es entsteht nach Wasserabspaltung aus der Kieselsäure und hat die Summenformel SiO₂ (Siliciumdioxid), was in kristalliner Form als Quarz (Bergkristall) bekannt ist. Siliciumdioxid ist wichtiges Bestandteil zahlreicher Mineralien. Quarz kommt in vielen Gesteinen vor und ist das 2-häufigste Mineral der Erdkruste. An erster Stelle gesteinsbildender Minerale steht der Feldspat.

SiO₂ ist praktisch in allen vulkanischen Gesteinen enthalten. Eine Ausnahme bilden die vulkanischen Gesteine auf Karbonat-Basis, wie man sie am Ol Doinyo Lengai in Tansania findet. Auch am deutschen Kaiserstuhl wurde diese Lava-Art gefördert. Basalt besteht zu ungefähr 50% aus Siliciumdioxid und enthält damit vergleichsweise wenig SiO₂. Das Siliciumdioxid spielt in Form von Quarz nur eine untergeordnete Rolle im Basalt. Stattdessen ist Feldspat vertreten. Am anderen Ende des Spektrums liegt der Rhyolith. Er besteht zwischen 65–75 Gewichtsprozenten aus Siliciumdioxid und zählt viele Quarzkristalle zu seinem Mineralbestand.

In einer Gesteinsschmelze (Magma/Lava) ist die Konzentration von Siliciumdioxid ein wichtiges Kriterium für ihre Viskosität. Enthält eine Schmelze wenig SiO₂, dann ist sie niedrigviskos, also dünnflüssig. Im Umkehrschluss enthält zähflüssige Lava viel SiO₂.

Die Viskosität bestimmt mit darüber, welche Form eine Eruption annimmt. Während dünnflüssige Schmelzen meistens effusiv als Lavastrom eruptiert werden, neigen zähflüssige Schmelzen zu explosiven Eruptionen. Intermediäre Magmen, mit einer mittleren Konzentration an Siliciumdioxid, können sowohl effusiv, als auch explosiv eruptiert werden. Die Laven mit intermediären und hohem SiO₂– Gehalt neigen besonders zur Dombildung. Ihre Eruptionen bergen ein besonders hohes Gefahrenpotenzial. Oft entstehen pyroklastische Ströme, die noch auf große Entfernungen Schäden anrichten können.

Konvergenz beschreibt einen Zustand der Annäherung. Der Begriff wurde von dem lateinischen Wort convergere ‚sich annähern‘, ‚zusammenlaufen‘ abgeleitet. Im Zusammenhang mit der Erddynamik beschreibt die Konvergenz sich annähernden Erdplatten, bis hin zur Kollision von Lithosphärenplatten. Je nachdem, welche Plattenarten zusammenstoßen ergeben sich unterschiedliche Ereignisse. Im Allgemeinen spricht man von einer konvergenten Plattengrenze, wenn sich 2 Platten annähern.

Zusammenstoß von Kontinentalplatten

Stoßen 2 Kontinentalplatten zusammen kommt es zur Kollision und zur Verdickung der Erdkruste: es schieben sich Gebirge auf. Sind eine kontinentale- und eine ozeanische Platte beteiligt, dann schiebt sich die dichtere ozeanische Platte unter die Kontinentalplatte und tauch in den Erdmantel ab. Es kommt zur Subduktion und es entsteht eine Subduktionszone. Da die abtauchende Platte im Erdmantel schmilzt, handelt es sich um ein destruktives System.

Konvergieren 2 ozeanische Platten, kommt es für gewöhnlich ebenfalls zur Subduktion. In beiden Fällen können an der Subduktiosnzone Tiefseegräben entstehen. Hinter den Subduktionszonen bilden sich vulkanische Inselbögen, bzw. kontinentale Vulkanketten, weil ein Teil des geschmolzenen Materials der abtauchenden Platte aufsteigt und an Vulkanen eruptiert wird.

Das Gegenteil zur Konvergenz ist die Divergenz. Divergente Plattengrenzen finden sich an den Mittelozeanischen Rücken.

Klimatische Konvergenz

Konvergenz ist nicht nur ein Begriff aus der Plattentektonik, sondern wird in vielen anderen wissenschaftlichen Disziplinen verwendet. So beschreibt die innertropische Konvergenzzone eine wenige hundert Kilometer breite Tiefdruckrinne in Äquatornähe. In ihrem Bereich treffen die Passatwinde der nördlichen und südlichen Hemisphäre aufeinander.

Auch in der Mathematik gibt es im Zusammenhang mit Zahlenfolgen die Begriffe Konvergenz und Divergenz. Wenn eine Folge einen Grenzwert (limes) besitzt, heißt sie konvergent, ansonsten divergent.

In der Evolutionsbiologie gibt es ebenfalls einen Konvergenzbegriff. Dort bezieht er sich auf Merkmale, die bei verschiedenen Arten sehr ähnlich sind, jedoch im Verlauf der Stammesgeschichte unabhängig voneinander entstanden sind.

Als Krater bezeichnet man im Allgemeinen eine trichterförmige Vertiefung im Boden, die infolge einer Explosion, oder eines Kollaps-Ereignisses entstand. Bei einem Vulkankrater handelt es sich um eine entsprechende Depression (Vertiefung) am Ende eines Förderschlots. Manche Vulkankrater beherbergen auch mehrere Förderschlote. Sie stellen das Ende des Fördersystems eines Vulkans dar, durch welches das Magma aufsteigt, bevor es eruptiert wird. Der Krater ist praktisch die Mündung des Vulkans, aus dem die Eruption erfolgt. Dabei wird nicht nur Lava in ihren unterschiedlichen Erscheinungsformen gefördert, sondern auch vulkanische Gase.

Für gewöhnlich befindet sich ein Vulkankrater am Gipfel des Vulkans. Große Vulkane können durchaus über mehrere Krater verfügen. In diesem Fall unterscheidet man zwischen Hauptkrater und Nebenkrater. Überwiegend sind es große Schildvulkane die auf ihren Flanken Schlackenkegel bilden. Sie entstehen auf Eruptionsspalten und verfügen ebenfalls über einen Krater. Sie werden oft als Parasitärkrater bezeichnet.

Vulkankrater sind einem steten Wandel unterzogen. Einerseits können sie sich durch starke Eruptionen vergrößern, anderseits können sie dadurch aber auch verfüllt werden. Das gleiche gilt für Kollaps-Ereignisse: sinkt der Magmaspiegel im Schlot, dann können seine Wände instabil werden und kollabieren. Dadurch kann sich der Krater vertiefen. Auch die Kraterwände können zusammenbrechen und den Krater verfüllen.

Größe von Vulkankratern

Vulkankrater können sich sehr voneinander unterscheiden und in ihren Dimensionen stark variieren: Die Bandbreite reicht von einigen zehner Metern, bis zu mehr als einem Kilometer Durchmesser. Wenn ein vermeintlicher Vulkankrater noch größer ist, handelt es sich meistens um eine Caldera. Ebenso groß ist die Bandbreite in Bezug auf die Tiefe eines Kraters. Typisch sind Tiefen von einigen hundert Metern.

Pitkrater und andere Sonderformen

Bei einem Pitkrater (Schachtkrater) handelt es sich um einen Vulkankrater mit sehr steil (fast senkrecht) abfallenden Wänden. Sie entstehen normalerweise durch Kollapsereignisse, wenn der Boden des Kraters einsackt, nachdem das Magma im Schlot abgeflossen ist. Sie können sich wieder mit Lava füllen und stehen oft im Zusammenhang mit Lavaseen. Typische Pitkrater haben Durchmesser zwischen 100-300 m. Werden sie größer als 1500 m spricht man ehr von einer Caldera.

Maare sind Sprengtrichter und entstehen durch phreatomagmatische Eruptionen. Im Gegensatz zu einem klassischen Vulkankrater, bei dem es sich um eine positive Geländeform handelt, sind Maare Depressionen im Boden. Sie sind von einem Ringwall umgeben, der aus dem ausgesprengten Bodenmaterial besteht. Maare sind typisch für die Vulkaneifel und haben somit einen Bezug zu Deutschland.

Pseudokrater entstehen ebenfalls durch Dampfexplosionen, wenn ein Lavastrom über ein größeres Wasservorkommen fließt. Oft entstehen so auch kleine Schlackenkegel, wie es am Myvatn auf Island der Fall war.