Geografie-PHZH | 3: Geologie (Endogene Prozesse)

Am Hang des Vulkans strömt oft aus den kleineren Nebenkratern auch Lava aus.

Die Magmakammer ist eine Ansammlung von geschmolzenem Gestein in einer sonst festen Umgebung der Kruste, die mit dem Vulkan in Kontakt steht.

Die glutflüssige, gashaltige Gesteinsschmelze entsteht hauptsächlich in der Asthenosphäre in Tiefen von 40 bis 250 km und bei Temperaturen zwischen 800 und 1200°C. Das Magma steigt wegen seiner gegenüber dem umgebenden Gestein geringeren Dichte in die Magmakammer auf.

Bei Eruptionen, d. h. bei vulkanischen Ausbrüchen, können flüssige (Lava), feste (Bombe, Lapilli, Asche) und gasförmige (Wasserdampf, Kohlendioxid, Schwefeldioxid u.a.) Förderprodukte freigesetzt werden. Nicht selten treten Mischformen auf, wie beispielsweise beim pyroklastischen Strom, beim Geysir oder beim Lahar. Ob Magma in dünnflüssiger Form als Lava ausfliesst oder in zähflüssiger Form als Pyroklasten hinausgeschleudert wird, hängt von der chemischen Zusammensetzung, dem Gasgehalt und der Temperatur des Magmas ab.

Als Vulkanite (auch vulkanische Gesteine, Erguss- oder Effusivgesteine) bezeichnet man alle Gesteine, die als Magma aus dem Erdinneren aufgestiegen und an der Erdoberfläche zu festem Gestein erstarrt sind. Zu den Vulkaniten gehört damit die Lava, aber auch die explosiv hinausgeschleuderten Pyroklasten gehören dazu. Die schnelle Abkühlung und Druckabnahme verhindern eine gute Auskristallisation der Mineralien, sodass die meisten Vulkanite mikroskopisch kleine oder gar keine Mineralien aufweisen. Viele Vulkanite enthalten kleine Blasen, weil sich beim Abkühlen der Lava plötzlich der Druck verringert und Wasserdampf und andere Gase unter Bildung von Gashohlräumen oder Blasen aus der Lava entweichen.

Die wichtigsten Vulkanite sind der dunkle, kieselsäurearme und daher basische Basalt und der helle, kieselsäurereiche und daher saure Rhyolith. Die Erstarrungsformen der Lava sind von der chemischen Zusammensetzung, der Temperatur und dem Gasgehalt der Gesteinsschmelze abhängig.

Basaltische Lava ist ausgesprochen dünnflüssig, da sie einen geringen Kieselsäuregehalt (basische Gesteinsschmelze) aufweist und zudem bei hohen Temperaturen zwischen 1000 und 1200 °C schmilzt und ausfliesst. Basaltische Lavaströme fliessen daher meist mit einigen Kilometern pro Stunde, können aber auch bis 100 km/h erreichen und erstrecken sich als dünne Decken bis zu 100 Kilometer vom Krater weg.

Pahoehoe-Lava oder Stricklava Die Bezeichnung Pahoehoe-Lava kommt aus dem Polynesischen, bedeutet strick- oder seilartig und wird «pa-ho-e-ho-e» ausgesprochen. Stricklava entsteht, wenn die Oberfläche einer dünnflüssigen Lavamasse abkühlt und so eine dünne, elastische Haut bildet. Diese wird von der darunter noch fliessenden Lavamasse zu strickförmigen Fliesswülsten zusammengeschoben.

Die Aa-Lava trägt ihren Namen aufgrund ihrer harten und spitzigen Beschaffenheit. «Aa» ist das Wort, das man ausruft, wenn man barfuss über diese Art von Lava geht. Sie hat ihren Gasgehalt weitgehend verloren, ist dadurch zähflüssiger als die Pahoehoe-Lava und bewegt sich auch langsamer. Beim Abkühlen bildet sich eine dicke Kruste. Bewegen sich die unteren Schichten der Lava weiter, zerbricht die Kruste darüber in raue, scharfkantige Blöcke.

Kissenlava oder Pillow-Lava Kissenlava entsteht nur bei untermeerischen Vulkanausbrüchen, wenn dünnflüssige Schmelzen durch den Kontakt mit dem Meerwasser aussen schnell abkühlen und dabei kissenartige Gebilde mit Durchmessern bis ca. 1 m bilden.

Beim Abkühlen basaltischer Schmelzen kann durch Kontraktion eine verhältnismässig symmetrische, säulige Klüftung entstehen.

Saure bis intermediäre Lava ist zähflüssig, da sie im Gegensatz zur basaltischen Lava einen hohen Kieselsäuregehalt aufweist und bereits bei niedrigeren Temperaturen zwischen 800 und 1000°C schmilzt und ausfliesst. Sie fliesst langsam und bildet meist nur ganz kurze Lavaströme, die beim Abkühlen mächtige, eher knollig-rundliche Lagen aus hellem Rhyolith bilden.

Schildvulkane fördern ausschliesslich dünnflüssige, basische Lava, welche ruhig ausfliesst und sich weiträumig verbreitet. So ist die Lava beim Mauna Loa bis zu 100 km vom Krater weggeflossen und hat so die typisch flachen Hänge des Schildvulkans hin!erlassen. Während weniger Millionen Jahre haben hier Tausende von mächtigen Lavaergüssen den «höchsten Berg der Erde» heranwachsen lassen: 9700 m über dem Meeresboden.

Ein Schicht- oder Stratovulkan fördert in einer Wechselfolge Lava und Pyroklasten. Da die zähflüssige Lava nicht weit vom Krater wegfliesst und das grössere Auswurfmaterial in der Nähe des Kraters herunterfällt, bildet sich ein Vulkankegel mit steilen Hängen. Schichtvulkane treten hauptsächlich an SLfbduktionszonen der Erde auf und sind damit der häufigste Vulkantyp auf den Kontinenten: Fujisan, Vesuv, Ätna und Mount St. Helens sind Beispiele für Schichtvulkane.

Aschenvulkane entstehen, wenn ausschliesslich vulkanisches Auswurfmaterial und keine Lava gefördert wird. Häufig entstehen Aschenkegel aus einem Nebenkrater eines grösseren Vulkans; reine Aschenvulkane sind hingegen selten.

Eine Caldera entsteht durch Wegsprengung des Vulkangipfels oder. -kegels, in den meisten Fällen aber durch Einsturz. Bei einer sehr heftigen Eruption kann die wenige Kilometer tief liegende Magmakammer praktisch entleert werden und das Dach der Magmakammer unter der Last zusammenbrechen. Es entsteht eine grosse, steilwandige und beckenförmige Einsenkung, die mit einem Durchmesser von 1 bis zu 50 km wesentlich grösser als der ehemalige Krater ist und als Caldera (span. = Kessel) bezeichnet wird. Im Inneren der Caldera entsteht später oft ein neuer, kleinerer Vulkankegel (z. B. Vesuv).

Maare sind rundliche, trichterförmige Vertiefungen in der Erdoberfläche, die durch explosionsartiges Entweichen von Gasen ohne Förderung von Lava entstanden sind. Das weggesprengte Gesteinsmaterial und die geringe Menge vulkanischer Asche bilden den Ringwall. Der Trichter mit einem Durchmesser von bis zu 2 km füllt sich meist mit Wasser und bildet einen kreisrunden Maarsee. Bekannt sind die Maare der Eifel in Deutschland oder der Auvergne in Frankreich.

Die Lithosphärenplatten bewegen sich relativ zueinander. In ihrem Kontaktbereich verhindern Reibungskräfte die kontinuierliche Bewegung der Platten und führen während mehrerer Jahre zum Aufbau von Spannungen. Sind die aufgebauten Spannungen grösser als die Reibungskräfte, kommen die Platten während weniger Sekunden ruckartig in Bewegung und lösen damit eine Erschütterung der Erdkruste, ein Erdbeben, aus. Weltweit entstehen über 90% aller Erdbeben im Bereich von Plattengrenzen. Daneben entstehen schwache Erdbeben beim Aufsteigen von Magma im Vulkanschlot oder beim Einsturz von unterirdischen Hohlräumen.

Die Seismologie (grieche «seismos» ~ Erschütterung) ist die Wissenschaft, die sich mit den natürlichen Erschütterungen der Erdoberfläche befasst. Sie untersucht die Entstehung, Ausbreitung und Auswirkung der Erdbeben.

Das senkrecht über dem Hypozentrum an der Erdoberfläche gelegene, am stärksten erschütterte Gebiet nennt man Epizentrum.

Das Erdbeben geht von einem Punkt, dem Erdbebenherd oder Hypozentrum, im Erdinnern aus und pflanzt sich als elastische Erdbebenwelle an der Erdoberfläche und durch das Erdinnere fort. Mit zunehmender Entfernung vom Hypozentrum nehmen die Bodenbewegungen und die Intensität (Fühlbarkeits- und Schadenswirkungen) ab.

Bei einer plötzlichen Verschiebung von Platten wird ein Grossteil der Energie als Reibungswärme freigesetzt. Nur ein kleiner Prozentsatz der Gesamtenergie wird in seismische Energie umgewandelt, die in Form von wellenförmigen Schwingungen vom Erdbebenherd in alle Richtungen gestrahlt wird. Von diesen Erdbebenwellen gehen vom Hypozentrum zwei verschiedene Wellen aus, die sich mit unterschiedlicher Geschwindigkeit durch das Erdinnere und an der Oberfläche fortpflanzen:

• Primärwellen (P-Wellen)

• Sekundärwellen (S-Wellen)

Die schnellsten Wellen, die zuerst das Epizentrum erreichen, nennt man Primärwellen oder P-Wellen. Ebenso wie Schallwellen sind P-Wellen Kompressions- oder Longitudinalwellen, die sich in der Materie als eine periodische Verdichtung und Verdünnung der Teilchen in Fortpflanzungsrichtung ausbreiten. Die P-Wellen breiten sich in der Erdkruste mit durchschnittlich 6 km/s jedoch erheblich schneller aus als die Schallwellen in der Luft (-344 m/s). Man kann sich P-Wellen wie ein wiederholtes Zusammenschieben und Strecken der Gesteinsteilchen vorstellen.

Der P-Welle folgen mit rund halb so grosser Fortpflanzungsgeschwindigkeit die Sekundärwellen oder S-Wellen (- 3,5 km/s). Die Sekundärwellen oder S-Wellen sind Scher- oder Transversalwellen, weil die Gesteinsteilchen in einer senkrechten Ebene schwingen, sich also transversal zur Ausbreitungsrichtung bewegen.

P- und S-Wellen sind Raumwellen, da sie sich vom Hypozentrum her räumlich nach allen Richtungen ausbreiten. Erreichen sie die Erdoberfläche, werden die Raumwellen zu Oberflächenwellen, die sich nun entlang der Erdoberfläche und in der äussersten Kruste fortpflanzen. Sie sind vergleichbar mit Wellen auf dem Meer. Ihre Geschwindigkeit ist nur wenig langsamer als die der S-Wellen, aber sie verursachen in der Regel die grösseren Erschütterungen. Auch bei den Oberflächenwellen unterscheidet man zwei Typen:

• RayLeigh-Wellen

• Love-Wellen

Die P-Wellen werden an der Oberfläche zu sogenannten RayLeigh-Wellen (nach dem englischen Mathematiker John William Strutt Lord Rayleigh (1842-1919)).

Die S-Wellen werden an der Oberfläche zu sogenannte Love-Wellen (nach dem englischen Mathematiker Augustus Edward Hough Love (1863-1940)).

Seismografen registrieren horizontale oder vertikale Bewegungen. Während des Erdbebens bewegen sich der Boden, die Aufhängung der Ruhemasse und das Papier mit dem Seismogramm auf und ab. Die Ruhemasse und die damit verbundene Schreibnadel sind an einer Feder aufgehängt und bleiben wegen ihrer Trägheit an Ort. Das heisst, dass sich nicht die Schreibnadel, sondern das Papier bewegt.

Die auf dem Papier des Seismografen erzeugte Wellenlinie nennt man Seismogramm.

Die Ausschläge in einem Seismogramm werden als Amplituden bezeichnet. Die Amplituden geben die Bodenbewegung in Millimetern am Standort des Seismografen an. Mit zunehmender. Entfernung vom Hypozentrum nehmen die Bodenbewegungen und damit die Fühlbarkeit und die Schadenswirkung eines Erdbebens ab.

Moderne Seismografen bezeichnet man als Seismometer (griech. «metran» = Mass). Ihr Messprinzip ist technisch weiterentwickelt und verfeinert worden, und die Aufzeichnung der Bodenbewegung erfolgt nun digital.

Da man die durchschnittliche Fortpflanzungsgeschwindigkeit von P-Wellen (~ 6 km/s) und S-Wellen (~ 3,5 km/s) kennt, lässt sich aus dem Zeitunterschied ihres Eintreffens an einer Station die Entfernung zum Epizentrum berechnen. Grundsätzlich gilt: Je grösser die Zeitdifferenz in der Ankunftszeit der P- und S-Wellen, desto weiter ist die seismische Station vom Epizentrum entfernt.

Auf einer Karte werden dann um mindestens drei Stationen Kreise gezogen, deren Radien dem berechneten Abstand der jeweiligen Station zum Epizentrum entsprechen. Das Epizentrum liegt dann im Schnittpunkt der drei Kreise. Das Epizentrum, der Zeitpunkt des Bebens und die Tiefenlage des Hypozentrums werden heute mit Computern auf der Grundlage dieses Verfahrens dreidimensional berechnet.

Früher mass man die Stärke eines Erdbebens an seinen Auswirkungen: an Gebäudeschäden, an der Anzahl Obdachloser, Verletzter und Toter usw. Vor über 200 Jahren begann man, die Stärke des Erdbebens mit einer Schadensskala zu beschreiben.