Vulkane

Die Vulkane zeigen meist die Form eines abgestumpften Kegels (s. Tafeln »Bergformen I«, Fig. 4, »Gebirgsbildungen«, Fig. 3, »Vulkane I«, Fig. 1–4), auf dessen Gipfel die trichterförmige Mündung des Eruptionskanals, der Krater, eingesenkt ist.

1. Insel Tahiti.

Dieser Krater ist in der Regel der eigentliche Schauplatz der vulkanischen Tätigkeit. In dem tiefsten Teil des Kraters, dem Kraterboden, bald in der Mitte, bald exzentrisch gelegen, befindet sich die Bocca, die Austrittsstelle von Dämpfen und Lavamassen. Ihre Lage ist veränderlich; die alte Bocca ist zuweilen noch in Tätigkeit, wenn eine zweite und dritte sich schon gebildet haben, so daß es also Krater mit mehreren Bocchen gibt. Die Bocca ist gewöhnlich von einem Schlackenwall umgeben und gewährt im kleinen das Bild eines Kraters (Tafel II, Fig. 1, 2 u. 4). Die Vulkane besitzen entweder nur einen Krater, oder es sind neben dem zentralen an den Abhängen noch eine Reihe parasitischer Krater (Tafel II, Fig. 3) vorhanden (am Ätna gegen 700, am Vesuv etwa 30).

2. Insel Palma (Caldera-Bildung).

Die Dimensionen der Berge selbst und der Krater bewegen sich in den weitesten Grenzen: man kennt Vulkane von kaum 30 m Höhe, andre (wie der Cotopaxi) zählen zu den höchsten Gipfeln der Erde, und die Durchmesser der Krater schwanken von wenigen Metern bis zu mehreren Kilometern. Aufgebaut sind die Vulkankegel aus dem Eruptionsmaterial, das sich um die Mündung des Eruptionskanals herum in einzelnen, von dem Eruptionskanal (der vulkanischen Achse) nach außen abfallenden Lagen anordnet und zu einem immer höher werdenden Kegel anhäuft (Aufschüttungskegel), wenn nicht durch Explosionserscheinungen bei spätern Ausbrüchen ein Teil wiederum zerstäubt und fortgeführt wird. Je nach dem vorherrschenden Gesteinsmaterial unterscheidet man Lava-, Tuff-, Schlacken-, Sand- und Aschenkegel; in der Regel sind die Kegel aus wechselnden Schichten verschiedenartigen Materials aufgebaut. Ihr Böschungswinkel schwankt zwischen 3 und 45°; am steilsten sind die Schlackenkegel, am flachsten die von Laven gebildeten Vulkane. Aufgesetzt sind diese Kegel bald auf sedimentäre, bald, auf altvulkanische Gesteine, so daß die vulkanische Tätigkeit von der Beschaffenheit dieses tiefsten Untergrundes unabhängig erscheint. Durch Erosion entstehen oft tiefe, von der Spitze des Kegels radial ausstrahlende Täler, wie dies besonders der alte, mehr als 2000 m hohe Vulkan der Insel Tahiti (Textfigur 1) zeigt; die durch scharfe Grate getrennten Täler sind zum Teil über 1000 m tief eingeschnitten, endigen aber meist flach und ohne größere Einbuchtungen an der Küste. Abweichend von der einfachen Form eines Kegels, wie sie an den einfachen Vulkanen, z.B. am Stromboli, am Pik von Tenerife (Tafel »Bergformen I«, Fig. 4), beobachtet wird, zeigen viele Vulkane, die zusammengesetzten Vulkane, eine vollkommene oder doch teilweise hervortretende Umwallung, so daß zwischen dieser und einem zentralen Kegel ein tief eingeschnittenes kreisförmiges Tal (Caldera, Atrium) verläuft. Ein bekanntes Beispiel bietet der Vesuv mit dem Monte Somma als dem Rest einer Umwallung, an die sich, zwischen ihr und dem eigentlichen zentralen Krater gelegen, das Atrio del Cavallo anschließt. Eine ältere Geologenschule (Elie de Beaumont, Buch, Humboldt, Klöden) nannte diese Ringwälle Erhebungskrater und nahm an, die vulkanische Tätigkeit habe den Untergrund, besonders das vulkanische Material früherer Ausbrüche, gehoben und blasenartig aufgetrieben. Gestützt wurde diese Ansicht durch den Hinweis auf die nach außen, vom Eruptionsschlot fortgerichtete Neigung der Lavabänke und durch die Beschaffenheit der strahlenförmig vom Rande des Walles nach außen verlaufenden Tälchen (Barrancos, vgl. Fig. 2: Kärtchen der Insel Palma). Die Theorie der Erhebungskrater ist besonders von Lyell, Scrope, Hartung und Reiß erfolgreich bekämpft worden, namentlich durch die Beobachtung, daß die Lavaströme selbst auf sehr geneigter Unterlage erhärten können, so daß also ihre geneigte Lage eine ursprüngliche, nicht durch spätere Hebung veranlaßte sein kann; ferner durch den Nachweis, daß die Barrancos sich in ihrer Form von Wasserrissen nicht unterscheiden. Allgemein erblickt man daher jetzt in dieser Sommabildung die von den Atmosphärilien verschonten Reste alter Krater (Vulkanruinen), in deren Zentrum eine neu erwachte Tätigkeit die kleinern Kegel aufbaute. Zuweilen ist die Caldera durch ein tief in den Wall eingerissenes radiales Tal (Barranco) nach außen geöffnet (vgl. das Kärtchen der Insel Palma, Fig. 2). Eine andre Unterscheidung der Vulkane hat v. Seebach durch die Begriffe der geschichteten (Schicht- oder Strato-) und der homogenen oder massigen Vulkane eingeführt. Erstere sind die (oben im wesentlichen schon geschilderten) meist kegelförmigen Vulkane, die durch allmähliche Aufhäufung und Aufschichtung von vulkanischem Material (Lava, Sand, Asche etc.) verschiedener vulkanischer Ausbrüche entstanden und deshalb in ihrem Innern einen geschichteten Bau besitzen. Dagegen bilden die homogenen Vulkane Kegel, Kuppen, Dome oder Decken, deren Material von einheitlicher petrographischer Beschaffenheit ist, und die keine eigentlichen Krater, sondern einen durch Gesteinsmasse erfüllten Eruptionsstiel oder eine Eruptionsspalte (Gesteinsgang) besitzen und sich zum Teil als sogen. Quellkuppen (oder Staukegel), d.h. durch allmählichen Nachschub von innen heraus vergrößerte Aufstauungen zäher Lava, darstellen (vgl. Tafel I, Fig. 1–6, und Tafel »Gangbildungen«, Fig. 1). Derartige Quellkuppen (aus Trachyt, Phonolith, Basalt etc. bestehend) findet man besonders im Bereich erloschener und zum Teil der Tertiärzeit angehöriger Vulkane, so in der Auvergne (s. Tafel »Gebirgsbildungen«, Fig. 3), aber auch an noch tätigen Vulkanen, wie unter andern die Felsnadel am Mont Pelé beweist (Tafel I, Fig. 5).

Vulkane I.

Vulkane II.