Physik der Entstehung eines Lavadoms Vorlesung 5: Physik der Entstehung eines Lavadoms Staukuppe beim Novarupta, Valley of Ten Thousand Smokes, Alaska.
Vier Morphologische Domtypen im Profil
Mono-Crater, Kalifornia Unzen-Vulkan, Japan Tertiärer phonolitischer Dom Hohentwiel bei Singen Montserrat
Unterschiedliche Domformen (dunkel = Lavadomkruste und Dom inneres, hell = Schutthang Das Diagram zeigt die Höhe verschiedener Domtypen in Abhängigkeit von Ihrem Radius: abgeflachter Lavadom = Kreis, Staukuppe=Dreieck, Stoßkuppe= Viereck.
Staukuppe Staukuppen sind runde, steilseitige Hügel, welche durch zähflüssiges Magma (normalerweise dazitisches oder rhyolitisches), gebildet werden. Die entsprechenden Laven sind zu zähflüssig, um sich weit von der Ausbruchstelle zu entfernen, bevor sie erstarren. Dom durch Aufstauung hochviskoser, an der Oberfläche fast erstarrter Magmen entstandene Kuppe, bzw. Lavapfropf. Ein Dom kann explodieren, oder kollabieren.
Stau- und Stoßkuppen Das hoch viskose saure Magma von Vulkanen mit meist explosiver Förderung kann meist nicht mehr in Lavaströmen auszufließen. Es wird allenfalls an die Erdoberfläche aufgepreßt und bildet dort steile Felsnadeln (Stoßkuppen); oder es erstarrt schon unterirdisch in Form vertikaler Intrusivkörper (Staukuppen oder Dome). Staukuppen können bei späteren Gasansammlungen im Herd langsam aufgepreßt werden und als Stoßkuppen aufragen; dieses Aufpressen kann viele Jahre dauern. Beim nächsten Vulkanausbruch werden die Stoßkuppen weggesprengt.
Der Mechanismus der Staukuppen gliedert sich in zwei Hauptphasen: 1. Aufbauphase: Aufstau einer kompakten Lavamasse über der Schlotöffnung unter Bildung einer brekziösen Außenkruste (Autobrekziation). 2. Zerstörungsphase: Einmuldung oder Einbruch der Kuppe nach Abschluß der Förderung als Ausgleich eines Massendefizits im Innern der Kuppe oder im Schlot. Ein späterer Nachschub aus dem Schlot preßt den erstarrten Kuppenkern gegen das Dach, das in radialen Spalten aufreißt. Solche Radialspalten wurden an anderen Staukuppen zum Teil im Entstehen beobachtet. Das nachdringende Magma füllt die Spalten aus und staut sich über ihnen in der Art kleiner Staurücken auf. Da alle Spaltenfüllungen gemeinsamer Bewegung unterliegen, sozusagen zusammen einen in einzelne Segmente zerlegten neuen Schlot bzw. Kuppenkern darstellen Die allgemeinste Form einer solchen subaerisch entstandenen andesitischen Staukuppe ist in Abb. dargestellt. Eine großbrekziöse Kruste umgibt einen massigen Kern mit Steilem, randlich invers geneigtem Fließgefüge.
Dazit ist ein hellgrauers Gestein mit 63 bis 68 Prozent Quarz (SiO2). Rhyolit ist ein helles vulkanisches Gestein mit mehr als 68 Gewichtsprozent Quarz (SiO2). Natrium- und Kaliumoxide können bis 5 Gewichtsprozente ausmachen. Die wichtigtsen Mineralanteile sind Quarz, Feldspat und Biotit, meist in einer glasigen Matrix. Rhyolit bricht bei Temperaturen von 700 to 850°C aus.
Stau- und Stoßkuppen entstehen beim Austritt von sauren Laven, die so hochviskos sind, daß sie kaum fließen können. Sie werden zäh und langsam aus dem Förderkanal gepreßt. Nach dem Erstarren bilden solche Stoßkuppen oftmals landschaftlich markante Stotzen, Felsnadeln oder so genannte Lavadome. Wenn der Pfropfen den Förderschlot abschließt, kann sich darunter ein großer Druck aufbauen und den Pfropfen wegsprengen.
Ein weiterer, für das Verständnis des Verhaltens von Magmen wichtiger Faktor ist, daß Magmen keine idealen Flüssigkeiten sind: während diese auf die kleinste Kraft mit Deformation reagieren, ist zur Deformation nicht-idealer (Bingham-) Flüssigkeiten eine "Schwelle" zu überwinden (s0) (engl.: 'yield strength'). Bei hochviskosen Laven ist auch die 'yield strength' relativ groß, so daß rhyolitische Laven meist nicht fließen können und daher keine Lavaströme, sondern Dome bilden. Bingham-Flüssigkeit (plastisch-viskose Flüssigkeit) Unterhalb der Fließgrenze B keine Deformation, bei Überschreitung viskoses Verhalten.
Fließgrenze einer Suspension Rheologische Gesetz einer Suspension
Wegen einer schnellen Abkühlungsprozeß in der Nähe haben die Kristalle in einer Lava eine „Nadel“-oder „Stern“-artige Form, die heißen Dendrite. Fließgrenze ist von der Lavakristallization verursacht. Die Kristalle bilden eine Kette, die eine bestimmte Wert von der Scherspannung überstehen kann.
Wachstumsstadien des Showa-Shinzan-Doms (Hokkaido, Japan), vom Postbeamten Mimatsu auf das Papierfensters seines Buros gezeichnet. Ab Anfang 1944 waren Seeablagerungen im Gebiet des heutigen Doms um 200 m gehoben worden. Sie wurden vom Showa-Shinzan-Dom durchgebrochen, der bis zum 10. September 1945 um 100 m in die Höhe wuchs. Bild des heutigen, im Inneren noch heißen Doms. Fumarolen links unten am Dom
H 2R Andesitischer Dom des Merapi bei Vogjakarta, Indonesien
Förderungsrate ist klein, Magmaviskosität ist hoch, Kühlungsrate ist schnell= = effektive Krustenbildung Förderungsrate ist hoch, Viskosität ist klein, laterale Geschwindigkeit ist groß= = schwache Krustenbildung
Antriebskräfte des Wachstum eines Lavadoms: 1. Auftriebskraft ~ Dr•g •H² •R 2. Kraft vom inneren Druck~ Po •R² H 2R Po
Verzögerungskräfte die gegen des Wachstums eines Lavadoms wirken: 3. Viskose Reibungskraft ~ h • Scherrate •R² = h •(U/H+U/R) •R²=h •(1+R/H)•R³/t 4. Kraft der Fließgrenzespannung ~s•R² 5. Viskose Reibungskraft in der Kruste ~h c• Scherrate •R•dc = h c •(U/H+U/R) •R dc = =h c •(1+R/H)• dc •R²/t 6. Kraft der Fließgrenzespannung in der Kruste ~ sc•R² sc dc U~R/t
R Antriebskraft Verhinderungskraft R(t) H(t) H(R) ______________________________________________________________________ 1. Auftriebskraft= viskose Reibungskraft _______________________________________________________________________________________ 2. Auftrieskraft= Fließgrenze-Spannungskraft ________________________________________________________________________________________ 3. Auftriebskrat= in der Kruste 4. Auftriebskraft= 5. Kraft vom inneren Druck = jede Typ von Verhinderungskraft R
Wahrscheinliche Model des Lavadoms: Kraft vom inneren Druck = Zugfestigkeitkraft der Lavadomkruste V ~ t0.88 R ~ t0.24 Model R(t) H(t) H( R ) 1 0.455 -0.03 -0.066 2 0.352 0.176 0.5 3 0.449 -0.017 -0.038 4 0.315 0.25 0.794 5 0.239 0.293 1 MSH 0.24 0.28 1.14 H ~ t0.28 H ~ R1.14 Mount St. Helens Lavadom (10 <t <2200 Tage)
La Soufrière, Monserrat V ~ t1.66 (1<t<20 Tage) V ~ t0.437 (40<t<150 Tage) R ~ t0.76 (1<t<20 Tage) R ~ t0.13 (40<t<150 Tage) H ~ t0.35 (1<t<20 Tage) H ~ t0.21 (40<t<150 Tage) H ~ R0.47 (1<t<20 Tage) H ~ R1.5 (40<t<150 Tage) t< 20 R(t) H(t) H( R ) 1. 0.748 0.165 0.221 2 0.664 0.332 0.5 3 0.783 0.094 0.12 4 0.705 0.25 0.355 5 0.553 0.553 1 Daten 0.76 0.35 1.47 40<t<150 R(t) H(t) H( R ) 1. 0.289 -0.141 -0.487 2 0.175 0.087 0.5 3 0.259 -0.080 -0.311 4 0.094 0.25 0.267 5 0.146 0.146 1 Daten 0.13 0.21 1.5 La Soufrière, Monserrat
Morphologie Lavadomkruste
Dicke der thermischen Grenzschichte/Dicke des viskosen Flusses
3,5 m³/s Unzen, Japan
Soufrière Hills, Montserrat Soufrière Eruption vom 9. Oktober 1997
Wie auf dem Bild des Pietre Cotte-Rhyolith-Stroms am Nordhang der Fossa, Vulcano, Äolische Inseln. Lavastroms von Vulcano zu erkennen ist, ist rhyolitische, also sehr zähflüssige Lava nur sehr bedingt fließfähig. Rhyolitische Lavenströme sind daher immer sehr dick. Typischer als rhyolitische Laven sind Dom-Komplexe, also Lavadome, die durch mehrere Intrsuionsphasen zwiebelartig aufgebaut sind.
Showa Shinzan, Vulkan Usu, Japan
Merapi, Indonesia 7.54° S, 110.44° E, 2911 m
Ansicht des Lavadoms auf Monserrat 1. Lava quillt aus dem Schlot und bildet einen Dom. 2. Nach zwei-bis drei Monaten ist der Dom so groß, dass nachströmende Lava kaum noch hinausdringen kann. Auch übt der große Dom immer stärkeren Druck auf den alten vulkan aus. 3. Der Dom und Teile des Vulkans zeigen infolge der Belastung Zerfallszeichen und stoßen erst kaltes, dann Lawinen von heißem Gestein die Vulkanhänge hinunter.
Location: 23º22'S; 68º34'W Typ: Dacite Lavadome Spitzehöhe: 5641m Aufbauhöhe: 1400m Status: Eruptive Lascar, North Chilie
Popocatepetl, Mexico 19.02°N, 98.62°W; 5465 m
Popocatepetl, Mexico Location: 19. 0 N, 98 Popocatepetl, Mexico Location: 19.0 N, 98.6 W Elevation: 17,925 feet (5,465 m)
Mount St. Helens, USA
Drachenfels bei Bonn (Trachytmagma) Olbrück bei Rieden (Phonolithdom) Hohentwiel bei Singen (Phonolithdom)
Im Rahmen der Ausdünnung der Kruste in einem neuen europäischen Spannungsfeld kam es zu tektonischen Schollenbewegungen und zur Bildung von Vulkanen. Sie förderten in erster Linie mächtige vulkanische Aschelagen (helle Trachyttuffe), später Laven andesitischer, trachytischer und basaltischer (Trachyte, Andesite, Trachytdolerite und Feldspatbasalte) Zusammensetzung. Diese durchschlugen die zuvor geförderten Tuffe (Abb.1).
Zeugenberg mit Nephelinit-Kappe Bärenstein b. Annaberg, Erzgebirge Annaberg-Buchholz, Stadt, Erzgebirge
Hirtstein, OT Satzung, Erzgebirge Nephelinit-Staukuppe Die erstarrte Lava, ein basaltähnlicher Augit-Nephelinit war im geschmolzenen Zustand über 1100°C heiß und hat sich bei der Abkühlung so stark zusammengezogen, dass sie in längliche, säulenartige Stücke zersprungen ist - ein Phänomen, das viele vulkanische Gesteine zeigen, so z.B. auch der Nephelinit der Burg Stolpen oder der Porphyrfächer von Mohorn-Grund bei Freiberg. Hirtstein, OT Satzung, Erzgebirge Nephelinit-Staukuppe
Der berühmte, rund 43 Kilometer lange, aber nur 3-4 Kilometer breite und in etwa parallel zum Limagne-Graben angeordnete Komplex bildet eine Kette von ca. 90 Schlackenkegeln, Staukuppen, Domen und Maaren. Er ist das jüngste Vulkangebiet des kontinentalen Europa und zugleich eines seiner interessan-testen.