Theorie von Alfred Wegener, 1912, bis in 50er Jahre als absurd angesehen. Begründungen Wegeners: Gleiche Fossilien, Pflanzen, Gesteine etc. in den gegenüberliegenden Kontinentküsten, komplementäre Küstenform. Beweis später durch Magnetfeldmessungen von Gestein. Magnetitkristalle von Magmagestein (entstehen erst bei Abkühlung unter 500°, Curiepunkt) und Sediment (bei Ablagerung) richtet sich nach Erdmagnetfeld aus und verstärkt dieses damit. Bei Messungen in verschieden alten Gesteinsschichten zeigten diese Magnetteilchen in unterschiedliche Richtungen: relative Lage zum Pol muss bei Entstehung anders gewesen sein.

Kräfte und Transportbahnen:

Der Low-Velocity-Layer ist Transportbahn/Gleitfläche für die Drift der Lithosphäre (= äußere Erdkruste), d. h. Ozeanböden und Kontinentalplatten (= Lithosphärenplatten). Diese Schicht liegt zwischen etwa 100 und 200 km Tiefe im Erdmantel, ist teilweise aufgeschmolzen und sehr gleitfähig.

Konvektionsströmungen im Erdmantel liefern die Kräfte, mit der die Ozeanböden und Kontinentalplatten bewegt werden.

aus Hueg-Fleck: Islands Geologie.
Das Buch ist neu erschienen. Unter www.islands-geologie.de sind alle Informationen dazu erhältlich.

Für das Verständnis der Prozesse muss klar sein: Sich erhitzende Magma dehnt sich aus und wird dadurch leichter, abkühlende Magma verliert Volumen, und wird dadurch schwerer. Schwere Magma sinkt im flüssigen Erdinnern ab (Richtung Erdkern), leichte steigt auf (Richtung Erdoberfläche).

An heißen Stellen im Erdmantel steigen Ströme vom flüssiger Magma nach oben (wie die Luft über einer Kerze), treffen auf die Lithosphärenplatten und werden dort zur Seite umgelenkt. Sie unterströmen die Platten und ziehen diese mit, wie eine Meeressrömung ein Floß mitnimmt. Dabei kühlt sich die Magma langsam ab, wird dadurch schwerer und sinkt nach einer gewissen Strecke wieder ins Erdinnere zurück. Außerdem trifft sie irgendwann auf eine Gegenströmung (aus einem anderen Konvektionskreislauf) und wird auch durch diese zum Absinken gezwungen.

Die Platten werden also über den aufwärts gerichteten Strömen auseinandergezogen (2 cm/Jahr), und über den absinkenden Strömen zusammengeschoben.

Mittelozeanische Rücken

Alle Ozeane sind von langgestreckten Gebirgsrücken durchzogen. Sie bestehen aus Grabensystemen (wie Rift-Valley, Oberrheingraben). Diese Gräben zeigen eine Krustendehnung an. Hier werden die Ozeanböden/Ozeanplatten auseinandergezogen.

Unter diesen mittelozeanischen Rücken strömt heißes Erdmantelgestein (Magma) nach oben, wölbt die Rücken auf, und treibt die Platten auseinander (Fachwort: Sea Floor Spreading).

Im Nordatlantik hebt sich der Mittelatlantische Rücken über den Meeresspiegel. Er verläuft mitten durch Island.

Entstehung der Ozeane

Jeder Ozean entsteht mit der Ausbildung eines Spreading-Zentrums, das den Prozeß des Sea-Floor-Spreading (s. o.) in Gang setzt. Hier entsteht der spätere mittelozeanische Rücken. Durch das Auseinanderziehen der Lithosphäre entsteht ein immer größer werdender Ozean. Das Rote Meer ist heute in diesem Stadium. Afrika und die Arabische Halbinsel driften auseinander, das Meer dazwischen wird immer größer. Auch der Atlantik, vor 60 Millionen Jahren ähnlich entstanden, wächst immer noch.

Entstehung neuer Ozeanböden

Mittelozeanische Rücken sind das größte zusammenhängende Gebirge der Welt. Hier, unter dem Meer, eruptieren 70 % des jährlich vulkanisch geförderten Magmas.

Durch das Aufreißen des Grabens tritt flüssige Magma aus und erkaltet am Meeresboden. Hier entstehen ohne eigentlichen Vulkanausbruch große Mengen von Tiefseebasalten, die neuen Ozeanboden bilden. Älterer Ozeanboden wird mit der Plattendrift nach außen abtransportiert. So verjüngt sich der Ozeanboden ständig neu.

Aufschmelzung von Lithosphärematerial/Subduktion

Da die Oberfläche der Erde nicht zunimmt, muß im gleichen Maße, wie neue Ozeanböden gebildet werden, anderswo ältere Kruste verschwinden. (Es wurden dementsprechend nirgendwo Ozeanböden gefunden, die älter als 200 Millionen Jahre sind.)

Die älteren ozeanischen Krusten werden an den Rändern der Meere unter die Festlandsplatten geschoben, sinken ab und schmelzen auf.

Dies ist besonders stark an den Rändern des Pazifischen Ozean. Die Ozeanböden werden von den Kontinentalplatten überschoben, in den heißen Erdmantel gedrückt, und schmelzen auf. Gleichzeitig wird der Pazifik immer kleiner.

Vulkantyp Zentralvulkane:

Schildvulkane: größte Vulkane, Verhältnis Höhe/Fußdurchmesser = 1/10 bis 1/20 => flache Hangneigungen, entstanden aus dünnflüssigen Laven (weite Verteilung) in hohen Fördermengen, ca. 110 Stück weltweit.

Stratovulkane (Schichtvulkane): saure Laven mit höherer Viskosität bauen steile Kegel. Durch hohe Explosivität viele Pyroklastite, die sich Schichtweise ablagern. Häufigster Vulkantyp, ca. 600 Stück weltweit.

Aschekegel, Ringwallkrater: reine Ascheerruptionen. Verteilung der Partikel und Hangneigung des Vulkans nach Korngrößen, da sich größere Stücke nahe bei, leichtere Stücke weiter weg ablagern. ca. 70 Stück weltweit.

Maare entstehen durch explosiven Vulkanismus fast ohne Lava- und Aschenförderung, der tiefe Krater hat daher (fast) keinen Wall.

Caldera-Vulkane: Die Caldera (spanisch, "Kessel") ist ein Kraterkessel, der viel größer ist als der eigentliche Ausbruchskrater. Bei der Explosionscaldera wird die Spitze des Vulkans bis auf den Rumpf weggesprengt. Die Einbruchscaldera entsteht durch den Einbruch einer leeren Magmakammer nach der Erruption. Die Tiefe kann über 1000 m, die Breite über 20 km betragen.

Tafelvulkane entstehen durch Eruptionen unter mächtigen Eisschichten: subglaziare Variante von Schild- und Spaltenvulkanen.

Entstehung eines Tafelvulkans 1: Bis zu einer Tiefe von über 200 m entstehen Kissenlaven. Siehe Sonderfälle. 2: Bei einer Tiefe von unter 200 m beginnt hydroklastische Aktivität => Hydroklastite. 3: Hat sich der Vulkan über den Schmelzwasserspiegel erhoben, tritt Magma als Lavastrom aus. Fließt die Lava am Rand wieder in das Schmelzwasser, so können auch bei geringem Druck Kissenlaven entstehen, da Lava bei Eruption und während des Fließens entgasen konnte. Abbildung aus Hueg-Fleck: Islands Geologie, S. 69. Das Buch ist ganz neu erschienen. Unter www.islands-geologie.de sind alle Informationen dazu erhältlich.

Vulkantyp Spaltenvulkane:

Spaltenvulkane fördern Erruptionsmaterial entlang von Rissen in der Erdkruste. Es entstehen große Lava- und Aschedecken und kleine Aschekegel. Auch eine Reihe von einzelnen Vulkanen, die auf einer Spalte liegt, nennt man Spaltenvulkane. Zu den Spaltenvulkanen gehören ebenfalls die mittelozeanischen Rücken.

Spalteneruption: Durch Auseinanderdriften der Lithosphärenplatten kommt er zu Druckentlastung im Bereich unter dem Riß (der Spalte). Dadurch schmilzt das teilgeschmolzene Erdmantelmaterial weiter auf, dehnt sich aus, wird leichter, steigt auf, und bricht durch die Spalte an die Oberfläche.

Größter oberirdischer Spaltenausbruch war in historischer Zeit 1783 der Ausbruch der Laki-Spalte (Süd-Island). 12,5 Mio. cbm Lava bedeckte 565 qkm Fläche. Viele Krater bis zu 100 m Höhe lagen auf der Spalte. Gase und Ascheregen vernichteten große Teile des Ackerlandes und der Viehherden, so dass man überlegte, die Insel ganz aufzugeben. Viele Menschen starben in der darauffolgenden Hungersnot.

Vulkantypen Sonderfälle:

Pseudovulkane, Pseudokrater: Wenn ein Lavastrom über eine Wasserfläche (Teich, Sumpf) fließt, sucht sich das durch Dampfdruck explodierende Wasser einen Weg nach oben und hebt dabei die Lavamassen kraterförmig an. Kein echter Vulkan.

Parasitärkegel: Kleinere Vulkankegel (- 300 m) an den Flanken des Hauptvulkans.

Lavatypen:

Heiße, basische Laven (1.000 - 1.200 Grad, wenig Kieselsäure) sind sehr dünnflüssig. Fließen schon bei geringer Neigung schnell ab und verteilen sich im weiten Umkreis. Dünnflüssige Laven überziehen sich schnell mit eine glasigen Kruste. Bei Spannungen und Verschiebungen gibt es typische Wellenmuster. Weil die Lava dann ähnlich wie Fladen oder Seile aussieht, heißt sie auch Seil-, Strick- oder Fladenlava.

Saure Laven (viel Kieselsäure) haben aufgrund ihres Kieselsäure-Gehaltes niedrigere Schmelzpunkte und damit niedrige Austrittstemperaturen (700-1000 Grad) => die Viskosität (Zahflüssigkeit) ist höher. Bei einer Abkühlung von 50 Grad erhöht sich die Viskosität um das 10fache! Die Ausdehnung und Verteilung der sauren Lava in der Umgebung ist wesentlich geringer, die Oberfläche wird durch die Zähigkeit stark gebrochen und bildet kantige Blöcke und Scherben: Block-, Brocken-, Zackenlava.

Typen Erruptionsmaterial:

Bei explosiver Vulkantätigkeit kann die Lava durch die Wucht der Explosion in kleinste Teile (einige 1000stel mm bis mehrere Meter) zerstört werden. Die entstehenden Gesteine werden Pyroklastite ("durch Feuer zerstört") genannt. Sie unterteilen sich nach Korngrößen:

Aschen (keine wirkliche Asche):
Feinaschen, bis 0,1 mm Größe, können monatelang 25 km hoch in der Stratosphäre schweben und sich um die ganze Welt verteilen. Haben Einfluß auf das Weltklima und werden als mögliche Auslöser von Eiszeiten angesehen.
Grobasche: 0,1-2 mm, werden 10 - 15 km in die Höhe geschleudert, u. U. hunderte km weit abgetrieben. In einigen 100 km Entfernung können noch dezimeterdicke Schichten auf der Erdoberfläche abgelagert werden.

Lapilli (italienisch, "Steinchen"): 2 - 64 mm Durchmesser. Fallen wegen ihres Gewichts früher aus der Erruptionssäule aus und werden wenige km um den Vulkan abgelagert.

Bomben und Blöcke: Schlacken sind glühende Magmafetzen, Zentimeter bis mehrere Meter im Durchmesser. Einige erstarren während des Fluges und schlagen als festes Gestein am Boden auf, andere sind noch zähflüssig und klatschen wie Teig auf und schweißen sich am Boden fest (Schweißschlacken).

Bimsstein: Die Schmelze erstarrt schon während der Erruption im Schlot in einem Stadium, in dem die vulkanischen Gase das Gestein aufgeschäumt haben (Sektflascheneffekt: Aufschäumen bei Druckentlastung). Je nach Größe Bimsasche, Bimslapilli oder Bimsbomben.

Vulkanische Gase: Können in den Erruptionswolken noch 1000 Grad haben und treiben die Wolken durch thermischen Auftrieb in große Höhen.

Gase als "treibende Kraft"

Je höher der Druck innerhalb des Magmas, desto mehr Gase kann es in Lösung enthalten. Hypomagma: der hydrostatische Druck ist größer als der Gasdruck, Gase bleiben in Lösung. Pyromagma: der hydrostatische Druck sinkt unter den Gasdruck. Die Gase beginnen, Blasen zu bilden, die nach oben steigen (Bsp.: Öffnen einer Mineralwasserflasche). Bei höherem Gasdruck (Bsp.: geschüttelte Sektflasche) erhöht sich das Eruptionspotential. Es kommt zu Explosionen oder langanhaltenden starken Lavaströmen.

Ablauf der Eruption

Dringt das Magma im Vulkan immer weiter nach oben, ändern sich die Verhältnisse von hydrostatischem Druck und Gasdruck. Die Auflast des Vulkans kann dem Gasdruck nicht mehr standhalten, das aufschäumende Pyromagma dehnt sich stark aus, der Vulkan wölbt sich auf und es entstehen Risse und Spalten.

Bei Vulkanen mit Schnee und Eiskappe kann Schmelzwasser in die Spalten fließen. In der Nähe der Magma kommt es zu Dampfexplosionen (phreatische Explosionen). Diese können im Vulkan stecken bleiben, aber auch den alte Vulkanschlot freisprengen. Die Eruption beginnt.

Durch den freien Schlot kommt es zur Druckentlastung, die oberen Bereiche der Magmakammer wandeln sich von Hypomagma zu Pyromagma (Blasenbildung), und durch die Volumenzunahme und hohen Druck (Sektflascheneffekt) wird die Magma während der Eruption zerfetzt (siehe Eruptionsmaterial) und aus dem Schlot "geschossen". Dabei können Geschwindigkeiten von bis zu 300 km/h und Höhen bis zu 25 km (plinianische Eruptionssäulen) oder 40 km (ultraplinianische Eruptionssäulen) erreicht werden. Von letzteren sind etwa 50 aus historischer Zeit bekannt.

Die Eruptionen können sich durch zunehmende Druckentlastung immer weiter aufschaukeln.

Eruptionssäulenkollaps: Wird die Eruptionssäule nicht mehr durch Nachschub gestützt, bricht sie in sich zusammen. Dabei entstehen Glutwolken (Ignimbrit, pyroklastische Ströme) aus einer Feststoff-Gas-Mischung, die 100 - 700 Grad heiß sind und sich bis zu 400 km/h schnell turbulent fortbewegen.

Eruptionstypen (nach Gas-, Wasser-, Kieselsäureverteilung):

Bei Eruption der sauren und intermediären Gesteine ist die Schmelze weniger heiß (400 - 900 Grad) als bei den basischen Gesteinen, dadurch zähflüssiger, und steht wegen des hohen Gasanteils unter hohem Druck (Sektflaschen-Effekt). Solche Vulkane sind sehr gefährlich, da schwer berechenbar und mit hohem Explosionspotential.

Die sauren Schmelzen findet man hauptsächlich in den Subduktionszonen (Subduktion = eine Platte wird unter eine andere Platte geschoben und schmilzt). Aber auch auf Island finden sich einige Beispiele: Askja-Ausbruch 1875, Obsidian-Laven in Landmannalaugar.

Eruptionen von basischen Gesteinen: Diese finden sich im ultrabasischen Erdmantel, dessen Material bei der Dehnung der Erdkruste in den Spalten austritt. Der geringe Gasgehalt sichert relativ ruhige Eruptionen, es gibt wenig Explosionsneigung. Das Material ist wegen seinem hohen Schmelzpunkt heißer (1200 Grad) und deshalb flüssiger. Die basischen Eruptionen findet man vorwiegend bei Spaltenvulkanen.

Übersicht Eruptionstypen (nach Gas-, Wasser-, Kieselsäureverteilung):

1. Wenig Wasser, wenig Gase, wenig Kieselsäure: ruhige effusive Eruption. Heiße Lava läuft aus.
2. Viel Wasser und Gase, wenig Kieselsäure: wie bei 1, aber mit hohen Lavafontänen
3. Wenig Wasser und Gase, viel Kieselsäure: zähflüssige Lava wird aus dem Vulkanschlot geschoben
4. Viel Wasser, viele Gase, viel Kieselsäure: Hochexplosive Eruptionen, Auswurf von Pyroklastiten, heiße Gase

Sonderfälle:

Subglaziare Eruption: Die Vulkane unter dem Gletscher schmelzen bei Eruptionen große Massen an Gletschereis zu Wasser. Dieses verbindet sich mit der Lava und den Massen von glaziaren Sedimenten zu riesigen Schlammströmen mit großer Zerstörungskraft.

Durch steigende Erdwärme bildet sich Käseglocke aus Schmelswasser über der Eruptionsstelle. Bei Eruption kühlt Lava schlagartig ab und lagert sich um Eruptionsstelle ab. Lava überzieht sich schnell mit einer dünnen Erkaltungskruste und bildet Kissenlava: wurstartige Gebilde von 20-100 cm Durchmesser und bis zu einigen Metern Länge. Durch nachdrängende Magma bricht Kruste erneut auf und es entsteht immer wieder ein neues Kissen. Gase können wegen hohem Druck des Eises (90-100 bar unter 1.000 m Eis) nicht explosiv entweichen und bleiben in der Schmelze.

Baut sich der Vulkan im Eis oder Schmelzwasser immer weiter auf und erreicht Tiefen von unter 200 m, sinkt der Druck und vulkanische Gase können explosiv entweichen. Es bilden sich Hyaloklastite, dazwischen können aber auch Kissenlaven auftreten.

Durchbricht der Vulkan irgendwann die Eisdecke, so baut sich auf dem subglaziaren Sockel ein normaler Vulkan auf.

Siehe auch subglaziare Tafelvulkane.

Submarine Eruption: manchmal schaffen es submarine Eruptionen, neue Inseln zu bilden. In den meisten Fällen wird die Insel schnell wieder von der Meeresbrandung zerstört, manchmal bleibt sie bestehen (Bsp. Surtsey).

Geothermalgebiete: Auf Island weite Verbreitung der Geothermalgebiete mit heißen Quellen, Solfataren (schwefelhaltige, heiße Dampfquellen, 100 - 200 Grad), Fumarolen (austretende heiße Dämpfe, über 200 Grad), Schlammtöpfe. Erhöhter geothermischer Gradient von 2 ° / 33 m.

Gemäßigte Geothermalgebiete (unter 150 Grad) findet man in ganz Island, den größten Teil in den Tertiären Basalten. Dort gibt es überwiegend heiße Quellen, Fumarolen sind selten. Die Durchschnittstemperatur der ca. 700 heißen Quellen beträgt 75 Grad an der Erdoberfläche. Springquellen (Geysire) schütten mit Unterbrechungen.

Alle heißen Geothermalgebiete (über 150 Grad) liegen in der aktiven Vulkanzone. Viele Fumarolen und Solfatare. Quellen sind sauer und an sauren Vulkanismus gebunden, viel Kieselsäure, dadurch Ablagerungen von Geyserit (Sinterterrassen aus Kieselsäure). Blaue Farbe des Wassers entsteht durch Lichtbrechung in Kieselsäureteilchen. Farbunterschiede in Ablagerungen: Verschiedenste chem. Elemente.

Herkunft des Wassers umstritten. Tiefenwasser? Oberflächennahes Wasser? Vermutlich eingesickertes Regenwasser, das im Erdinnern erhitzt wurde. Wasser verweilt lange im Grund. Mit erster Wasserstoffbombe 1954 ist Tritiumgehalt im Regenwasser massiv angestiegen. Das zeigt sich auch in Oberflächengewässern, bis 1971 (Untersuchungszeitpunkt) aber (noch?) nicht im Thermalwasser.

Funktion der Geysire ebenfalls umstritten. Phänomen wird weniger, nur noch 10 Geysire auf Island, Größe wenige cm bis mehrere Dekameter. Auswurf = Wasser und Dampf. Der Große Geysir ist älter als 8000 Jahre, 1772: Ausbrüche alle 30 min., 1883: alle 20 Tage, in letzten Jahren nur selten. Keine Regelhaftigkeit, manche bestehen nur einige Tage. Erdbeben können Geysire beleben.

Theorie des Explosionsartigen Siedens: unten im Quellrohr wird Wasser auf 103° - 104° (oder mehr) erhitzt, kocht aber wegen dem Auflastdruck der Wassersäule noch nicht. Das überhitzte Wasser (leichter) steigt nach oben, Druck wird geringer, Flüssigkeit verdampft explosionsartig und schleudert darüberliegende Wassersäule empor. Das Wasser fällt zurück in das Becken, läuft in das Quellrohr, und Prozess beginnt von Neuem.

Die rote Färbung in den heißen Quellen stammt von Eisen, gelb von Schwefel, die Türkisfärbung resultiert aus Kiselsäureteilchen, die den blauen Lichtanteil brechen und reflektieren.

Nutzung der Geothermalgebiete seit 1925. Bohrungen in 500 m, 1000 m, 2000 m. Temperaturen am Bohrgrund von bis über 200°. Heizung für Wohn- und Gewächshäuser. Soll demnächst flächendeckend sein. Reykjavik: Wassertemperatur für Heizung 86°.

Begriffe:

Akkretionäre Lapilli: Durch Feuchtigkeit in der Atmosphäre verklumpte Lapilli.
Bimsstein: aufgeschäumte Pyroklastite.
Bomben: Pyroklastite > 64 mm
Brotkrustenbomben: durch weiteres Aufschäumen zerrissene Bomben
Effusion: ruhiger Ausfluss von Lava
Eklogit, Hochdruck-Tieftemperatur: Umwandlung von Basalt (Metamorphose) bei hohem Druck (12-17 kbar) und niedrigen Temperaturen (400°)
Epimagma: weitgehend entgaste Magma
Erdkruste: Unter den Ozeanen ist die Erdkruste im Durchschnitt 10 km dick und besteht aus Basalt. Unter den Kontinenten ist sie bis zu 60 km dick und besteht zum Großteil aus Graniten und Sedimenten aller Art.
Eruptionsregen: aufsteigende heiße Gase in der Eruptionssäule verursachen oft Gewitterregen
Fumarolen: vulkanische Gas- und Dampfquellen, > 100°
Gletscherlauf: Schmelzwasserfluten infolge von Vulkanausbrüchen unter Gletschern
Hornito: spitze Felsnadel, entsteht durch Lavawurf auf heißen Lavaströmen, tlw. > 20 m hoch. Lava steigt durch kleine Öffnung wie ein Springbrunnen auf, lagert sich direkt neben dem Schlot ab und erkaltet. Nadel baut sich so immer weiter auf.
Hot Spots = heiße Magmaherde, mehrere 100 km tief im Erdmantel. Sie ändern ihre Position kaum. Durch Wanderung der Kontinente über einen Hot Spot können Vulkanketten entstehen.
Hyaloklastite: unter Wasser/Eis blitzschnell abgekühlte und zerbrochene Lava
Hydroklastite: vom Wasser zerkleinertes Material
Ignimbrit, Glutwolke: pyroklastische Ströme, die Vulkanhang herabrauschen, Festkörper-Gas-Gemisch, 100-700°, bis 400 km/h schnell
Lapilli: Pyroklaste von 2 - 64 mm
Lithosphäre: Erdkruste und der feste Erdmantel, ca. 100 km dick.
Low-Velocity-Layer: teilw. geschmolzenes Erdmantelgestein, in 80-220 km Tiefe
Monogenetische Vulkane: haben nur einen Ausbruch
Obsidian: rhyolitisches Gesteinsglas, entsteht bei schneller Auskühlung von vollständig geschmolzener rhyolitischer Lava. Der Flüssigkeitszustand wird quasi eingefroren.
Palagonit: ein gelblichbraunes Basaltglas
Parasitärkegel: Kleinere Vulkankegel (- 300 m) an den Flanken des Hauptvulkans.
Phreatische Eruption: Eruption durch Wasserdampfexplosion.
phreatomagmatische Eruption: Explosionen durch Zusammentreffen von Magma und Wasser
plinianische Eruption: Eruption mit Geschwindigkeiten von bis zu 300 km/h und Säulenhöhen bis zu 25 km
Pseudokrater: entstehen durch Wasserdampfexplosionen bei über Wasser fließenden Magmaströmen
Pyroklastite: bei Eruption explosiv zerstörtes Magma (Asvhe, Lapilli, Bomben, Bimssteine, Schlacken)
Pyroklastische Ströme -> Ignimbrit, Glutwolken
Pyromagma: aufgeschäumte Magma. Durch Druckverringerung in Magmakammer beginnen gelöste Gase Blasen zu bilden (Sektflascheneffekt).
rhyolitisch: Kieselsäuregehalt von 72 - 78 % in Vulkaniten
Schlacken: rotglühende, explosiv ausgeworfene Lavafetzen im cm- bis m-Bereich
Schlammtöpfe: Bei Hitze und Wasserzufuhr Aufheizen bis wenig über 100°, dann Ausgleich durch Überkochen. Bei nachlassender Hitze und Wasserzufuhr trocknen sie aus.
Sea-Floor-Spreading: Unter diesen mittelozeanischen Rücken strömt heißes Erdmantelgestein (Magma) nach oben, wölbt die Rücken auf, und treibt die Platten auseinander. Die zentrale Linie, von der die Platten nach außen wegtreiben, heißt Spreading-Zentrum.
Slab: abtauchende Lithosphärenplatte
Solfataren: bis 200° heisse, schwefelhaltige Wasser- und Dampfquellen
Subduktion: Abtauchen von Lithosphärenplatten unter andere
Tephrochronologie: Datierung mit Hilfe vulkanischer Aschelage
Tholeiit-Basalt: Basalt der Ozeanböden, weltweit gleiche chemische Zusammensetzung
Verwerfung: Grenze zwischen 2 versetzten Gesteinsschollen
vulkanische Tremos: schwache Erdbeben durch Magmabewegungen
Vulkanite: Oberbegriff für alle vulkanisch geförderten Gesteine

Noch in der Kreidezeit (bis vor 125 Mio. Jahren) waren Europa, Grönland und Nordamerika ein Kontinent. Ein großes Gebirge (Reste dieses Gebirges: Appalachen, Neufundland, Ostgrönland, Schottland, Spitzbergen) durchzog diesen Kontinent.

Durch die bei der Plattentektonik geschilderten Prozesse zerriss in der Folgezeit dieser Kontinent, der Atlantik entstand und wurde bis heute immer größer. Vor 36 Mio. Jahren schob sich das Spreading-Zentrum über einen Hot Spot (der Hot Spot unter Island ist ca. 50 Mio. Jahre alt). Das führte zu verstärkter Tätigkeit, ein untermeerisches Plateau erhob sich über den mittelatlantischen Rücken. Vor ca. 17 Mio. Jahren erreichte das wachsende Plateau den Meeresspiegel und erhob sich darüber. Die Insel Island taucht auf.

Island besteht fast ausschließlich aus Magmagesteinen. Die Hohe Dichte an Vulkanerscheinungen (Vulkanismus, Geothermalgebiete) wird durch das Zusammenwirken des mittelatlantischen Rücken und des Hot Spot hervorgerufen. Häufigster Vulkantyp auf Island sind Spaltenvulkane, zu finden an den Dehnungszonen und parallel dazu. Hier werden riesige Lavamengen gefördert und fließen als Lavaströme durch die Täler oder ergießen sich als Flutbasalte in die Ebene.

Seit der Eiszeit (12.000 Jahre) sind etwa 200 Vulkane entstanden und seit der Besiedlung um 900 n. C. sind auf Island 30 verschiedene Vulkane ausgebrochen. Durchschnittlich alle 5 Jahre kommt es zu einer Eruption. Auf Island kam seit 1500 n. C. 1/3 der in der Zeit weltweit geförderten Lava an die Erdoberfläche. 10 % Islands sind mit nacheiszeitlicher (holozäner) Lava bedeckt.

Aufbau der Insel:

Durch das Auseinandertreiben ist die E-W-Ausdehnung größer als die N-S-Ausdehnung. Ost- und Westisland sind aus tertiären Flutbasalten aufgebaut (50 % der Landesfläche, 10 km mächtig) und glazigen überformt. Zentralvulkane in diesen Gegenden sind in den Basaltströmen untergegangen oder der Erosion zum Opfer gefallen. Die ältesten Gesteine liegen im äußersten Osten und Westen der Insel. Sie entstanden bei der Erhebung aus dem Meer vor 17 Mio. Jahren. Das Alter der Gesteine nimmt zum Zentralen Graben hin immer weiter ab. Die Flächen oder Flächenreste liegen heute selten über 1200 m Höhe, liegen aber höher als der Graben im Zentrum, der immer weiter aufreißt, und im gleichen Maße von Eruptionsmaterial wieder aufgefüllt wird.

Der Zentralgraben besteht aus der sog. palagonitischen Abfolge.
1. Alte graue Basalte (oberes Tertiär) bilden den Grabenrand. Sie sind etwas heller und körniger als die Plateaubasalte.
2. Richtung Zentrum anschließend finden sich die während der Eiszeiten (im Pleistozän) gebildeten Vulkanite. Sie bestehen aus Palagonit (einem gelblichbraunen Basaltglas), Breccien, Hyaloklastiten (blitzschnell abkekühlte und zerbrochene Lava unter Wasser/Eis). Pillow-/Kopfkissen-Laven, Rücken und Tafelvulkane (die subglaziaren Varianten von Schild- und Spaltenvulkanen) sind an vielen Stellen zu finden. Die Höhe der Tafelvulkane entspricht in etwa der Höhe der pleistozänen Eiskappen.
3. Die jungen grauen Basalte ähneln den alten grauen Basalten und haben sich in den Zwischeneiszeiten gebildet.

Vorhersagen sind sehr unsicher

Im Ruhezustand der Vulkane werden Ausgangsdaten gewonnen, und deren Entwicklung laufend beobachtet:
geomagnetische (aufdringender Magmakomplex verändert Magnetfeld),
gravimetrische (schwere Magmakörper ändern die Anziehungskraft),
geothermische (heiße Magmakörper geben Wärme an Erdoberfläche ab),
geoelektrische (elektrische Leitfähigkeit von Schmelzen ist höher als von Festgestein),
seismische (aufsteigende Schmelzen verursachen typische Erschütterungen),
Geländevermessungen (Vulkan wölbt sich bei aufsteigender Magma auf),
geochemische Untersuchungen (Menge, Komponentenverteilung, Temperatur, pH-Wert etc.) an vulkanischen Gasen, die durch feine Spalten austreten (Fumarolen).

Schutzmaßnahmen:

Vorbereitung, Verlaufsprognosen, Katastrophenpläne
Öffnung des Seitendamms (der durch Abkühlung an den Rändern der Lavaströme entsteht)
Schutzwälle (vor allem bei dünnflüssiger Lava)
Abkühlung der Lava mit Wasser

Ásbyrgi: 1. Der Fluss teilt sich im Unterlauf und bildet zwei getrennte Fälle. 2. Die Fälle wandern flussaufwärts und vereinigen sich hinter der Flussgabel. 3. Der Fluss wird weiter oben angeschnitten und der Unterlauf fällt trocken. Bild rechts aus Hug-Fleck: Islands Geologie.

Die gesamte Gegend ist geprägt von einem Gletscherlauf, der vor 2000-4500 Jahren stattfand.

Askja, Viti, Dyngjufjöll: Das Dyngjufjöll-Massiv ist zum großen Teil aus Hyaloklastiten aufgebaut, also unter Eisbedeckung entstanden, später wieder vom Eis überformt. Askja ("Schachtel") ist ein Calderavulkan, Rest eines mächtigen Stratovulkans. Die Caldera hat 9 km Durchmesser, wurde von Lava überflutet und bis auf 1.100 m Höhe aufgefüllt. Der Rand liegt 500 m höher. 1875 Ausbruch des Viti-Kraters mit Asche- und Bimssteinwolke. Austrittsgeschwindigkeiten von über 400 km/h, Eruptionssäule über 25 km hoch, 2 Tage nach Ausbruch regnete es in Stockholm Asche. Die Ascheschichten bedeckte in der Umgebung des Kraters 650.000 qkm. Alle Höfe in dieser Zone wurden aufgegeben, es setzte eine Auswanderungswelle nach Amerika ein. 2,5 Mia. cbm geförderter Bimsstein hinterließen Hohlraum in Magmakammer, der östliche Teil der Askja-Caldera (erst nur 3 qkm) stürzte ein. Ein Jahr später war eine 7,3 qkm große Senke zu finden, in der sich ein See gebildet hatte, der Öskjuvatn. 1926 baute sich im Süden des Sees ein kleiner Schlackenkegel auf. Jüngster Ausbruch der Askja 1961. 800 m lange Spalte mit 500 m hohen Lavafontänen, 7,5 km Lavastrom. Neben der Piste über diesen Strom (Astronautenstrasse) testete die Nasa ihr Mondfahrzeug. Islands Geologie, S. 71, Karte S. 74, Krafft, S. 107

Baula (Nordurdalur): Rhyolith-Staukuppe
Dettifoss: Islands Geologie, S. 58, Krafft, S. 113
Dimmuborgir: Islands Geologie, S. 92
Dyrhólaey, Kap: Islands Geologie, S. 104
Dyunjufjöll, Stratovulkan
Eldgjá, Ofaerafoss: Explosiver Linearausbruch. Islands Geologie, S. 85, Blockbild S. 87, Krafft, S. 81
Eyjafjallajökull (westl. des Katla): letzter Ausbruch 1821, 1666 m, unter Eis, Schlammströme bei Ausbrüchen.

Geysir: Erdbeben riß in der Tiefe Spalten auf, in denen Wasser gut zirkulieren kann. Erste Aufzeichnungen Geysir von 1294 in Zusammenhang mit Erdbeben. Seit 1915 hat Geysir natürliche Tätigkeit eingestellt. Schlot ist von Kieselsinter (Geyserit) eingefasst. Mineralien (hauptsächlich Kieselsäure) werden bei niedrigen Temperaturen an der Oberfläche ausgefällt. So entstand in 8.000 - 10.000 Jahren ein mehrere Meter hoher Sinterkegel. Das Wasserbecken hat einen Durchmesser von 14 m, die Wassertemperatur um 80°. Bunsen konnte 1846 Lot bis 22 m Tiefe ablassen, darunter verzweigt sich der Schlot in viele kleine Risse. Wassertemperatur nimmt nach unten kontinuierlich zu. 12 m = 120 °, 22 m = 127,5° (Siedepunkt steigt mit zunehmender Tiefe durch Druck der Wassersäule). Die Fontaine des Geysir war bis zu 60 m hoch. Er wurde nach seinem eigentlichen Erlöschen ein mal wöchentlich mit Seife (verändert den Siedepunkt) wiederbelebt, was aber nicht immer klappte. Erklärung der Funktion siehe Funktion der Geysire. Islands Geologie, S. 51, Krafft, S. 59.
Link zum Geysir und seinen Verwandten: http://www.geysir.com/deutsch/natur/geologie/3.3.2.phtml
Grábrok: Islands Geologie, S. 49
Graenavatn (bei Krísuvík): Mar
Grimsvötn, Vatnajökull, Öraefjökull: Islands Geologie, S. 116. Grimsvötn subglaziar unter Vatnajökull. 300 m breite Caldera sammelt Schmelzwasser, Eruption unter dem Schmelzwassersee, bei Explosion kann der See schlagartig abfließen. 50.000 cbm Wasser/Geröll pro Sekunde schießen über 30 km breiten Skaidararsandur. 18. Jh. - 1934 alle 9 - 12 Jahre ein Ausbruch, seitdem alle 4 - 6 Jahre.
Grjótagjá, Stóragjá, Krummagjá: Islands Geologie, S. 94
Gullfoss: Islands Geologie, S. 50, Krafft, S. 59
Hafragilsfoss: Islands Geologie, S. 60
Heimaey: Islands Geologie, S. 112, Skizze S. 113, Krafft, S. 84. Eldfell auf Heimaey (Westmänner-Inseln, 23.01.1973): 1,5 km Spalte riß auf und Lava ergoß sich über Insel und ins Meer. 1 Tag später verkürzte sich Spalte auf 300 m. 3 Tage später nur noch ein Krater tätig. Gut 2 Monate später war Kegel 230 m hoch, und ein Lavastrom bedrohte die Stadt und den lebenswichtigen Hafen (Ort lebte vom Fischfang). Er wurde durch Wasserabkühlung kurz vor dem Hafen gestoppt. Schaden: 40 Mio. Euro.
Hekla, 1491 m, Ausbruch 1947, 1970, bekanntester isländischer Vulkan. Hekligjà-Spalte, 5 km lang, wirft bei jeder Eruption Lava und Asche aus, was für Spalten ungewöhnlich ist. Islands Geologie, S. 106, Krafft, S. 66
Herdubreid ("breite Schulter"): Tafelvulkan, entstanden durch subglaziare Eruption. Auf subglaziarem Sockel steht ein kleiner Schildvulkan. Typischer Aufbau: an der Basis Kissenlaven, darüber Hyaloklastite, oben drauf subaerischer Vulkan. Islands Geologie, S. 68
Hlidarfjall (westl. von Myvatn): Rhyolith-Staukuppe
Hljodarklettar: Islands Geologie, S. 61
Hraunfossar: Islands Geologie, S. 47
Hrossaborg: Islands Geologie, S. 65
Hveravellir ("heiße Felder"): Zwischen Langjökull und Hofsjökull liegt dieses Thermalgebiet. Rote und türkisblaue Quellen, Kieselsinterterrassen, gelbe Schwefelfärbung. Alle Quellen sehr alkalisch (sauer). Islands Geologie, S. 79, Krafft, S. 63
Hverfjall (bei Myvatn): explosiver Vulkan, Aschekegel, vor 2500 Jahren entstanden. Islands Geologie, S. 90
Jökulsá Canyon: Islands Geologie, S. 60
Kaldidalur: Krafft, S. 58
Katla (Myrdalsjökull, Myrdalssandur): 17 Ausbrüche in 1100 Jahren, zuletzt 2 x pro Jahrhundert. Schlammströme über Myrdalssandur vom Ausmaß des Amazonas, 1918 wurde ein 400 cm großer Steinblock über 14 km transportiert. Islands Geologie, S. 115
Kerid: explosiver Vulkan.
Kerlingarfjöll: Islands Geologie, S. 81, Krafft, S. 63
Ketildyngja (bei Askja): Schildvulkan, Lavastrom 82 km lang, bedeckt 330 qkm, Fladenlaven,
Kjölur: Hochlandpiste, F 37, 165 km von Eyvindarstadir zum Gullfoss. Weite Teile mit spärlicher Vegetation. Islands Geologie, S. 79
Krafla: Islands Geologie, S. 96
Kverkfjöll, Stratovulkan: Islands Geologie, S. 75 Auf der Piste zum Kverkfjöll (F 98) subglaziare Vulkanketten aus Kissenlaven.
Lakagigar: Spaltenvulkan, Spalte 25 km lang. 100 aufgereihte Vulkane. Größter Ausbruch in historischer Zeit, 12,3 ckm Lava. Krafft, S. 81
Laki-Spalte (1783): 25 km lang, größter historischer Lavaausbruch, 12 Mia. cbm Lava und 3 Mia. cbm Pyroklastite in 6 Monaten. Ca. 100 kleine Schlackenkegel waren gleichzeitig tätig. Weideland wurde für viele Jahre unbrauchbar, über 50 % der 22.000 Rinder verendete, 80 % der 233.000 Schafe, 75 % der 35.500 Pferde, Bevölkerung sank von über 50.000 auf 38.000, es gab Überlegungen, die Insel aufzugeben.

Landmannalaugar, Torfajökull-Massiv: Laugarhraun, rhyolotischer Lavastrom, mit 400 qkm der größte Islands, Lage 400 m hoch. Rhyolithe während letzter Eiszeit gefördert. Durch Calderaeinbruch hat sich Gebiet zwischen Landmannalaugar, Torfajökull, Kaldaklofsjökull und Laufafell abgesenkt. Dort sind postglaziale rhyolithische Laven ausgeflossen und zu Obsidian erstarrt. Bláhnúkur: Blauer Berg, 943 m hoch, subglaziare Hyaloklastite. Ehemalige Schlotfüllungen sind an seinen Flanken zu sehen. . Islands Geologie, S. 82, Karte S. 84, Krafft, S. 76

Ljótipollur: explosiver Vulkan
Lúdent: Islands Geologie, S. 90
Lyngdalsheidi (Thingvellir): Schildvulkan
Myrdalsjökull, Katla: Islands Geologie, S. 115
Myvatn, Mückensee: Islands Geologie, S. 90, S. 95, Krafft, S. 99

Námafjall, Námaskard: Myvatn-Gebiet. Hyaloklastitrücken Námafjall durch subglaziare Spalteneruption. Östlich davon das Thermalgebiet von Námaskard mit tiefen Spalten und Brüchen. Starke Schwefelaushauchungen, bis 1940 Abbau von Schwefel. Auflockerung des Bodens durch Schwefel- und Gipskristalle wie bei Nadeleis. Viele Schlammtöpfe. Durch aggressive Gase und Lösungen wird Gestein (Hyaloklastite und Basalt) hydrothermal zersetzt. Bohrlöcher aus Testbohrungen für Geothermalprojekt. Islands Geologie, S. 88

Odadahraun (Missetäterwüste): Islands Geologie, S. 66
Ok: Islands Geologie, S. 46
Öraefajökull, 2118 m, Stratovulkan, zweithöchster Vulkan Europas. Krafft, S. 113
Reykholtsdalur: Islands Geologie, S. 48
Reykjanes (Halbinsel), Reykjavik: Krafft 1984, S. 52, Islands Geologie, S. 54
Sandar: Krafft, S. 79
Skeidararsandur: Schlammströme aus Grimsvötn
Skjaldbreidur: Schildvulkan, 1060 m, 10 km Basisdurchmesser, 7-8 Grad Hangneigung, steiler Gipfelkrater mit 350 m Durchmesser. Islands Geologie, S. 46
Skúdustadir (Pseudokrater): Islands Geologie, S. 93
Snaefellsjökull, 1448 m
Snaefellsnes: Krafft, S. 94
Sprengisandur: Findlinge, Flußschotter und Sandflächen aus der letzten Eiszeit. Ältere Basaltrücken ragen aus dem Moränenschutt. Feinmaterial an der Oberfläche ausgeblasen. Islands Geologie, S. 78
Strokkur: Springquelle beim großen Geysir. Wassersäule weniger hoch, aber noch aktiv, in wenigen Minuten Intervallen.
Strytur: postglazialer Schildvulkan, 840 m. Von Hveravellir 90 min. Fußmarsch richtung Süden, nur 300 m Steigung auf 5 km. Im Krater Reste des Lavasees. Hornito (20 m hoch) steht ca. 150 m SW des Kraters. Islands Geologie, S. 80
Surtsey: Ausbruch 1963-67. Islands Geologie, S. 110, Krafft, S. 90

Thingvellir: Allmännerschlucht, entstanden durch das Auseinanderdriften der beiden Schollen. An der Trennlinie zwischen beiden Schollen ist ein Graben eingesunken, in den letzten 9000 Jahren um 60-90 m. Ein Teil der Basaltschichten ist als Block von der Grabenschulter abgebrochen und liegt schräg zwischen Graben und Grabenschulter (siehe Abbildung). Zwischen diesem Block und der Grabenschulter hat sich ein Spalt aufgetan und bildet die Allmännerschlucht. Islands Geologie, S. 44, Krafft, S. 55.

Allmännerschlucht im Thingvellir. Aus: Hug-Fleck: Islands Geologie. Das Buch ist ganz neu erschienen. Unter www.islands-geologie.de sind alle Informationen dazu erhältlich.

1: abgebrochene Basaltstücke 2: Grabenschulter 3: Graben 4: Jüngere Basaltlaven

Threngslaborgir-Lúdentsborgir-Komplex (östl. von Myvatn): Linearvulkan
Tjörnes: Krafft, S. 97
Trölladyngja (Schildvulkan), Aldeyarfoss, Godafoss: Islands Geologie, S. 76
Valagjà: explosiver Spaltenausbruch.
Vatnaöldur (südl. von Thorsvatn): Spaltenvulkan. 6600 Jahre alt, größter Lavaausbruch auf der Erde in postglazialer Zeit. Lavastrom Thjórsà mit 150 km Länge, 800 qkm Fläche, 15 ckm Volumen.
Vesturdalur: Islands Geologie, S. 62

Isländische Wörter, viele aus dem Bereich Vulkanismus/Geologie, die oft in Flurnamen auftauchen (Liste aus Krafft 1984, erweitert)

Christof Hug-Fleck: Islands Geologie. Kurz und präzise. Die Beste Quelle für Reiseleiter und Interessierte Reisende. Das Buch ist ganz neu erschienen. Unter www.islands-geologie.de sind alle Informationen dazu erhältlich.

Christof Hug-Fleck: Die ruhelose Erde. LB Naturbücherei 1988.

Maurice Krafft: Führer zu den Vulkanen Europas. Band 1: Allgemeines, Island. Enke 1984.

Horst Rast: Vulkane und Vulkanismus. Enke, 1987.

W. Schutzbach: Island - Feuerinsel am Polarkreis, 1985.

M. Schwarzbach: Geologenfahrten in Island, 1983.

Haroun Tazieff: Vulkanismus und Kontinentwanderung. DVA-Seminar, 1974.

Spektrum der Wissenschaft (1985): Vulkanismus.

Geologische Karten 1:250.000. Museum of Natural History, Reykjavik.