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Basaltischer Vulkanismus
Basalte waren und sind die häufigsten vulkanischen Produkte und werden aus Hot Spots unter kontinentalen und ozeanischen Platten, in Spreizungszonen mittelozeanischer Rücken und aus zahlreichen weiteren Vulkanquellen gefördert. Daraus sind mächtige Gesteinsdecken entstanden, die weite Teile von Festland und Meeresgrund auf der gesamten Erdkugel bedecken.
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Basaltische Laven
Innerhalb der Basalte gibt es ausgeprägt verschiedenartige Laven, die sich in ihren Fliesseigenschaften und ihren Erscheinungsformen unterscheiden. So gibt es die schnellere Fladenlava und die langsamere Brockenlava. Selbst zwischen diesen gibt es in der Praxis zahlreiche Übergänge. Ein bestimmter Vulkanausbruch muss somit nicht aus einem einzigen Lavatyp bestehen, sondern kann sich aus mehreren verschiedenen Basaltlaven zusammensetzen.
Glatte Fladenlava
Die glatte Fladenlava (auch Pahoehoe-Lava, isl. helluhraun) ist gering mächtig, dünnflüssig und meist von hoher Temperatur. Sie wird unter hohen Drucken aus Schildvulkanen gefördert und fliesst meist ruhig dahin, ohne heftig zu explodieren. Nach der Abkühlung ergibt sich eine relativ glatte Oberfläche. Die Gesteinsmasse ist dicht gepackt und schwer.
Geschwindigkeiten – Als dünnflüssige Lava kommt sie relativ schnell voran. Zu Beginn einer Eruption fliesst die Lava mit vielleicht 1 m pro Sekunde zu Tale. Lässt der Druck aus dem Schlot nach, so vermindert sich die Geschwindigkeit auf rund 1 m pro Minute. In der Mitte eines Stromes wird jeweils die höchste Geschwindigkeit gemessen. Kommt die Lava in der Mitte noch zügig voran, kann sie am Rande bereits erstarren. Bei stark geneigtem Gelände erreicht die dünnflüssige Lava gefährliche Geschwindigkeiten bis zu 70 km pro Stunde (Insel Surtsey 1964).
Distanzen – Fladenlaven können weite Strecken zurücklegen. Die Bardardalshraun-Lava aus dem Schildvulkan Trölladyngia in Zentralisland ist bis zu 100 km weit gekommen.
Lavatunnel – Fladenlava fliesst auch in Lavatunneln unterirdisch längere Strecken und tritt entfernt vom eigentlichen Förderort ans Tageslicht. Nur wenig erkaltet, vermögen die Lavaströme – einschliesslich Lavatunnel – längere Strecken zurückzulegen.
Breitflächig und kahl ist das junge Lavafeld nördlich des Myvatn. Auf breiter Front stiess die Basaltlava gegen Norden vor. Zu unserer Zeit war das Feld noch weitgehend vegetationslos, an manchen Stellen auch noch warm.
Brockenlava
Bis zu 30 m mächtig können die Fronten aus Brockenlava (auch Aa-Lava, isl. apalhraun) sein. Ihre poröse Oberfläche kann mehrere Meter umfassen und besteht aus schlackigen Lavabruchstücken. Im Innern ist die Masse dicht gepackt und fast blasenfrei.
In Schüben – Die Spitze von Brockenlava bewegt sich recht langsam und in Schüben fort. Rotglühende Bruchstücke brechen aus der Lavafront heraus, um später wieder eingeholt und überflossen zu werden. Während die inneren Lavaströme noch aktiv sind und zugleich an Weite gewinnen, kann darüber die bereits erstarrte Lavadecke bis zu 50 cm mächtig werden.
Vergleich – Im Vergleich zur Fladenlava ist die Brockenlava etwas kühler und fliesst langsamer. Trotzdem erreichte der volumenmässig mächtigste Lavastrom in historischen Zeiten – die Lakispalte – eine immense Grösse.
An der Laki-Eruption (1783-1784) waren rund 130 Krater und unzählige Spalten beteiligt. Die Eruption verlief grob in zwei Phasen. Eine erste Phase zeigte starke, explosive Eruptionen, um dann in eine langandauernde effusive Phase zu wechseln. Während dieser Zeit förderte die Laki rund 14 km3 Brockenlava und Fladenlava. Pro Sekunde floss teilweise 7‘200 bis 8‘700 m3 Lava in teils über 1‘000 m hohen Lavafontänen. Im Vergleich zur dünnflüssigen Bardardalshraun-Lava schaffte es die Mischung aus Fladen- und Brockenlava immerhin noch auf beachtliche 60 km. Daraus ist das Lavafeld Eldhraun mit ihren moosbedeckten Vulkaniten entstanden (siehe Bilderstrecke auch «Natürliche Lavagärten im Süden» auf dieser Seite unten).
Brockenlava – Scharfkantig und porös ist die Brockenlava in der Askja.
Im Basaltlavafeld Eldhraun ist der grösste Teil der Basaltbrocken mit Zackenmützenmoosen überwachsen.
Basaltglas
Wenn Eis, Wasser, Luft oder kalte Felsoberflächen die Basaltschmelze rasch abkühlen, entsteht Basaltglas. Die Zeit für ein geordnetes Auskristallisieren ist zu kurz. Bei der gasarmen Basaltlava entsteht meist ein porenarmes, kompaktes Gesteinsglas. Die Lava entsteht bei Ausbrüchen unter Gletschern und im Meer. Auch wenn Lava einen See kreuzt, so explodiert sie mit Wasser.
Die Oberfläche von Basaltglas am Myvatn.
Stricklava
Oberflächen können anstelle einer glatten Oberfläche auch strickartig aufgebaut sein. Wenn die oberflächlichen Partien beinahe schon in Form einer «Haut» erstarrt sind, bleiben die tieferen Partien noch flüssig und schleppen die oberen, festeren Teile mit. Durch dieses Mitziehen erhält die Oberfläche eine strickartige Struktur.
Stricklava – In der Nähe von Reykjahlíð am Mývatn finden sich diese strickartigen, basaltischen Strukturen. Auf der Oberfläche wachsen die ersten Moose und Flechten.
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Auffällige Basaltformen
Basalt ist ein dunkles, graues bis schwarzes Vulkangestein. Im jungen Basalt ist der frische Bruch bläulich. Die Gesteinsmasse ist gewöhnlich feinkörnig bis dicht. Der Kieselsäuregehalt liegt unter 52 %. Je tiefer der Wert, umso dunkler und schwerer der Basalt. Als Einsprenglinge kommen am häufigsten Olivin und Plagioklas vor.
Alte Vulkanschlote aus Basalt sind die Inhalte der meist vertikal aufsteigenden Kanäle von den Magmakammern zu den Eruptionsorten an der Erdoberfläche oder am Meeresboden. Ein fester Schlot verkörpert den Inhalt der zuletzt geförderten Lava, bevor der Vulkan versiegte. Damit der Schlot sichtbar wird, müssen die Erosionskräfte die umliegenden, weniger widerstandsfähigen Gesteine abtragen.
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Auffällige Basaltformen
Die Badende – Kantig und dunkel erheben sich die zwei Inseln vor Vík í Mýrdal. In der richtigen Perspektive formen die Basaltkliffs die «im Meer Badende». Zahlreiche Meeresvögel nutzen die schwer zugänglichen Klippen als Brutgebiet.
Die Liegende – Zu steinernen Basalt-Figur formten die natürlichen Kräfte diesen Küstenfels im Nordwesten auf Snæfellsnes. Die «Liegende» ruht sich auf dem Basaltfelsen aus. Deutlich zu erkennen sind Kopf, Gesicht und Brust.
Basaltkliffs vor der Küste von Vík í Mýrdal. Aus den einst zusammenhängenden Felspartien haben sich einzelne Kliffs herauskristallisiert. Die Meereserosion wird daran weiter nagen.
Die Badende – Kantig und dunkel erheben sich die zwei Inseln vor Vík í Mýrdal. In der richtigen Perspektive formen die Basaltkliffs die «im Meer Badende». Zahlreiche Meeresvögel nutzen die schwer zugänglichen Klippen als Brutgebiet.
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Basaltsäulen
Säulen beim Svartifoss - Kompakt erkalten die Basalte in Säulen, wenn die Lava langsam genug auskühlen kann. Auf den gesprengten Säulen-Oberseiten wachsen bereits Grashügel und andere Pflanzen.
In geschweiften Säulen liegen die Basalte am Grunde von mächtigen Lavabrocken am Weg zum Hljoðaklettar. Bereits überziehen die ersten Flechten den aufgeschlossenen Säulenschwarm.
Wunderschöne Basaltsäulen am Aldeyjarfoss im Hochland.
Säulen beim Svartifoss - Kompakt erkalten die Basalte in Säulen, wenn die Lava langsam genug auskühlen kann. Auf den gesprengten Säulen-Oberseiten wachsen bereits Grashügel und andere Pflanzen.
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Natürliche Lavagärten im Süden
Eldhraun-Lavafeld im Sommer, mit den Massiven des Mýrdalsjökull in Schnee und Eis.
Eldhraun - Die Basaltbrocken bilden Täler, steile Flanken und schmale Kreten. Unzählige Lavabrocken liegen lose aufeinander oder verzahnten sich fest ineinander.
Pseudokrater - Direkt vor Kirkjubæjarklaustur sind die Lavafelder Graslandschaften. Schlagartig verdampfte das Wasser, als heisse Lava über kaltes Seewasser kroch. Die flüssige Lava begann erneut zu kochen und explodierte. Beim Zurückfallen formte die heisse Schlacke kegelförmige Pseudokrater.
Eldhraun-Lavafeld im Sommer, mit den Massiven des Mýrdalsjökull in Schnee und Eis.
Basaltische Vulkane
Aus Spalten und Zentralulkanen wird basaltische Lava in die freie Atmosphäre gefördert, unter Gletschern explodiert die basaltische Schmelze, über submarine Vulkane bauen die Basalte neuen Boden auf. Die geologischen Strukturen, die Basalt fördern, sind in erste Linie auf eine hohe Förderleistung und eine lang andauernde Eruption ausgerichtet.
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Spaltenschwärme und Kraterreihen
Der vulkanische Ausbruch erfolgt entlang von vulkanischen Spalten oder Bruchlinien in der Erdrinde. Meist treten sie in Schwärmen auf.
Spalten entstehen – Langsam über Jahre bauen sich in der Erdkruste die hohen Drucke auf. Sind die Kräfte genügend gross, so reissen sie die Erdkruste auseinander. Bei einem solchen Vorgang entstehen meist mehrere, neue vulkanische Spalten. Häufig kommen sie in Schwärmen vor. Öffnet sich zusätzlich ein Zugang zu einer Magmaquelle, so kann die Förderung von Magma beginnen. Spalteneruptionen fördern ausschliesslich basaltisches Magma.
Spaltenschwärme – Die Dehnungsvorgänge am mittelatlantischen Rücken lassen eine Vielzahl von Spalten entstehen. Sie können an Land, unter Gletschern oder am Meeresboden aufbrechen. Die Spalten treten in Schwärmen auf von 40 bis 100 km Länge und 10 bis 30 km Breite. Das basaltische Magma breitet sich rechts und links der Spalte über weite Flächen aus. Fliesst das Magma nur in einer Richtung ab, so entstehen gegenüber niedrige Ränder aus Schlacke.
Konzentration auf einzelne Krater – Im Verlauf der Förderaktivitäten können in einer Spalte ein bis mehrere, kleine Krater entstehen. In manchen Fällen übernehmen diese Krater die weitere Förderung des Magmas.
Ausmass von Eruptionen – Spalteneruptionen können immense Ausmasse annehmen. Die Lakagígar-Eruption (kurz Laki-Eruption) 1783 förderte 14 km3 Basaltlava. Solche Höchstleistungen vollbrachten viele, nur 100 bis 130 m hohe Krater, unterstützt von unzähligen vulkanischen Spalten. Die hohen Drucke schleuderten das glühende Magma 800 bis 1‘400 m (!) in die Luft.
Laki-Krater – Kräftig schossen die Lavafontänen als undurchdringliche Feuerwand in die Höhe. Diese Höchstleistung vollbrachten zahlreiche, gedrungene Basaltkrater. Im Kraterzentrum ist die Vulkanspalte sichtbar.
Riesige Lakigigar – Die kleinen Krater sind Teil der riesigen Lakigigar-Kraterreihe im südlichen Hochland. Die Krater liegen in direkter Nachbarschaft zum Vatnajökull.
Schildvulkane
Die Schildvulkane stehen eher unscheinbar in der Landschaft. Sie können kreisförmig, elliptisch oder flach geformt sein und überragen die Hochebene nur 500 bis 700 m. Ihre Hänge sind lediglich 5 bis 9 Grad geneigt. Typisch ist ein weitgehend symmetrischer Bau der Flanken. In der Gipfelregion klafft ein Krater mit niedrigen Schweissschlackenrändern. Manche Schildvulkane sind beinahe flach, unscheinbar und ihr vulkanischer Ursprung ist nicht sofort erkennbar.
Magmaförderung – In mehreren Fällen standen die Schildvulkane in direkter Verbindung mit einem mächtigen, heissen Aufströmgebiet in der Erdkruste. Kurz nach dem Ausbruch konzentrieren sich die Förderaktivitäten oft auf einen einzigen oder wenige Schlote. In mehreren Ausbrüchen fördern die Vulkane riesige Mengen dünnflüssiger Basaltlava und wachsen zu einem niedrigen Schild heran.
Lavatunnel – Bei fortgeschrittenen Schildvulkanen strömt das Magma selten über den Kraterrand hinaus. In zahllosen Lavatunneln fliesst die Schmelze unter der bereits erkalteten Lava hindurch und tritt weit entfernt an die Oberfläche.
Fladenlava – Die abgekühlte Gesteinsmasse ist dicht gepackt und schwer. Nach den Kaltzeiten förderten die isländischen Schildvulkane im zentralen Hochland riesige Mengen an Fladenlava, die erst weit entfernt vom Förderort in den Ebenen zur Ruhe kamen. Sie bildeten bis zu 80 km2 grosse Lavafelder. Manche Laven erstarrten sogar erst am Meeresgrund.
Form der Schildvulkane – Der Kollóttadyngja (1’180 m) in der Lavawüste Ódáðahraun im zentralen Hochland zeigt sich in der typischen Form eines Schildvulkans. So unscheinbar es in der Landschaft erscheint, aber in der Vergangenheit förderte das System riesige Mengen an Basaltlava.
Lavaringwälle – Neben den riesigen Schildvulkanen gibt es die deutlich kleineren Lavaringwälle mit Schildern von 100 bis 2000 m Ausdehnung. Auf der Schildmitte liegt eine schüsselförmige Erhebung, im Innern ein Lavasee. Die schüsselförmige Erhebung entsteht durch das Herausspritzen von dünnflüssigen Lavafetzen, die an den steilen Hängen kleben bleiben. Beispiele in Island sind Eldborg bei Krýsuvík auf der Reykjanes-Halbinsel und die Eldborg im Hnappadalur-Gebiet auf Snæfellsnes. Ohne Bild.
Lavarücken und Tafelberge
Die Gletscherschilde der Kaltzeiten behinderten die freie Förderung von Lava aus Vulkanen. Erstmals entstanden in Island Vulkanrücken und Tafelberge. Beide Vulkanformen sind charakteristisch für die Kaltzeiten. Ausbrüche am Gletschergrund sind auf Island recht häufig.
Lavarücken
Die heissen Lavabrocken treffen auf eiskaltes Gletschereis und explodieren. Dabei entstehen die verwitterungsanfälligen basaltischen Tuffe und Bims. Die Gletschermassen über der heissen Lava verhindern, dass sich die Lava fortbewegen kann. Sie wird zusammengehalten. Wird die Gletscherdecke von der heissen Lava nicht durchbrochen, so entstehen Lavarücken ohne einen festen und schützenden Lavaschild.
Unter dem Eis – ist der Jarlhettur als Basalt-Lavarücken im Domadalur entstanden. Heisse Lava und Eis explodierten zu Pillows, Bims und Asche. Ohne harten Basaltschild verwittert der Vulkan ungeschützt.
Ein Lavarücken entsteht – Die Lava bleibt unter der Eisdecke. Nach dem Abschmelzen des Gletschereises ist der Vulkan schutzlos der Verwitterung und Erosion ausgesetzt.
Tafelberge
Förderte ein aktiver Lavarücken weiterhin mächtige Mengen an Lava, so konnte die Gletscherdecke vollständig durchbrochen werden. Die nun geförderte Lava muss nicht mehr in direktem Kontakt mit den Eismassen treten, es bildete sich über dem Rücken ein Schild aus harter Basaltlava. Ein Tafelberg ist entstanden. Nach dem Abschmelzen der Gletscher schützt dieser Basaltschild den Tafelberg vor zu starker Erosion.
Ein Tafelberg entsteht – Nach dem Abschmelzen des Gletschereises ist der Vulkan durch eine harte Basaltplatte recht gut vor Verwitterung und Erosion geschützt.
Der Herðubreið ist ein 1‘682 m hoher Tafelberg und liegt im isländischen Hochland in der Wüste Ódáðahraun. Auf der Basaltplatte befindet sich ein Gipfelkrater und damals noch ein ganzjähriges
Schneefeld. Er erscheint so mächtig in der Landschaft, weil er die Lavafelder in der Umgebung immerhin um rund 1‘000 m überragt und seine Hänge steil abfallen. Er ist Teil des Vulkansystems Askja.
Von Kegeln zu Calderen
Bei mächtigen, oft explosiven Ausbrüchen können sich die Magmakammern nahezu entleeren. Der Vulkan wird mechanisch instabil und stürzt in sich zusammen. Es entstehen kegelartige Gebilde mit einem Kessel. Auf dem Boden des Kessels bauen sich oft neue Vulkankegel auf. Reicht der Kesselboden unter den Grundwasserspiegel, so entstehen Calderenseen. Die isländischen Calderen umspannen Flächen zwischen 20 bis 110 km2.
Zahlreiche Einbrüche nach den Kaltzeiten – Unmittelbar nach den Kaltzeiten stürzten mehrere aktive Vulkane ein und formten weite Calderen. Der Grund dafür lag in den riesigen Förderleistungen der Schlote. Mit dem Schmelzen der Gletscher löste sich der Druck der Eismassen auf das Land. Das Gleichgewicht zwischen dem felsigen Inselblock und dem Meeresboden stellte sich auf einem neuen Niveau ein. Diese unerwarteten Bewegungsfreiheiten mobilisierten mächtige Mengen an Lava und Lockerstoffe aus der Erdkruste. Die Vulkane stürzten in sich zusammen. Bekannte Calderen finden sich am Dyngjufjöll, beim Grímsvötn und bei der Krafla.
Ausschnitt von den Basaltbergen rund um die Caldera Öskjuvatn, die heute ein See mit 220 m Tiefe ist. Im See versteckt liegen weitere Krater aus der gleichen Episode, als die mächtige Caldera entstand.
Plateaubasalte
Die Plateaubasalte sind mehrere Kilometer mächtige Bergzüge in den Ost- und Westfjorden. Aufgebaut sind sie aus unzähligen, übereinander angeordneten Schichten von Laven. Die einzelnen Laven sind dachziegelartig gegeneinander versetzt und leicht zur aktiven Vulkanzone hin geneigt. Gefördert wurden die Basalte von der schmalen, aktiven Vulkanzone, die sich quer durch das ganze Hochland zog.
Basalte driften – Driftbewegungen verlagerten die älteren Basalte später nach Nordwesten, Norden und Osten. Durch das schwere Eigengewicht sanken die Schichten ab, am meisten dort, wo sie am mächtigsten waren, nahe der Vulkanzone. Tektonisch bedingte Spannungen führten zu Rissen und Spalten, die öfters mit Magma wieder aufgefüllt wurden. Die Krater aus jener Zeit sind meist nicht mehr sichtbar.
Unzählige Lavaschichten – Die ältesten Plateaubasalte liegen in der Nähe der Küsten. Sie reichen bis 9’000 m tief ins Erdinnere und dokumentieren, wie sich eine Lavaschicht nach der anderen über das Land ergoss. Schätzungen zufolge besteht die ostisländische Basaltserie aus 700 einzelnen Lavaströmen, die während eines Zeitraumes von rund 11 Mio. Jahren gefördert wurden.
Aufgeschlossene Plateaubasalte im Süden des Reyðarfjörður. Jede Schicht entspricht einem Lavastrom.
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Basaltmassive
Dyrfjöll-Massiv - Das Basaltgebirge setzt sich aus mehreren Zentralvulkanen und zahlreichen Calderen zusammen. Das Massiv liegt westlich von Borgarfjörður eystri in den Ostfjorden. Ausschnitt aus dem Dyrfjöll-Massiv von seiner Südseite.
Ausschnitt aus dem Dyrfjöll-Massiv von seiner Nordseite.
Basaltfelsen von Þingeyri - Abendstimmung bei leicht durchzogenem Himmel.
Dyrfjöll-Massiv - Das Basaltgebirge setzt sich aus mehreren Zentralvulkanen und zahlreichen Calderen zusammen. Das Massiv liegt westlich von Borgarfjörður eystri in den Ostfjorden. Ausschnitt aus dem Dyrfjöll-Massiv von seiner Südseite.