Rezente morphodynamische Prozesse und daraus resultierende Oberflächenformen auf Island

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung

2. Allgemeine Grundlagen
2.1 Lage und Größe
2.2 Relief
2.3 Oberflächenbedeckung
2.4 Klima
2.5 Geologischer Bau und oberflächennaher Untergrund

3. Vulkanismus
3.1 Die aktive Vulkanzone
3.2 Vulkansysteme
3.3 Ausbruchsarten
3.4 Förderprodukte
3.4.1 Lavaarten
3.4.2 Lockermaterial - Tephra
3.5 Vulkanformen

4. Glaziale Formung
4.1 Die Gletscher Islands
4.2 „Jökulhlaup“ (Gletscherläufe)
4.3 „Surges“
4.4 Sander

5. Marine Formung
5.1 Beispielgebiet Snæfellsnes
5.2 Die Nordküste
5.3 Die Westküste
5.4 Die Südküste
5.5 Hebungs- und Senkungsküsten

6. Periglaziale Formung
6.1 Allgemeine Bedingungen der periglazialen Formung
6.1.1 Klimatische Bedingungen
6.1.2 Pedologisch-lithologische Bedingungen
6.2 Grundlegende physikalische Prozesse der Frostdynamik
6.3 Periglaziale Mikroformung
6.3.1 Formen der Frostverwitterung
6.3.2 Formen der Bodenmusterung
6.3.2.1 Frosthub und Frostschub
6.3.2.2 Bodenmusterung mit Materialsortierung
6.3.2.3 Bodenmusterung ohne Materialsortierung
6.3.2.4 Massenbewegungen
6.3.2.5 Äolische Formung
6.4 Periglaziale Makroformung
6.4.1 Nivation und Kryoplanation
6.4.2 Talformung
6.4.3 Hangformung
6.4.4 Flächenformung

7. Schlußbetrachtung

8. Bibliographie

9. Anhang

1. Einleitung

Der Reisende, der mit dem Flugzeug auf Island ankommt und sich dann auf eine fast einstündige Fahrt durch eine karge Lavalandschaft Richtung Reykjavík begibt, ist oft etwas enttäuscht von der scheinbaren Eintönigkeit, die ihm hier geboten wird. Doch es dauert nicht lange, bis er ahnt, daß ihm ab jetzt hinter jeder Kurve ein anderes Landschaftsbild und neue, überraschende Formen begegnen werden, die tiefe Eindrücke hinterlassen.

Diese Formenvielfalt macht für viele die Faszination Islands aus. Das „Land aus Feuer und Eis“ wie es in fast jedem Reiseführer genannt wird, besticht in seiner Rauhheit durch die gegensätzlichen Naturkräfte, die hier am Werk sind und die eine Fülle besonderer Phänomene und Formen schaffen. Die Insel ist in ihrem „jugendlichen Alter“ noch mitten in der Entstehung begriffen, was der aufmerksame Betrachter an jeder Ecke selbst miterleben kann. Vor seinen Augen wird durch endogene und exogene Prozesse Landoberfläche geschaffen und überformt. Die Prozesse der Geomorphogenese laufen auf Island mit einer Intensität ab, wie man sie nur in wenigen anderen Gebieten der Erde findet.

In dieser Arbeit werden nach einer allgemeinen Einführung in die naturräumlichen Grundlagen Islands die rezenten Prozesse der Morphodynamik und die dadurch geschaffenen Formen erläutert. Hierbei wird zunächst der Vulkanismus betrachtet, der in weiten Teilen des Landes noch aktiv ist und das Landschaftsbild prägt. Vor allem bei dem für Island typischen Kontakt von Vulkanismus mit Gletschereis oder Grundwasser entstehen vielfältige Formen.

Auch bei den Gletschern existieren auf Island einige besondere Phänomene, die sich in spezieller Weise auf die Oberflächenformung auswirken. In dieser Arbeit wird hauptsächlich auf diese islandtypischen Erscheinungen eingegangen. Dazu gehören vor allem Gletscherläufe, sogenannte „surges“ und die weitreichenden Sanderflächen Südislands, bei denen durch die Sedimentation an der Küste stetig Neuland dazugewonnen wird.

Den Prozessen und Formen, die an den isländischen Küsten ablaufen, ist ein weiteres Kapitel dieser Arbeit gewidmet. Hierbei wird als regionales Beispiel die Halbinsel Snæfellsnes genauer betrachtet, auf der fast alle auf Island existierenden und rezent in Bildung oder Weiterbildung begriffenen Küstenformen auf kleinem Raum anzutreffen sind.

Das Hauptaugenmerk soll jedoch auf die periglaziale Formung gerichtet werden. Obwohl diese auf den ersten Blick oft hinter Prozessgefügen wie dem Vulkanismus und der glazialen Formung zurücktritt, hat ein sehr großer Teil der rezenten Morphodynamik ihren Ursprung in periglazialen Prozessen. Die Auswirkungen der Vulkane und Gletscher sind zwar oft gewaltiger als die der Frostwirkungen, sind aber meist auf bestimmte Gebiete beschränkt. Die periglazialen Formen hingegen finden sich auf ganz Island bis auf Meeresniveau, außer auf den eisbedeckten Flächen. Das durch den Vulkanismus oder die Gletscher vorgegebene Relief wird überall periglazial überformt, dadurch ist eine große Vielfalt der Formen und Prozesse beobachtbar. Gerade weil dem periglazialen Formenschatz auf Island meist weniger Aufmerksamkeit zu Teil wird als den Prozeßgefügen von „Feuer und Eis“, sollen sie den Hauptteil dieser Arbeit bilden.

2. Allgemeine Grundlagen

2.1 Lage und Größe

Der westlichste Punkt der Hauptinsel Islands liegt bei Bjargtangar auf 24°32‘12‘‘ W, der östlichste bei Gerpir auf 13°30‘06‘‘ W, womit sich eine maximale W-E Erstreckung von circa 500 km ergibt. Wichtiger aber, vor allem das Klima betreffend, ist die Lage nahe des Nordpolarkreises. Der südlichste Punkt liegt bei Kötlutangi auf 63°23‘25‘‘ N, der nördlichste bei Rifstangi auf 66°32‘29‘‘, somit ist die maximale N-S Erstreckung der Insel etwa 300 km. Bezieht man die vorgelagerten Inseln mit ein, stellt Kolbeinsey mit 67°07‘05‘‘ N den nördlichsten, Hvalbakur mit 13°16‘07‘‘ W den westlichsten und Surtsey mit 63°17‘30‘‘ den südlichsten Punkt dar. (PREUSSER 1976: IX)

Islands Gesamtfläche beträgt 103 110 km², damit ist es die größte vulkanische Insel der Erde. (SCHNÜTGEN 1999: 14) Es liegt in 290 km Entfernung von Grönland, das bei klarem Wetter beispielsweise vom Snæfellsjökull aus sichtbar ist, und 420 km entfernt von den Faröer-Inseln. (PREUSSER 1976: IX)

2.2 Relief

Das Relief Islands wird hauptsächlich durch ein 400-800 m ü.N.N. hohes Hochplateau bestimmt, das meist steil zu einem fast überall schmalen, nur im Süden weiter landeinwärts reichenden küstennahen Tiefland abfällt.

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Das Hochland wird von Gebirgsstöcken, Einzelbergen und Eiskappen überragt. Die höchste Erhebung ist der Hvannadalshnúkur (2119 m ü.N.N.). Die Randbereiche der Insel sind im Norden und Osten durch Fjordtäler, im Westen durch tektonische Einbruchsbecken und im Süden durch ausgedehnte Schwemmlandaufschüttungen geprägt. (SCHUNKE 1979: 125)

2.3. Oberflächenbedeckung

Island ist nur zu 23% (23 805 km²) seiner Fläche vegetationsbedeckt, Wälder findet man auf weniger als 1% der Gesamtfläche. Etwa 11,6% (11 922 km²) sind vergletschert, die Seen bedecken etwa 2,3% (2757 km²), junge Lavafelder etwa 10,5% der Landesfläche. Über die Hälfte der Fläche, 64 538 km², wird jedoch von Wüste und Ödland eingenommen. (Landshagir Í slands 2001)

2.4. Klima

Strahlungsklima

Island liegt in einer klimatischen Übergangszone zwischen der Zone der gemäßigten Breiten mit vier thermischen Jahreszeiten und der polaren Breitenzone mit winterlicher Dunkelheitsperiode und sommerlicher Mitternachtssonne. So sind der Frühling und der Herbst kürzer als in den gemäßigten Breiten, der Winter dafür länger. Bei einem Sonnenstand, der im Winter in einem Winkel von 1°- 3° zur mathematischen Horizontlinie steht, erhalten weite Gebiete im Schatten von größeren Erhebungen zu dieser Jahreszeit keine direkte Sonneneinstrahlung. Die durchschnittliche jährliche Strahlungsbilanz beträgt 350 kWh/m², mit einem Strahlungsdefizit von durchschnittlich -35 kWh/m² im Winter (Dezember) und einem Strahlungsüberschuß von 95-115 kWh/m² im Sommer (Juni). In anderen Gebieten der Erde mit einer derartigen Strahlungsbilanz findet man polare Kältewüsten mit kontinuierlichem Permafrostboden. Dies ist in Island nicht der Fall und läßt darauf schließen, die Strahlungsbilanz nicht der einzige wesentliche Einfluß auf den Wärmehaushalt der Insel ist. Warme Meeresströmungen tragen dazu bei, das Klima zu mildern. (GLAWION 1985: 3- 5)

Einfluß der Meeresströmungen

Das Klima Islands wird maßgeblich dadurch beeinflußt, daß die Insel sich auf dem Knotenpunkt zweier subozeanischer Schwellen befindet, dem mittelatlantischen Rücken und der Wyville- Thompson-Schwelle. Letztere bildet die Grenze zwischen dem europäi- schen Nordmeer und dem Atlantik und lenkt den warmen Irminger-Strom, der einen Ausläufer des Nordatlantikstroms dar- stellt, nach Island ab (vgl. Abb. 1). Er umläuft die Insel im Uhrzeigersinn und taucht im Norden unter den kalten Ostisland-Strom ab, unter dessen Einfluß

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Abb. 1: Die Meeresströmungen um Island. Durchgezogene Pfeile bedeuten kalte, gestrichelte warme Strömungen. (GLAWION 1985: 15)

hauptsächlich der Osten des Landes steht. Die Meeresströmungen bewirken, daß Luftmassen aus Norden und Osten kälter und niederschlagsärmer sind als die wärmeren und niederschlagsreicheren, die ihren Verlauf über den Irmingerstrom nehmen.

So bewirkt das Relief Islands, das wie eine von Südwesten nach Nordosten verlaufende Wetterscheide wirkt, zusammen mit der Stellung der Polarfront zwei typische Witterungsarten (Abb. 2): bei einer nördlichen

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Abb. 2: Polarfrontstellung und Luftmassenbewegungen um Island (GLAWION 1985: 6)

Polarfrontstellung gibt es im Süden überdurchschnittlich viele Niederschläge, im Norden ist die Witterung warm-trocken. Hält diese Situation über eine längere Zeit an, besteht für den Süden die Gefahr von Ernteausfällen durch Bodenvernässung, für den Norden erhöhte Deflationsgefahr. Bei einer südlichen Stellung der Polarfront gerät ganz Island unter den Einfluß kalter Luft. Im Norden kommt es zu Niederschlägen, sogar im Sommer sind Schneefälle möglich. Im Süden herrscht eine eher trockene Kälte, durch den Föhneffekt der Gebirge ist es jedoch etwas wärmer als im Norden. Im Allgemeinen ist das Wetter auf Island sehr wechselhaft, was durch häufige Frontendurchgänge und damit verbundene häufige Wechsel der Windrichtung bedingt ist. (GLAWION 1985: 66)

Temperatur

Durch Islands hochozeanische Lage, die nur im zentralen Hochland etwas kontinentalere Züge zeigt, ist der Jahresgang der Temperatur nur gering. Dasselbe gilt im Durchschnitt für den Tagesgang der Temperatur, was durch die subpolare Lage bedingt ist. So beträgt an den Küsten die Jahresschwankung 8-12°, im Inland bis zu 16°. Durch den häufigen Zyklonendurchzug können allerdings trotz eigentlich geringem durchschnittlichem Tagesgang der Temperatur große Temperaturunterschiede an einem Tag auftreten. Fast überall ist der Februar der kälteste Monat, der Juli der wärmste.

Niederschlag

Im Jahresverlauf sind die Monate Mai und Juni am trockensten, Niederschlagsmaxima finden sich zwischen Dezember und März. Die räumliche Niederschlagsverteilung zeigt die meisten Niederschläge im Süden und Südosten der Insel, die geringsten im Norden und Nordosten (Abb. 3), was u.a. durch die Temperatur und Lage der Meeresströmungen und das Relief Islands zu erklären ist. Die Niederschlagsverteilung ist in hohem Maße für die Höhe der Schneegrenze mitverantwortlich und hat so direkte Auswirkungen auf glaziale Prozesse.

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Abb. 3: Die Verteilung des mittleren Jahresniederschlags auf Island (GLAWION 1985: 70)

Wind

Über die Windrichtung können keine allgemeinen Aussagen gemacht werden. Aufgrund der quasistationären Lage des sogenannten Islandtiefs überwiegen Nord- und Ostwinde geringfügig. Das lokale Relief und Bedingungen wie Gletschernähe oder Land-See-Windsysteme beeinflussen in weit größerem Maße die Windrichtung.

Dahingegen sind hohe Windstärken und viele Sturmtage ein typisches Merkmal Islands (Abb. 4)¹. Die durchschnittliche Windstärke nimmt von Westen nach Osten und vom Küstentiefland ins zentrale Hochland zu. Auch hierbei haben lokale Bedingungen oft große Unterschiede in den Windgeschwindigkeiten zur Folge (z.B. „Düseneffekt“). Die starke Windbelastung hat einen großen Einfluß auf die Lufttemperatur, die im Sommer dadurch oft gekühlt wird, und spielt eine nicht zu vernachlässigende Rolle bei der Morphodynamik.

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Abb. 4: Die Windbelastung auf Island, 1976 (GLAWION 1985: 68)

2.5 Geologischer Bau und oberflächennaher Untergrund

Island liegt auf dem mittelatlantischen Rücken, einer divergierenden Plattengrenze, an der aktives Sea-Floor-Spreading stattfindet. Dieser Vorgang liefert allerdings nicht genügend Material, um eine so große Insel wie Island bilden zu können. So liegt Island auch auf einem Hot-Spot, einem ortsfesten Magmaherd unter der Lithosphäre mit ungefähr 100-150 km Durchmesser. Das Vorhandensein dieses Hot-Spots wird durch die Wyville-Thompson Schwelle belegt. Dies ist eine größtenteils untermeerische Schwelle aus vulkanischem Material, die von Nord-Großbritanien bis Ostgrönland reicht. Das Zusammenwirken von „Sea-Floor-Spreading“ und dem „Hot-Spot“ erklärt, warum genügend vulkanisches Material zur Verfügung stand, um mit Island die größte Insel auf dem Mittelatlantischen Rücken zu bilden.

Die ältesten Gesteine finden sich, durch das Auseinanderdriften der Platten bedingt, an der West- und Ostseite Islands, die jüngsten in der aktiven Vulkanzone in der Mitte der Insel (Abb. 5). So unterscheidet man zwischen den Gesteinen der jungvulkanischen Innenzone, der Palagonit-Formation und den altvulkanischen Gesteinen der Basalt-Formation zu beiden Seiten der jungvulkanischen Zentralzone. Die jungvulkanische Zone ist im Süden zunächst in einen westlichen und einen östlichen Ast getrennt, die sich dann aber nördlich des Vatnajökull zu einer circa 80 km breiten Zone vereinen und eine

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Abb. 5: (Þórarinsson 1967: 200) -berflächliche Fortsetzung des Grabensystems der Mittelatlantischen Schwelle darstellen. (SCHUNKE 1979: 125)

Die Basalt-Formation besteht aus morphologisch harten Basalten des Tertiärs und frühen Pleistozäns, aus denen der Großteil der Insel aufgebaut ist. Die Basalte weisen eine regelmäßige schichtartige Lagerung auf, wobei die einzelnen Schichten von unterschiedlichen morphologisch weichen Sedimentiten voneinander getrennt sind.

Die Gesteine der Palagonit-Formation lagern im Gegensatz dazu eher unregelmäßig. Es handelt sich um die „jungen grauen Basalte“ und sehr heterogene, grob- bis feinklastische Gesteine, den Hyaloklastiten, die hauptsächlich aus dem subglazialen Vulkanismus des Pleistozäns stammen. Neben diesen basischen bis intermediären vulkanischen Gesteinen finden sich im Bereich der Palagonit-Formation noch die sauren vulkanischen Rhyolithe sowie postglaziale Lavafelder.

Die Festgesteine werden teilweise von autochthonem Verwitterungsmaterial, von moränischen und glazifluvialen Sedimenten, von Móhella, einem lößartigen äolischem Sediment, oder von vulkanischer Tephra bedeckt. (SCHUNKE 1979: 125-126)

3. Vulkanismus

Der Vulkanismus nimmt auf Island sehr vielfältige Formen an. Fast alle bekannten vulkanischen Klein- und Großformen sind zu finden und prägen in weiten Teilen Islands das Landschaftsbild.

3.1 Die aktive Vulkanzone

Die Zone mit rezenter vulkanischer Aktivität teilt sich in vier Teile: eine Riftzone und drei Flankenzonen. (Abb. 6)

Die Isländische Riftzone setzt sich aus zwei Hauptgebieten zusammen, der Nordöstlichen Riftzone und der Reykjanes-Riftzone im Südwesten. Das Verbindungsgebiet zwischen beiden wird von einigen nicht als Riftzone angesehen, sondern einfach als Mittelisländische Vulkanzone definiert. Andere zählen es zur Isländischen Riftzone.

Die Sn æ fellsnes-Vulkanzone, das Vulkansystem des Ö r æ fajökull und die Südisländische Vulkanzone bilden die Flankenzonen, wobei letztere vermutlich in der Umwandlung in eine Riftzone begriffen ist. (GUÐMUNDSSON U. KJARTANSSON 1996: 65)

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Abb. 6: Die aktive Vulkanzone ist die Spur der nordatlantischen Plattengrenze durch Island. SNVZ: Snæfellsnes Vulkanzone RRZ: Reykjanes-Riftzone MIVZ: Mittelisl. Vulkan- (bzw. Rift-)zone NIRZ: Nordöstliche Riftzone SIVZ: Südisl. Vulkanzone SISZ: Südisl. seismische Zone TFZ: Tjörnes Bruchzone Der graue Punkt zeigt die Mitte des Hot Spots.

(GUÐMUNDSON U. KJARTANSSON 1996: 65)

Den Vulkanzonen entspricht auch die Verteilung der jeweiligen magmatischen Gesteinsserien. Die Riftzone umfaßt die tholeiitische Gesteinsserie. Dort findet partielles Aufschmelzen bei hohen Temperaturen in geringer Tiefe statt, so daß die Schmelze einen niedrigen Alkaligehalt aufweist. Bei den Flankenzonen findet das Aufschmelzen in größerer Tiefe bei höherem

Druck statt. Dadurch ist das partielle Aufschmelzen geringer und die Schmelze besitzt einen höheren Alkaligehalt. So ist die alkalische Serie in der Snæfellsnes-Vulkanzone und am südlichen Ende der südisländischen Vulkanzone zu finden. Das Gebiet um den Öræfajökull und der größte Teil der südisländischen Vulkanzone werden von den Gesteinen der transitionalen Serie eingenommen, die vermutlich durch Wiederaufschmelzen von tholeiitischen Gesteinen entstehen. Dies wird bei der südisländischen Vulkanzone als Hinweis auf die Umwandlung zur Riftzone gedeutet. (GUÐMUNDSSON U. KJARTANSSON 1996: 77)

3.2 Vulkansysteme

Auf Island gibt es etwa 30 aktive Vulkansysteme. Diese bestehen meist aus einem Zentralvulkan, der mit anderen Vulkanformen vergesellschaftet ist. Die vulkanische Aktivität beschränkt sich hierbei auf klar begrenzte Gebiete, in denen Spalten und Verwerfungen in sogenannten Schwärmen auftreten, die etwa 40-100 km lang und 10-30 km breit sind. Die Riftzonen unterscheiden sich von den Flankenzonen.

Bei den Riftzonen handelt es sich zumeist um einen Zentralvulkan vom Typ des Gebirgsmassives mit einer oder mehreren Calderen. Die Spaltenschwärme sind durch viele Brüche und Abschiebungen gekennzeichnet, die oft enge Gräben bilden.

Die Flankenzonen weisen weniger Spalten und Verwerfungen auf. Sie besitzen typischerweise einen zentralen Stratovulkan und die Spaltenvulkane sind im Allgemeinen kürzer als in der Riftzone (Abb. 7). (GUÐMUNDSSON U. KJARTANSSON 1996: 69)

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Abb. 7: Vulkansystem. Im Zentrum der vergletscherte Stratovulkan Snæfellsjökull, links der Schlackenkrater Búðaklettur. Zwischen beiden der Tuffkegel Stapafell. Zum System gehören noch weitere Formen, z.B. das Maar Bárðalaug oder die Staukuppe Mælifell. (Quelle: eigenes Bild, Juli 2001)

Um die Vulkane innerhalb der Vulkansysteme zu klassifizieren, gibt es mehrere Möglichkeiten, z.B. über die Art des Ausbruchs oder des geförderten Materials oder letztlich über die dabei entstehenden Formen.

3.3 Ausbruchsarten

Bei Lavaausbrüchen wird lediglich dünnflüssige Lava gefördert, die ruhig ausfließt. Solche Ausbrüche können sehr lange andauern und große Materialmengen fördern. So entstehen z.B. Schildvulkane oder bei kleineren Ausbrüchen Lavaringwälle, die einzeln oder als Kraterreihen auftreten.

Gemischte Ausbrüche sind die häufigste Ausbruchsart in Island. Die geförderte Lava ist kühler, zähflüssiger und gasreicher als bei reinen Lavaausbrüchen und es kommt sowohl zu Lavaausfluß, als auch zu Tephrabildung.

Explosivausbrüche auf eisfreiem Festland haben mehrere Möglichkeiten der Genese. Zum einen kommen sie bei sauren Laven vor, die sehr zähflüssig und gasreich sind, was ein heftiges Entgasen nach sich zieht. Des weiteren kommt es zu Explosivausbrüchen, wenn Lava auf Grundwasser trifft, schnell abkühlt und dadurch zu plötzlichem starken Entgasen veranlaßt wird.

Der Kontakt mit Wasser verursacht auch die Explosivität der submarinen und subglazialen Ausbrüche, wenn der Wasserdruck nicht zu hoch ist. Tephra wird ausgeworfen, die sich später wieder zu Hyaloklastit verfestigt. Diese Art der Ausbrüche findet sich z.B. bei den subglazialen Vulkanen wie den Grímsvötn und der Katla.

Die Art des Ausbruchs bestimmt auch die Förderprodukte des Vulkans.

3. 4 Förderprodukte

3.4.1 Lavaarten

Mehr als 90% aller Lavaströme in Island bestehen aus basaltischer oder andesitischer Lava und werden in zwei Gruppen eingeteilt.

Dünnflüssige, gasarme, meist basische Lava erstarrt zu sogenannter Fladen- oder Stricklava (isl. „helluhraun“). Die wie nebeneinander gelegte Stricke aussehende Oberfläche entsteht durch das Mitziehen eine halberstarrte Lavahaut auf noch fließender Lava, die so teilweise übereinander geschoben wird. (Abb. 8b)

Zähflüssigere, gasreichere Lava erstarrt zu Blocklava (isl. „apalhraun“), die auf Island häufiger als die Fladenlava vorkommt. Sie besitzt viele Hohlräume und ihre Oberfläche ist rauh und kantig. (Abb. 8a)

Pillowlava entsteht, wenn basaltische Lava unter Wasser bei hohem Wasserdruck ausfließt, der das Zerspratzen der Lava bei Wasserkontakt verhindert. Sie erstarrt zu bis zu 1 m großen Klumpen, die außen schnell erstarren und eine 1-2 cm dicke Haut bilden. Im Innern erstarren sie radialstrahlig. (Abb. 8c)

Abb. 8: Lavatypen

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

3.4.2. Lockermaterial - Tephra

Tephra entsteht, wenn durch den Entgasungsdruck in die Luft geschleudertes Material noch in der Luft erstarrt oder wenn Lava bei Kontakt mit Wasser zerspratzt und schnell erstarrt. Sie kommt in verschiedenen Größen und Formen vor.

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Bomben und Blöcke haben einen Mindestdurchmesser von 64 mm, können aber wesentlich größere Ausmaße annehmen. Gerundete Brocken werden Bomben genannt, eckige Blöcke. Lapilli sind Partikel mit 2 mm bis 64 mm Durchmesser, Asche alles unter 2 mm Korngröße. Vulkanische Asche ist die auf Island am weitesten verbreitete Tephraart. Eine Sonderform der Tephra ist Bims, der entsteht wenn saure, stark aufgeschäumte Lava erstarrt.

3.5 Vulkanformen

Durch die verschiedenen Zusammensetzungen der Magmen, die Art des Ausbruchs und der Förderprodukte entstehen vielfältigste Formen von Vulkanen, von denen die wichtigsten im Folgenden kurz tabellarisch vorgestellt werden sollen (Tab. 2).

Nach der Zahl der Ausbrüche läßt sich zwischen den großen komplexen Zentralvulkanen und den einfachen Vulkanen, die bei nur einem Ausbruch entstehen, unterscheiden. Die Zentralvulkane werden von mehreren Ausbruchseinheiten gebildet und die Förderkanäle sind entweder Spalten oder Schlote mit zentralen Gipfelkratern. Die wichtigsten Zentralvulkane sind Stratovulkane und Gebirgsmassive mit Calderen. Zu den einfachen Vulkanen gehören die Spaltenvulkane mit vier Haupttypen von Kratern (Lavaringwälle, Schlackenkrater, Tephraringe und Maare) und die Schildvulkane.

(GUÐMUNDSSON U. KJARTANSSON 1996: 95)

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Die Tabelle macht deutlich, welch vielfältige Formen vor allem durch Kontakt mit Wasser oder Gletschereis entstehen können. Dabei beeinflussen die subglazialen Vulkan- und Hydrothermalgebiete nicht unwesentlich auch die glaziale Oberflächenformung.

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¹ Aktuelle Daten gibt es bei der Veðurstofa Íslands, http://www.vedur.is