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Vulkanismus im Geographieunterricht an Mittelschulen

Fachliche Grundlegung und didaktische Umsetzung

Examensarbeit 2007 71 Seiten

Didaktik - Geowissenschaften / Geographie

Leseprobe

Inhaltsverzeichnis

0. Einleitung

Teil I - Fachliche Analyse
1. Auf dem Weg zur Theorie der Plattentektonik
2. Der innere Aufbau der Erde
3. Die Lithosphärenplatten
4. Internes Energiesystem der Erde – Motor des Vulkanismus
5. Erscheinungsformen des gegenwärtigen Vulkanismus an den Plattengrenzen
5.1. Vulkanismus an Riftzonen
5.1.1 Der Mittelozeanische Rücken
5.1.2. Kontinentaler Riftvulkanismus
5.2. Vulkanismus der Subduktionszonen
5.2.1. Inselbögen
5.2.2. Aktive Kontinentränder - Beispiel Anden
5.2.3. Kontinentale Plattenränder
5.3. Ozeanischer Intraplattenvulkanismus
5.3.1. Seamounts und Guyots
5.3.2. Hot Spot – Vulkanismus
6. Vulkanische Förderprodukte
6.1. Magma
6.2. Gase - der Motor der Vulkane
6.3. Lavatypen
6.4. Vulkanische Lockerprodukte
6.5. Glutwolken
7. Vulkanbauten
7.1. Linearvulkane
7.2. Zentralvulkane
7.3. Lockerstoffvulkane
8. Postvulkanische Erscheinungen - Beispiel Geysire
9. Nutzen der Vulkane – Energiegewinnung aus vulkanischen Quellen

Teil II - Unterrichtsmaterialien für den Geographieunterricht in der Sekundarstufe I
1. Didaktische Analyse
2. Sachanalyse
3. Unterrichtsmaterialien
3.1. Schalenbau der Erde I
3.2. Schalenbau der Erde II
3.3. Kontinente in Bewegung
3.4. Vorgänge an den Plattenrändern
3.5. Platten in Bewegung
3.6. Schicht- oder Schildvulkan
3.7. Vulkanbauten
3.8. Entstehung einer Caldera
3.9. Geysir
3.10. Hot Spots
Experimente
3.11. Vulkanausbruch
3.12. Driftende Kontinente
3.13. Bewegung der Kontinente
3.14. Geysire
3.15. Schwimmender Stein
4. Das Thema im Netz

Quellen- und Literaturverzeichnis

0. Einleitung

In aktiven Vulkangebieten haben seit grauer Vorzeit Vulkaneruptionen den Menschen in Angst und Schrecken gesetzt und ihn deshalb immer wieder nach den Ursachen, den Wurzeln dieser Naturgewalten fragen lassen. Unzählige Mythen über Dämonen und Götter der Tiefe haben sich in vielen Ländern, vom pazifischen Siedlungsraum bis zu den Kulturen des abendländischen Altertums, entwickelt. Selbst in technisch hoch entwickelten Gesellschaften wie in Japan ist die religiöse Verehrung von Vulkanen weit verbreitet. Bis heute charakterisiert diese Ambivalenz unser Erkenntnisinteresse am Naturphänomen Vulkanismus (vgl. Schmincke 2000, 9). Dennoch gibt es im Gegensatz dazu moderne Wissenschaftler, die ebenfalls eine Erklärung zum Phänomen suchen. Sie sehen in der vulkanischen Tätigkeit ein Zeugnis für die innere Wärme der Erde (vgl. Press / Siever 1995, 88).

Wie sich aus den oben angeführten Aussagen erkennen lässt, ist, dass sich mit dem Phänomen Vulkanismus jede Kultur beziehungsweise Gesellschaft auf irgendeine Weise beschäftigt hat. Die vorliegende Arbeit setzt sich daher mit diesem unter ständiger Forschung stehendem Thema sowohl fachlich als auch didaktisch auseinander.

Im ersten Teil der Arbeit geschieht eine fachliche Analyse zum Vulkanismus. Vorerst werden die grundlegenden geologischen Gegebenheiten der Erde vorgestellt. Diese beziehen sich auf die Zusammenhänge der dynamischen Vorgänge in der Erdkruste und den tieferen Erdschichten sowie dem Erdaufbau. Im Anschluss daran erfolgt eine Darstellung der speziellen Aspekte.

Da das Thema zu ständig neuen Forschungsergebnissen in den letzten Jahren beigetragen hat und weiterhin beitragen wird, wurden dazu eine ganze Reihe von Berichten und Publikationen veröffentlicht. Es gibt allerdings nur sehr vereinzelte Dinge, welche für den Unterricht gedacht sind und welche sich dort verwenden lassen. Der überwiegende Teil der zu findenden schulischen Materialien ist schon sehr alt und überholungsbedürftig. Im zweiten Teil der vorliegenden Arbeit wird daher analysiert, inwiefern sich das Thema Vulkanismus in den Geographieunterricht integrieren lässt. Zudem stellte ich eine Materialsammlung zusammen, die weitestgehend für den Unterricht in der Sekundarstufe I (vor allem an Mittelschulen) angedacht ist. Die Materialien sind weitestgehend so konzipiert, dass sie relativ unabhängig im Unterricht eingesetzt werden können. Den Schülern soll mit Hilfe dieser Materialien das komplexe Themenfeld näher gebracht werden, und sie sollen selbstständig Zusammenhänge im Prozess der Vulkanentstehung und deren Folgen erkennen und erklären können.

Teil I - Fachliche Analyse

1. Auf dem Weg zur Theorie der Plattentektonik

Seit dem frühen 17. Jahrhundert gab es schon eine Reihe von Naturforschern, welche die Ähnlichkeit der Küstenlinien beiderseits des Südatlantiks erkannt hatten. Sie schlossen daraus auf eine ursprüngliche Zusammengehörigkeit und spätere Wanderung der Kontinente. Schließlich war es Alfred Wegener, der in den Jahren von 1910 bis zu seinem frühzeitigen Tod 1930, konsequent versuchte die Theorie der Kontinentalverschiebung zu beweisen, nachdem er die gute Passform und darüber hinaus enge geologische Beziehungen zwischen den Kontinenten zu beiden n des Atlantiks festgestellt hatte.

Dennoch waren die Kritiker seiner Theorie zahlreich, und dies war wahrscheinlich auch der Grund, weshalb nach seinem Tode niemand die systematische Forschung auf diesem Gebiet vorerst weiterführte (vgl. Frisch / Loeschke 1990,1).

Erst die meeresgeologischen und geophysikalischen Untersuchungen in den 60er Jahren haben die grundlegenden Bausteine und Beweise geliefert, durch die Wegeners Vorstellungen in den Theorien des sea - floor spreading (Ozeanbodenausbreitung) und der Plattentektonik stark modifiziert und erweitert wieder auferstanden sind (vgl. Schmincke 1986, 7). Die Fakten, die zum plattentektonischen Konzept führten, wurden dem heutigen Erscheinungsbild der Erde entnommen. Demzufolge stellt die Theorie der Plattentektonik ein aktualistisches Modell dar. Ihren Namen hat die Plattentektonik von den weitgehend starren Lithosphärenplatten, die die äußere Schale der Erde ausmachen. Sie kann als die erste globale Theorie bezeichnet werden, welche alle geodynamischen Erscheinungen (Erdbebenzonen, Gebirgs- und Grabenbildung etc.), Magmatismus, Lagerstättenbildung und Anordnung der Ablagerungsräume von Sedimentgestein auf elegante Weise einschließt (vgl. Frisch / Loeschke 1990, 2 – 4).

Des Weiteren geht die Neubildung und Ausbreitung von Ozeanboden entlang des Mittelozeanischen Rückens, also das Konzept des sea - floor spreading, auf die Entdeckung der magnetischen Streifenmuster am Meeresboden zurück. Bekannt war seit Mitte der sechziger Jahre, dass das Magnetfeld der Erde sich in Zeitabständen von wenigen 100 000 bis einigen Millionen Jahren umkehrt. Mit anderen Worten ausgedrückt heißt das, dass der magnetische Nordpol, auf welchen die Kompassnadel heute zeigt, abwechselnd am geografischen Nordpol oder Südpol liegt. In der Erdgeschichte lassen sich die Orientierungen früherer Magnetfelder gut erkennen, weil sie in alten Lavaströmen regelrecht „eingefroren“ sind. Magnetische Minerale kristallisieren beim Abkühlen der heißen Gesteinsschmelze aus und halten damit die Richtung des jeweils herrschenden Magnetfeldes für die Ewigkeit fest. Zu einem erstaunlichen Bild führte die Vermessung der Ozeanböden, da sich der Boden der Tiefsee als „gestreift“ erwies. Es zeigte sich, dass auf den Meeresboden sich „normal“ und „umgekehrt“ magnetisierte Streifen abwechselten, welche parallel zu den Scheitelzonen des Mittelozeanischen Rücken verlaufen. Forscher entdeckten 1963, dass die magnetischen Streifen am Meeresboden nicht zufällig unterschiedlich breit sind. Ausgehend von der Scheitelzone, verglichen die Forscher die Breite der magnetischen Streifen mit den bereits bekannten Zeitspannen „normaler“ und „umgekehrter“ Orientierung des Magnetfeldes. Letztlich war es den Forschern möglich einen Zusammenhang herzustellen. Demnach entsprach ein schmaler Zebrastreifen einer relativ kurzen Zeitspanne bis zu Umkehr des Magnetfeldes und ein breiter Streifen einem vergleichsweise langen Zeitraum (vgl. Schmincke 1986, 9).

Somit konnte nachgewiesen werden, dass sich die Streifen ozeanischer Kruste vom Mittelozeanischen Rücken weg und parallel zu diesem bilden und mit zunehmender Entfernung vom Rücken älter werden. Dieser Auffindung in den sechziger Jahren ist es zu verdanken, dass sie den Beweis für die Bildung und das Auseinanderdriften ozeanischer Kruste (sea - floor spreading) erbrachte. Des Weiteren wurde somit der Grundstein für das Konzept der Plattentektonik gelegt (vgl. Frisch / Loeschke 1990, 9).

Jedoch muss beachtet werden, dass bei der Theorie der Plattentektonik noch viele Details unberücksichtigt bleiben (vgl. Press / Siever 2003, 21). Die Plattentektonik ist im Sinne der wissenschaftlichen Arbeitsmethode kein Dogma und auch keine Lehrmeinung, sondern eine in vieler Hinsicht sehr gut bestätigte Theorie, deren Stärke in ihrer Einfachheit und Allgemeingültigkeit liegt. Dennoch ist es möglich das Theorien verworfen und konkurrierende Hypothesen aufgestellt werden. Doch die Theorie der Plattentektonik hat bis jetzt viele Widerlegungsversuche überstanden und wird von den meisten Wissenschaftlern inzwischen als Tatsache betrachtet (vgl. ebenda, 25). Letztlich kann gesagt werden, dass die Theorie der Plattentektonik nicht alles erklärt, aber sie bietet bei weitem die beste Grundlage, um die Geschichte der Erde zu rekonstruieren (vgl. Press / Siever 1995, 21).

2. Der innere Aufbau der Erde

Die Erdkugel wird seit langer Zeit in drei große, schalenförmige Bereiche eingeteilt. Es handelt sich dabei um den Erdkern, den Erdmantel und die Erdkruste. Im Wesentlichen erfolgt die Abgrenzung dieser Einheiten durch ihr Verhalten gegenüber den Erdbebenwellen. Die zwischen den Schalen bestehenden Grenzen stellen Sprünge in der Geschwindigkeit der seismischen Wellen dar (vgl. Miller 1992, 1).

Das Zentrum des Erdkörpers wird vom Erdkern eingenommen, eine kugelförmige Masse mit einem Radius von etwa 3500 km. Erdbebenwellen, welche sich plötzlich ändern im Verhalten bis zum Erreichen des Erdkerns, haben zu der Schlussfolgerung geführt, dass sich die äußere Zone des Erdkerns wie eine Flüssigkeit verhält. Es wird angenommen, dass der innerste Teil des Kerns wahrscheinlich fest ist. Der Erdkern ist an seiner Außenseite vom Erdmantel umgeben, einer etwa 2895 km dicken Schale aus festen mineralischen Substanzen. Die Erdkruste ist die äußerste und zugleich dünnste Zone im Schalenbau der Erde. Es handelt sich dabei um eine 5 bis 40 km dicke Schale, welche überwiegend aus Erstarrungsgesteinen und metamorphen Gesteinen besteht. Gegen den darunterliegenden Erdmantel ist die Grenze der Kruste scharf definiert. Die Erdbebenwellen erfahren an diesem Kontakt eine abrupte Geschwindigkeitsänderung. Diese spezielle Grenze zwischen Kruste und oberen Mantel wird Moho bezeichnet, in Vereinfachung des Namens des Seismologen Mohorovicic, der sie entdeckt hat (vgl. Strahler A. / Strahler A. 1999, 272 - 273). Da in dieser Zone, dass heißt nach dem Überschreiten der Moho Diskontinuität, die Geschwindigkeit der seismischen Wellen merklich verringert wird, wird diese Zone auch Zone geringer Geschwindigkeit oder „low velocity zone“ (LVZ) bezeichnet. Es handelt sich dabei um eine nur einige Kilometer mächtige Zone, welche im oberen Erdmantel in einer mittleren Tiefe von 100 bis 250 km unter den Kontinenten und von 70 km unter den Ozeanen ermittelt wurde (vgl. Bardintzeff 1999, 7). Dennoch muss der bisherigen Darstellung des inneren Baus der Erde eine weitere Unterscheidung hinzugefügt werden. Untersuchungen von Erdbebenwellen haben ergeben, dass eine Lage geringerer Festigkeit innerhalb des oberen Mantels existiert mit Temperaturen nahe dem Schmelzpunkt des Gesteins. Unter den Ozeanbecken beginnt die verformbare weiche Zone des Mantels in einer mittleren Tiefe von etwa 40 km und unter den Kontinenten beginnt diese Zone in etwa 80 km. Diese verformbare Lage im oberen Mantel wird in der modernen geologischen Terminologie Asthenosphäre genannt. Die starre Lage, welche darüber liegt, wird als Lithosphäre bezeichnet. Schließlich kann aus diesen Tatsachen gefolgert werden, dass die starre Lithosphäre imstande ist, sich über der Asthenosphäre zu bewegen. Durch ein langsames plastisches Fließen gibt die Asthenosphäre dieser Bewegung nach. Angenommen die Lithosphäre wäre eine einzige die ganze Erde kontinuierlich umgebende Schale, dann wäre die Schale in der Lage, als einheitlicher Körper über den tiefer liegenden Mantel und dem Erdkern zu rotieren. Jedoch besteht die Lithosphäre aus großen, durch Brüche getrennten Einheiten, den so genannten Platten der Lithosphäre. Somit ist es möglich, dass eine einzige Platte, welche kontinentale Ausdehnung besitzt, sich unabhängig von den umgebenden Nachbarplatten bewegen kann (vgl. Strahler A. / Strahler A. 1999, 273 – 274).

3. Die Lithosphärenplatten

Die Lithosphäre, eine wesentliche Erweiterung des Begriffs der Erdkruste, ist, gemessen am Erdradius, der im Äquatorbereich 6378 km beträgt, unerhört dünn. Wie schon im vorangegangenen Abschnitt kurz erläutert, ist die Lithosphäre der Teil, der gleichsam auf der Asthenosphäre schwimmt (vgl. Rast 1987, 17). Die in den sechziger Jahren entwickelte Theorie der Plattentektonik besagt, dass die irdische Lithosphäre aus einem komplizierten Mosaik größerer und kleinerer „Platten“ besteht (vgl. ebenda, 23). Die Lithosphärenplatten sind vielmehr Segmente einer Kugeloberfläche und somit keine ebenen Gebilde. Bei späteren Betrachtungen wird dies eine Rolle spielen (vgl. Miller 1992, 27). Damit eine bestimmte Lithosphärenplatte eindeutig identifiziert und benannt werden kann, sollten alle ihre Grenzen aktiv sein. Um dies mit anderen Worten auszudrücken, sollten gute Nachweise von gegenwärtiger oder jüngst vergangener relativer Bewegung zwischen den Platten vorhanden sein (vgl. Strahler A. / Strahler A. 1999, 285 – 287).

Sechs Großplatten bilden das globale System der Lithosphärenplatten, welche in Tabelle 1 aufgelistet und auf der Weltkarte von Abbildung 1 dargestellt sind.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tabelle 1: Die Lithosphärenplatten (Strahler, A. / Strahler, A. 1999, 285)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 1: Die Lithosphärenplatten (http://de.wikipedia.org/wiki/Bild:Tectonic_plates_de.png)

Ebenso werden mehrere kleinere Platten unterschieden, teils vergleichsweise klein, teils von mittlerer Größe. Innerhalb der Großplatten gibt es außerdem einige Teilplatten oder Subplatten (vgl. Strahler A. / Strahler A. 1999, 287).

Die Plattengrenzen stellen Schwächezonen der Erde dar. Genau deshalb treten an ihnen Erdbeben und Vulkanismus gehäufter auf, wobei der Schwerpunkt dieser Arbeit eher auf dem Vulkanismus liegen soll. Mehr als 90 Prozent aller Vulkane sitzen in der Tat an den Rändern lithosphärischer Platten (vgl. Pichler 1985, 12).

Durch drei Typen von Grenzen sind die Lithosphärenplatten voneinander getrennt, die sehr unterschiedliche Funktionen haben. Sie stellen nicht nur räumlich definierbare Grenzen dar, sondern an ihnen spielen sich vielmehr auch alle wesentlichen Vorgänge der Dynamik der Erde ab. Dabei unterscheidet man in Konstruktive sowie Destruktive Plattengrenzen oder Transformverwerfungen.

Konstruktive (Divergente) Plattengrenzen sind Grenzen an denen neue ozeanische Erdkruste entsteht. Es handelt sich dabei um die Mittellinien der ozeanischen Rücken, an denen sea - floor spreading stattfindet.

Destruktive (Konvergente) Plattengrenze sind Grenzen, wo ozeanische Lithosphäre, in seltenen Fällen auch kontinentales Material unter eine andere Lithosphärenplatte abtaucht. Im weitesten Sinne ist dieser Vorgang im allgemeinen mit Gebirgsbildung verbunden. Die Bezeichnung für solche Grenzen lautet Subduktionszonen.

Und schließlich gibt es noch die Transformen Plattengrenzen (Transform - Verwerfungen). Hier handelt es sich um Horizontalbewegungen ozeanischer, in manchen Fällen auch kontinentaler Lithosphäre, an denen neue Erdkruste weder gebildet noch vernichtet wird. Wegen der kugelschalenförmigen Oberfläche der Lithosphärenplatten entstehen die Transform - Verwerfungen sozusagen als Ausgleichsbewegung.

Abschließend ist es wichtig zu sagen, dass nur der Pazifische Ozean aus fast rein ozeanischen Platten besteht. Tatsächlich ist es nämlich so, dass keine der größeren Platten nur aus kontinentaler Lithosphäre oder ozeanischer Lithosphäre besteht, sondern die meisten Platten setzen sich aus Kontinenten und Ozeanteilen zusammen (Abb. 1) (vgl. Miller 1992, 27 – 29).

4. Internes Energiesystem der Erde - Motor des Vulkanismus

Die Veränderungen aus allen geologischen Vorgängen, welche wir an der Erdoberfläche feststellen können und, soweit es unsere Möglichkeiten zulassen, auch für gewisse Tiefenbereiche erschließen können, werden durch zwei Motoren angetrieben. Dies wäre zum einen die Wärmeenergie des Erdinneren, welche die Lithosphärenplatten in Bewegung setzt. Folglich werden somit die endogenen Kräfteäußerungen wie Vulkanismus, Erdbeben und Gebirgsbildung ausgelöst. Anderseits löst der Wärmestrom, der von der Sonne kommt und die Erde erreicht, die Bewegungen von Luft- und Wasserhülle aus und damit indirekt die exogenen Vorgänge wie zum Beispiel Verwitterung (vgl. Rast 1987, 25). Da die Problematik des Vulkanismus im Verlauf der Arbeit erörtert werden soll, ist es wichtig sich den erst genannten Motor verstärkt zu widmen.

Die Vorstellung des Wärmetransportes durch Konvektion ist durchaus nicht neu, aber dennoch hat sie in der modernen globalen Theorie der Plattentektonik große Bedeutung erlangt. Danach, wenn auch mit äußerst geringen Geschwindigkeiten, wird irdische Materie unterschiedlicher Temperatur und dementsprechend unterschiedlicher Dichte in Bewegung gesetzt. Insbesondere wird Konvektion als Motor für die Bewegung der Lithosphäre, speziell für die Plattenbewegung, angesehen. Als „Konvektionszelle“ wird ein geschlossener Kreislauf bezeichnet. Die Vorstellung von den Konvektionsströmen wird gegenwärtig in zunehmendem Maße akzeptiert, obwohl es sich um ein Denkmodell handelt. Trotzdem herrscht wenig Klarheit über das Ausmaß der Konvektionsströme und ob es sich nur um wenige große Konvektionszellen handelt, oder ob eine größere Anzahl kleinerer Konvektionszellen existiert. Die äußerst ungleiche Größe der Lithosphärenplatten, welche im Laufe der Zeit Änderungen unterliegt, lässt vermuten, dass der konvektive Massenausgleich im Erdmantel wesentlich komplizierter abläuft (vgl. ebenda, 26).

Verständlicherweise ist bei solchen Betrachtungen die Frage nach den Quellen der inneren Erdwärme von besonderem Interesse, da tektonische und vulkanische Aktivität immer eine Freisetzung von interner Energie darstellt, welche in den Atomkernen von radioaktiven Elementen wie zum Beispiel Uran und Thorium gespeichert ist. Folglich ist diese Energiequelle ein Erbe aus der Zeit der Entstehung des Planeten vor etwa 4,6 Milliarden Jahren. Die gespeicherte Atomenergie wird durch den spontanen Zerfall dieser Atome in fühlbare Wärme umgewandelt. Die fühlbare Wärme wird wiederum im umgebenden Gestein gespeichert, sei es im flüssigen Zustand als Magma oder im festen Zustand als kristallines Gestein. Jedoch wird der größte Teil dieser fühlbaren Wärme an die Erdoberfläche geleitet, wo sie schließlich verloren geht (vgl. Strahler A. / Strahler A. 1999, 298 – 299).

Dennoch wird ein Teil der fühlbaren Wärme dazu benutzt, in der plastischen Asthenosphäre langsame Strömungen zu verursachen und so die starren Lithosphärenplatten zu bewegen. Somit wird dieser Teil der fühlbaren Wärme in die kinetische Energie der bewegten Materie umgesetzt (vgl. ebenda, 299).

Wie schon festgestellt wurde, reagieren die Lithosphärenplatten bei ihren Bewegungen in irgendeiner Form auf diese Strömungen im unterlagernden Mantel. Oft wurden auch hier zahlreiche Hypothesen aufgestellt, um eine theoretische Erklärung für die im Laufe der Jahre gesammelten Daten zu finden, welche in Abbildung 2 dargestellt sind. So gehen einige Wissenschaftler davon aus (Abbildung 2a), dass die Platten durch ihr eigenes Gewicht an den Spreading – Zonen beziehungsweise durch den vom aufsteigenden Magma seitlich auf die Lithosphäre übertragenen Rückendruck („ridge push“) geschoben oder das Gewicht der kalten, spezifisch schwereren absinkenden Platte an Subduktionszonen nach unten gezogen werden („slab pull“). Andere Wissenschaftler wiederum vertreten die Meinung, dass die Platten durch Strömungen in der unterlagernden Asthenosphäre passiv mitgeschleppt werden (Abbildung 2b). Ebenso existiert die Ansicht, dass die Platten die abgekühlten Oberflächen der Konvektionszellen im Oberen Mantel sind (Abbildung 2c). Gleichfalls wäre es auch möglich, dass die Platten passiv mitgeschleppt werden, wenn Hot Spots, die aus dem tiefen Inneren aufsteigenden heißen Magmasäulen, sich beim Erreichen der Lithosphäre lateral verteilen. Der Rückstrom, welcher nach unten gerichtet ist und aus subduzierter Lithosphäre besteht, könnte möglicherweise bis zur Grenze Kern – Mantel abtauchen (Abbildung 2d). Dennoch ist immer noch ungeklärt, ob ein Zusammenhang zwischen der tief eindringenden Lithosphäre und den aufsteigenden Manteldiapiren besteht (vgl. Press / Siever 2003, 563).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 2: Mögliche Antriebsmechanismen der Plattentektonik (Press / Siever 2003, 564)

Von besonderer Bedeutung ist auch, dass in Gebieten, die als geologisch inaktiv angesehen werden können, ein relativ niedriger an die Erdoberfläche gelangender Wärmefluß zu verzeichnen ist. Dies ist vor allem auf präkambrischen Schilden beziehungsweise Tafeln der Fall. Hohe Wärmeflußwerte werden dagegen in den Vulkangürteln der Kontinente und in Gebieten junger, meist noch aktiver Gebirgsbildung registriert. Ähnlich verhält sich dies auch am Mittelozeanischen Rücken zu den Ozeanbecken. An den vulkanischen ozeanischen Rücken sind die Wärmeflußwerte höher als über den Ozeanbecken (vgl. Rast 1987, 28).

Abschließend kann gesagt werden, dass der zugrunde liegende Antriebsmechanismus noch immer ein ungelöstes Problem ist, obwohl die Plattenbewegungen mit hinreichender Genauigkeit beschrieben werden können. Nahezu alle Hypothesen gehen davon aus, dass es im Oberen Mantel Konvektionsströmungen gibt. Somit steigt heißes Material unter den divergierenden Plattengrenzen auf und kälteres Material sinkt an den Subduktionszonen ab (vgl. Press / Siever 2003, 565).

5. Erscheinungsformen des gegenwärtigen Vulkanismus an den Plattengrenzen

5.1. Vulkanismus an Riftzonen

Längs der Mittelozeanischen Rücken findet der weitaus größte und stetigste Vulkanismus statt, wenn auch nur selten wie etwa in Island an der Oberfläche sichtbar. Hierbei handelt es sich um konstruktive oder divergierende Plattengrenzen, an denen neue ozeanische Kruste entsteht. Es sind diese erdumspannenden Vulkangürtel in denen Gesteinsschmelzen nicht nur punktförmig auf vorhandener Erdkruste abgelagert werden, sondern wo an sich ständig erweiternden Spaltensystemen neues, aus tieferen Zonen des Erdmantels stammendes Material in der Lithosphäre abgesetzt wird. Dadurch wird die Oberfläche der Lithosphäre vergrößert und die alte Lithosphäre wird zu beiden n weg geschoben, um immer wieder Platz für neues aufsteigendes Gestein zu schaffen. Weitere auffällige und bekannte Vulkangruppen befinden sich längs ausgeprägter Grabenstrukturen innerhalb von Kontinenten aufgereiht, beispielsweise am ostafrikanischen Grabensystem. Andere Vulkane liegen mitten in den Ozeanen, weitab von Kontinenträndern und ozeanischen Rücken (vgl. Miller 1992, 29 – 30).

5.1.1. Der Mittelozeanische Rücken

Eine gleichsam durchgängige, 60 000 km lange Vulkankette, stellt die Gesamtheit der Mittelozeanischen Rücken dar, welche an manchen Stellen aus dem Meer herausragt (Island). An ihr werden jährlich 21 km³ Magma als neues Krustenmaterial gefördert. Mit einer Geschwindigkeit von wenigen Zentimetern im Jahr öffnen sich die Ozeane (vgl. Bardintzeff 1999, 175). Da durch das Eindringen neuen Gesteinsmaterials aus dem Erdmantel in die Lithosphäre und in die ozeanische Kruste die Fläche des Ozeanbodens stetig größer wird, wurde diese Erscheinung von den amerikanischen Erstautoren als sea - floor spreading bezeichnet (vgl. Miller 1992, 30).

Die Mittelozeanischen Rücken sind durch einen typischen Aufbau gekennzeichnet, welcher mit den Prozessen der Intrusion und Effusion der Gesteinsschmelzen zusammenhängt (Abb. 3). Wie dies unter Wasser zu sein pflegt, liegen zu oberst häufig Basaltlaven auf, welche sich zu Kissenlaven (Pillow - Laven) entwickelt haben. Eine mächtige Lage von Ganggesteinen liegt unter der Lage der eigentlich vulkanischen Gesteine, welche sich gegenseitig durchdringen. Diese Zone wird als Zone der „geschichteten Gänge“ beziehungsweise als Sheeted dykes bezeichnet. Schließlich folgt eine Zone von Intrusivgesteinen wie zum Beispiel Gabbros, aber auch ultrabasischen Gesteinen wie Peridotiten (vgl. ebenda, 31).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 3: Schematischer Aufbau eines ozeanischen Riftsystems, entstanden durch

die Spaltung eines Kontinents (Miller 1992, 31).

Im Bereich der Spaltensysteme treten an manchen Orten heiße Lösungen mit über 100° C Temperatur aus. Das Meerwasser dringt hier tief in Risse ein und kommt bei hoher Temperatur, Zeugnis des hohen Wärmeflusses, wieder heraus. Dieses Wasser ist dann angereichert mit Mineralsalzen, die am Ausgang der Hydrothermenschlote abgelagert werden. Diese so genannten Black Smokers (Schwarzen Raucher) sind Schlote, die mit Sulfiden angereichert sind und treten bei 400° C aus. Die White Smokers (Weißen Raucher), welche sulfatreich sind, treten bei 160 - 300° C aus (vgl. Bardintzeff 1999, 150).

5.1.2. Kontinentaler Riftvulkanismus

Die Kontinente weisen eine weitere, völlig anders geartete Form des Vulkanismus auf, neben den Vulkanismus an Subduktionszonen, der an konvergierenden Plattengrenzen gebunden ist. Es handelt sich dabei um den kontinentalen Riftvulkanismus. So werden Zonen der Krustendehnung bezeichnet, welche durch tiefreichende, weithin verfolgbare Spaltensysteme gekennzeichnet sind. Durch diese Spaltensysteme wird der Aufstieg der magmatischen Schmelzen aus dem oberen Erdmantel ermöglicht. Als grabenartige Einsenkungen lang gestreckter, schmaler Leistenschollen kontinentaler Kruste zeichnen sie sich im Landschaftsbild ab. Sicher als das eindrucksvollste Beispiel ist hier der Ostafrikanische Grabenbruch zu erwähnen (vgl. Rast 1987, 117). In diesem Gebiet treffen drei Hauptachsen aufeinander: das Ostafrikanische Rift, das Rote Meer und der Carlsberg - Rücken des indischen Ozeans. Diese ganz besondere Situation macht diese Region zu einem vorzüglichen Untersuchungsgebiet. Über einen Spaltenvulkanismus brachte die erste Phase vor 65 Millionen Jahren, welche an eine Krustenwölbung und ein Aufdringen der Asthenosphäre gebunden war, die Alkalibasalte Äthiopiens hervor. Die Aufwölbung setzte sich danach weiter fort. Gleichzeitige Absenkungen führten zur Bildung eines Rifts, das mit dem heutigen Ostafrikanischen Rift vergleichbar ist (vgl. Bardintzeff 1999, 175 – 176).

Momentan befindet sich der Ostafrikanische Grabenbruch oder auch das Ostafrikanische Rift in einem Übergangsstadium, das heißt wenn die Entwicklung des Spreadingprozess sich fortsetzt, kann es passieren, dass mitunter das Ozeanstadium erreicht wird. Dabei zerbricht die

immer dünner werdende kontinentale Kruste vollständig und wird durch eine ozeanische Kruste ersetzt (Ozeanbildung) (vgl. ebenda, 175).

Des Weiteren kann kontinentaler Riftvulkanismus innerhalb Deutschlands beobachtet werden, denn der Oberrheingraben weist eine auffällige Kette von Grabenstrukturen auf. Um mehrere Kilometer ist die Kruste an ihm auseinander gebrochen. Die Tendenz zum Aufreißen dieser Lithosphäre an dieser Nord - Süd verlaufenden Zone ist sehr alt. In diesem europäischen Grabensystem haben wir ein Beispiel vor Augen, wie eine Tendenz zur Spaltenbildung seit über 200 Millionen Jahren besteht, welche aber nie wirklich zum Durchbruch von Material aus dem oberen Mantel und zur Entstehung eines Ozeans ausgereicht hat (vgl. Miller 1992, 33).

5.2. Vulkanismus der Subduktionszonen

Magmaentstehungsprozesse und Magmaquellen an konvergierenden Plattenrändern unterscheiden sich im Wesentlichen von denen an divergierenden Rändern und denen innerhalb von Platten (vgl. Schmincke 2000, 101). An konvergenten Rändern, die auch Subduktionszonen genannt werden, schiebt sich eine (normalerweise ozeanische) Platte unter die andere (vgl. Decker R. / Decker B. 1992, 22). Verursacht wird die Einengung dadurch, dass zwei Platten kollidieren und sich übereinander schieben, wobei eine Platte nach unten gedrückt wird. Die lithosphärischen Gesteine einer Subduktionszone, welche hinabgezogen werden, tauchen wie ein Keil in den asthenosphärischen Oberen Erdmantel ein und werden aufgeschmolzen. Die sich bildenden Magmen steigen auf und speisen den Subduktionsvulkanismus (vgl. Pichler H. / Pichler T. 2007, 2).

Diese Gürtel der Lithosphäre sind morphologisch deutlich ausgeprägt durch jene schmalen, weithin verfolgbaren tiefsten Depressionen der Erdoberfläche, welche als Tiefseegräben bekannt sind. Damit bezeichnen sie jene Stelle, wo der Abtauchprozess ozeanischer Lithosphäre beginnt. An den Benioffzonen, damit sind die schräg abwärts unter die Inselbögen oder Kontinentränder gerichteten Gleitflächen gemeint, kommt es nicht nur zum Anstau erheblicher tektonischer Spannungen. Diese Spannungen äußern sich einerseits in heftigen Erdbeben und Bruchbildung, anderseits kommt es, wie gesagt, in größeren Tiefen zu Stoffmobilisierungen und Aufschmelzungen als Folge der kräftigen Pressungen und damit verbundenen Temperaturerhöhungen. Folgend entstehen während dieser Differentationsprozesse intermediäre (andesitische) und saure (rhyolithische) Schmelzen, worauf zu einem späteren Zeitpunkt noch genauer eingegangen wird. Im Gegensatz zu den Prozessen in den ozeanischen Riftzonen, wird nunmehr das Material für die Bildung kontinentaler Kruste bereitgestellt (vgl. Rast 1987, 85).

Nicht überall ist der Abtauchwinkel der Subduktionszone derselbe. Somit ist es möglich, dass eine Subduktionszone in sich einen Knick aufweisen kann. In ihrer streichenden Erstreckung kann sie aber auch innerhalb recht eng begrenzter Abschnitte ihren Abtauchwinkel wesentlich ändern. Folglich ändern sich dann damit auch die Anordnung der Erdbeben und die Anordnung der magmatischen Tätigkeit relativ zum Kontinentrand (Abb. 4).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 4: Verteilung der Erdbeben auf der Erde. Die höchste seismische Aktivität

wird am Pazifischen Feuerring registriert (Jasamanov 1991, 69).

Nach den Eigenschaften der Subduktionszone und ihrer Umgebung unterscheidet man schließlich einen Chile- und einen Marianen- Typ, welche nachfolgend näher erläutert werden sollen (vgl. Miller 1992, 39).

5.2.1. Inselbögen

Ozeanische Inselbögen zeichnen sich dadurch aus, dass sie mehrere Kilometer lang sein können, dennoch nicht sehr breit sind (vgl. Schmincke 2000, 102). Subduktinszonen von Marianen - Typ (Abb. 5) sind dort vorzufinden, wo eine ozeanische Platte unter eine andere ozeanische Platte abtaucht.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 5: Marianen - Typ (Schmincke 1986, 56)

Es herrscht ein tensionales (Dehnungs-) Spannungsfeld, da die ankommende Platte steil (> 45° C) einfällt (vgl. Schmincke 1986, 54). Auf der ozeanischen Kruste entsteht über der Subduktionszone ein Inselbogen. Bis in mindestens 1200 Kilometer Tiefe in den Erdmantel lässt sich die abtauchende ozeanische Platte seismisch hineinverfolgen. Der etwa 45 Millionen Jahre alte Izu - Bonin - Marianen - Inselbogen (IBM) ist zum Beispiel einer der größten und bekanntesten Inselbögen, welcher sich über 2500 Kilometer von der Insel Guam im Süden bis nach Japan zieht (Abb. 6). Im IBM fällt die ankommende Pazifische Platte steil unter die Philippinische Platte ein, von etwa 50° im Norden und bis ca. 90° bei den Marianen (vgl. Schmincke 2000, 102 – 103).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Abbildung 6: Aktive Plattengrenzen und geologische Merkmale im IBM. Die schwarzen

Dreiecke bedeuten die Grenze der vulkanischen Tätigkeit (Schmidt, Angelika 18.07..2007, 19)

Der Bereich meerwärts vom Inselbogen, das heißt der äußere Tiefseegraben beziehungsweise Arc - Bereich, wird forc arc bezeichnet. Dieser Bereich beträgt vor den Marianen 11 000 Meter und ist somit einer der tiefsten der Erde. Der forc arc Bereich enthält wenige Sedimente. Durch Spreizung parallel zum Bogen entsteht hinter dem Inselbogen ein flaches Randbecken mit meist weniger als 3000 Meter Tiefe. Es wird als back - arc - Becken bezeichnet. Die Magmen der Inselbögen können als überwiegend basaltische, aber auch hochdifferenzierte und alkalische Magmen beschrieben werden. Intermediäre Magmen sind sehr selten. Entlang des gesamten IBM befinden sich aktive Vulkane (vgl. Schmincke 2000, 102 – 103).

5.2.2. Aktive Kontinentränder - Beispiel Anden

Taucht eine ozeanische Lithosphärenplatte unter einen kontinentalen Plattenrand ab, wie das eindrucksvoll am Westrand Südamerikas der Fall ist, so werden in diesen Kompressionszonen die Kontinentalränder kräftig gestaucht und mit tiefreichenden Brüchen durchsetzt. Außerdem kommt es zum Zusammenpressen der davor angehäuften kontinentalen Abtragungsprodukte. Da diese so genannten „Stoßfronten“ der Kontinente teilweise deckenartig daraufgeschoben und teilweise angefaltet werden, stapeln sich mächtige Faltengebirgsstränge auf wie vom Typ der Anden. Deshalb scheint es nicht verwunderlich zu sein, dass die Randbereiche des Pazifiks nicht nur Zonen hoher seismischer Aktivität sind (Abb. 4), sondern auch ungewöhnlich aktiven Vulkanismus aufweisen (vgl. Rast 1987, 86).

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Details

Seiten
71
Jahr
2007
ISBN (eBook)
9783638065924
Dateigröße
3.1 MB
Sprache
Deutsch
Katalognummer
v87541
Institution / Hochschule
Technische Universität Dresden – Institut für Geographie
Note
2,5
Schlagworte
Vulkanismus Geographieunterricht Mittelschulen

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Titel: Vulkanismus im Geographieunterricht an Mittelschulen