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4.3: Vulkantypen - Geowissenschaften

4.3: Vulkantypen - Geowissenschaften


Es gibt zahlreiche Arten von Vulkanen oder vulkanischen Quellen; einige der häufigeren sind in Tabelle 4.1 zusammengefasst.

Tabelle 4.1 Eine Zusammenfassung der wichtigsten Vulkanismusarten
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ArtTektonische EinstellungGröße und FormMagma- und EruptionseigenschaftenBeispiel
SchlackenkegelVerschiedene; einige bilden sich an den Flanken größerer VulkaneKlein (10 bis 100 Meter) und steil (größer als 20°)Die meisten sind mafisch und bilden sich aus den gasreichen frühen Stadien einer Schild- oder Rift-assoziierten EruptionEve Cone, nördlich von B.C.
VerbundvulkanFast alle befinden sich in SubduktionszonenMittelgroß (1000 Meter hoch und bis zu 20 km breit) und mittlere Steilheit (10° bis 30°)Die Zusammensetzung des Magmas variiert von felsisch bis mafisch und von explosiv bis überschwänglichMount St. Helens
SchildvulkanDie meisten sind an Mantelfedern; einige sind auf breiten GratenGroß (bis mehrere 1.000 Meter hoch und bis zu 200 Kilometer breit), nicht steil (typisch 2° bis 10°)Magma ist fast immer mafisch und Eruptionen sind typischerweise überschwänglich, obwohl Schlackenkegel an den Flanken von Schildvulkanen üblich sindKilauea, Hawaii
Große magmatische ProvinzenVerbunden mit „Super“ MantelplumesEnorm (bis zu Millionen Quadratkiometer) und 100 Meter dickMagma ist immer mafisch und einzelne Ströme können 10 Meter dick seinBasalte des Columbia River River
Vulkanismus am MeeresbodenIm Allgemeinen assoziiert mit Spreizkämmen, aber auch mit MantelplumesGroße Bereiche des Meeresbodens, die mit sich ausbreitenden Rücken verbunden sindKissen bilden sich bei typischen Eruptionsraten; Lavaströme entstehen, wenn die Seltenheit des Flusses schneller istJuan-de-Fuca-Grat
KimberlitOberer Mantel bezogenDie Reste sind typischerweise 10 bis 100 Meter breitDie meisten scheinen explosive Eruptionen gehabt zu haben, die Schlackenkegel bildeten; der jüngste ist mit etwa 10 ka datiert und alle anderen sind mindestens 30 MaLac de Gras Kimberlitfeld, N.W.T.

Die Größen und Formen typischer Schild-, Verbund- und Schlackenkegel-Vulkane werden in Abbildung (PageIndex{1}) verglichen, obwohl, um fair zu sein, Mauna Loa der größte Schildvulkan der Erde ist; alle anderen sind kleiner. Mauna Loa erhebt sich aus dem umgebenden flachen Meeresboden und sein Durchmesser liegt in der Größenordnung von 200 km. Seine Höhe beträgt 4.169 m über dem Meeresspiegel. Der Mount St. Helens, ein Verbundvulkan von durchschnittlicher Größe, erhebt sich über den umliegenden Hügeln der Cascade Range. Sein Durchmesser beträgt etwa 6 km und seine Höhe beträgt 2.550 m über dem Meeresspiegel. Schlackenkegel sind viel kleiner. Auf dieser Zeichnung ist selbst ein großer Schlackenkegel nur ein Punkt.

Schlackenkegel

Schlackenkegel, wie Eve Cone im Norden von B.C. (Abbildung (PageIndex{2})), haben typischerweise nur einen Durchmesser von wenigen hundert Metern und wenige sind höher als 200 m. Die meisten bestehen aus Fragmenten von vesikulär mafisches Gestein (Scoria), das ausgestoßen wurde, als das Magma kochte, als es sich der Oberfläche näherte und Feuerfontänen erzeugte. In vielen Fällen wurden diese später zu Orten von Lavaströmen, als die Gase erschöpft waren. Die meisten Schlackenkegel sind monogenetisch, was bedeutet, dass sie sich während einer einzigen Eruptionsphase gebildet haben, die Wochen oder Monate gedauert haben könnte. Da Schlackenkegel fast ausschließlich aus losen Bruchstücken bestehen, haben sie eine sehr geringe Festigkeit. Sie lassen sich leicht und relativ schnell abtragen.

Verbundvulkane

Zusammengesetzte Vulkane, wie Mount St. Helens im Bundesstaat Washington (Abbildung (PageIndex{3})), sind fast alle mit der Subduktion an konvergenten Plattengrenzen verbunden – entweder Ozean-Kontinent- oder Ozean-Ozean-Grenzen (Abbildung (PageIndex{2 })b). Sie können bis zu mehreren tausend Meter aus dem umliegenden Gelände herausragen und bei Steigungen von bis zu 30˚ einen Durchmesser von bis zu 20 km haben. Bei vielen dieser Vulkane wird Magma in einer Magmakammer im oberen Teil der Kruste gespeichert. Am Mount St. Helens gibt es beispielsweise Hinweise auf eine etwa 1 Kilometer breite Magmakammer, die sich von etwa 6 Kilometer bis 14 Kilometer unter der Oberfläche erstreckt (Abbildung (PageIndex{4})). Systematische Variationen in der Zusammensetzung des Vulkanismus in den letzten mehreren tausend Jahren am Mount St. Helens deuten darauf hin, dass die Magmakammer in Zonen unterteilt ist, von felsischer oben bis mafischer unten.

Mafische Eruptionen (und einige Zwischenausbrüche) hingegen produzieren Lavaströme; der in Abbildung (PageIndex{5})b gezeigte ist dick genug (ca. 10 m insgesamt), um in a . abgekühlt zu sein Säulenverbindung Muster (Abbildung (PageIndex{7})). Lavaströme glätten sowohl das Profil des Vulkans (weil die Lava normalerweise weiter fließt als pyroklastische Trümmer fallen) und schützen die fragmentarischen Ablagerungen vor Erosion. Trotzdem neigen zusammengesetzte Vulkane dazu, schnell zu erodieren. Patrick Pringle, Vulkanologe beim Washington State Department of Natural Resources, beschreibt Mount St. Helens als „Müllhaufen“. Das Gestein, aus dem Mount St. Helens besteht, reicht in seiner Zusammensetzung von Rhyolith (Abbildung (PageIndex{5})a) bis Basalt (Abbildung (PageIndex{5})b); dies impliziert, dass die Arten vergangener Eruptionen in ihrem Charakter sehr unterschiedlich waren. Wie bereits erwähnt, fließt felsisches Magma nicht leicht und lässt Gase nicht leicht entweichen. Unter diesen Umständen baut sich Druck auf, bis sich eine Leitung öffnet, und dann kommt es zu einer explosiven Eruption aus dem gasreichen oberen Teil der Magmakammer, die pyroklastisch Schutt, wie in Abbildung (PageIndex{5})a gezeigt. Diese Art von Eruption kann auch zu einem schnellen Schmelzen von Eis und Schnee auf einem Vulkan führen, was typischerweise große Schlammströme auslöst, die als known bekannt sind lahars (Abbildung (PageIndex{5})a). Heiße, sich schnell bewegende pyroklastische Ströme und Lahars sind die beiden Hauptursachen für Opfer bei Vulkanausbrüchen. Pyroklastische Ströme töteten während des Ausbruchs des Mount 1902 etwa 30.000 Menschen. Pelée auf der Karibikinsel Martinique. Die meisten wurden in ihren Häusern verbrannt. 1985 tötete ein massiver Lahar, ausgelöst durch den Ausbruch des Nevado del Ruiz, 23.000 Menschen in der kolumbianischen Stadt Armero, etwa 50 km vom Vulkan entfernt.

Im geologischen Kontext neigen zusammengesetzte Vulkane dazu, sich relativ schnell zu bilden und halten nicht sehr lange. Helens zum Beispiel besteht aus Gestein, das alle jünger als 40.000 Jahre ist; das meiste davon ist jünger als 3.000 Jahre. Wenn seine vulkanische Aktivität aufhört, könnte es innerhalb weniger Zehntausende von Jahren erodieren. Dies ist hauptsächlich auf das Vorhandensein von pyroklastischem Eruptionsmaterial zurückzuführen, das nicht stark ist

Übung 4.3 Vulkane und Subduktion

Die hier gezeigte Karte veranschaulicht die Interaktionen zwischen Nordamerika, Juan de Fuca und den Pazifischen Platten vor der Westküste Kanadas und der Vereinigten Staaten. Die Juan-de-Fuca-Platte bildet sich entlang des Juan-de-Fuca-Rückens und wird dann entlang der roten Linie mit Zähnen unterhalb der Nordamerika-Platte („Subduktionsgrenze“) subduziert.

  1. Schätzen Sie mithilfe des Maßstabsbalkens unten links auf der Karte die durchschnittliche Entfernung zwischen der Subduktionsgrenze und den zusammengesetzten Vulkanen von Cascadia.
  2. Wenn die subduzierende Juan-de-Fuca-Platte 40 km pro 100 km landeinwärts wandert, wie hoch ist ihre wahrscheinliche Tiefe in dem Gebiet, in dem sich Vulkane bilden?

Siehe Anhang 3 für Antworten zu Übung 4.3.

Schildvulkane

Die meisten Schildvulkane sind mit Mantelplumes verbunden, obwohl sich einige an divergenten Grenzen bilden, entweder an Land oder auf dem Meeresboden. Aufgrund ihres nicht viskosen mafischen Magmas neigen sie zu relativ sanften Neigungen (2 bis 10˚) und die größeren können einen Durchmesser von über 100 km haben. Die bekanntesten Schildvulkane sind die Hawaii-Inseln, von denen die einzigen aktiven auf der großen Insel Hawaii sind. Der Mauna Loa, der größte Vulkan der Welt und der größte Berg der Welt (nach Volumen) brach zuletzt 1984 aus. Kilauea, der wohl aktivste Vulkan der Welt, bricht seit 1983 praktisch ohne Unterbrechung aus. Loihi ist ein Unterwasservulkan auf der südöstlichen Seite von Hawaii. Es ist zuletzt bekannt, dass es 1996 ausgebrochen ist, aber seitdem möglicherweise unbemerkt ausgebrochen ist.

Alle hawaiianischen Vulkane sind mit der Mantelfahne verwandt, die derzeit unter Mauna Loa, Kilauea und Loihi liegt (Abbildung (PageIndex{8})). In diesem Gebiet bewegt sich die Pazifische Platte mit einer Geschwindigkeit von etwa 7 Zentimetern (cm) pro Jahr nach Nordwesten. Dies bedeutet, dass sich die früher gebildeten – und jetzt erloschenen – Vulkane jetzt weit von der Mantelfahne entfernt haben. Wie Abbildung (PageIndex{8}) zeigt, gibt es Hinweise auf kruste Magmakammern unter allen drei aktiven hawaiianischen Vulkanen. Bei Kilauea scheint die Magmakammer einen Durchmesser von mehreren Kilometern zu haben und liegt zwischen 8 km und 11 km unter der Oberfläche.[1]

Obwohl es kein markanter Berg ist (Abbildung (PageIndex{2})), hat der Vulkan Kilauea eine große Caldera in seinem Gipfelbereich (Abbildung (PageIndex{9})). Eine Caldera ist ein Vulkan Krater das einen Durchmesser von mehr als 2 km hat; dieser ist 4 km lang und 3 km breit. Es enthält ein kleineres Merkmal namens Halema’uma’u-Krater, der eine Gesamttiefe von über 200 m unter der Umgebung hat. Die meisten Vulkankrater und Calderas bilden sich über Magmakammern, und die Höhe des Kraterbodens wird durch den Druck beeinflusst, den der Magmakörper ausübt. In historischen Zeiten haben sich die Böden sowohl der Kilauea-Caldera als auch des Halema’uma’u-Kraters während der Expansion der Magmakammer nach oben und während der Entleerung der Kammer nach unten bewegt.

Eines der auffälligen Merkmale der Kilauea Caldera ist aufsteigender Wasserdampf (die weiße Wolke in Abbildung (PageIndex{9})) und ein starker Schwefelgeruch (Abbildung (PageIndex{10})). Wie in magmatischen Regionen üblich, ist Wasser der wichtigste flüchtige Bestandteil, gefolgt von Kohlendioxid und Schwefeldioxid. Diese und einige kleinere Gase stammen aus der Magmakammer in der Tiefe und steigen durch Risse im darüber liegenden Gestein nach oben. Diese Entgasung des Magmas ist entscheidend für die Art der Eruption am Kilauea, die in den letzten 35 Jahren überschwänglich und nicht explosiv war.

Der 1983 beginnende Kilauea-Ausbruch begann mit der Bildung eines Schlackenkegels bei Pu’u ’O’o, etwa 15 km östlich der Caldera (Abbildung (PageIndex{11})). Das Magma, das diese Eruption speiste, floss entlang eines großen Leitungssystems, das als East Rift bekannt ist und sich etwa 20 km von der Caldera entfernt zuerst südöstlich und dann östlich erstreckt. Die Lavafontänen und der Bau des Pu’u ’O’o Schlackenkegels (Abbildung (PageIndex{12})a) dauerten bis 1986, als die Strömung überschwänglich wurde. Von 1986 bis 2014 floss Lava aus einer Lücke in der Südflanke des Pu’u’O’o den Hang des Kilauea hinunter durch a Lavaröhre (Abbildung (PageIndex{12})d), die am oder in der Nähe des Ozeans auftaucht. In den Jahren 2014 und 2015 floss die Lava nach Nordosten in Richtung der Gemeinde Pahoa (siehe Übung 4.4). Im Mai 2018 begann eine neue Eruption weitere 15 km östlich des Flusses 2014/15 in dem als Leilani Estates bekannten Gebiet. Der Lower East Rift Flow war 6 Monate lang aktiv. In dieser Zeit 35 km2 des bestehenden Landes war mit Lava bedeckt und 3,5 km²2 des neuen Landes wurde geschaffen (Abbildung (PageIndex{11})), etwa 48 km Straße wurden mit Lava bedeckt und 716 Wohnungen wurden zerstört (siehe USGS Overview of Kilauea Volcanoe 2018 Eruption [PDF]). Die vulkanische Aktivität am East Rift wurde im August 2018 eingestellt, und seitdem hat es auf dem Kilauea keine Aktivität mehr gegeben. Dies scheint das Ende des Eruptionszyklus zu markieren, der – mit nur wenigen kurzen Unterbrechungen – 35 Jahre dauerte. Kilauea wird mit ziemlicher Sicherheit innerhalb von Jahren oder Jahrzehnten wieder ausbrechen.

Die beiden Haupttypen von Texturen, die während effusiver subaerialer Eruptionen erzeugt werden, sind Pahoehoe und aa. Pahoehoe, fadenförmige Lava, die sich als nicht viskose Lava bildet, fließt sanft und bildet eine Haut, die aufgrund des anhaltenden Flusses der Lava unter der Oberfläche geliert und dann faltig wird (Abbildung (PageIndex{12})b und „Lavaflow-Video .“ “). Aa, oder blockige Lava, entsteht, wenn Magma gezwungen wird, schneller zu fließen, als es kann (zum Beispiel einen Hang hinunter) (Abbildung (PageIndex{12})c). Tephra (Lavafragmente) entsteht bei explosiven Eruptionen und sammelt sich in der Nähe von Schlackenkegeln an.

Abbildung (PageIndex{12})d ist ein Blick in eine aktive Lavaröhre am Südrand des Kilauea. Das rote Glühen stammt von einem Strom sehr heißer Lava (~1200°C), die den größten Teil der 8 km vom Pu’u’O’o-Schlot unterirdisch geflossen ist. Lavaröhren bilden sich natürlich und leicht sowohl auf Schild- als auch auf Verbundvulkanen, da fließende mafische Lava bevorzugt in der Nähe ihrer Ränder abkühlt und Feststoffe bildet lava levées die sich schließlich über der Spitze des Flusses schließen. Das Magma in einer Lavaröhre ist der Luft nicht ausgesetzt, daher bleibt es heiß und flüssig und kann Dutzende von Kilometern fließen, was zu der Größe und den niedrigen Hängen von Schildvulkanen beiträgt. Die hawaiianischen Vulkane sind mit Tausenden von alten Lavaröhren durchzogen, von denen einige bis zu 50 km lang sind.

Kilauea begann sich bei ungefähr 300 ka zu bilden, während der benachbarte Mauna Loa auf 700 ka und der nahe gelegene Mauna Kea ito um 1 Ma zurückreicht. Wenn der Vulkanismus über der Hawaii-Mantel-Plume auf die gleiche Weise wie seit 85 Ma anhält, wird der Kilauea wahrscheinlich noch mindestens weitere 500.000 Jahre ausbrechen. Zu diesem Zeitpunkt wird sein Nachbar Loihi aus dem Meeresboden hervorgegangen sein, und seine anderen Nachbarn, Mauna Loa und Mauna Kea, werden wie ihre Cousins, die Inseln im Nordwesten, erheblich erodiert sein (Abbildung (PageIndex{ 8})).

Übung 4.4 Kilaueas Lavastrom 2014

Die hier gezeigte Karte des US Geological Survey Hawaii Volcano Observatory (HVO) vom 29. Januar 2015 zeigt den Umriss der Lava, die am 27. “, auch bekannt als „East Rift Lava Flow“). Der Strom erreichte die nächste Siedlung, Pahoa, am 29. Oktober, 124 Tage später. Nachdem die Infrastruktur westlich von Pahoa beschädigt worden war, kam die Strömung nicht mehr voran. Ein neuer Ausbruch ereignete sich am 1. November, der sich vom Hauptstrom nach Norden abzweigte.

Wie hoch ist die durchschnittliche Vortriebsgeschwindigkeit der Fließfront vom 27. Juni bis 29. Oktober 2014 in Metern pro Tag und Metern pro Stunde?Startseite

Siehe Anhang 3 für Übung 4.4 Antworten.

Große magmatische Provinzen

Während die Mantelwolke von Hawaii über einen sehr langen Zeitraum (~85 Ma) ein relativ geringes Magmavolumen produziert hat, sind andere Mantelwolken weniger konsistent, und einige erzeugen über relativ kurze Zeiträume massive Magmamengen. Obwohl ihr Ursprung immer noch umstritten ist, wird angenommen, dass der Vulkanismus, der zu große magmatische Provinzen (LIP) hängt mit sehr großen, aber relativ kurzen Magmaausbrüchen aus Mantelplumes zusammen. Ein Beispiel für eine LIP ist die Columbia River Basalt Group (CRGB), die sich über Washington, Oregon und Idaho erstreckt (Abbildung (PageIndex{14})). Dieser Vulkanismus, der eine Fläche von etwa 160.000 Quadratkilometern (km2) mit Basaltgestein bis zu mehreren hundert Metern Mächtigkeit, fand zwischen 17 und 14 Ma statt.Home

Die meisten anderen LIP-Eruptionen sind viel größer. Es wird geschätzt, dass die Sibirischen Fallen (auch Basalt), die am Ende des Perms bei 250 Ma ausbrachen, ungefähr 40-mal so viel Lava produziert haben wie die CRBG.

Der Mantelplume, von dem angenommen wird, dass er für das CRBG verantwortlich ist, befindet sich jetzt unterhalb des Yellowstone-Gebiets, wo er zu felsischem Vulkanismus führt. In den letzten 2 Ma haben drei sehr große explosive Eruptionen im Yellowstone ungefähr 900 Kubikkilometer (km3) von felsischem Magma, etwa das 900-fache des Volumens der Eruption des Mount St. Helens von 1980, aber nur 5% des Volumens von mafischem Magma im CRBG.

Meeresboden-Vulkanismus

Einige LIP-Eruptionen treten auf dem Meeresboden auf, von denen die größte diejenige ist, die das Ontong-Java-Plateau im westlichen Pazifik bei etwa 122 Ma geschaffen hat. Aber der meiste Vulkanismus am Meeresboden entsteht an divergierenden Grenzen und beinhaltet relativ kleine Eruptionen. Unter diesen Bedingungen kühlt heiße Lava, die ins kalte Meerwasser sickert, schnell von außen ab und verhält sich dann ein wenig wie Zahnpasta. Die resultierenden Lavaklumpen sind bekannt als Kissen, und sie neigen dazu, Häufchen um einen Lavaschlot am Meeresboden zu bilden (Abbildung (PageIndex{15})). Flächenmäßig gibt es auf dem Meeresboden sehr wahrscheinlich mehr Kissenbasalt als jede andere Gesteinsart auf der Erde.

Kimberliten

Während angenommen wird, dass der gesamte bisher diskutierte Vulkanismus durch teilweises Schmelzen im oberen Erdmantel oder in der Kruste entsteht, gibt es eine spezielle Klasse von Vulkanen, die . genannt werden Kimberlite die ihren Ursprung viel tiefer im Erdmantel haben, in Tiefen von 150 km bis 450 km. Während einer Kimberlit-Eruption kann Material aus dieser Tiefe schnell (Stunden bis Tage) mit geringer Interaktion mit den umgebenden Gesteinen an die Oberfläche gelangen. Infolgedessen ist Kimberlit-Eruptionsmaterial repräsentativ für Mantelzusammensetzungen: Es ist ultramafisch.

Kimberlit-Eruptionen, die in Tiefen von mehr als 200 km in Gebieten unter alter dicker Kruste (Schilde), durchqueren den Stabilitätsbereich von Diamant im Mantel und bringen in einigen Fällen diamanthaltiges Material an die Oberfläche. Es wird angenommen, dass alle Diamantenvorkommen auf der Erde auf diese Weise entstanden sind; ein Beispiel ist die reiche Ekati-Mine in den Northwest Territories (Abbildung (PageIndex{16})).

Die Kimberlite bei Ekati brachen zwischen 45 und 60 Ma aus. Viele Kimberlite sind älter, manche viel älter. In historischen Zeiten gab es keine Kimberlit-Eruptionen. Die jüngsten bekannten Kimberlite befinden sich in den Igwisi Hills in Tansania und sind erst etwa 10.000 Jahre alt. Die nächstjüngsten bekannten werden auf etwa 30 Ma datiert.

Wie oft brechen Vulkane aus?

Die Smithsonian Institution unterhält einen umfassenden Katalog der Vulkane der Welt mit Informationen und Eruptionsgeschichten für fast 2700 vulkanische Stätten. Wenn Sie einige Zeit damit verbringen, sich an dieser Stelle umzusehen, werden Sie feststellen, dass die Häufigkeit von Eruptionen an verschiedenen Vulkanen enorm variiert, obwohl wir einige Verallgemeinerungen anstellen können. Wenn man sich nur auf Schildvulkane und Verbundvulkane konzentriert, sind einige der Daten wie folgt:

Tabelle 4.2 Eruptionen von Verbund- und Schildvulkanen
Zusammengesetzte VulkaneSchildvulkane
Avachinsky (Russland): 5 Eruptionen in den letzten 7000 JahrenFernandina (Galapagos): 31 Eruptionen in den letzten 1000 Jahren
Pinatubo (Philippinen): 4 Eruptionen in den letzten 9000 JahrenKilauea (Hawaii): 62 Eruptionen in den letzten 250 Jahren
Adams (Oregon, USA): 6 Eruptionen in den letzten 7000 JahrenNyamuragira (Kongo): 48 Eruptionen in den letzten 154 Jahren

Allein aus diesen Zahlen ist ersichtlich, dass Schildvulkane im Allgemeinen viel aktiver sind als Verbundvulkane, aber es gibt viele Ausnahmen von diesem Trend. Einige Verbundvulkane sind fast so aktiv wie die hier aufgeführten Schildvulkane, und einige Schildvulkane, die immer noch als „aktiv“ gelten, sind fast so inaktiv wie die hier aufgeführten Verbundvulkane.

Bildbeschreibungen

HomeFigure (PageIndex{4}) Bildbeschreibung: Mount St. Helens erhebt sich über 2,5 Kilometer über dem Meeresspiegel und besteht größtenteils aus Gestein, das weniger als 3.000 Jahre alt ist. Unter dem Berg befindet sich älteres Vulkangestein. Direkt unter dem Meeresspiegel befindet sich eine kleine Magmakammer, die ein wahrscheinliches Reservoir für 1981 und spätere Eruptionen darstellt. 5 bis 14 Kilometer unter dem Meeresspiegel befindet sich die Hauptmagmakammer. Variationen in der Zusammensetzung des ausgebrochenen Magmas deuten darauf hin, dass diese Kammer geschichtet ist, mit mehr Magma am Boden. [Zurück zur Abbildung (PageIndex{4})]

HomeFigure (PageIndex{5}) Bildbeschreibung: Bild (A) zeigt eine Felswand mit grau/braunen und orangen horizontalen Schichten. Die Seiten sehen weich aus, als würden sie leicht abgenutzt werden. Die grau-braunen Schichten sind Lahar-Ablagerungen und die orangefarbenen Schichten sind felsische pyroklastische Ablagerungen. Bild (B) zeigt einen säulenförmigen Basalt-Lavastrom, der wie eine felsige, steinerne Klippe mit vertikalen Schichten aussieht. [Zurück zur Abbildung (PageIndex{5})]

HomeFigure (PageIndex{13}) Bildbeschreibung: Die Karte des US Geological Survey Hawaii Volcano Observatory (HVO) vom 29. Januar 2015 zeigt den Umriss der Lava, die am 27 Der Fluss erreichte die nächste Siedlung, Pahoa, am 29. Oktober, nachdem er in 124 Tagen eine Strecke von 20 km zurückgelegt hatte.Ein neuer Ausbruch ereignete sich am 1. November, der sich vom Hauptfluss etwa 6 km südwestlich von Pahoa nach Norden abzweigte Abbildung (PageIndex{13})]

HomeFigure (PageIndex{14}) Bildbeschreibung: Die Columbia River Basalt Group umfasst den größten Teil des südöstlichen Bundesstaates Washington und erstreckt sich entlang der Grenzen zwischen Washington, Idaho und Oregon. Die auf dem Foto gezeigten Basaltsäulen befinden sich im Osten Washingtons. Sie ragen als hohe Klippen aus einem flachen Tal empor. [Zurück zur Abbildung (PageIndex{14})]

Medienzuordnungen

  • Abbildung (PageIndex{1}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{2}): Eve Cone © nass5518. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{3}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{4}): Originalbild © Pringle, 1993. Modifiziert von Steve Earle.
  • Abbildung (PageIndex{5}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{6}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{7}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{8}): „Hawaii-Hotspot-Querschnittsdiagramm“ von USGS. Öffentliche Domäne.
  • Abbildung (PageIndex{9}): „Kilauea ali 2012 01 28“ der NASA. Öffentliche Domäne.
  • Abbildung (PageIndex{10}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{11}): Insel Hawaii – Landsat-Mosaik von NOAA. Öffentliche Domäne. Geändert von Steven Earle.
  • Abbildung (PageIndex{12}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{13}): Bild von USGS. Öffentliche Domäne.
  • Abbildung (PageIndex{14}): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{15}) (links): Pillow Basalt Crop von NOAA. Öffentliche Domäne.
  • Abbildung (PageIndex{15}) (rechts): © Steven Earle. CC BY.
  • Abbildung (PageIndex{16}): „Ekati-Mine“ © Jason Pineau. CC BY-SA.


Geologie und Struktur des Vulkansystems Reykjanes, Island

Die Reykjanes-Halbinsel ist eine transtensionale Plattengrenze mit mehreren Vulkansystemen, von deren Zentren sich Rissschwärme nach NE und SW erstrecken. Die Rissschwärme beherbergen die Extensionskomponente, wohingegen von Nord nach Süd verlaufende Streichen-Slip-Störungen die Transformationskomponente aufnehmen. Die Spaltenschwärme lösen Stress während vulkantektonischer Episoden aus, die in Abständen von mehreren hundert Jahren auftreten. Stress wird durch die Strike-Slip-Störungen durch Mikroerdbebenschwärme im Abstand von einigen Jahrzehnten abgebaut.

Die Fissurenschwärme werden entlang ihres Trends segmentiert. Die Segmente umfassen ein vulkanisches Zentrum mit einer Ansammlung von Spalteneruptionen und Dehnungsstörungen. Es folgt eine proximale Zone von 20–40 km, in der die Verwerfungen mit zunehmender Entfernung vom Zentrum dominieren. Lineare Anomalien mit einem hohen geothermischen Gradienten erstrecken sich noch weiter in den Randbereich der Gesteine ​​des frühen Quartärs bis zum Miozän, was auf eine Gangausbreitung für weitere 30-40 km über sichtbare Verwerfungen hinaus hindeutet.

Das vulkanische Zentrum von Reykjanes ist in einer 5–6 km breiten Riftzone mit Grenzverwerfungen von etwas mehr als 20 m sichtbarer Weite eingebettet. Die vulkanische Produktion hält mit Ausdehnung und Senkung Schritt, um den Riss zu füllen. Die letzten drei vulkantektonischen Episoden ereigneten sich bei Reykjanes im 13. Jahrhundert, vor etwa 2000 Jahren und vor etwa 3200 Jahren. Die Laven dieser drei Spalteneruptionen bedecken flächenmäßig >2/3 von Reykjanes und glätten die Verwerfungen des Riftbodens weitgehend. Während des Weichsel-Gletschermaximums kann der Eisrand 75–100 km jenseits von Reykjanes erreicht haben. Vor 14.500 Jahren war es eisfrei geworden. Es gibt Hinweise auf mindestens 10 Eruptionen auf dem Vulkansystem von Reykjanes, von denen die ersten vom Typ Lavaschild waren. Eine ähnliche Eruptionshäufigkeit könnte in Reykjanes während seines postglazialen Zeitintervalls vorherrschen.

Im Zentrum von Reykjanes gibt es drei vulkanische Spaltzonen. Die mittlere Zone von 1,5 km 2 beherbergt die wichtigste geothermische Ressource des Systems. Kürzlich erwies sich die westliche Zone auch als ausbeutbare Ressource. Sie kann auf eine schmale Deichzone beschränkt sein. Die Lagerstättentemperaturen dieser beiden liegen im Bereich von 280–310 °C. Die östliche Zone hat sich bisher nicht als produktiv erwiesen. Es hat auf den meisten seiner Spuren olivinreiche Schildlaven ausgebrochen, während die anderen leicht entwickelten Tholeiit ausgebrochen haben. Futterzonen in der Hauptproduktionszone wurden teilweise mit der Achse des östlichen von zwei Tindars korreliert. Sie gruppieren sich auch in nahezu horizontalen Intervallen, was darauf hindeuten könnte, dass auch dichtegesteuerte Ausschläge eine Rolle spielen.


Vulkanwelt

Viele Leute interessieren sich für Möglichkeiten, Vulkane zu klassifizieren. Es gibt wahrscheinlich einen natürlichen menschlichen Instinkt, zu versuchen, allen Dingen Etiketten zu geben. Dies ist kein schlechter Instinkt und macht es oft einfacher, die bestimmte Sache zu verstehen, die klassifiziert wird. Zum Beispiel beginnen Sie, Muster zu erkennen, wenn Sie Dinge klassifizieren, und diese Muster können zu einem besseren Verständnis dessen führen, was Sie klassifizieren. Allerdings (und das ist ein großes "allerdings"), wenn Sie natürliche Dinge klassifizieren (es könnten Fische, Pflanzen, Vögel, Ozeane, Mineralien, Vulkane oder was auch immer sein), MÜSSEN Sie daran denken, dass das Klassifizierungsschema von Menschen gemacht wird Wesen und die Natur könnten beschließen, die Regeln nicht genau zu befolgen. Es wird IMMER Ausnahmen von Ihrem Klassifizierungsschema geben und es wird IMMER Dinge geben, die in mehr als eine Kategorie fallen. Solange du das merkst und es dich nicht stört, geht es dir gut. Sicherlich gibt es verschiedene Möglichkeiten, Vulkane zu klassifizieren und alle haben besondere Vor- und Nachteile. Dazu gehören die Klassifizierung nach Lavachemie, tektonischer Umgebung, Größe, eruptivem Charakter, geografischer Lage, gegenwärtiger Aktivität und Morphologie. Als Beispiel dafür, wie diese miteinander vermischt werden können, beachten Sie, dass es basaltische Stratovulkane (zB Mt. Fuji), große basaltische Calderas (zB Taal), große Basaltschilde mit allmählicher Neigung (zB Mauna Loa) und große steil geneigte Basaltvulkane gibt Schilde (dh Fernandina). Obwohl die meisten Vulkane, die mit Subduktionszonen verbunden sind, steile Andesit- oder Dazit-Kegel sind, gibt es auch einige basaltische Schilde entlang dieser Zonen (z. B. Masaya, Westdahl, Tolbachik). Diese Beispiele verdeutlichen die oben erwähnte Hürde, die jeder Schüler der Erde überwinden muss – die Natur macht Ausnahmen von den menschlichen Regeln.

Leider gibt es ein bestimmtes Vulkanklassifikationssystem, das viele Leute für das einzige System halten. Es ist nicht nur nicht das einzige System, es ist auch kein sehr gutes System. Dies sind die berühmten "3 Arten von Vulkanen" (Schildvulkane, Stratovulkane und Schlackenkegel), die in vielen Lehrbüchern von der Grundschule bis zum College zu finden sind. Warum ist dieses 3-Typen-Schema so schlecht? Erstens hat es keinen Platz für große Caldera-Komplexe (wie Yellowstone), Flutbasalte, monogenetische Felder oder mittelozeanische Ausbreitungszentren. Dies sind wichtige Arten von Vulkanen, von denen Sie nie etwas hören würden, wenn Sie dachten, es gäbe nur 3 Arten. Zweitens, obwohl Sie gelegentlich einen Schlackenkegel irgendwo ganz allein sitzen finden können, ist es viel häufiger, dass ein Schlackekegel entweder einer von vielen Schloten auf einem großen (polygenetischen) Vulkan oder ein Mitglied eines monogenetischen Feldes ist. Schließlich, wenn man tatsächlich über das System nachdenkt, stößt man auf logische Probleme, wie sich eine Lehrerin aus Pittsburgh demonstrativ gegenüber VolcanoWorld beschwerte: Sie wollte wissen, wie Pu'u 'O'o ein Schlackenkegel auf Kilauea sein könnte, wenn Schlackenkegel ein Vulkantyp und Kilauea ist ein Schildvulkan. Die Antwort ist, dass Pu'u 'O'o einer von Hunderten von Schloten auf dem Kilauea ist, und es ist zufällig ein Schlackenkegel.

Wer weiß, was der Ursprung dieses 3-Vulkan-Systems ist, aber das Traurige ist, dass viele Leute es benutzen, ohne so weit zu denken, wie es der Lehrer aus Pittsburgh tat. Der Schlackenkegelteil kann von der Tatsache herrühren, dass einige Schlackenkegel Namen wie "This Volcano" oder "Volcan That" haben, auch wenn sie nur Schlote auf einem größeren Vulkan sind. In diesen Fällen ist der Schlackenkegel wahrscheinlich alles, was jemals im kollektiven Gedächtnis der Einheimischen ausgebrochen ist. Sie halten es logischerweise für "den Vulkan" und denken vielleicht, dass die größere Struktur, die seit ihrer Existenz nicht ausgebrochen ist (und teilweise stark erodiert oder bewachsen ist), "nur" ein Berg ist.

Für die meisten vulkanologischen Anwendungen ist eine Klassifizierung basierend auf der Morphologie wahrscheinlich die nützlichste. In ihrem ausgezeichneten Buch Volcanoes of the World listen Tom Simkin und Lee Siebert 26 morphologische „Typen“ von Vulkanen auf. Das ist sicherlich gründlich, aber irgendwie extrem. Sie können wahrscheinlich >90% aller Vulkane mit 6 Typen ausmachen. Darüber hinaus ist jedes System nützlicher, wenn Sie Modifikatoren aus den anderen potenziellen Klassifikationsschemata mit den morphologischen Typen verwenden (d. h. aktiver Andesit-Stratovulkan, erloschener Hotspot-Schildvulkan usw.).

Die folgenden Beschreibungen von 6 morphologischen Vulkantypen sind wirklich kurz. Sie wurden ursprünglich für eine "Fragen Sie einen Vulkanologen" -Antwort geschrieben - wenn sie Ihnen Dinge sagen, die Sie bereits wissen, fühlen Sie sich bitte nicht beleidigt. In den meisten guten Vulkanologiebüchern sollten Sie mehr Details und viele weitere Beispiele finden können.


0.2 Danksagungen

Ein offenes Lehrbuch für physikalische Geologie ist etwas, das ich seit meiner Studienzeit in Betracht gezogen habe Einführung in Lerntechnologien Kurs am Gwenna Moss Center for Teaching and Learning der University of Saskatchewan. Ein offenes Lehrbuch anzupassen ist eine weitaus weniger entmutigende Aufgabe, als bei Null anzufangen, daher war ich gespannt, von dem Lehrbuch zu hören Physische Geologie von Steven Earle, geschrieben für das BCcampus Open Textbook-Projekt. Stevens Originalausgabe war eine umfassende und solide Grundlage, auf der dieses adaptierte Werk aufbauen konnte. Vielen Dank an Amanda Coolidge von BCcampus, die mir enorm viel Zeit gespart hat, indem sie erklärt hat, wie man den Text ändert, und mir die exportierten Dateien aus Stevens Version des Lehrbuchs geschickt hat.

Vielen Dank an Heather Ross und Nancy Turner vom Gwenna Moss Center für ihre Unterstützung und Ermutigung zu diesem Projekt und für die Diskussionen mit ihnen über offene Lehrbücher. Der Open Educational Resources Fund der University of Saskatchewan hat mir Mittel zur Verfügung gestellt, um meine Arbeit an diesem Projekt zu unterstützen. Sachleistungen und Unterstützung bei dem Projekt, die meiner Zeit für diese Finanzierung entsprechen, wurden von Joyce McBeth und Tim Prokopiuk vom Department of Geological Sciences bereitgestellt.

Dieses Buch hat von der Arbeit zahlreicher Mitarbeiter der University of Saskatchewan profitiert, die bei der Bearbeitung des Dokuments und der Bereitstellung neuer Bilder für diese Ausgabe geholfen haben. Tim Prokopiuk steuerte Bearbeitungen und ausgewählte Gesteinsproben bei, die ich aus der Sammlung der Abteilung fotografieren konnte. Joyce McBeth hat diese Ausgabe mehrfach bearbeitet und die Kapitel 14, 15 und 17 angepasst. Lyndsay Hauber unterstützte bei Aktualisierungen der Bildzuordnungen für das Kapitel über Plattentektonik. Donna Beneteau und Doug Milne vom College of Engineering und Zoli Hajnal von Geological Sciences führten mich durch die Geological Engineering Rock Mechanics Facility und halfen mir, ihre Experimente zu fotografieren.

Karla Panchuk, Januar 2019

0.2.1 Bildquellen

Dieses Projekt wäre ohne die Großzügigkeit vieler Einzelpersonen und Organisationen, die ihre Arbeit mit einer Creative Commons-Lizenz oder unter anderen offenen Lizenzbedingungen geteilt haben, nicht möglich. Im Folgenden finden Sie eine Liste wertvoller Bildressourcen sowie eine Anerkennung der Beiträge:

Roger Weller has made available thousands of his high-quality rock and mineral photographs through his website hosted by Cochise College, and granted permission for their non-commercial educational use. His photos have been used extensively throughout this project. Roger’s usage stipulation has led to thoughtful discussions about what the appropriate way is to license derivative materials that make use of non Creative-Commons content. We have concluded that the best way to ensure that his wishes are respected is to license materials I make with his photographs as CC BY-NC-SA. This permits free sharing and remixing, but stipulates no commercial use, and that all derivative works must be shared with a non-commercial license.

James St. John is a geologist and paleontologist who has contributed (at the time of this writing) more than 59,000 high-quality geology-related photographs to the photo-sharing website Flickr. His photographs cover a wide range of rocks and minerals, and rarely has there been an image that I needed but couldn’t find in his work. His Flickr account is remarkable for the abundance and quality of photographs, but also because he includes detailed descriptions of his images, making it possible for me to verify that an image is what I think it is, and gather useful background information. He has shared his images with a CC BY license, which I appreciate greatly because it allows me to combine them with content having more restrictive licenses.

Das U. S. Geological Survey has contributed innumerable images to the public domain. The Hawaiian Volcano Observatory in particular is my go-to source for both the latest in volcano photos, and for fascinating historical images. Data and images from the USGS Earthquake Hazards Program Latest Earthquakes map have been invaluable.

I have used NASA images for views of Earth as much as I have for views of space and other planets. It is truly remarkable that in spite of the vast resources and expertise needed to acquire these photographs, they are free to view, use, and learn from.

Among the many teaching resources offered by IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology) are beautifully designed images for explaining earthquakes and seismology.

When all other sources failed, the odds were good that Robert Lavinsky (www.iRocks.com), Mike Norton, or Michael Rygel had contributed exactly the right photograph to Wikimedia Commons.


Cinder Cones

Cinder cones are the most common type of volcano. A cinder cone has a cone shape, but is much smaller than a composite volcano. Cinder cones rarely reach 300 meters in height but they have steep sides. Cinder cones grow rapidly, usually from a single eruption cycle (Zahl below). Cinder cones are composed of small fragments of rock, such as pumice, piled on top of one another. The rock shoots up in the air and doesn’t fall far from the vent. The exact composition of a cinder cone depends on the composition of the lava ejected from the volcano. Cinder cones usually have a crater at the summit.

In 1943, a Mexican farmer first witnessed a cinder cone erupting in his field. In a year, Paricutín was 336 meters high. By 1952, it reached 424 meters and then stopped erupting.

Cinder cones are often found near larger volcanoes (Zahl below).

This Landsat image shows the topography of San Francisco Mountain, an extinct volcano, with many cinder cones near it in northern Arizona. Sunset crater is a cinder cone that erupted about 1,000 years ago.


Volcano World

There are three types of basalt lava flows: pillow, pahoehoe, und a'a.

Pillow lava

Pillow lavas are volumetrically the most abundant type because they are erupted at mid-ocean ridges and because they make up the submarine portion of seamounts and large intraplate volcanoes, like the Hawaii-Emperor seamount chain. Image Credit: Gordon Tribble/USGS

Eruptions under water or ice make pillow lava.

Pillow lavas have elongate, interconnected flow lobes that are elliptical or circular in cross-section.

Pillow lavas are often considered important when trying to decipher old rock sequences because they indicate the presence of water. However, you have to be very careful to make sure that you are not looking at regular old pahoehoe toes, which of course, indicate dry land. Many of the features that supposedly can be used to tell the difference between the two don't always work. The only absolute way to know that you are looking at true pillow lavas is to find water-lain sediments between the individual pillows. You might think "wait a minute, sediments are lain down really slowly, how are they going to get between the pillows while they're active?" Actually, when lava is flowing under water, there is a lot of sediment generated as pieces of the lava fall off during the rapid collapsing of the pillows as the quickly chill. Pillow lavas are essentially the underwater equivalent of pahoehoe. They form from low effusion-rate eruptions of fluid basalt lava. They have a rounder form than pahoehoe toes, mainly because of the ability of water to help buoy them up (gravity doesn't flatten them out so much). Also in contrast to pahoehoe toes, pillow lavas tend to have thicker skins of glass (because they are quenched more quickly), less vesicular skins (because even shallow water pressure is able to prevent bubbles from expanding very much), and generally radial fractures (in contrast to the generally concentric flow banding seen in pahoehoe toes). Nevertheless, it is often difficult to tell the two types of lava apart in exposures. The only way to absolutely know that the flows you're looking at are pillow lavas rather than pahoehoe toes, is to find submarine sediments (such as hyaloclastite debris formed from the violent reaction of lava and water) between the pillows.

Pillow lavas are also found near the summit of Mauna Kea These pillow lavas were produced by a subglacial eruption that occurred 10,000 years ago. The pillow is about 3 feet (1 m) in diameter and has a glassy rim. Figure 21.11 from Porter, 1987.

Pahoehoe

Pahoehoe is the second most abundant type of lava flow.

Pahoehoe lava is characterized by a smooth, billowy, or ropy surface.

Pahoehoe flows tend to be relatively thin, from a few inches to a few feet thick. In map-view the flows tend to be narrow and elongate.

Image Credit: Steve Mattox, 1989. (Kilauea)

A'a

A'a is characterized by a rough, jagged, spinose, and generally clinkery surface. Aa lava flows tend to be relatively thick compared to pahoehoe flows. During the early episodes of the current eruption of Kilauea volcano, aa flows up to 36 feet (11 m) thick surged through the Royal Gardens subdivision at rates as great as 108 ft/min (33 m/min).

Image Credit: R. W. Decker/USGS July 02, 1983.

The A'a / Pahoehoe difference:

If lava cools slowly and does not move too fast it forms smooth ropy lava called pahoehoe.

However, if it cools quickly and moves fast it can tear into clinkery pieces called a'a.

Temperature and gases certainly influence whether the lava becomes aa or pahoehoe. Probably the two biggest factors are viscosity and rate of shear strain. Viscosity is just how sticky something is (how much it resists flowing). An example of rate of shear strain is how quickly or slowly force is applied across a deck of cards.

Some factors influencing viscosity or rate of shear strain are listed below:

  • temperature
  • flow velocity and duration
  • gas content
  • flow dimensions
  • lava vesicularity
  • ground slope
  • crystallinity
  • channel configuration

Peterson and Tilling (1980, p. 273) suggested two general conditions that determine whether pahoehoe or aa forms:

  1. If lava slows, cools, and stops in direct response to the corresponding increase in viscosity only, it retains its pahoehoe form.
  2. If lava is forced to continue flowing after a certain critical relationship> between viscosity and rate of shear strain is achieved, the lava changes to aa.

Peterson and Tilling called this critical relationship the "transition threshold." They found that if the rate of shear strain is high, the transition threshold is reached at a lower viscosity than if the shear strain rate is low. The converse is also true. If the viscosity of the lava is high, a relatively low rate of shear strain may achieve the transition threshold, and the lava changes to a'a.

People often ask if there is a compositional difference between aa and pahoehoe lava. There is no systematic chemical difference between aa and pahoehoe lava. Lavas with the identical compositions can form both aa and pahoehoe. Lavas that have slight chemical differences tend to have different temperatures and viscosity's but the critical factor influencing the transition from pahoehoe to aa is the viscosity of the lava.

Other lavas:

Other types of lavas include block lava, which has a surface of large angular blocks, and rhyolite lava. These two types are associated with lava chemistries other than basalt. They tend to be very thick (10-200 meters) and slow moving.


When the new website was launched in May 2013 following three years of database conversion and restructuring, this catalog of Holocene volcanoes and eruptions was renamed "Volcanoes of the World" with an initial version of 4.0, in recognition of the three previous editions of the book published by Smithsonian scientists (in 1981, 1994, and 2010) with the same title.

General Database Citation:
Global Volcanism Program, 2013. Volcanoes of the World, v. 4.10.1 (29 Jun 2021). Venzke, E (ed.). Smithsonian Institution. Downloaded 03 Jul 2021. https://doi.org/10.5479/si.GVP.VOTW4-2013.

Specific Volcano Profile Citation:
Global Volcanism Program, 2013. [Volcano name (volcano number)] im Volcanoes of the World, v. 4.10.1 (29 Jun 2021). Venzke, E (ed.). Smithsonian Institution. Downloaded 03 Jul 2021 ([volcano profile page link]). https://doi.org/10.5479/si.GVP.VOTW4-2013

Only a major change to the database structure will trigger a change to the top version number. Second-level updates will be incremented following the completion of updates to a calendar year of current eruptions. The 4.0 version had eruptions updated through 2010, so 4.4.0 was complete (to the best of our knowledge) through 2014. Minor third-level updates will be done for all other reasons, including general updates from work with the professional literature, current eruptions based on Weekly or Bulletin reports, and minor database schema changes.

Improvements to the functionality, content, or appearance of the website are not logged as part of the database versions. Previous versions are not available, so any use of content from the website should include the database version number and download date as shown above.



Volcanoes build themselves into a mountain with repeated eruptions. In 1943 a farmer in Mexico noticed that some cracks (fissures) in his corn field were growing wider and wider. The next day his field was engulfed by a growing volcanic cone. During the week the cone grew 500 feet taller. Within a year the volcano—called Paricutin—was over 1200 feet higher than the surrounding landscape. During the next eight years the volcano did not grow much taller but the cone's base widened. Paricutin stopped erupting in 1952 almost as quickly as it started. The mountain has been silent since.


Shield Volcano

Shield volcanoes are typically large mafic volcanoes that have wide broad and low relief slopes. The lava erupted from a shield volcano is typically runny and low in gas so the lava simply flows down the side of the volcano during an eruption. Think of lava you’ve seen flowing off the edge of the big island of Hawaii and into the ocean.

“Sierra Grande Shield Volcano (Raton-Clayton Volcanic Field, northeastern New Mexico, USA)” by James St. John via Flickr is licensed under CC BY 2.0.

This almost constant low viscosity lava over time builds up broad sheets of lithified lava to create a shield-shaped volcano. The low viscosity is due to the mineralogy of the lava and is typically mafic in nature. You won’t see large eruptions where lava is ejected high into the air, but the lava can be fast flowing down the slopes, enveloping houses and cars on its way down. Since the lava is runny it can flow for miles from the original source and someone who may think they are safe due to distance from the volcano could see lava at their doorstep.

Shield volcanoes are typical of hot spots, such as the Hawaiian island chain. In fact, if you take the base of Mauna Loa, which is the shield volcano that makes up the big island of Hawaii, it is the tallest mountain in the world from base to peak. However, much of the volcano is under tens of thousands of feet of water. These volcanoes can also be hundreds of miles wide at the base.

[infobox maintitle=”Shield Volcanoes Around The World” bg=”blue” color=”white” opacity=”off” space=󈭲″ link=”no link”]

[accordion]
[item title=”List of Shield Volcanoes”]

Alba Mons
Alcedo Volcano
Ambrym
Apoyeque
Arsia Mons
Ascraeus Mons
Ball’s Pyramid
Banks Peninsula
Bermuda Pedestal
Billy Mitchell
Bottom half of Mount Erebus
Bottom half of Mount Etna
Cerro Azul
Dunedin Volcano
Emi Koussi
Erta Ale
Fernandina Island
Haleakalā
Heart Peaks
House Mountain Volcano
Hualālai
Indian Heaven
Io
Itcha Range
Karaca Dağ
Kīlauea
Kohala
Kookooligit Mountains
La Cumbre
La Grille
Loloru
Lord Howe Island
Maat Mons
Masaya
Masaya Volcano
Mauna Kea
Mauna Loa
Mauna Loa
Medicine Lake Volcano
Menengai
Mount Andrus
Mount Berlin
Mount Karthala
Mount Marsabit
Mount Moulton
Mount Nyamuragira
Mount Sidley
Mount Takahe
Mount Terror
Mount Wrangell
Namarunu
Newberry Volcano
Niuafo’ou
Olympus Mons
Pavonis Mons
Piton de la Fournaise
Piton des Neiges
Poike
Purico Complex
Queen Mary’s Peak
Rabaul
Rangitoto Island
Rano Kau
Sacabaya
Santorini
São Tomé
Sierra Negra
Skjaldbreiður
Syrtis Major Planum
Tamu Massif
Tata Sabaya
Taveuni
Terevaka
The Three Sisters in Oregon
Theia Mons
Tweed Volcano
Verkhovoy

That wraps up the 3 major types of volcanoes and gives you a good basis for understanding more about the background of volcanoes. Volcanic eruptions are something humans need to manage globally, albeit, we are learning to become more predictive and better at managing the risk of an eventual eruption.

“Volcanoes are one way earth gives birth to itself.” — Robert Gross


Schau das Video: Studium der Geowissenschaften, Universität Heidelberg