Vulkanismus am Beispiel des Mount St. Helens

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung

2 Entstehung der Vulkane
2.1 Schalenaufbau der Erde
2.2 Plattentektonik
2.3 Verbreitung des aktiven Vulkanismus
Vulkanismus an konvergenten Plattenrändern
Vulkanismus an divergenten Plattenrändern
Konservierende Plattengrenzen
Intraplatten- Vulkanismus

3 Vulkane
3.1 Vulkanformen
Stratovulkane
Schildvulkane
Caldera
Dom
Flut- oder Plateaubasalte
Parasitärkegel
Schlackenkegel
Maare
3.2 Vulkanische Förderprodukte
3.3 Ausbruchsformen

4 Der Vulkan Mount St. Helens
4.1 Allgemeine Daten
4.2 Spezielle Lage des Mount St. Helens
4.3 Der Ausbruch des Mount St. Helens 1980 - Einordnung in Vulkanformen, Tätigkeitsformen und Förderprodukte -
4.4 Folgen des Ausbruchs
4.5 Gegenwart des Mount St. Helens

5 Fazit

6 Literaturliste:

1 Einleitung

In der Folgenden Arbeit werde ich das Thema „Vulkane“ näher beleuchten. Im ersten Punkt gehe dabei zunächst auf den Schalenaufbau der Erde ein sowie die Plattentektonik. Weiter werde ich auf die Verbreitung des aktiven Vulkanismus eingehen. Im zweiten Punkt werde ich Vulkanformen und ihre Förderprodukte ebenso erläutern wie vulkanische Ausbruchsformen. Im dritten Punkt der Arbeit werde ich meine Ausführungen auf ein regionales Beispiel anwenden, den Mount St. Helens in den USA. Dabei werde ich neben allgemeinen Daten zunächst seine spezielle Lage beschreiben. Im letzten Teil gehe ich auf den Ausbruch des Mount St. Helens 1980 ein, stelle die Folgen für Mensch und Natur vor und lege die gegenwärtige Entwicklung des Mount St. Helens dar. Im letzten Punkt werde ich abschließend ein Fazit ziehen.

2 Entstehung der Vulkane

2.1 Schalenaufbau der Erde

Vulkane können überhaupt nur entstehen aufgrund des schalenförmigen Aufbaus der Erde. Der innere Erdkern wird von einem äußeren Kern umschlossen, dieser ist vom unteren und oberen Erdmantel umgeben. Es folgt als dünnere Schale die maximal 250km mächtige Asthenosphäre, die sich in einem glutflüssigen Zustand befindet und schließlich von der erstarrten Lithosphäre mit der ozeanischen und der kontinentalen Kruste umhüllt wird. In der Lithosphäre spielen sich Vulkanismus und Erdbebentätigkeit ab.

2.2 Plattentektonik

Die innere Architektur sowie der Mechanismus und die Ursachen der in der festen äußeren Erdschale ablaufenden dynamischen Prozesse sind Forschungsgegenstand der Tektonik. Durch die Theorie der Plattentektonik, die Ende der 1960er Jahre formuliert wurde, können erstmals in der Geschichte der Geowissenschaften die tektonischen Vorgänge auf der Erde in einem globalen Rahmen erklärt werden.

Grundlage für die Theorie der Plattentektonik bildete Alfred Wegeners (1880-1930) „Theorie zur Drift der Kontinente“. In seinem 1915 veröffentlichten Buch „Die Entstehung der Kontinente und Ozeane“ folgerte Wegener u. a. aus der genauen Passung der Küstenlinien von Südamerika und Afrika, dass diese Bruchstücke einen großen Urkontinent (Pangäa) gebildet haben. Seine Hypothese blieb lange umstritten, bis es in den 1960er Jahren gelang, exakte wissenschaftliche Beweise zu finden. Man erkannte, z.B. dass die Mittelozeanischen Rücken vulkanisch aktiv sind, und dass dort an langen Bruchspalten große Mengen an basaltischer Lava austritt. Ebenfalls stellte man durch paläomagnetische Messungen dieser Basalte fest, dass die wiederholte Umpolung des Erdmagnetfelds im Laufe der Erdgeschichte ein genau spiegelsymmetrisches „Streifenmuster“ auf beiden Seiten des Mittelozeanischen Rückens erzeugt hatte. Weiterhin erkannte man, dass die Sedimentgesteine, die die Tiefseeböden bedecken, in größerer Entfernung von den Mittelozeanischen Rücken auch immer mächtiger und älter werden.

Diese Phänomene erklärte man mit dem „Sea-Floor-Spreading“ (Meeresbodenspreizung). Das bedeutet, dass die basaltischen Magmen, die ständig an den Mittelozeanischen Rücken austreten und erstarren, die Ozeanboden in entgegengesetzte Richtungen auseinander drücken, so dass er sich im Laufe der Zeit immer weiter ausdehnt. Da sich der Radius der Erde nicht vergrößert hat, muss der Ozeanboden an anderer Stelle wieder vernichtet werden. Dazu später mehr.

Nach der Theorie der Plattentektonik ist die Lithosphäre keine durchgehende Schale, sondern sie ist in Teile (Platten) auseinander gebrochen, die auf der darunter liegenden Astenosphäre beweglich gelagert sind. Die Lithosphäre ist in zwölf große Platten gegliedert:

- Pazifische und Antarktische Platte;
- Nord- und Südamerikanische Platte;
- Afrikanische und Eurasische Platte;
- Juan- de- Fuca und Cocos- Platte;
- Nazca- und Karibische Platte;
- Chinesische- und Australische Platte (R. Decker und B. Decker, 1998).

Die Platten sind meist durch Mittelozeanische Rücken oder Tiefseegräben voneinander getrennt. Einige Platten wie z.B. die Pazifische Platte, bestehen im weitesten nur aus ozeanischer Kruste, andere, wie z.B. die Südamerikanische Platte, bestehen aus kontinentaler und ozeanischer Kruste.

Ursache für die Plattentektonik ist die Mantelkonvektion. Die ozeanischen und kontinentalen Platten bewegen sich auf der heißen, elastischen Astenosphäre. Für diese Bewegungen sind Konvektionsströme verantwortlich. Diese entstehen durch das bestehende Wärmeungleichgewicht zwischen dem heißen Erdkern und der kühleren Außenhaut der Erde. Sie setzen gewaltige Energiemengen frei, so dass sich die Erdplatten bewegen. Die Platten bewegen sich relativ nach Richtung und Geschwindigkeit unterschiedlich zueinander, sodass die Plattenränder die tektonisch aktiven Zonen der Erde darstellen. Größe, Umriss und Bewegung der Platten spielen sich daher in der Verbreitung der Erdbeben- und Vulkanzonen wider. Man unterscheidet drei Typen von Plattengrenzen:

- Konvergente Plattengrenzen
- Divergente Plattengrenzen
- Konservierenden Plattengrenzen (Transformstörungen)

(R. Decker und B. Decker, 1998).

Die Plattenbewegungen der kontinentalen und ozeanischen Platten lassen Vulkane auf unterschiedlicher Weise entstehen.

2.3 Verbreitung des aktiven Vulkanismus

Vulkanismus an konvergenten Plattenrändern

Konvergente Plattenränder werden auch Subduktionszonen genannt. Man nennt daher den auftretenden Vulkanismus hier, Vulkanismus an Subduktionszonen.

Treffen zwei ozeanische Platten (unter dem Meer) aufeinander, taucht die Platte, die eine größere Dichte besitzt, in den heißen Erdmantel ab. Sie wird subduziert. Ein Teil des Materials wird geschmolzen und so in vulkanische Magma verwandelt. Unter der Meeresoberfläche treten Vulkane (Seamounts) auf. Diese bilden später die so genannten Inselbögen.

Treffen eine ozeanische und eine kontinentale Platte aufeinander, taucht die schwere ozeanische Platte entlang von Tiefseegräben in die Tiefe ab. Der Meeresboden, die auf ihm gelagerten Sedimente sowie der Kontinentalrand werden zu einem Gebirge zusammengestaucht (z.B. die Anden, die Rocky Mountains oder die Kaskadenkette in der auch der Mount St. Helens liegt). Die abtauchende Platte wird durch Reibungswärme und die mit der Tiefe zunehmende Temperatur erhitzt und aufgeschmolzen. In einiger Entfernung „hinter“ dem Tiefseegraben dringt das Material entlang von Schwächzonen wieder auf und bildet Vulkanketten. Die Vulkane über Subduktionszonen treten in Reihen oder Gürteln parallel zu Wadati-Benioff- Zonen (seismisch aktive Zonen an Tiefseegräben) und zu den morphologischen Tiefseegräben in ca. 150 bis 300km Entfernung zu diesen auf (Schmicke, 2000). Die Folge ist ein explosiver und gefährlicher Vulkanismus. 80 % der heute aktiven Vulkane befinden sich an solchen Subduktionszonen. Die an Subduktionszonen angrenzenden Kontinentalränder sind daher tektonisch sehr unruhig (aktive Kontinentalränder) (u.a. Bauer, Englert, 2001). Der sogenannte „pazifische Feuerring“ stellt die Subduktionszonen rings um den Pazifik dar.

Bei der Kollision zweier Kontinente entsteht aus dem zusammengeschobenen Meeresbecken ebenfalls ein Gebirge (z.B. Himalaya).

Der japanische Geophysiker Uyeda unterschied zwei Arten von Suduktionszonen nach dem Ort ihrer Entwicklung, „Chile- bzw. Marianentyp“ (Schmincke, 2000).

Der Chiletyp charakterisiert eine Subduktion an aktiven Kontinentalrändern wie die Westküste Nord- und Südamerikas mit z.B. dem Mount St. Helens. Der Marianen-Typ stellt eine Subduktion von ozeanischen Platten an einem Inselbogen dar, wie z.B. der etwa 45 Millionen Jahre alte Izu-Bonin-Marianen-Inelbogen (IBM) der sich über 2500km von der Insel Guam im Süden bis nach Japan zieht (Schmincke, 2000).

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