Islands Naturwunder

Christof Hug-Fleck
Islands Naturwunder
Portrait einer außergewöhnlichen Vulkaninsel
E d i t i o n
World geographic
w w w.world- geographic.de

ISBN 978-3-00-030427-9
Edition World geographic
www.world-geographic.de
C!H!F Verlag
www.c-h-f.de
4. überarbeitete Ausgabe, 2010
© 1986-2010 Alle Rechte vorbehalten
Fotografie, EBV, Satz und Layout: www.c-h-f.de
Abb. 2
»Bláa lónið« – die Blaue Lagune – auf der Halbinsel Reykjanes

Nirgends auf der Welt ist man den vier Elementen
Feuer, Wasser, Luft und Erde näher als auf Island.
Die stille Insel aus Basalt und Eis am Rande der bewohnten Welt
ist die größte und letzte Wildnis Europas.
Ein faszinierendes Land voller Zauber, Gegensätze, Mythen
und Erkenntnisse über die wahre Gestalt unserer Erde.
Ein urgewaltiges Land von bestechender Klarheit und herber Schönheit, gleichsam
der irdischen Schöpfung zusehend.

4
Inhalt
Vorwort 8
1 Im Innern der Erde
Schalenbau der Erde 10
Wärmehaushalt der Erde 13
Kontinente und Ozeane 15
Sea-floor-spreading – Ozeane entstehen vulkanisch 17
Zerstückelter Ozeanboden 24
2 Kleine Vulkanologie
Forschung heute 26
Magma ist nicht gleich Magma 30
Laven, explosive Pyroklastite und Gase 34
Vielfalt der Morphologie 38
Eruptionsmechanismen 42
Überwachung und Vorhersage 46
Schutzmaßnahmen 48
3 Island – Geologie einer Vulkaninsel 50
4 Im Südwesten
Thingvellir / Thingvallavatn 54
Skjaldbreidur / Ok 56
Hraunfossar 57
Deltangahver – die heißen Quellen im Reykholtsdalur 58
Grábrok / Grábrokarhraun 59
Gullfoss 60
Geysir / Strokkur 62
Halbinsel Reykjanes 64
5 Entlang der Jökulsá á Fjöllum
Dettifoss 67
Hafragilsfoss 69
Jökulsá Canyon 69
Hljodaklettar 70
Vesturdalur 70
Ásbyrgi 70

6 Im Hochland
Sanddünen am Polarkreis 72
Hrossaborg 73
Die Missetäterwüste / Odadahraun 74
Herdubreid 75
Askja / Viti / Dyngjufjöll 77
Kverkfjöll 78
Trölladyngja / Aldeyjarfoss / Godafoss 79
Sprengisandur 80
Kjölur 80
Hveravellir 81
Strytur 82
Kerlingarfjöll 82
Landmannalaugar 83
Eldgjá / Ofærufoss 86
7 Rund um den Myvatn
Námafjall / Námaskard 88
Lúdent 90
3800 Jahre Myvatn 90
Hverfjall 91
Dimmuborgir 92
Pseudokrater von Skútustadir 93
Grjótagjá / Storagjá / Krummagjá 94
Krafla 95
8 Entlang der Südküste
Riesige Sandurflächen und Wasserfälle 98
Gletscher und Eisseen 100
Kap Dyrhólaey 102
9 Die Hekla 104
10 Die Westmännerinseln
Surtsey 106
Heimaey 107
11 Vulkane unter den Gletschern
Myrdalsjökull / Katla 108
Vatnajökull 109
12 Wasser ist Energie 112
13 Eis kommt und geht – die Eiszeiten 114
14 Glossar 116
5

Vorwort
„panta rhei“ – Es gibt nichts Bleibendes, alles ist im steten Fluss
Mit dieser These sollte der Philosoph Heraklit
in Bezug auf die Geologie unserer Erde Recht
behalten, denn sie lebt und verändert ständig
ihre Gestalt. Kontinente werden verschoben und
kollidieren miteinander, andere zerbrechen und
wandern auseinander. Dort, wo Teile der Erdkruste
zusammentreffen, entstehen große Faltengebirge
oder vulkanische Inselbogen – Ozeane werden
dabei kleiner und verschwinden vollständig.
Werden große Kontinentalplatten zerbrochen
und ihre Teile auseinander getrieben, entstehen
neue Meere, die im Laufe der Jahrmillionen zu
Ozeanen anwachsen. Bei diesen globalen Krustenbewegungen
verschwinden auch enorme Gesteinsmengen
im Erdinnern, während andernorts Magma
aus der Tiefe seinen Weg durch die Vulkane an die
Erdoberfläche findet. Den engen Zusammenhang
zwischen Kontinentaldrift und Vulkanismus hat
die moderne Geowissenschaft durch intensive
Forschungsarbeit erst in den letzten 50 Jahren
erkannt. Immerhin sind 71% der Erdoberfläche von
den Weltmeeren bedeckt und gerade dort hat die
Wissenschaft die Lösung dieser Fragen gefunden.
Es hat sich gezeigt, dass der Vulkanismus auf unserer
Erde nicht eine zeitlich und räumlich begrenzte
Laune der Natur ist, wie es der Gelehrte Abraham
Gottlob Werner gegen Ende des 18. Jahrhunderts
vertrat. Vielmehr ist die Entwicklung unseres
»Blauen Planeten« seit seiner Geburt vor rund 4,8
Milliarden Jahren ohne Vulkanismus überhaupt
nicht denkbar.
Mit diesem kleinen Führer möchte ich als Ergänzung
zu vielen klassischen Island-Reiseführern dem Reisenden
einen Einblick in die Entstehung und Geologie
Islands und des isländischen Vulkanismus geben.
Denn in der wilden Landschaft Islands drängen
sich die Fragen nach den geologischen Prozessen
geradezu auf. Dabei ist die geologische Geschichte
des Atlantischen Ozeans eben so wichtig wie die
rund 150 historischen Vulkanausbrüche auf Island.
Ich wünsche Ihnen viel Spaß beim Lesen und viel
Freude am gewonnenen Naturverständnis.
April 2010,
Christof Hug-Fleck, Dipl.-Geologe

Abb. 3
Gelöste Kieselsäure (SiO 2 ) bricht das himmelsblaue
Licht zurück zum Betrachter und lässt so
die heiße Quelle im Haukadalur leuchtend Blau
erscheinen.

Abb. 4 Schalenbau der Erde im Profil
Ozeanische Erdkruste aus
Basalt (vulkanisch)
Bis ca. 10 Kilometer tief.
Kontinentale Erdkruste aus
Kalk (Meeresablagerungen),
Granit (erstarrte Magmakammern)
teils gefaltet in Gebirgen,
teils flach liegend, 40 bis 120
Kilometer tief.
Äußerer Erdkern
Nickeleisenmischung , flüssig
2900 bis 5800 Kilometer Tiefe
Innerer Erdkern
Nickeleisenmischung , fest
5800 bis 6370 Kilometer Tiefe
„low-velocity-layer“
50 bis 150 Kilometer
Tiefe
Übergangschicht
150 Bis 400 Kilometer
Tiefe
Oberer Erdmantel
400 bis 1000 Kilometer
Tiefe
Unterer Erdmantel
Perowskit , flüssig
1000 bis 2900 Kilometer
Tiefe

Wärmehaushalt der Erde
Die Gestaltung der Erde und der Ablauf vieler
geologischer Prozesse im Erdinnern werden durch
gewaltige Wärmeenergie im Innern in Gang gehalten.
Die Kräfte, die auf die Erdoberfläche von außen
einwirken, werden von der Sonneneinstrahlung
gesteuert, die auch die verschiedenen Klimagürtel
der Erde prägt. Klima und Wetter beziehen ihre
ungeheuren Energiemengen ausschließlich von
der Sonne.
Seit der Entdeckung der Radioaktivität und
der Erzeugung von Wärmeenergie durch den
Zerfall der instabilen Isotope wird das natürliche
Vorkommen solcher radioaktiven Substanzen im
Erdinnern erforscht. Man weiß heute ungefähr,
wie viel dieser radioaktiven Stoffe, vor allem Uran,
Thorium und Kalium, bei der Entstehung der
Erde ursprünglich vorhanden waren. Der Anteil
von Uran und Thorium an der Wärmeproduktion
durch radioaktiven Zerfall kann heute zu verlässig
aus der chemischen Zusammensetzung der Urmaterie
bestimmt werden. Aus der heutigen
Gesamtmenge an spaltbarem Material errechnet
sich die unvorstellbare Wärmeproduktion von 20
Millionen Megawatt.
Durch diese Wärmeproduktion im Erdinnern
müssen sich zwangsläufig auch an der Erdoberfläche
entsprechende Auswirkungen zeigen. Von
ganz besonderem Interesse ist deshalb die Frage,
ob dieses Wärmemengen gleichmäßig an die
Erdoberfläche abgegeben wird, oder ob dieser
sogenannte Hitzefluss aus der Tiefe regionale
Unterschiede aufweist. Ebenso interessant ist
die Frage, ob der Wärmefluss im Laufe der
Erdgeschichte sich verändert hat oder konstant
blieb. Obwohl der Erdmantel und die Erdkruste sehr
schlechte Wärmeleiter sind, dringt die Erdwärme
bis an die Oberfläche durch. Dieser Wärmefluss
wurde gemessen. Wissenschaftler kamen zu
dem Ergebnis, dass an der Erdoberfläche etwa 40
Millionen Megawatt an Wärmeenergie abgegeben
werden. Wenn nun die Erde „heute“ doppelt so
viel Wärme abgibt, wie durch den radioaktiven
Zerfall produziert wird, muss noch eine andere
Energiequelle vorhanden sein. Man geht davon aus,
dass die nichtradiogene Wärme bei der Entstehung
der Erde gebildet und seitdem gespeichert wurde.
Um die 40 Millionen Megawatt am Wärmeenergie
an die Erdoberfläche zu transportieren, gibt es
zwei physikalische Möglichkeiten: Zum einen
kann Wärme, sie ist die Bewegung der Atome
und Moleküle, durch Übertragung dieser Bewegungsenergie
(Konduktion) transportiert werden.
Die Schwingungen der Atome und Moleküle regen
andere Teilchen bei einem Zusammenstoß an. Die
neu angeregten Teilchen stoßen wiederum mit
anderen zusammen und übertragen dabei einen
Teil der Energie. Auf diese Weise diffundiert Wärme
innerhalb fester Materie von heißeren in kühlere
Bereiche, ohne dass sich die einzelnen Teilchen
von ihrem Schwingungsplatz entfernen müssen.
Wie effektiv diese Art des Wärmetransportes ist,
hängt von der Wärmeleitfähigkeit des betreffenden
Materials ab. Materialien mit sehr schlechter
Wärmeleitfähigkeit sind Wärmeisolatoren.
Die Erdkruste ist ein sehr guter Wärmeisolator,
was experimentell bewiesen werden kann.
Besonders anschaulich wird diese schlechte
Wärmeleitfähigkeit anhand der Abkühlungsgeschwindigkeit
von Lavaströmen an der Erdoberfläche.
Ein etwa 100 Meter dicker und ca. 1000 °C
heißer Lavastrom braucht rund 300 Jahre, um
vollständig auszukühlen, obwohl die Wärme
durch die Luftzirkulation an der Oberfläche schnell
abtransportiert werden kann.
Hätte die Erde eine starre Gesteinskruste von 400
Kilometer Dicke, so würde bis auf den heutigen Tag
keine „Tiefenwärme“ an die Oberfläche gedrungen
sein. Denn der Wärmetransport durch 400 Kilometer
Gestein würde fünf Milliarden Jahre dauern.
Demgegenüber steht aber der klare Befund, dass die
Erde seit ihrer Entstehung vor 4,8 Milliarden Jahren
deutlich abgekühlt ist und auch gegenwärtig weiter
an Wärme verliert. Offenbar reicht der statische
Wärmetransport durch Konduktion nicht aus, um
den messbaren Hitzefluss an der Erdoberfläche

Alfred Wegener hatte die Prinzipien der Kontinentaldrift
zu einfach gesehen, denn die Ozeanböden
sind nicht das tragende Element, auf dem die Kontinente
aufliegen. Vielmehr werden Kontinente und
Ozeaneböden von dem schweren Mantelgestein
getragen.
Wie verhalten sich nun diese zwei unterschiedlichen
Krustentypen bei der Wanderung der Kontinente?
Welche Rolle spielten dabei die Ozeanböden? Und
wo finden die Bewegungen zwischen Kontinenten
und Erdmantel genau statt?
Unter der Lithosphäre fällt die Geschwindigkeit der
P- und S-Wellen sehr stark ab. Es zeigte sich, dass
für diese Geschwindigkeitsverringerungen teilweise
geschmolzenes Mantelgestein verantwortlich
ist. Teilweise Aufschmelzung von Gestein bedeutet,
dass in einem Gestein unter gewissen Bedingungen
selbst dann schon sogenannte Erstschmelzen vorliegen,
wenn der Schmelzpunkt des Gesteins noch
gar nicht erreicht ist. Man muss sich dies vorstellen
wie eine Mischung aus verschiedenen Alkoholsorten,
Wasser und anderen Flüssigkeiten und Feststoffen,
die alle unterschiedliche Schmelztemperaturen
haben. So kann es vorkommen, dass kaltes Wasser

Abb. 8
Island wird durch das Sea-floor-spreading zerrissen
In Island ist einer der wenigen Orte auf der Welt, an dem ein Mittelozeanischer Rücken sich über den Meersspiegel erhebt
und sichtbar wird. Von der Südküste bis zur Nordküste erstreckt sich eine breite, vulkanisch sehr aktive Dehnungszone.
Nördlich des Myvatn-Sees sind die breiten Dehnungsspalten direkt an der Erdoberfläche überdeutlich sichtbar. Die
moosbewachsenen, wenige tausend Jahre alten Lavaströme haben sich an mehreren Spalten in der Summe um einige
Meter gedehnt.
mit 0 °C zusammen mit Eis mit ebenfalls 0 °C gleichzeitig
vorkommen.
Zur völligen Aufschmelzung von typischem Mantelgestein
(Peridotit) sind selbst die hohen Temperaturen
des oberen Erdmantels nicht ausreichend.
Typische Erst-Schmelzen im Mantelgestein sind
von basaltischer Zusammensetzung und können
sich tatsächlich schon bei etwa 1000 °C in ca. 50
bis 100 km Tiefe bilden. Wie fließfähig ein teilweise
aufgeschmolzenes Gestein ist, hängt von den
prozentualen Anteilen von flüssigen und festen
Bestandteilen ab. Selbst bei geringem Anteil flüs-
siger Komponenten ist das Gestein bei genügend
hohem Druck bewegungsfähig. Rot glühender
Stahl ist beispielsweise von seinem Schmelzpunkt
noch weit entfernt, dennoch lässt er sich mit dem
Schmiedehammer verformen.
Im „low-velocity-layer“ ist nach Meinung der Geowissenschaftler
die Möglichkeit gegeben, dass die
feste Lithosphäre über die bewegliche Asthenosphäre
gleiten kann. Somit verkörpert das „low-velocity-layer“
für die Wanderung der Kontinente und
Ozeanböden (Plattentektonik) die wichtigste Transportbahn
im physikalischen Aufbau der Erde. Mit

diesen Überlegungen wurde eine Revision der Kontinentaldrift
Wegeners unumgänglich. Wenn die
Kontinente sich gegenseitig bewegen, können sie
dies nur zusammen mit der festen Mantelunterlage,
der Schicht zwischen Erdkruste und dem „low-velocity-layer“.
Nicht die Erdkruste allein bewegt sich
auf dem Erdmantel, sondern die ganze Lithosphärenplatte
– Erdkruste und oberster Erdmantel. Dieselbe
Überlegung gilt auch für die Ozeanböden,
denn unter der ozeanischen Kruste ist der oberste
Erdmantel ebenfalls fest und bildet ozeanische Lithosphärenplatten.
Wegener hatte Unrecht, wenn er die Kontinente
wie große Floße durch die Ozeanböden treiben
lässt, denn nach dem Modell der kontinentalen und
ozeanischen Lithosphärenplatte sind beide Typen
zunächst gleichberechtigt. Denn die ozeanische
Lithosphärenplatte unterliegt denselben Isostasiegesetzen
wie die kontinentale Lithosphäre. Aus
diesem Grundspricht die Wissenschaft heute nicht
mehr von Kontinentaldrift, sondern von Plattentektonik.
Das Wort Tektonik steht für Bewegung und
mit Platten sind die zwei Arten von Lithosphärenplatten
gemeint.
Ungeachtet der Unterschiede zwischen der Wegener´schen
Kontinentaldrift und der modernen Plattentektonik
bleibt nach wie vor die Frage nach der
treibenden Kraft, die die riesigen Platten auf dem
Globus bewegt. Der Wärmehaushalt der Erde hat
den Forschern gezeigt, wie Gesteinsbewegungen
im Erdmantel möglich sind. Durch Überhitzung geraten
ganze Gesteinskomplexe in Bewegung und
erzeugen Konvektionsströmungen im Erdmantel.
Treffen die heißen Strömungen auf die Unterseite
der Lithosphärenplatte, teilt sich das Material und
fließt horizontal unter der Lithosphäre weiter. Die
seitlich umgelenkten Konvektionsströme streichen
unter der Lithosphäre vorbei und halten sie in Bewegung.
Wie ein Floß mit der Wasserströmung treibt,
so treiben die Lithosphärenplatten auf horizontalen

Abb. 8
Dehnung ist auch mit Absenkung verbunden
Dort, wo die Dehnungsraten besonder hoch sind – größer als 5 Zentimeter pro Jahr – dehnt sich die Erdkruste nicht nur,
sondern senkt sich in etwa im gleichem Maße auch ab – wie ein Grabenbruch. Östlich des Myvatn wurde ein mächtiger
Lavastrom von über 10 Meter Dicke durch die Dehnung zerbrochen und senkte sich (links im Bild) in den letzten 2500
Jahren um mehrere Meter ab.
Konvektionsästen. Dabei kann das heiße Gestein
seine überschüssige Wärme an die kühlere Lithosphäre
abgeben. Hat sich das Material der Unterströmung
genügend abgekühlt, nimmt seine Dichte
wieder zu und es sinkt in den tieferen Erdmantel
zurück. Der Konvektionskreislauf ist geschlossen.
Allein die Kugelform der Erde bedingt, dass die
Konvektionszellen einen Anfang und ein Ende haben
müssen. Ferner müssen die einzelnen Lithosphärenplatten
und ihre zugehörigen Unterströmungen
gegeneinander deutlich abgegrenzt sein.
Solche Plattengrenzen liegen nach dem Modell der
Konvektionsströme genau dort, wo heißes Mantelmaterial
aufsteigt und auseinander strömt und dort
wo es kalt und schwer wieder in den Erdmantel zurück
sinkt.
Bei der intensiven Erforschung der Meeresböden
wurde entdeckt, dass alle Ozeane von langgestreckten
Gebirgsrücken durchzogen werden. Diese Mit-
telozeanischen Rücken ziehen sich einmal durch
den ganzen Atlantik (Mittelozeanischer Rücke) zwischen
Afrika und Antarktis in den Indischen Ozean
(Atlantisch-Indischer Rücken). Der Mittelindische
Rücken und der Carlsberg-Rücken ziehen weiter bis
ins Rote Meer. Der andere Teil des Mittelindischen
Rückens verläuft in südöstliche Richtung und mündet
zwischen Neuseeland und der Antarktis in den
Pazifischen Ozean (Indischer Pazifik-Rücken). Quer
durch den Südpazifik und entlang der westamerikanischen
Küste verläuft der Ostpazifische Rücken
bis vor die Küste der kalifornischen Halbinsel. Bei genaueren
Untersuchungen dieser Mittelozeanischen
Rücken machten die Forscher ungewöhnliche Beobachtungen.
Zunächst sind diese untermeerischen Rückensysteme
keine gleichförmigen Erhebungen, sondern
entpuppten sich als ausgedehnte Grabensysteme,
ähnlich dem Oberrheingraben oder dem ostafrikanischen
Rift-Valley. Solche Grabenbrüche deu-

2 Kleine Vulkanologie
Forschung heute
Nahezu jede Wissenschaft unserer Zeit bietet
die Möglichkeit, ihr Wissen in irgend einer Form
nutzbringend anzuwenden. So stellt sich diese
Frage auch der Vulkanologie. Der größte Nutzen
der Vulkanologie liegt in der möglichst genauen
Vorhersage von Vulkanausbrüchen. Denn der beste
Schutz vor solchen Naturkatastrophen liegt in der
gründlichen Vorbereitung von Schutzmaßnahmen,
die von vielen verschiedenen Faktoren abhängen.
Dieser wichtige Aspekt in der Anwendung vulkanologischen
Wissens ist Gegenstand vieler
Forschungsarbeiten. Es ist jedoch noch nicht möglich,
Vorhersagen über den genauen Zeitpunkt
eventueller Ausbrüche zu treffen. Die Wissenschaftler
sind aber so weit, dass bei gut erforschten Vulkanen,
an denen laufend Messungen durchgeführt werden,
das Gefahrenpotenzial sehr gut eingeschätzt werden
kann. Ähnlich einem Lungenmediziner, der gefragt
wird, ob ein ihm sehr gut bekannter und gesunder
Patient in sechs Monaten eine lebensbedrohliche
Lungenentzündung bekommen wird. Ist er nicht
nur ein guter Mediziner, sondern auch noch ein

Abb. 13
Energie aus der Tiefe
Am Myvatn nutzen die Isländer die Hitze des Vulkans Krafla für die Erzeugung vonStrom, Heizwärme und natürlich auch
für ihr Wohlbefinden.
guter Wissenschaftler, wird seine salomonische
Antwort wie folgt lauten: “Das hängt davon ab, ob
er erstens von gefährlichen Pneumokokken infiziert
wird, zusätzlich sein Immunsystem zu dieser Zeit
besonders geschwächt ist, weil er durch einen
Todesfall in der Familie in eine Depression gefallen
ist, die er seit Wochen nicht behandeln lassen will
und vor lauter Trauer auch die Voranzeichen der
Pneumokokkeninfektion nicht ernst nimmt. Ja,
dieser Patient könnte in Lebensgefahr schweben.”
Zurück zu den Vulkanen: Immerhin ist die Vulkano-
logie in der Lage, die Voranzeichen eines Ausbruches
zu erkennen und entsprechende Schlüsse daraus
zu ziehen. Somit ist es möglich, die betreffende
Bevölkerung zu evakuieren, um dadurch das
Schlimmste zu verhindern. Der Ausbruch des
Vulkans Mount St. Helens am 18. Mai 1980 im
Bundesstaat Washington (USA) hat dies gezeigt.
Hier ist es gelungen, die Zahl der Todesopfer in
Grenzen zu halten, obwohl vermutlich die Mehrzahl
der Betroffenen die Katastrophe im Vorfeld massiv
unterschätzte.

Laven, explosive Pyroklastite und Gase
Medien berichten oft von Vulkanausbrüchen.
Dabei sind erhebliche Unterschiede in der Art,
der Heftigkeit und Gefährlichkeit der Eruptionen
festzustellen. Bei manchen Eruptionen ist es
möglich, in geringerem Abstand das Naturschauspiel
der glühenden Lavaströme zu beobachten.
Die Vulkane Kilauea auf Hawaii und der Stromboli
in Sizilien sind berühmt dafür. Andere Meldungen
sprechen von verheerenden Naturkatastrophen,
bei denen Städte und Ernten vernichtet und
Tausende von Menschen getötet werden. Wieder
andere Eruptionen zeichnen sich durch ungeheure,
alles zerstörende Explosivität aus. Mit Asche schwer
beladene Eruptionssäulen steigen bis 25.000 Meter
und mehr in die Atmosphäre empor und verteilen
ihre Asche über die halbe Welt. Die Druckwellen
der Explosionen können Wälder und Häuser im
Umkreis von mehreren Dutzend Kilometern platt
walzen wie Streichhölzer. Oder aber das geförderte
Magma kann sehr ruhig und gleichmäßig ausfließen
(Effusion). Dabei bilden sich Lavaströme, die mit
unterschiedlicher Geschwindigkeit die Bergflanken
hinunterfließen.
Neben der mineralischen Zusammensetzung ist
die Viskosität eine weitere Eigenschaft der Lava.
Die Viskosität beschreibt, wie dünn bzw. zäh eine
Flüssigkeit ist. Je geringer die Viskosität, desto
dünnflüssiger ist die Schmelze. Die Viskosität
von Lava bewegt sich je nach chemischer Zusammensetzung
und Temperatur in einem weiten
Bereich. Heiße Laven zwischen 1000 °C und 1200 °C
sind sehr dünnflüssig. Es genügt ihnen eine geringe
Hangneigung, um wie Wasser die Berghänge
hinunterzufließen. Hochviskose Laven wie
Obsidian bilden im Gegensatz dazu sehr kurze und
dicke Lavaströme. Sie fließen manchmal nur wenige
Meter pro Tag.
Im Jahre 1977 floss der Lavasee des Nyiragongo
in Ost-Kongo aus. Mit einer Geschwindigkeit von
60 Kilometer pro Stunde rasten 20 Millionen m 3
der 1000 °C heißen Feuerflut zu Tal. Zum Glück
kam der Strom rund einen Kilometer vor der Stadt
Goma zum Stehen. Dünnflüssige Laven überziehen
sich schnell mit einer glasigen Erkaltungskruste.
Treten Spannungen durch Veränderungen der
Fließgeschwindigkeit auf oder drängt Lava von
hinten, so werden die dünnen Erkaltungskrusten
zusammengeschoben und es entstehen eigenartige
Wellenmuster an der Lavaoberfläche. Ein
Labyrinth von ineinander gedrehten Falten drängt
den Vergleich mit Fladen oder Seilen auf. Sie werden
deshalb auch Seil-, Strick- oder Fladenlava genannt.
Auf Hawaii, wo diese Lava-Typ weit verbreitet ist,
wird sie Pahoehoe-Lava genannt. Die Lava auf der
man barfuß gehen kann. Diese Laven haben fast
immer basaltischen Chemismus.
Das andere Extrem sind die chemisch-sauren
Schmelzen. Durch ihren westlich höheren SiO 2 -
Gehalt liegen ihre Schmelzpunkte und ihre Austrittstemperaturen
wesentlich niedriger – in der
Regel bei 700 - 1000 °C. Durch die hohen SiO 2 -
Gehalte ist ihre Viskosität höher und sie sind
somit wesentlich zähflüssiger als die basischen
Laven. Die Viskosität hängt hauptsächlich von der
chemischen Zusammensetzung und dem Gehalt
der Frühkristallisate ab. Bei einer Abkühlung um
50 °C erhöht sich die Viskosität um das Zehnfache.
Aus diesem Grund sind sauere Lavaströme in ihrer
Ausdehnung wesentlich kleiner als basische Laven.
Die Oberfläche dieser sauren Ströme wird durch
die Zähigkeit stark zerbrochen und zurück bleibt
nur ein wildes Haufwerk von kantigen Blöcken und
Scherben.
Neigt ein Vulkan mehr zu explosiver Tätigkeit, ist
er in der Lage, das geförderte Magma durch den
Druck der Explosionen stark zu fragmentieren.
Dabei entstehen Bruchstücke, die im Durchmesser
zwischen 0,01 mm und mehreren Metern variieren
können. Da sie ihre Entstehung der Explosivität
des heißen Magmas verdanken, werden sie als
Pyroklastite (vom Feuer zerstört) bezeichnet.
In Abhängigkeit der verschiedenen Korngrößen
werden die Pyroklastite in drei Gruppen unterteilt:

Vielfalt der Strukturen:
Je nach Temperatur, Viskosität, Chemismus
und Geländeform entstehen unterschiedlichste
Gesteinsstrukturen.
Abb. 19
Stricklava ist eine Erkaltungsstruktur.
Meist ist sie basaltisch.
Bildbreite ca. 1,5 Meter.
Abb. 20
Obsidian – ein Vertreter der Rhyolith-
Familie – ist ein hartes Gesteinglas, das
kaum Kristalle enthält und aus äußerst
zähflüssiger, sauerer Lava entsteht. Da
Obsidian sehr gasarm ist, kann diese Lava
ruhig ausfließen und in Ruhe vollständig
erstarren.
Bildbreite ca. 2 cm
Abb. 21
Bimsstein ist wie erstarrter Gesteins–
schaum. In den meisten Fällen ist er hellcremefarben
bis weiß und entstand aus
rhyolithischem sehr gasreichen Magma
bei hochexplosiven Eruptionen. In
Island ist er selten, da er in ozeanischem
Dehnungsfugen eigentlich nicht auftritt.
Die mikroskopisch feine Schaumstruktur
ist jedoch typisch.
Bildbreite ca. 1 cm
17

3 Geologie einer Vulkaninsel
Für jeden Naturfreund – und ganz besonders
für Vulkanologen und Geologen – ist Island
ein Eldorado. Auf der 103.000 km 2 großen Insel
finden sich mehr Vulkane und andere vulkanische
Erscheinungen wie sonst nirgends auf der Welt.
Es erhebt sich aus diesem Grund die Frage,
warum Island so eine hohe Vulkandichte hat.
Die Antworten sind leicht zu geben: Zunächst
liegt Island genau auf dem vulkanisch aktiven
Mittelatlantischen Rücken und das zugehörige
Spreading-Zentrum verläuft von Süd nach Nord
quer über die Insel. Ein zweiter wichtiger Faktor ist,
dass sich unter Island zusätzlich ein sogenannter
Hot-Spot befindet, der die vulkanischen Tätigkeit
weiter steigert und somit sich der Mittelatlantische
Rücken über den Meersspiegel erheben konnte.
Hot-Spots (heiße Flecken) sind tief (einige hundert
Kilometer) im Erdmantel verwurzelte Magmaherde,
die ihre Position kaum ändern. Wie ein
gigantischer Schweißbrenner frisst sich das Magma
an die Erdoberfläche. Dabei entstehen oft
große Vulkanbauten, die wie eine Perlenschnur
in einer Linie liegen. Hervorgerufen werden
diese Vulkanketten durch die Wanderung der
Kontinente und Ozeanböden über solch einem
Hot-Spot. In bestimmten Abständen brennt der
„Schweißbrenner“ quasi „Löcher“ in die ozeanische
oder kontinentale Erdkruste, auf denen sich dann

Abb. 31
Wo sich die Erde spaltet
Im Südwesten Islands – bei der historischen Parlamentsstätte Thingvellir (Parlamentsebene) – dehnt sich die Insel um
mehrere Zentimeter pro Jahr. Dabei entstehen tiefe Risse und Spalten in der Erdkruste und an der Oberfläche, die sich
am Nordufer des Thingvallavatn (Parlamentsebenensee) mit Grundwasser füllen.
Vulkane aufbauen (siehe Abb. 11, Seite 25). Das
Zusammenwirken von »sea-floor-spreading« und
Hot-Spot hat in Island bewirkt, dass in den letzten 17
Millionen Jahren ungeheuer viel Magma gefördert
wurde und sich eine Insel über dem Meeresspiegel
aufgebaut hat. Island besteht aus diesem Grund
nur aus magmatischem Gestein – abgesehen
von ganz wenigen marinen und kontinentalen
Ablagerungen, die sich im Zeitraum von 2,5 bis 1
Million Jahre in flachen Küstenbereichen ablagern
konnten. Die Tätigkeit des Hot-Spots begann schon
vor rund 50 Millionen Jahren. Aber erst vor 36
Millionen Jahren schob sich das Spreading-Zentrum
des jungen Nordatlantiks über diesem Hot-Spot
und ab diesem Zeitpunkt wurden die Vulkane noch
zusätzlich von tieferem Mantelmaterial gespeist.
Nun war die Magmazufuhr im Vergleich zum
übrigen Spreading-Zentrum wesentlich größer und
es konnte zunächst ein untermeerisches Plateau
entstehen, das sich deutlich über den normalen
Mittelatlantischen Rücken erhebt. Die ältesten
Gesteine auf Island liegen im äußersten Osten
und Westen der Insel. Sie entstanden vor rund
17 Millionen Jahren. Um diese Zeit hatte sich das
zunächst noch untermeerische Plateau über dem
Meeresspiegel aufgebaut und riesige Flutbasalte
ergossen sich über das junge Land – es war die
Geburtsstunde Islands.
Während sich danach die östliche und westliche
Atlantikhälften immer weiter ausdehnten und
sich immer neue Flutbasalte ergossen, wanderten

4 Im Südwesten
Thingvellir / Thingvallavatn
Rund 40 km nordöstlich der Hauptstadt Reykjavik
liegt Thingvellir, die älteste Parlamentsstätte der
Welt. Im Jahre 930 n. Chr. versammelten sich die
Isländer zum ersten Mal an diesem Platz zum
Althing (Versammlung), um Recht und Gesetz zu
sprechen. In der Allmännerschlucht (Almannagjá)
konnten sich alle Männer Islands versammeln
und gleich nebenan, in der Verlängerung der Allmännerschlucht,
wurden die Pferde in die Pferdeschlucht
(Hrossagjá) gesperrt. Ohne es zu wissen,
hielten die alten Isländer ihr Althing auch gleichzeitig
an einem geologisch sehr eindrucksvollen
Ort ab, denn die Allmänner- und Pferdeschlucht
sind im weitesten Sinne die geologische Grenze
zwischen Nordamerika und Europa. Westlich von
Thingvellir wandert der westliche Teil von Island
mit der westlichen Atlantikhälfte – zusammen mit
Nordamerika – immer weiter westwärts, während
die Gebiete östlich von Thingvellir als Grabenbruch
immer weiter absinken. Diese Dehnungs- und

Abb. 35
Geologie und Geschichte:
In Thingvellir wurde im Jahre 930 n. Chr. nicht nur das älteste Parlament der Welt gegründet, hier bricht auch die Insel
quasi in zwei Teile auseinander. Der tektonische Graben erstreckt sich bis zu den dunklen Bergen im Hintergrund.
Ganz links im Hintergrund der 1060 m hohe Schildvulkan „Skjaldbreidur“.
Einbruchsbewegungen der Erdkruste sind natürlich
immer wieder von Erdbeben begleitet. 1789
ereignete sich in Thingvellir ein starkes Erdbeben,
das vermutlich die Stärke 7,5 erreichte, was für Island
außerordentlich stark ist. Bei diesem Beben brach
der Graben auf einen Schlag stellenweise um ca.
60 cm ein. Genaue Geländevermessungen haben
ergeben, dass sich im Bereich von Thingvellir die
Erdkrustenplatten um durchschnittlich 8 mm
jährlich auseinander bewegen und der Grabenbruch
sich um denselben Betrag weiter senkt. In
den vergangenen 9000 Jahren hat sich der Graben
60–90 m abgesenkt.
Neben der Allmänner- und Pferdeschlucht sind im
Umkreis von einigen Kilometern noch viele dieser
rein tektonischen (durch Gesteinsbewegungen)
Spalten zu beobachten. Dabei fällt auf, dass in der
direkten Verlängerung der Allmänner- und Pferdeschlucht
die Abrisskante des jungen Grabenbruches
zu verfolgen ist. Selbst 40 km nordöstlich von
Thingvellir lässt sich diese Bruchstelle in der
Region Kaldidalur noch beobachten. Alle diese
Bruchstrukturen und Spalten sind geologisch
sehr jung, denn sie durchsetzen Lavaströme, die
erst nach Ende der letzten Eiszeit vor rund 12.000
Jahren ausgeflossen sind.
Wer bei einem gemütlichen Spaziergang durch
die Allmänner- und Pferdeschlucht geht, kann
die unermesslichen Kräfte der Natur erahnen,
die hier am Werk sind. Diese großräumige

Grabenbruchtektonik zeigt sich überaus deutlich
auf der Landkarte am Verlauf der Flüsse, Straßen
und der Lage der Seen in Nordost–Südwest-
Richtung. Im Grabenbruch von Thingvellir hat
sich der Thingvallavatn gebildet. Mit einer Fläche
von 83 km 2 ist er der größte See Islands; seine
Tiefe: 114 m. Inmitten des Sees erhebt sich eine
nacheiszeitliche Vulkaninsel namens Sandey.
Ihre Entstehung im See lässt Vergleiche mit
der Vulkaninsel Surtsey zu, denn beide Inseln
entstanden durch Vulkanausbrüche im Wasser.
Skjaldbreidur und Ok
Rund 20 km nordöstlich des Thingvallavatn – in
direkter Verlängerung des Grabenbruchs – liegt
der 1060 m hohe Schildvulkan Skjaldbreidur. Seit
der letzten Eiszeit vor ca. 12.000 Jahren haben
unzählige Ausbrüche mit sehr dünnflüssigen Laven
einen sehr gleichmäßigen Schild aufgebaut. Die
Neigung der Hänge beträgt nur 7 - 8° (siehe Abb.
33 auf Seite 55). Der eigentliche Vulkanschild hat
eine Höhe von 550 m und einen Basisdurchmesser
von rund 10 km. Seit der Besiedelung Islands im
9. Jahrhundert sind von ihm keine Ausbrüche
bekannt. Dennoch ist ein tiefer Krater von 350 m
Durchmesser noch vorhanden. Durch die flache
Schildform sind Schildvulkane nur aus einiger
Entfernung gut zu sehen. Von der Straße 52 bietet
sich ein herrlicher Blick über die Lavaströme der
Bláskógaheidi hinüber zum Skjaldbreidur.
Im Gegensatz zum Skjaldbreidur bietet der deutlich
ältere Schildvulkan Ok ein anderes Bild. Wer die
Straße F 35 nach Norden fährt, stellt fest, dass der
1198 m hohe Gipfel des Vulkans kaum auszumachen
ist, denn zu flach sind seine Hänge. Seine Schildform
wurde in der letzten Eiszeit (ca. 70.000 bis
12.000 vor heute) stark vom Eis abgehobelt. Frische

Abb. 36
Die Lavawasserfälle
Über viele Kilometer fließt das Wasser unter einer porösen Lava quasi unterirdisch dahin. Der darunter liegende wasserundurchlässige
Ignimbrit verhindert das weitere Versickern. Sprudelnd quillt dann das frische Wasser genau dort aus
dem Untergrund an die Oberfläche, wo sich der größere Fluß Hvitá in den Ignimbrit eingegraben hat und das Wasser
in kleinen Wasserfällen in die Hvitá ergießt: die Hraunfossar bei Húsafell
Lavaströme wie beim Skjaldbreidur sind nicht mehr
zu sehen. Im weiteren Verlauf der Straße F 35 kann
man jedoch nacheiszeitlichen Vulkanismus sehen:
Westlich der Straße sind einige kleine Vulkankegel
auf einer Spalte aufgereiht, die wiederum die
markante Nordost–Südwest-Richtung zeigt.
Hraunfossar
Die Schmelzwasser des Lang- und Eiriksjökull vereinen
sich zu dem Fluss Hvitá (Weißer Fluss), der
in den Borgarfjördur mündet. Ein Naturschauspiel
besonderer Art bieten die Hraunfossar (Lava-
wasserfälle) 5 km westlich von Húsafell. Ein
kleiner Seitenbach der Hvitáver sickert in den
schroffen und stark zerklüfteten Lavamassen der
1190 Jahre alten Lava namens Hallmundarhraun.
Wenige Meter unter dem Lavastrom befindet
sich ein nahezu wasserundurchlässiges Gestein
(dazitischer Ignimbrit), auf dem das Wasser abfließt.
Die Hvitá hat genau diese Schichtgrenze erosiv
angeschnitten und der „unterirdische Bach“ ergießt
sich in unzähligen kleinen Wasserfällen in die Hvitá.
Die Wassertemperatur beträgt das ganze Jahr über
3 - 4°. Einer der kleinsten, aber auch schönsten
Wasserfälle in Island. Einen zweiten dieser Art gibt
es weltweit nicht.

Geysir/Strokkur
Rund 10 km westlich des Gullfoss liegt das
Gebiet der größten isländischen Springquellen:
Geysir und Strokkur. Streng genommen ist Geysir
der Eigenname einer Springquelle. Der Name
»Geysir« hat sich aber im Laufe der Zeit zu einem
weltumspannenden Begriff gewandelt, sodass
heute alle Springquellen auch als Geysir bezeichnet
werden.
Der berühmte Geysir verdankt seine Existenz
vermutlich einem Erdbeben, das in der Tiefe
Spalten aufriss, in denen das erhitzte Grundwasser
gut zirkulieren konnte. Die ersten historischen
Aufzeichnungen von seiner Tätigkeit stammen
aus dem Jahre 1294, die zeitlich in Zusammenhang
mit einem schweren Erdbeben zubringen sind.
Doch seit 1925 hat er seine natürliche Tätigkeit
eingestellt. Der Schlot des Geysirs wird von einem
flachen weißen Kegel aus Kieselsinter gefasst. Das
heiße Wasser im Schlot hat viele mineralische
Stoffe gelöst, die aber bei den niedrigen Temperaturen
an der Oberfläche ausgeschieden
werden – hauptsächlich Kieselsäure (SiO 2 ). In sehr
feinen Schichten lagert sich diese Kieselsäure ab
und bildet sehr feinen Kieselsinter – auch Geyserit
genannt. So entstand in den letzten 8000 - 10.000
Jahren ein wenige Meter hoher Sinterkegel. Das
wassergefüllte Becken hat einen Durchmesser
von 14 m; die Wassertemperatur schwankt um die
80 °C und mehr.
Der berühmte Naturforscher Robert Bunsen reiste
zusammen mit dem Naturforscher Sartorius von
Waltershausen und dem französischen Mineralogen
Descloiseaux eigens zur Erforschung des
Geysirs im Jahre 1846 nach Island. Mit Lot und
Thermometer hat er den geheimnisvollen Schlot
vermessen. Bunsen konnte das Lot bis in 22 m
Tiefe ablassen, ab hier muss sich der Schlot in
kleineren Schächten in die Tiefe verzweigen.
Die Wassertemperaturen nehmen mit der Tiefe
kontinuierlich zu. So konnte Bunsen in 12 m Tiefe
schon 120 °C und in 22 m Tiefe 127,5 °C messen.
Die Temperaturzunahme mit der Tiefe ist nicht
außergewöhnlich, denn durch den steigenden
Wasserdruck mit zunehmender Wassertiefe steigt
auch der Siedepunkt des Wassers. So war die
Erklärung dieses Naturwunders für Bunsen recht

Abb. 40
Reykjanes: Wo die Vulkane ins Meer abtauchen
Das geothermale Kraftwerk Svartsengi im Westen der Halbinsel Reykjanes versorgt Tausende von Menschen mit Heizenergie
und heißem Wasser. Der heiße Dampf kommt aus tiefen Bohrungen und hat Temperaturen über 200 ˚C. Der
zu Wasser kondensierte Dampf ist außerordentlich reich an Mineralien und wird – quasi als Abwasser – in ein Becken
eingeleitet und dient als öffentliches Bad. Die Wassertemperatur liegt zwischen äußerst angenehmen 37 und 39 ˚C.
einfach: In der Tiefe bleibt das Wasser bei 127 °C nur
bei höherem Druck unter dem dort herrschenden
Siedepunkt. Doch an der Wasseroberfläche tritt immer
ein wenig Wasser aus, was den Wasserspiegel
absinken lässt und den Druck in der Tiefe verringert.
Schließlich beginnt das überhitzte Wasser in der
Tiefe erst langsam später schlagartig zusieden: Eine
gewaltige Dampfblase steigt dann im Schlotauf
und wirft mit heftigen Eruptionen das Wasser aus.
Im Grundsatz ist die Erklärung von Bunsen auch
heute noch richtig, doch genauere Erkenntnisse
komplettieren das Bild: So hat man festgestellt, dass
der ph-Wert des Wassers bei 8 liegt (leicht alkalisch)
und im Wasser viele mineralische Stoffe und vulkanische
Gase gelöst sind, die das Siedeverhalten
auch beeinflussen. Auch der Luftdruck spielt eine
Rolle: Ist er besonders niedrig, verringern sich auch
die Druckverhältnisse im Wasser, was wiederum
den Siedepunkt herabsetzt.
Die periodische Aktivität des Geysirs unterlag im
Laufe der Zeit sehr starken Schwankungen. Bunsen
maß Ruhezeiten von 1 bis 30 Stunden. 1860: 80 bis
100 Stunden; 1873: 6 Stunden; 1896: 1 bis 12 Stunden;
von 1897 bis 1907 Unterbrechungen von mehreren
Wochen, bis er 1915 schließlich ganz „erlosch“. In
dieser Zeit erreichte seine Eruptionsfontäne bis
zu 60 m Höhe. Lange Zeit versuchte man in den
Sommermonaten Juli und August mit großen
Mengen von Seifen den Geysir für die Touristen
wieder zum Leben zu erwecken. Manchmal lies
er sich dazu überreden, doch oftmals blieb nur
ein Teppich von Seifenschaum im Gelände und
Enttäuschung in den Gesichtern der Zuschauer
zurück. Heute hat man diese Versuche eingestellt.
Warum die Seife von Zeit zu Zeit doch Erfolg hatte,
scheint nicht ganz geklärt zu sein.

5 ENTLANG DER JOKULSÁ Á FJÖLLUM
An warmen Sommertagen macht sich der Vatnajökull
(Wassergletscher) alle Ehre. Hunderte von
kleinen Rinnsalen ergießen sich aus der 10 km
breiten Gletscherzunge des Dyngjujökull in die
ausgedehnten Sandurflächen Zentralislands, die
dem Gletscher vorgelagert sind. Sie vereinen sich
rasch zu Flussläufen, teilen sich wieder in unzählige
Bäche auf, die im lockeren Sand totlaufen und
versickern. Hier wird die 206 km lange Jökulsá
á Fjöllum (der Gletscherfluss aus den Bergen)
geboren. Die große Masse der Schmelzwasser
sammelt sich auf ihrem Weg nach Norden zu
einem der reißendsten Flüsse Islands. Seit 1986
gibt es außer den zwei großen Hängebrücken bei
Grimsstadir (Ringstraße 1) und Ásbyrgi (Straße 85)
eine dritte Brücke über die Jökulsá á Fjöllum, die
die Piste von Herdubreidarlindir zur Askja und die
Piste F 98 zu den Kverkfjöll verbindet. Die Brücke
befindet sich etwas nördlich des 1084 m hohen
subglazialen Vulkans Upptyppingar.

Abb. 41
Dettifoss – der Mächtige
Der Dettifoss gilt als mächtigster Wasserfall Europas. Im Sommer stürzen hier bis zu 700 m 3 Wasser und Sand 44 m in
die Tiefe. Besonders beeindruckend ist seine Mächtigkeit vom Ostufer aus, da man von hier direkt auf den Wasserfall
blicken kann.
Dettifoss
Die letzten 40 km der Jökulsá á Fjöllum präsentieren
unvergleichliche Naturschönheiten: Fünf
Wasserfälle unterschiedlicher Höhe und einen
gewaltigen Canyon hat der Fluss in den letzten
10.000 Jahren hier geschaffen. Nördlich der Ringstraße
1 fließt der Fluss noch weitverzweigt in
flachem Gelände, gräbt sich der Fluß nördlich
der Ringstraße 1 aber zusehends in die harten
Basaltschichten (Flutbasalte) ein und stürzt zunächst
über den Selfoss 10 m in die Tiefe. Gut einen
km weiter flussabwärts stürzen die Wassermassen
44 m über den mächtigsten Wasserfall Europas,
den Dettifoss. An warmen Sommertagen tosen
hier bis zu 1500 m 3 pro Sekunde mit Schlamm und
Geröll beladenes Wasser in die Tiefe (siehe auch
Kapitel 10: Die Flüsse Islands). Messungen haben
ergeben, dass pro Liter Wasser bis zu 2 Gramm
Gesteinsfracht enthalten sind. Bei einer durch-

Abb. 55
Märchenlandschaft
Farbenfrohe Rhyolithe im Gebiet der Landmannalaugar, die die Fantasie inspiriert.
Eldgjá / Ofaerufoss
Zwischen Vatnajökull und Myrdalsjökull liegen viele
Kraterreihen und Explosionsspalten. 1783 hatte die
Laki-Spalte den größten historischen Lavastrom
mit einem Volumen von 12 km 3 gefördert (siehe
Kapitel 3, Island – Geologie einer Vulkaninsel). Viele
der über 100 Krater der Laki-Spalte waren aber in
den Jahrtausenden schon aktiv.
Zwischen dem Langisór-See und dem Thórisvatn
liegt eine über 70 km lange Eruptionsspalte in der
Tungnaáöraefi. Während den letzten 10.000 Jahren
ereigneten sich einige Ausbrüche, bei denen ungeheure
Lavamassen gefördert wurden. Vor ca.
9000 Jahren die ältere Thórsárhraun mit einer
Fläche von 335 km 2 und einem Volumen von etwa
5 km 3 ; vor ca. 7000 Jahren ergoss sich die jüngere
Thórsárhraun über eine Fläche von 614 km 2
underreichte ein Volumen von 13,5 km 3 .
Unter den vielen Nordost–Südwest-gerichteten
Spalten ist die Eruptionsspalte »Eldgjá« etwas ganz
Besonderes. Ein rund 40 km langes Spaltensystem
in der typischen Nordost–Südwest-Richtung zeigt
im nordöstlichen Teil eine 5 km lange, bis zu 140
m tiefe und bis zu 600 m breite Eruptionsspalte.
Jüngere geologische Untersuchungen haben eindeutig
gezeigt, dass die Eldjá im Jahre 934 nicht
unbedingt entstanden, aber zumindest einen sehr
starken Ausbruch hatte, der die heute sichtbare
Spalte weitgehend gebildet hat. Wie die Spalte
vor dem Ausbruch aussah, ist nicht bekannt, da
die Eldgjá erst im Jahre 1893 entdeckt wurde. Die
sehr genaue Datierung ins Jahr 934 ergibt sich aus
Eisbohrungen im Vatnajökull und im Grönlandeis,
in denen die Aschen der Eldgjá zu finden sind.
Bei dem Ausbruch wurden vermutlich über 9 km 3
Laven explosiv ausgeworfen.

Nachdem sie zum Boden zurückgefallen waren,
verschmolzen die Lavafetzen zu sogenannten
sekundären Lavaströmen, die bis weit in die
Küstenebene flossen. Auf den Hochflächen
beiderseits der Eldgjá-Spalte sind die stark verschweißten
Lavafetzen (Schweißschlacken) zu
sehen. Dass es sich dabei nicht um einen direkt
aus der Spalte ausgeflossenen Lavastrom handelt,
beweisen die mit Schweißschlacken bedeckten
Hügel am südwestlichen Schluchtausgang, denn
ein Lavastrom kann ein solches Relief nicht einfach
überfließen. Bei einem effusiven (ruhigen, nicht
explosiven) Lavaausfluss wäre auch keine tiefe
Spalte zurückgeblieben.
Am Grund der Spalte sind kleine Schlackenkegel
von wenigen Metern Durchmesser zu sehen.
Sie rühren von den letzten Aktivitäten am Ende
des großen Ausbruchs. Unweit des Parkplatzes
stehen ein Hornito (siehe Kapitel 6, Strytur) mit
einem tiefen Schlot. Ähnlich wie die kleinen
Schlackenkegel entstand auch er durch sehr lokale
Schlackenwurftätigkeit, die diesen spitzen Kegel
aufbaute.
Über einen der schönsten Wasserfälle Islands
– den Ofærufoss – stürzt der kleine Fluss Ofæra
in die Eldgjá-Spalte. Durch das Abrutschen des
Hanges wurde die harte Lavadecke nach unten
versetzt. Der Wasserfall hatte die untere Stufe
der Lavadecke durchbrochen und unterhöhlte
über Jahrtausende hinweg eine immer schmaler
werdende Naturbrücke aus poröser Basaltlava.
Leider ist diese wunderschöne und zuletzt nur
noch pfadbreite Naturbrücke im Jahre 1994 auf
natürliche Weise eingebrochen.

7 RUND UM DEN MYVATN
Der weltbekannte isländische Geologe und
Vulkanologe Sigurdur Thorarinsson, †1983, konnte
mit Hilfe der sogenannten Tephrochronologie
(siehe Kapitel 9, Die Hekla) die geologische
Geschichte des Myvatn-Gebietes entschlüsseln.
Denn starke Vulkanausbrüche der Hekla hatten zu
verschiedenen Zeiten deutlich unterscheidbare
Aschenlagen in ganz Nordisland abgelagert: Die
Asche H5 vor ca. 6600 Jahren, H4 vor ca. 4000 - 4500
Jahren und H3 vor ca. 2800 Jahren. Thorarinsson
konnte im Myvatn-Gebiet die einzelnen Aschenlagen
identifizieren und je nachdem, ob die verschiedenen
Aschenlagen (H3 bis H5) unter oder
über einer Lava oder anderen Tuffenschichten aus
dem Myvatn-Gebiet liegen, kann ihr Alter relativ
zu den Hekla-Aschen benannt werden. Mit dieser
Arbeitsweise konnte Thorarinsson einen zeitlichen
Ablauf der geologischen Ereignisse im Myvatn-
Gebiet ausarbeiten
+
Námafjall / Námaskard
Die ältesten vulkanischen Aktivitäten im Myvatn-
Gebiet waren subglaziale Spalteneruptionen, die
den lang gezogenen ockerfarbenen Hyaloklastit-
Rücken Námafjall aufbauten. Durch tief reichende
Spalten und Brüche in der Erdkruste können
bis heute heiße Dämpfe und Wasser an die
Erdoberfläche dringen. Östlich des Námafjall

Abb. 56
Blubbernd:
Das Thermalgebiet von Námaskard gehört zu den schönsten und größten von ganz Island. Kochende Schlammtümpel
– sogenannte Solfataren – in unterschiedlichen Formen, Farben begeistern jeden.
ist dadurch das Thermalgebiet von Námaskard
entstanden. In den letzten Jahrtausenden waren
die Schwefelaushauchungen so stark und konnten
oberflächennah soviel Schwefel anreichern, dass
der Schwefelabbau bis 1940 betrieben wurde.
Doch durch Brand und Explosionen wurden
die Schwefelfabriken immer wieder zerstört
und der erhoffte wirtschaftliche Erfolg blieb
letztlich aus. Heute lassen sich die faserigen
Schwefel- und Gipskristalle bewundern, die an
den Austrittsstellen sublimieren. Knapp unter der
Erdoberfläche beginnen die Kristalle ihr Wachstum
und drücken dabei die wenigen Zentimeter Lehm
und Gesteinsgrus in die Höhe. Der Boden wird
dadurch stark aufgelockert.
Das Hauptfördergebiet der Gase und Dämpfe hat
sich in den letzten Jahrtausenden vom Námafjall
weiter nach Osten an seinen Fuß verlagert. Große
tiefgraue Schlammtümpel köcheln vor sich hin,
andere haben eine sehr starke Wärmezufuhr aus
der Tiefe, so dass sie ungestüm überkochen und
dabei ihre ölig-graue Brühe bis zu 3 m in die Höhe
schleudern. Hier und da öffnen sich Löcher, gefüllt
mit zähem Schlamm, und jede ausgestoßene
Dampfblase zeichnet ein Muster von schmalen
dunklen Streifen. Die Existenz und Lebensdauer
solcher Schlammvulkane unterliegt dem Gleichgewicht
von Energie- und Wasserzufuhr im
Untergrund und Energie abgaben an der Oberfläche.
Viel mehr als 100 °C kann die wässrige

Grjótagjá / Stóragjá / Krummagjá
In dem vulkanisch und plattentektonisch sehr
aktiven Myvatn-Gebiet sind natürlich auch große
Erdspalten zu sehen. Die »Grjótagjá« liegt am Ostrand
des mächtigen Lavastroms namens »Vogahraun«
– zwischen Hverfjall und der Ringstraße 1.
Durch die typisch grabenartige Absenkung wurde
hier ganz ähnlich wie in Thingvellir die Vogahraum
vertikal versetzt und die Zwischenschollen wurden
um ca. 45 ° verkippt (siehe Abb 7; Seite 23). In der
Spalte konnte sich in einer kleinen Kaverne Wasser
sammeln. 1978 hat sich das Wasser jedoch durch die
gesteigerte Gesteinswärme im Zuge der Eruptionen
des Vulkans Krafla von angenehmen 40 °C auf
60 °C erwärmt; seit einigen Jahren aber wieder
auf rund 50 ˚C abgekühlt und ist zum Baden nicht
mehr geeignet. Die »Stóragjá« liegt direkt südlich
der Straßenkreuzung 1/848 und ist in wenigen
Minuten zu Fuß von der Ortschaft Reykjahlid zu
erreichen. Bei der Stóragjá handelt es sich um eine
reine Dehnungsspalte, die keine nennenswerten
Vertikalversätze aufweist. Auch hier konnte sich
Wasser sammeln, das durch die Gesteinswärme
aufgeheizt wird. Die Wassertemperatur beträgt ca.
28 °C. Obwohl der Badeplatz windgeschützt liegt,
ist von einem Baden aus hygienischen Gründen
abzusehen, da sich im Laufe der Zeit das stehende
Wasser verunreinigt hat. Eine Spalte besonderen
Ausmaßes ist die »Krummagjá« am Westhang des
Námafjall. Sie wird bis zu 60 m breit und zeigt in
beeindruckenden Dimensionen, wie schnell sich der
Zentralisländische Graben in Nordisland dehnt. Von
1975 bis 1983 hat sich das gesamte Grabengebiet
um 5–7 m in Ost/West-Richtung gedehnt.
Krummagjá, Stóragjá und Grjótagjá gehören zu
einem 80 km langen und durchschnittlich 7–10 km
breiten Spaltensystem, das sich bis zur Nordküste
erstreckt.

Abb. 62
In Teufels Küche
Der Vulkan Krafla zählt zu den aktivesten in Island. Neben Schlammvulkanen und Explosionskratern wird ein Kraftwerk
betrieben.
Krafla
Das Krafla-Gebiet – ca. 10 km nordöstlich des
Myvatn – ist eines der aktivsten Vulkangebiete
der Welt. Ähnlich wie 1875 in der Askja-Caldera
begann der Eruptionszyklus der ersten »Myvatn-
Feuer« 1724-1729 mit der Entstehung eines Explosionskraters.
Am 17. Mai 1724 wurde der Helviti
(Höllenkrater) geboren. Bis zum nächsten Tag
wurde wie beim Viti-Krater der Askja über ein
Kubikkilometer pyroklastisches Material gefördert
und die Eruptionssäule erreichte vermutlich
eine Höhe von 15.000 m. Dabei wurden die
Lavaströme, die hier geschichtet im Untergrund
liegen, durchschlagen. Zurück blieb ein kochender
Schlammsee, der sich nach rund 100 Jahren in
einenklaren Kratersee verwandelte.
Am 11. Januar 1725 öffnete sich wenige 100 m
westlich von Helviti eine lange Eruptionsspalte
namens »Leirhnúkur«, aus der sich bis 1729
fünf Lavaströme ergossen. Im August 1729 erreichte
ein Lavastrom das Nordufer des Myvatn. Er umfloss
die Kirche von Reykjahild und ergoss sich in den
See. Dieser Lavastrom bekam den Namen Eldhraun
– die Feuerlava – und liegt direkt westlich von
Reykjahlid. Bis auf eine kleine Unterbrechung im
Jahre 1746 herrschte bis 1975 Ruhe im Krafla-Gebiet.
Durch die guten Erfahrungen mit dem kleinen
Dampfkraftwerk der früheren Kieselgurfabrik, die
mittlerweile abgerissen wurde, wurde Anfang 1975
mit dem Bau des Krafla-Kraftwerkes begonnen. Die
ersten Bohrungen waren vielversprechend und es
wurde eine Endleistung von 55.000 kW geplant.
Doch im selben Jahr begann der Eruptionszyklus
der zweiten »Myvatn-Feuer«. Die Dampfförderung
der Bohrung änderte sich und auch die chemische
Zusammensetzung des Dampfes birgt wegen
seiner chemischen Aggressivität große Probleme.
Seit 1975 haben sich etliche Lavaströme er-

gossen und immer wieder wurde in den 1980-er
Jahren von offiziellen Stellen Vulkanalarm gegeben,
wenn sich das Magma im Untergrund
bewegte. Geowissenschaftler verfolgen solche
Magmabewegungen mit einem System von Seismografen,
die die vielen kleinen Erschütterungen
registrieren, welche durch das wandernde Magma
in der Tiefe verursacht werden. Im Fachjargon
bezeichnet man solche Kleinbeben als vulkanische
Tremos. Wissenschaftler können daran erkennen,
in welcher Tiefe die Magmakammer liegt und ob
sich die Schmelze in vertikaler oder horizontaler
Richtung bewegt. Steigen die registrierten Tremos
auf, so zeigen sie aufdringendes Magma an. Eine
zweite Möglichkeit, aufsteigendes Magma zu
erkennen, ist das »Atmen« des Vulkans. Steigen
Schmelzkörper in die oberen Krustenbereiche,
wölbt sich die Region leicht auf. Durch genaue
topografische Vermessung oder einfach durch ein
System von kommunizierenden Röhren sind schon
Neigungsunterschiede von einem tausendstel
Winkelgrad zu erkennen. Bei der Eruption im
September 1984 wurde der Seespiegel des Myvatn
als Wasserwaage benutzt, um die Aufwölbung des
Gebietes zu dokumentieren. Durch die Entfernung
von 10 km vom Eruptionszentrum konnte man am
Myvatn das Aufsteigen der Erdkruste nur indirekt
nachweisen. In den Monaten vor der Eruption
sanken manche Gebiete ab, stiegen aber wenige
Wochen vor der Eruption wieder stark an. Während
der Eruptionszeit sind dann alle Messwerte
stark gesunken. Oftmals ist nach einer Eruption
festzustellen, dass die östlichen und westlichen
Erdkrustenteile auseinander gedriftet sind und
der Graben – eine Art Linear-Caldera – weiter
eingebrochen ist.
Forschungen haben ergeben, dass sich im Krafla-
Gebiet in ca. 30 km Tiefe die tiefste Magmakammer
nachweisen lässt. Eine zweite Magmakammer liegt
in 20–25 km Tiefe. Eine dritte Magmakammer liegt
in 5–8 km Tiefe und die flachste Magmakammer in
3–4 km Tiefe. Von diesem flachen Magmakörper
dringt die Schmelze in das Spaltensystem ein und
kann dort große horizontale Strecken zurücklegen.
Dieser Prozess macht es in einem mehrere Dutzend
Kilometer langen Spaltensystem schwer, den genauen
Eruptionsort vorherzusagen. Im Moment des
Eruptionsbeginns öffnet sich dann mit einem Ruck
die Eruptionsspalte durch das einschließende Magma
– ein Paradebeispiel für das „sea-floor-spreading“. Da
seit 1975 etwa nur 1% des zur Verfügung stehenden
Magmas ausgeflossen ist, dürften sich in der Zukunft
noch einige Eruptionen ereignen. Vielleicht steht
der Hauptausbruch mit gigantischem Lavaausfluss
noch bevor. Wie mobil das Magma innerhalb des

Abb. 63
Dampf aus allen Ritzen:
Der Vulkan Krafla, nach dem nahe gelegenen
Berg östlich des Explosionskraters
Helviti benannt, gehört zu den
aktivsten Vulkangebieten Islands. Der
typische Spaltenvulkan war zuletzt in
den Jahren 1975 bis 1984 aktiv. Er ist
sehr jung (erste Aktivitäten 1725) und
konnte bislang keine großen Kegel
aufbauen. Die Schlackenkegel entlang
der kilometerlangen Spalte sind oft
nur wenige Meter hoch und erreichen
maximal ca. 20 m Höhe.
Spaltensystems der Krafla sein kann, hat sich
im September 1977 in beeindruckender Weise
gezeigt, als aus einer zuvor trockenen gefallenen
geothermalen Bohrung 1,2 m 3 Basalt ausflossen.
Dies war der erste künstliche und zugleich der
kleinste basaltische Vulkanausbruch.
Abb. 64
Energie aus der Magmakammer:
Das geothermale Kraftwerk „Kröflustöd“ auf dem Vulkan Krafla zapft mit
Bohrungen die Hitze der Magmakammer an.
Historische Ausbrüche
Viti: 17. – 18. 5. 1724;
Lavaströme: 1. Zyklus:
1725; 1727; 1728; 1729 Eldhraun; 1746.
Lavaströme 2. Zyklus:
1975; 1977; 1980; 1981; 1984.

Islands Naturwunder
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Wasser, Luft und Erde näher als auf Island. Ein Land
voller Bilder von bestechender Klarheit und faszinierender
Schönheit, gleichsam der irdischen Schöpfung
zusehend. Wer dieses archaische Landschaft entdecken
und verstehen will, bekommt in diesen Buch
fundierte Einblicke in die Entstehungsgeschichte und
Landschaftsformen Islands.
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Der Diplom Geologe, Wissenschaftsautor und Exkursionsleiter
Christof Hug-Fleck erkundete Island seit
1979 auf über 50 Reisen. Er schrieb diesen Naturführer
für alle, die mehr über die faszinierenden Naturwunder
Islands wissen wollen, als man in konventionellen
Reiseführern üblicherweise erfährt.
Wieso ist Island vulkanisch? Wie funktionieren Vulkane?
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durch die Urkräfte der Natur? Alle Informationen sind
für Laien verständlich erklärt. Aber auch Fachleute
und Studenten, die Island erstmals bereisen, erhalten
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das rasche Verständnis wie die Naturwunder Islands
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