Physiogeographie Geologie1 WS07.pdf

Physiogeographie: 

Geologie 1 

Vorlesung im WS 2007/08 

Hans STEYRER

Einleitung 

Die Reste der Markthalle von Pozzuoli 

(Neapel), der „Tempel der Serapis“. 

Titelbild der ersten Ausgabe von Charles 

LYELLs „Principles of Geology“ (1830). In 

einigen späteren Ausgaben wurde die Figur des 

Philosophen links unten im Bild weggelassen. 

Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER) 1

Geologische Zeitrechnung und -messung 

Die Geologische Zeitskala, 

zusammengstellt von den IUGS 

stratigraphy commissions 

4.6 Milliarden Jahre 

Erdgeschichte – 

komprimiert auf einen 

24-Stunden Tag 


Geologische Zeitrechnung und -messung 

Als Eukaryoten oder 

Eukaryonten (Eucaryota) 

werden alle Lebewesen mit 

Zellkern und Cytoskelett zusammengefasst 

(Griechisch 

karyon = Kern, eu = gut). 

Eukaryoten entwickeln sich 

immer aus zell-kernhaltigen 

Ausgangszellen (Zygoten, 

Sporen). Alle anderen 

zellulären Lebewesen, die 

keinen echten Zellkern 

besitzen, Archaeen (Archaea) 

und Bakterien 

(Bacteria), darunter die 

Cyanobakterien (Cyanobacteria), 

werden als 

Prokaryoten bezeichnet. 

Diplomonaden (Lamblia) 

besitzen zwei separate 

Zellkerne (Doppelkernigkeit) 


Der innere Aufbau der Erde 



Seismograph zur Registrierung einer horizontalen 

Komponente der Bewegung 

Scherbruchhypothese zur 

Entstehung von Erdbeben: 2 

Blöcke sind tektonischen 

Kräften ausgesetzt (stressed), 

Reibung an der Störungsfläche 

verhindert das 

Gleiten, auf beiden Seiten 

kommt es zur Deformation. 

Schließlich wird die Reibungsblockade 

überwunden 

(released), es kommt zum 

Aufreissen an der Störungsfläche 

(=Bebenherd, das 

Epizentrum liegt direkt darüber 

an der Erdoberfläche). 



Erdbebenwellen: 

a) und b) sind Raumwellen, 

c) und d) sind 

Oberflächenwellen 



Abb. rechts: Herdflächenlösungen von 

Erdbeben und ihre Darstellung im Kartenbild 

Extension: 

Abschiebungen 

Kompression: 

Aufschiebungen 

Herdflächenlösungen von Erdbeben in Griechenland, der 

Ägäis und der westlichen Türkei zwischen 1900 und 1981. 

Herdflächenlösungen von Erdbeben in Asien zwischen 1900 

und 1987. Der Pfeil zeigt die Richtung der Relativbewegung 

zwischen der Indischen Platte und Asien 




Minerale 

Die Kristallstruktur der 

Silikatmineralien (a)-(f), 

deren Systematik auf 

der unterschiedlichen 

Verknüpfung der 

Tetraeder beruht. 

Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER) 9

Minerale 

Härteskala nach MOHS 

Die physikalischen Eigenschaften der Minerale und die Beziehung zu Chemismus 

und Kristallbau 


Magmengenese 


Magmengenese 

Modell einer 

Subduktionszone und 

der damit verbundenen 

Magmengenese 

Zusammenhang zwischen Kieselsäuregehalt 

von Magmen und 

den wichtigsten Hauptelementen 

sowie der wesentlichen physikalischen 

Eigenschaften von 

Schmelzen (Schmelztemperatur 

und Viskosität) 


Vulkanismus 

5. GEOLOGIE UND VULKANISMUS 

aus: Schermaier und Steyrer 2005 („Island – ein geologisches Abenteuer am trotzigen Ende 

der Welt) 

5.1. Plattentektonik 

Lithosphäre = feste, äußere Schicht der 

Erde 

lithos (gr.) = Stein 

asthenos (gr.) = nicht hart 

sphäros (gr.) = Kugel 

Tektonik = Lehre vom Bau und der 

Bewegung der Erdkruste 

Die äußere Schale der Erde ist ein Mosaik 

aus mehreren unterschiedlich großen 

Lithosphärenplatten, die sich gegeneinander 

bewegen. Jede Lithosphärenplatte besteht 

aus starrer Kruste und einem festen Anteil 

des oberen Mantels. 

Es gibt acht große und mehrere kleinere 

Platten (Abb. 5. 1.). Die Lithosphärenplatten 

sind ca. 50 bis 100 Kilometer dick (Abb. 5. 

2.). Darunter befindet sich die weichere 

Asthenosphäre, auf der sich die Lithosphärenplatten 

mehrere Zentimeter pro Jahr gegeneinander bewegen. Diese moderne 

geologische Betrachtungsweise nennt man Plattentektonik. 

Vergleich der beiden Krustentypen 

ozeanisch 

dünner (meist 5-10 km) 

kontinental 

dicker (meist 30-40 km) 

schwerer (3,0 g/cm 3 ) leichter (2,7-2,8 g/cm 3 ) 

kieselsäurearme (= basische) Gesteine 

Basalt, Gabbro) 

kieselsäurereiche (= saure) Gesteine 

(Granit, Gneis, Schiefer, Sedimente) 

Abb. 5. 1: Plattentektonik (aus FAUPL 2000): Die Lithosphäre der Erde besteht aus 

mehreren getrennten Platten, die einer ständigen Neubildung an den mittelozeanischen 

Rücken und einem Abbau in den Subduktionszonen unterliegen. 


Vulkanismus 

Subduktion = Ozeanische 

Lithosphäre wird unter die 

kontinentale gezogen 

subducere (lat.) = hinunterziehen 

Kollision = Zusammenstoß zweier 

Kontinentalplatten 

collidere (lat.) = zusammenstoßen 

Mit den Plattenbewegungen sind viele geologische 

Erscheinungen verbunden. Wo zwei Platten 

auseinander driften, kann Magma an die Erdoberfläche 

gelangen, und es entstehen Vulkane. In den 

Ozeanen bezeichnet man solche Bereiche als Mittelozeanische 

Rücken. 

Wenn zwei Platten zusammenstoßen, wird 

zunächst eine Platte unter die andere gezogen (= 

Subduktion). Die abtauchende Platte schmilzt 

durch die zunehmende Temperatur, das geschmolzene 

Gesteinsmaterial steigt in Spalten auf. Dadurch kommt es in der darüber 

liegenden Platte zur Bildung von Vulkanen. In der Knautschzone zwischen den 

zusammenstoßenden Platten (= Kollision) kommt es auch häufig zu Gebirgsbildungen. Die 

meisten Erdbeben sind an Plattengrenzen gebunden und 95% der weltweit aktiven Vulkane 

treten an den Plattenrändern auf. Weiters erklärt die Plattentektonik auch noch viele andere 

geografische Merkmale unserer Erde, wie z. B. Tiefseerinnen und andere Grabenstrukturen. 

Abb. 5.2: Die Bewegungen der Platten in einem Schnitt durch die Erde (aus FAUPL 2002) 

Die Afrikanische Platte und die Südamerikanische Platte trennen sich am Mittelatlantischen Rücken 

mit einer Geschwindigkeit von einigen Zentimetern pro Jahr. Die Südamerikanische und die Nazca- 

Platte (im östlichen Pazifik) schieben sich übereinander und schaffen dabei die Anden. Die 

Mächtigkeit der Platten ist hier aus Gründen der Anschaulichkeit vergrößert dargestellt. 


Vulkanismus 

Durch die Bewegungen der Lithosphärenplatten ergeben sich drei Arten von Plattengrenzen: 

(1) Zwei Platten bewegen sich voneinander weg (Riftzonen, Abb. 5.3. und 5.4.) 

Durch aufsteigendes Mantelmaterial kommt es zu intensivem Vulkanismus, wodurch sich 

eine neue Kruste bildet. 

Ozeane/ sea floor spreading: Dort bilden sich die Mittelozeanischen Rücken, die nur selten 

über den Meeresspiegel ragen (Island). 

Kontinente: Es entstehen große kontinentale Grabenbrüche (Ostafrika, Rheingraben). Bei 

anhaltender Bewegung kommt es zur Bildung zweier selbstständiger Kontinente, zwischen 

denen sich neue Meeresbereiche bilden (Rotes Meer), die schließlich zu Ozeanen werden. 

Abb. 5.3: Sea floor 

spreading und Subduktion 

einer 

ozeanischen Platte durch 

einen Konvektionsstrom 

als Grundprinzip der 

Plattentektonik (nach verschiedenen 

Autoren, 

stark geändert). 

(2) Zwei Platten stoßen zusammen (Subduktion/Kollision, Abb. 5.3.) 

Subduktionszonen: 

Subduktionszonen sind unter Wasser durch Tiefseerinnen, wie sie vor allem rund um den 

Pazifik bestehen, gekennzeichnet. Teile der verschluckten ozeanischen Kruste schmelzen in 

der Erdtiefe durch Temperaturerhöhung. Dadurch kommt es über Subduktionszonen häufig 

zu intensivem Vulkanismus. 

Aktive Kontinentalränder: Ozeanische Kruste wird unter die kontinentale gezogen (Anden). 

Inselbögen: Ozeanische Kruste wird im Randbereich von Ozeanen unter kontinentaler oder 

ozeanischer Kruste verschluckt (Japan, Philippinen, Indonesien, Aleuten). 

Kollisionszonen: Wenn der gesamte ozeanische Bereich zwischen zwei Kontinenten verschluckt 

ist, prallen sie schließlich aufeinander, es entstehen große Gebirgsgürtel (Alpen, 

Himalaya, Ural). 


Vulkanismus 

(3) Zwei Platten bewegen sich aneinander vorbei (Transformstörungen, Abb. 5.3.) 

Solche Reibungszonen sind durch besonders häufige Erdbeben gekennzeichnet (San 

Andeas Störung/Kalifornien, Nordanatolische Störung/Türkei, Jordantal/Naher Osten). 

Ursachen der Plattenbewegungen 

Zweifellos sind die Kräfte für die Plattenbewegungen im Erdmantel zu suchen. Dieser 

besteht aus heißem, plastischem Gesteinsmaterial. Viele Forscher denken heute, dass sich 

die beweglichen Schmelzmassen im Mantel ähnlich verhalten wie eine dicke Suppe, die in 

einem Topf aufgekocht wird. Dort steigt die kochende Suppe auf Grund der 

Wärmebewegung im Zentrum an die Oberfläche, strömt zur Seite, kühlt ab und sinkt seitlich 

wieder zu Boden, womit der Kreislauf von neuem beginnt (= Konvektionsströmung, Abb. 

5.4.). 

Abb. 5.4: Konvektionsströme im Erdmantel als Ursache tektonischer Bewegungsvorgänge 

der Erdkruste (nach WUNDERLICH, aus RAST 1987) 

Rechts im Bild: Kontinentaler Krustenbereich mit zentraler Orogenzone über absteigendem 

Konvektionsbereich, kontinentale Dehnungszone mit Bruch- und Grabentektonik nebst zugehörigem 

Vulkanismus (Mitte rechts) über aufsteigendem Konvektionsbereich; randständiges Orogen an der 

Außenflanke des Kontinents (Mitte links) mit teilweiser Überschiebung der Ozeanischen Kruste. Links 

außen: mittelozeanischer Rücken über aufsteigendem Ast der Konvektionsströme; Dehnung und 

Aufreißen der Ozeanischen Kruste sowie Aufdringen von basaltischem Magma und Bildung 

vulkanischer Inseln. 

Im Bereich der Mittelozeanischen Rücken steigt demnach heißes, leichteres Material auf, 

während seitlich kälteres und dichteres Material absinkt. Auf diese Weise treiben riesige 

Konvektionszellen die Plattenbewegungen an (Abb. 5.4.). Dafür sind riesige Mengen an 

Wärme erforderlich, die aus zwei Quellen stammen: 

1. Aus dem radioaktiven Zerfall von Elementen im Erdinneren (v. a. Uran, Thorium und 

Kalium) sowie 

2. aus einer Restwärme, die im Erdinneren seit der Entstehung der Erde gespeichert ist. 

In diesem Zusammenhang sind aber auch noch viele Fragen ungeklärt. Warum konzentriert 

sich die Hitze aus dem Erdinneren in bestimmten Regionen und formt dort Konvektionszellen? 

Wie groß sind die Konvektionszellen im Mantel wirklich? Wo und wie entstehen sie, wie 

sind sie aufgebaut? 

Führende Geowissenschafter gehen in jüngster Zeit davon aus, dass zusätzlich zu den 

Mantelströmungen vor allem die Zugkräfte, die absinkende Platten in Subduktionszonen hervorufen 

(„slab pull“, slab = Platte, pull = ziehen, engl.), ganz wesentlich zu den Plattenbewegungen 

beitragen. Ihr Beitrag wird heute wesentlich höher gewertet, als die Schubkräfte 

(„ridge push“, ridge = Rücken, push = stoßen, engl.), die durch aufsteigendes Mantelmaterial 

an den Mittelozeanischen Rücken entstehen (Abb. 5.3. und 5.4.). 


Vulkanismus 

5. 2. Vulkane 

Entstehung 

Durch Vulkane dringt heißes, geschmolzenes Gesteinsmaterial (= Magma) in Form von Lava 

oder ausgeschleuderten Lockerprodukten an die Erdoberfläche. Dies ist möglich, wenn in 

der Erdkruste Schwächezonen in Form von Rissen und Spalten (=Förderschlote) entstehen, 

durch die das Material aufsteigen kann (Abb. 5.5.). Die größten Schwächezonen der 

Erdkruste sind die Plattenränder. 

Abb. 5. 5: 

Die wichtigsten 

Erscheinungsformen 

bei Effusiv- und 

Intrusivgesteinen. 

Gänge 

durchschlagen 

das Nebengestein, 

Lagergänge 

(=Sills) 

dringen parallel 

zu den Gesteinsschichten 

ein. 

(verändert aus 

Decker & Decker 

1998) 

Lebenszyklus von Vulkanen 

Wenn die Magmenkammer unter einem Vulkan leer ist, brechen Vulkane meist unter ihrem 

eigenen Gewicht in sich zusammen (Abb. 5. 6.). Die enstehenden Einbruchsstrukturen, die 

meist kreisrund sind, nennt man Calderen. Eine Caldera weist meist einen viel größeren 

Durchmesser auf als ein Förderkrater. Calderen werden nach ihrer Bildung häufig durch 

neue Lavaströme aufgefüllt. Oft entsteht dadurch im Bereich einer Caldera auch ein neuer 

Vulkan. 

In tropischen Gebieten bilden sich im Bereich von Vulkanflanken, die ins Meer abfallen 

Korallenriffe (Hawaii). Wenn erloschene Vulkane im Meer versinken oder durch Erosion 

abgetragen werden, bilden sich Atolle, also kreisförmige Anordnungen von Korallenriffen (z. 

B. Südsee). Wenn sich ehemalige Vulkankrater mit Wasser füllen, entstehen kleine Seen, 

die man als Maare bezeichnet (Laacher Seengebiet/Deutschland). 


Vulkanismus 

Abb. 5. 6: Entstehung einer CaIdera 

(aus RAST 1992) durch Einbruch 

eines Krustenblockes in eine darunter 

befindliche Magmenkammer 

Die drei Haupttypen von Vulkanen 

 

 

 

Abb. 5. 7.: Die drei Haupttypen von Vulkanen, unterschieden nach ihrer plattentektonischen 

Position, sowie die jährliche Magmenproduktion (SCHMINCKE 2000) 

Riftvulkane: Lithosphäre wird im Bereich auseinander driftender Platten entlang eines 

weltumspannenden, 70.000 Kilometer langen Spaltensystems gebildet. 

Vorkommen: In den Ozeanen an den Mittelozeanischen Rücken (Abb. 5. 3. Position 

in Abb. 5. 7.) , die drei Viertel des gesamten Fördervolumens der Vulkane auf der Erde 

liefern. Selten ragt der mittelozeanische Rücken über den Meeresspiegel (z. B. in 

Island – Hekla, Laki, Askja, Krafla, 


Vulkanismus 

Surtsey). Auf den Kontinenten befinden sich Riftvulkane im Bereich großer Grabenbrüche (z. 

B. Ostafrika – Kilimandscharo) und ausdünnender Kruste (z. B. Oststeiermark, Burgenland). 

Subduktionszonenvulkane: Lithosphäre wird im Bereich zusammenstoßender 

Platten verschluckt (Abb. 5. 3. Position in Abb. 5. 7.) 

Vorkommen: Anden (Nevado del Ruiz, Cotopaxi), Mexiko (Popocatepetl, Paricutin), Neuseeland, 

Indonesien (Krakatau), Philippinen (Mayon, Unzen, Pinatubo), Japan (Fujiyama), 

Aleuten, Kamchatka (Kliuchewskoy, Avachinsky, Tolbachik) Karibik (Mt. Pelée, Montserrat). 

Hot Spots: Der einzige Vulkantyp, der nicht an Plattenränder gebunden ist (Position 

in Abb. 5. 7.). Hot Spots sind ortsfeste Aufwölbungen des Erdmantels, wo heißes 

Mantelmaterial die Kruste durchbricht und Vulkane bildet. Durch die Plattenbewegung 

entfernen sich die entstehenden Vulkane vom Hot Spot, bis sie schließlich ganz von ihm 

getrennt werden. Im Laufe von Jahrmillionen entsteht so eine perlschnurförmige Vulkankette, 

die, wie im Fall von Hawaii, mehrere tausend Kilometer lang werden kann. Vorkommen: 

Hawaii-Kilauea, Kanarische Inseln-Lanzarote/Teide, Galapagos-Inseln, Hoggar- 

Massiv/Sahara. 

Unterscheidung von Vulkanen nach Form und Aufbau 

SCHILDVULKANE 

(Abb.5.8.) 

SCHICHTVULKANE 

(Abb.5.9.) 

Form flach gewölbt kegelförmig 

Volumen oft gigantisch (bis 80 000 km 3 ) meist viel geringer (5-500 km 3 ) 

Hangneigung flach (wenige Grad) steiler (20-40 Grad) 

Aufbau vorwiegend Lava-Schichten Lava-Schichten und 

Lockermaterial 

Kieselsäuregehalt der Lava gering hoch 

Wassergehalt der Lava unterschiedlich meist hoch 

Temperatur der Lava höher (1000-1200°C) niedriger (800-1000°C) 

Fließverhalten der Lava schnell (bis 50 km/h und mehr) langsam 

Gefährlichkeit meist gering – weniger explosiv meist hoch - explosiv 

Vorkommen (bezüglich v. a. an ozeanischen Rifts v. a. an Subduktionszonen und 

der Plattentektonik) und als Hot Spots und kontinentalen Rifts 

Berühmte Beispiele 

Mauna Loa, Mauna Kea 

Kilauea/Hawaii 

Trölladyngja/Island 

Vesuv und Stromboli/Italien 

Pico/Azoren 

Fujijama/Japan 

Gorely (Kamtschatka) Tolbatschik und Klutschevskoy 

(beide Kamtschatka) 


Vulkanismus 

Abb. 5.8: Schematische 

Darstellung eines 

Schildvulkans 

Diese vorwiegend in 

ozeanischen Gebieten 

anzutreffenden, flach gewölbten, 

oft riesige Ausmaße 

erreichenden Vulkanbauten 

bauen sich vom Tiefseeboden 

her aus zahllosen übereinanderfolgenden 

Lavaströmen 

unterschiedlicher Mächtigkeit 

und Flächenausdehnung auf. 

Abb. 5.9: Schematische 


Stratovulkans 

Diese in Subduktionszonen und 

kontinentalen Riftzonen weit 

verbreiteten Vulkanbauten 

bestehen aus einer geneigten 

schichtartigen Aufeinanderfolge 

von Lavaströmen und vulkanischen 

Lockerprodukten 

unterschiedlichen 

Mengenverhältnisses 

Eruptionsformen 

Man unterscheidet magmatische Eruptionen, deren Explosivität allein von der Viskosität 

und vom Anteil an juvenilen (=vom Magma mitgeführten) Volatilen (=Gasen) bestimmt wird, 

von phreatomagmatischen Eruptionen, bei denen unterschiedliche Mengen von externem 

Wasser eine Rolle spielen. Bei phreatischen Eruptionen verdampft externes Wasser, welches 

sich im Kontakt zu Magma oder zu heißem Gestein aufgeheizt hat, explosionsartig. 

Magma wird hierbei nicht oder nur unwesentlich gefördert. 

Das Spektrum magmatischer Eruptionen reicht von hawaiianisch bis ultraplinianisch. 

Hawaiianische Eruptionen sind gekennzeichnet von der Effusion dünnflüssiger, volatilarmer, 

basaltischer Magmen, die in Form von Lavafontänen bis 500 m hoch eruptieren und z.T. 

ausgedehnte Lavaströme bilden. Etwas viskoser (=zäher) und volatilreicher sind die Basaltmagmen, 

die strombolianisch ausbrechen. Hierbei entstehen durch das Zerplatzen von 

Gasblasen relativ grobe Fragmente, die aus dem Schlot herausgeschleudert und zu einem 

Vulkankegel aufgeschichtet werden. Untergeordnet können sich relativ zähe Lavaströme bilden. 


Vulkanismus 

Gelangt zähflüssiges und volatilreiches Magma an die Oberfläche, kommt es zu hochexplosiven 

Eruptionen, die als plinianisch bezeichnet werden. Dabei bilden sich Eruptionswolken, 

die bis zu 65 km hoch steigen. Die Höhe der Eruptionssäule, die Magmeneruptionsrate und 

das Gesamtvolumen (bis 7 x 10 14 kg) korrelieren bei plinianischen Eruption positiv miteinander. 

Wenn die mitgeführten vulkanischen Fragmente (Tephra) vom Wind verdriftet werden, 

entstehen ausgedehnte Aschedecken. Wolken von feiner Tephra und Aerosol (Tröpfchen 

von Schwefelsäure und anderen Volatilprodukten) können monate- bis jahrelang in der 

Atmosphäre bleiben und mehrmals um den Globus reisen. Dies kann zu einer zeitweiligen 

Klimaverschlechterung führen. Der große Ausbruch des Tambora 1815 in Indonesien hatte 

einen drastischen Temperatursturz zur Folge, welcher auf der Nordhalbkugel einen Ausfall 

des Sommers 1816 mit katastrophalen Ernteausfällen bewirkte. 

Trifft heißes Magma auf Grundwasser kann es zu extrem explosiven, phreatomagmatischen 

Eruptionen kommen, in deren Verlauf besonders feine Fragmente aus dem Magma sowie 

aus dem Material in den Schlotwänden entstehen. Dies geschieht nur, wenn das Magma und 

externes Wasser kurz vor oder während der Eruption einen innigen Kontakt eingegangen 

sind. 

FÖRDERPRODUKTE VON VULKANEN 

(I) Lava: 

Je nach Temperatur, Gasgehalt und Ort der Abkühlung kommen verschiedene 

Oberflächenformen zu Stande. Die bekanntesten sind: 

Blocklava: Entsteht, wenn die Lava eher kühler und gasärmer ist. Bei Abkühlung bilden sich 

scharfkantige Lavablöcke mit rauer Oberfläche. Wird nach einem Ausdruck auf Hawaii auch 

„Aa-Lava“ genannt (Abb. 5.10). 

Stricklava: Wenn die Lava sehr heiß und beweglich und der Gasgehalt eher hoch ist; bildet 

bei Abkühlung glatte wulstige Oberflächen (Abb. 5.10.); andere Namen sind Seillava oder 

Pahoehoe-Lava (Hawaii). 

Abb. 5. 10.: Im Vordergrund Strick- oder 

Pahoehoe-Lava, im Hintergrund die 

scharfkantigen Blöcke der Aa-Lava 

(aus PRESS & SIEVER 2003). 


Vulkanismus 

Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder 

dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s 

Causeway, Alcantara-Schlucht) 

Kissenlava (= Pillow Lava): Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige 

Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen. 

(II) Lockermaterial (Pyroklastika): 

Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste 

Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig 

von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen: 

Asche (Korngröße kleiner als 2 mm) 

Lapilli (zwischen 2 und 63 mm) 

Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano) 

Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen 

häufig Schlackenkegel. Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und 

besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkanflanken 

vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der 

Erde. 

Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr 

kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die 

rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von 

Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser 

schwimmt. 

(III) Gase: 

Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur 

während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange 

nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen hervor. 

Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder 

Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachgewiesen 

worden: reichlich Wasser (H 2 0), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H 2 S), 

Wasserstoff (H 2 ), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO 2 ), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff 

(HF), Siliziumfluorid (SiF 4 ), Methan (CH 4 ). 

Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit 

magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs, 

wie Schwefeldioxid (SO 2 ), Schwefeltrioxid (SO 3 ) und als Zwischenprodukt elementarer 

Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen 

nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl 3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange. 

Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt 

es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar 

abgebaut werden. 

Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet 

man als Fumarolen. Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man – 

nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei). 

Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C 

kaum überschreitet, nennt man Mofetten. 


Vulkanismus 

Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder 

dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s 

Causeway, Alcantara-Schlucht) 

Kissenlava (= Pillow Lava): Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige 

Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen. 

(II) Lockermaterial (Pyroklastika): 

Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste 

Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig 

von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen: 

Asche (Korngröße kleiner als 2 mm) 

Lapilli (zwischen 2 und 63 mm) 

Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano) 

Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen 

häufig Schlackenkegel. Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und 

besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkanflanken 

vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der 

Erde. 

Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr 

kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die 

rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von 

Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser 

schwimmt. 

(III) Gase: 

Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur 

während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange 

nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen hervor. 

Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder 

Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachgewiesen 

worden: reichlich Wasser (H 2 0), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H 2 S), 

Wasserstoff (H 2 ), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO 2 ), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff 

(HF), Siliziumfluorid (SiF 4 ), Methan (CH 4 ). 

Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit 

magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs, 

wie Schwefeldioxid (SO 2 ), Schwefeltrioxid (SO 3 ) und als Zwischenprodukt elementarer 

Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen 

nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl 3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange. 

Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt 

es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar 

abgebaut werden. 

Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet 

man als Fumarolen. Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man – 

nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei). 

Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C 

kaum überschreitet, nennt man Mofetten. 


Vulkanismus 

Hochexplosiv und gefährlich oder nicht? – Kieselsäuregehalt und Wasser im 

Magma sind entscheidend! 

Ein Vulkanausbruch beginnt damit, dass ein zunehmender Druck in der Magmenkammer das 

Magma an die Erdoberfläche presst. 

Folgende Faktoren erhöhen die Explosivität und damit Gefährlichkeit von Vulkanen: 

Der Kieselsäuregehalt des Magmas: Je höher er ist, desto zähflüssiger ist die Schmelze 

und umso schlechter können die im Magma gelösten Gase entweichen. Dadurch baut sich 

großer Druck auf, der sich in heftigen Explosionen entlädt. 

Lava mit geringem Kieselsäuregehalt ist dagegen sehr dünnflüssig. Die Gase können gut 

entweichen, die ausfließende Lava erreicht oft hohe Geschwindigkeiten (bis 50 km/h und 

mehr) und kommt erst viele Kilometer vom Ausbruchszentrum entfernt zum Stillstand. 

Der Wassergehalt des Magmas: Je höher er ist, umso explosionsfreudiger ist auch die 

Lava. Wasser kann durch Druck aus wasserhältigen Mineralen (z. B. Glimmer, Hornblenden) 

freigesetzt werden. Dies ist besonders bei Subduktionszonen der Fall. 

Geothermische Energie 

Die Temperatur in der Erdtiefe steigt alle 100 m um 3° C an, d. h. pro Kilometer etwa um 

30°C (= normaler geothermischer Gradient). In Vulkangebieten ist dieser Wert doppelt so 

hoch oder höher. Um diese Temperatur zu nutzen pumpt man kaltes Wasser in die Erdtiefe 

zur Erwärmung oder man nutzt das bereits aufgeheizte Grundwasser. Mit dem heißen Wasserdampf 

betreibt man Turbinen bzw. Generatoren zur Erzeugung elektrischer Energie. In 

vielen Ländern, die in den aktiven Vulkanzonen der Erde liegen, macht die Nutzung von geothermischer 

Energie einen bedeutenden Anteil der Energieversorgung aus, in Island z. B. 

bereits mehr als 50%. Leider ist man technisch noch nicht in der Lage direkt die im Magma 

gespeicherte Energie zu nutzen. Die Energie in einem km³ Magma würde ausreichen, um 

etwa San Franzisko 200 Jahre lang zu beleuchten! 

Abb. 5. 12. : 

Schematische 


geothermi-schen 

Kraftwerkes 

Im porösen Gestein 

zirku-lierendes Wasser 

wird aufge-heizt und 

steigt als hydrothermales 

Wasser an 

die Ober-fläche, wo es 

in geothermi-schen 

Kraftwerken angezapft 

werden kann. 

(SCHMINCKE 2000). 


Vulkanismus 

Jedes Jahr brechen weltweit durchschnittlich 60 Vulkane aus, aber die meisten Ausbrüche 

sind nur schwach. Wie messen nun Geologen und Vulkanologen die Stärke eines Ausbruches? 

Es gibt keine messbare Einzelgröße, die uns die Intensität eines Ausbruches wiedergeben 

kann, aber die folgende Skala, die den volcanic explosivity index (VEI) in einer 

Tabelle zusammenstellt, fasst die wesentlichen messbaren Parameter zusammen, die für 

Vulkanausbrüche charakteristisch sind. Nach dieser Skala treten wirklich große Eruptionen 

wie die „megakolossalen Ausbrüche“ mit VEI 8 – nur relativ selten auf – glücklicherweise! 

VEI 

Beschreibung 

Rauchwolke Volumen Klassifikation Häufigkeit Beispiele 

0 non-explosive 25 km 1 km³ Plinian Jahrhunderte St. Helens, 1981 

6 colossal >25 km 10er km³ Plin/Ultra-Plinian Jahrhunderte 

Krakatau, 1883 

7 super-colossal >25 km 100e km³ Ultra-Plinian Jahrtausende Tambora, 1815 

8 mega-colossal >25 km 1,000e km³ Ultra-Plinian 

Hundertausende 

von Jahren 

Yellowstone, vor 

2 Ma 


Sedimente: Einteilung der Sedimentgesteine 


Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Wüsten und Gletscher 

Längsschnitt durch einen 

Talgletscher mit 

Schichtflächen und 

Hauptbewegungszonen 


Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Flüsse und Seen 

Verschiedene 

Möglichkeiten 

zur Entstehung 

von Quellen 

An einer Störungszone 

aufsteigende Quelle 

In den Gewässern des Festlandes gebildete Sedimente 

Blockbild des 

Vogelfußdeltas des 

Mississippi: Sand- und 

Schlickablagerungen (weit 

punktiert und gestrichelt) 

bedecken die Sedimente 

eines älteren Deltas (enge 

Signatur) 


Sedimente: marine Sedimentationsräume 

Wasserspiegel 



Verbreitung der Sedimente auf den heutigen Ozeanböden 

Die verschiedenen marinen Sedimente 


Verwitterung und Bodenbildung 

Beispiele für: 

Physikalische Verwitterung / Chemische Verwitterung 



Verwitterungsstabilität der häufigsten Minerale im Vergleich zur Bowenschen 

Reaktionsreihe. 

Vereinfachte Temperaturgeschichte der Erde, 

Für das Phanerozoikum (570 Ma bis heute) 

sind auch die (eustatischen) Schwankungen 

des Meeresspiegels eingetragen. 



Fließdiagramm der Verwitterung, 

Erosion und Bodenbildung: 

Am Beginn (oben) bestimmt das 

Ausgangsgestein Art und Stabilität 

der Minerale, Klima (vor allem 

Temperatur und Niederschläge), 

Relief und Zeit beeinflussen die 

physikalische und chemische 

Verwitterung. 

Böden sind Verwitterungsprodukte, 

die am Bildungsort verbleiben, 

während durch Erosion die 

Verwitterungsprodukte weggeführt 

werden. 



Verwitterung und Bodenbildung in einem Profil vom Pol (links) bis zum Äquator (rechts), beachte die 

tiefgründige Verwitterung im warm-feuchten Bereich 

Schema des Wasserkreislaufes in 

verschiedenen Klimazonen 

Humide Klimazone 

Aride Klimazone 



Vereinfachte Bodenkarte von Europa 


Plattentektonik 










Plattentektonik: Metamorphose 

Temperatur °C → 


Falten und Tektonik 






Fragebkatalog 

Fragenkatalog 

1. Entstehung des Sonnensystems 

2. Entstehung und Entwicklung der Erde 

3. Grundprinzipien der Geologie 

4. Das Prinzip des Aktualismus (Beispiele und Einschränkungen) 

5. Methoden der Geologie 

6. Die Geologische Zeitskala, Zeitrechnung und –messung* 

7. Schalenaufbau der Erde 

8. Erdbeben (Ursachen, Typen, Stärke, Wellentypen)* 

9. Mineralien: Definition und Entstehung 

10. Bindungsarten in Mineralen + Zusammenhang mit ihren Eigenschaften 

11. Die gesteinsbildenden Minerale 

12. Physikalische Eigenschaften der Minerale und der Zusammenhang mit ihrem 

Aufbau 

13. Der Kreislauf der Gesteine 

14. Entstehung und Differentiation von Magmen* 

15. Klassifikation der Magmatite (Chemie, Gefüge), Zusammenhang zwischen 

Magmeneigenschaften und chemischer Zusammensetzung* 

16. Vulkanismus (Förderprodukte, Entstehungsursachen und -orte)* 

17. Plutonismus (Entstehung unterschiedlicher Magmen, Entstehungsursachen 

und –orte) 

18. Bildung und Eigenschaften von Sedimentgesteinen* 

19. Klassifikation der klastischen, chemischen und biogenen Sedimente (Tabelle) 

20. Marine Ablagerungsräume und –sedimente 

21. Nichtmarine Ablagerungsräume und –sedimente 

22. Physikalische Verwitterung 

23. Chemische Verwitterung 

24. Klimazonen und Bodenbildung 

25. Metamorphe Gesteine (Entstehung, Einteilung nach dem P-T Diagramm) 

26. Prinzipien der Plattentektonik (Typen von Plattengrenzen, Prozesse an diesen 

Grenzen)* 

27. Tektonische Decke, Fenster, Klippe (Skizze) 

28. Elemente einer Falte (Skizze) 

29. Typen von Falten (Skizze) 

30. Profil durch den penninischen Ozean (Skizze) 

31. Paläogeographische Rekonstruktion der alpinen Ablagerungsräume und 

Kurzcharakteristik (Profilskizze)* 

32. Deckenbau der Alpen 

Aus dem Fragenkatalog kommen 5 Fragen, davon eine der mit * gekennzeichneten 

Übersichtsfragen (10 Punkte). Von den verbleibenden 4 „Normalfragen“ (je 5 Punkte) 

kann eine gestrichen werden. Maximal können somit 25 Punkte erreicht werden. 

Bewertung: 0-13 nicht genügend, 14-16 genügend, 17-19 befriedigend, 20-22 gut, 

23-25 sehr gut.

Physiogeographie Geologie1 WS07.pdf

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