Vulkaner er steder på jordens overflade, hvor smeltede stenmasser, magma, fra planetens indre trænger frem på overfladen og størkner til vulkanske bjergarter.

Vulkaner er det mest synlige udtryk for de termale processer, som til stadighed foregår inden i Jorden, og som bevirker, at der konstant sker en udstrømning af varme gennem Jordens overflade. Varmen stammer helt tilbage fra klodens tilblivelse og fra radioaktive processer, som stadig foregår i Jordens kappe.

Dannelse : Vulkaner er blandt de første geologiske dannelser på Jorden og har været medvirkende til oceanernes og atmosfærens tilblivelse. De kan desuden på meget kort tid opbygge endog meget store geologiske dannelser. Vulkaner er også kendt fra vore nærmeste planeter, og med en højde på 26,4 km er Olympus Mons på Mars Solsystemets største vulkan.

Typer: Klassifikation og vulkantyper. Man kan klassificere vulkaner dels efter den kemiske sammensætning af magmaet (smelten under vulkanen) og den voldsomhed, hvormed de vulkanske udbrud finder sted, dels ud fra vulkanens udseende. Ligeledes kan man klassificere vulkanske udbrud ud fra de enkelte udbruds karakteristiske forløb, fx som et hawaiiansk, stromboliansk, pliniansk eller peléeansk udbrud.
Eksplosiv: Der er en tydelig sammenhæng mellem magmaernes kemiske sammensætning og vulkaners eksplosivitet, og man kan udregne et såkaldt eksplosivitetsindeks (Vulcanic Explosivity Index, VEI), en værdi mellem 0 og 8, for samtlige potentielt aktive vulkaner som mål for deres farlighed.

Vulkaner med et lavt VEI er almindeligvis af basaltisk sammensætning. De er kendetegnet ved stor produktion af lavviskos lava, fx ved fremtrængen af plateaubasalter, som repræsenterer de største lavastrømme, man kender, dannet ved spalteudbrud på bl.a. Færøerne og Grønland for 60-50 mio. år siden samt på Island for 15-3 mio. år siden.

Nutidige islandske vulkaner er ofte spaltevulkaner, hvor lavaen trænger frem fra en eller flere parallelt orienterede sprækker i jordoverfladen; eksempler på store spalteudbrud er Laki 1783 og Krafla 1975-84. Ved afslutningen af et spalteudbrud kan der undertiden dannes en række af askekegler, en såkaldt kraterrække.

Skjoldvulkaner er punktvulkaner, dvs. at udbruddet sker fra et eller flere kratere, og de er næsten udelukkende opbygget af lavastrømme af basalt. De har form som et skjold med en meget ringe hældning (kun op til 15°) af vulkanskråningerne (flankerne). Mange oceaniske vulkanøer, fx De Kanariske Øer og Hawaii, er opbygget som skjoldvulkaner i deres initialfase.

Stratovulkaner (afledt af lat. stratum ‘lag’) er betegnelsen for den mest karakteristiske vulkantype, idet langt de fleste af de store vulkanbygninger på Jorden er berømte for deres regelmæssige kegleform. Stratovulkaner, som almindeligvis er af andesitisk sammensætning, er opbygget af slagge- og askelag, som veksellejrer med sejtflydende (med relativt høj viskositet) lavastrømme. De har derfor et forholdsvis højt VEI.

Særlig smukke eksempler på stratovulkaner er Fujiyama (Japan), Popocatépetl (Mexico) og Mayon (Filippinerne).

Undertiden kan magmaet under vulkanen og dermed kraterrøret i en stratovulkan ændre placering i vulkanbygningen, og man får da en sammensat vulkan som fx Monte Somma-Vesuv i Italien.
Ved meget voldsomme, såkaldt paroxysmale udbrud kan vulkanen udkaste så meget materiale fra magmakammeret, at vulkanbygningen pga. manglende understøtning styrter sammen, og der dannes en caldera, som kan være mere end 5 km i diameter. Den græske ø Santorini og Crater Lake i Oregon, USA er gode eksempler herpå.

Vulkanske domer er vulkanbygninger, som udelukkende består af lava med meget høj viskositet, fx andesit eller rhyolit. Lavaen bevæger sig derfor med meget ringe hastighed op gennem kraterrøret. Ofte er vulkanske domer knyttet til meget eksplosive vulkaner med højt VEI, netop fordi lavaen i disse vulkaner er så sejtflydende.

Slaggekegler er en almindelig vulkanform knyttet til vulkaner af mindre størrelse. De består næsten udelukkende af vulkansk slagge, som danner en regelmæssig kegle omkring krateråbningen.

Maarer er resultatet af rene gaseksplosioner, som efterlader cirkelrunde huller i jordoverfladen. Kun sjældent dannes en egentlig ringvold af det materiale, der udslynges ved eksplosionen. Víti NØ for Mývatn på Island er et eksempel. I Eifel i Tyskland og Auvergne i Frankrig ses flere sådanne dybe, nu vandfyldte maarer.

I forbindelse med vulkansk aktivitet taler man om sekundær vulkansk virksomhed i form af gas- og dampudstrømninger i fumaroler og termale felter, herunder gejseraktivitet (se gejser).

Udbredelse:Der findes ca. 2500 vulkaner, som er potentielt aktive. Af disse er 50-60 i gennemsnit i udbrud inden for samme år. 500-700 har været aktive i historisk tid, mens de øvrige har været i udbrud i løbet af de sidste 10.000 år.

Gennem en årrække er verdens vulkaner blevet registreret og beskrevet af vulkanologer, geologer og geofysikere, der videnskabeligt beskæftiger sig med vulkaner, deres dannelse og vulkanske fænomener.

Vulkanerne viser sig at være knyttet til nogle ganske bestemte, mere eller mindre lineære zoner eller kæder i et særligt mønster på Jorden. Hovedparten ligger langs med eller i nærheden af de tektoniske pladegrænser. Kun et fåtal findes inde på selve pladerne.

Vulkaner langs pladegrænser. Et stort antal vulkaner findes langs midtoceanryggene, de såkaldte divergerende (konstruktive) pladegrænser. Antallet er ukendt, da udbrud på oceanryggene finder sted på ca. 1.000 m havdybde og derfor kun sjældent registreres på havoverfladen. En vedvarende, skiftende spaltevulkanisme er årsag til dannelsen af ny oceanbund langs midtoceanryggene. Enkelte steder, hvor magmaproduktionen er særlig høj, fx hvor der er sammenfald mellem oceanbundsspredning og hot spot-aktivitet, kan vulkanerne nå op over havniveau som fx på Island.
Flere steder optræder vulkaner på havbunden i en vis afstand fra oceanryggene, fx Galápagosøerne, Acorerne, Kap Verde og De Kanariske Øer. De kan her opbygge undersøiske vulkanbygninger på helt op til 4000 m, før de når havoverfladen, og kan derefter endog opbygge en vulkan på andre 4000 m, fx Teide på Tenerife.

De fleste af Jordens høje stratovulkaner er imidlertid knyttet til de såkaldt konvergerende (destruktive) pladegrænser, hvor lithosfærepladerne bliver trukket ned i kappen. Vulkanerne langs disse pladegrænser har alle et højt VEI. De optræder ofte i øbuer, der kan være adskillige hundrede kilometer lange. Eller de findes et stykke inde i de foldebjerge, som også dannes langs de destruktive pladegrænser.

Vulkaner langs riftdale

Andre vulkaner ligger langs med eller i nærheden af de såkaldte riftdale, hvor kontinenterne brydes op langs kilometerlange, parallelle brud, der skærer sig langt ind på kontinenterne, fx det østafrikanske Rift Valley-system og nord herfor Afar, hvor tre riftstrukturer mødes. Adskillige aktive vulkaner knytter sig til Rift Valley fra Etiopien mod syd gennem Kenya med Mt. Kenya (5199 m) og Kilimanjaro (5895 m) i Tanzania, Afrikas højeste bjerg.

Intrapladevulkaner.

Nogle vulkaner ligger inde på de store lithosfæreplader langt fra pladegrænserne. Blandt disse findes nogle af de mest spektakulære i Afrika: Tibesti- og Hoggar-bjergene i Tchad og Algeriet. Andre er den lange række af vulkaner, som strækker sig fra det indre af det afrikanske kontinent til Guineabugten, den såkaldte Cameroun-linje, der fortsætter ud i Atlanterhavet som en kæde af oceaniske intrapladevulkaner. Vulkanerne i Centralmassivet i Frankrig og Eifel i Tyskland er andre eksempler.

Hot spot-vulkaner ligger over en opstigende søjle af varmt kappemateriale, et såkaldt hot spot. Blandt oceaniske vulkaner er Hawaiiøerne de største. Her ligger Jordens mest produktive vulkaner, Mauna Loa og Kilauea, der gennemsnitlig producerer 1,6 km3 udbrudsmateriale pr. år, hovedsagelig lava. Når denne søjle af varmt, plastisk materiale fra den dybeste del af kappen med en hastighed på ca. 340 mm pr. år når op i den øvre del af kappen, dvs. ca. 100 km under overfladen, begynder her en delvis opsmeltning pga. det lavere tryk svarende til 6-7% af kappematerialet. Den dannede smelte fortsætter opad og trænger gennem den oceaniske lithosfæreplade og hæver efterhånden havbunden op til 500-1000 m. De dannede vulkanbygninger på havbunden bliver pga. Stillehavspladens bevægelse flyttet sidelæns bort fra den opstigende smelte, som derfor med mellemrum danner et nyt gennembrud og en ny vulkan. Det tager i gennemsnit 400.000 år at danne en så gigantisk vulkanbygning som Hawaii fra 4000 m havdybde.

Hot spot-vulkaner efterlader gradvist en lang række af udslukte vulkanbjerge på havbunden, der er ældre, jo længere man befinder sig fra hot spot-plumen. Da der gradvist også sker en forøgelse af havdybden bort fra den opstigende søjle af varmt kappemateriale, viser de gamle vulkanruiner sig i en vis zone som atoller for til sidst at ende som undersøiske bjerge, seamounts. Hele Emperor- og Hawaiivulkankæden udgør et såkaldt hot spot-spor. Stillehavsbunden indeholder flere sådanne spor, fx Line Island-kæden, Tuamotuøerne, Marshall- og Elliceøerne samt den australske seamount-kæde, alle med den ældste vulkanbygning i den nordvestlige ende.
I den nordatlantiske region ses en anden hot spot-aktivitet, som er begyndt i Tidlig Tertiær (Palæogen) for ca. 60 mio. år siden. De tidlige smelteprodukter herfra findes i dag i de vest- og østgrønlandske samt færøske plateaubasalter. Island ligger i dag oven på denne hot spot-plume, som adskiller sig fra de pacifiske ved at befinde sig mere eller mindre direkte under en midtoceanryg.

I Kridttiden dannedes i det vestlige Indien store mængder af plateaubasalt, som i dag ses i bl.a. Deccan Traps. Disse basalter strømmede frem på overfladen for ca. 65 mio. år siden i forbindelse med Indiens adskillelse fra Madagaskar. Denne vulkanske aktivitet har været meget voldsom og menes af nogle at have medvirket til den store masseuddøen på Kridt-Tertiær-grænsen. I dag findes rester fra denne hot spot-aktivitet under vulkanen Piton de la Fournaise i nærheden af Réunion i Det Indiske Ocean.

Magmaets dannelse

Seismiske registreringer viser, at der 5-10 km under de fleste aktive vulkaner findes et magmakammer, der ofte har form som et champagne- eller rødvinsglas. Denne flydende stensmelte er meget lokal og af forskellig kemisk sammensætning, alt efter hvor på kloden vulkanerne står. Det afgrænsede kammer viser, at magmaet må dannes i jordskorpen eller den øverste del af kappen. Smeltetemperaturer for Jordens øvre kappemateriale, som består af peridotit, stiger med det tiltagende tryk ned gennem Jorden. Da de hele vejen ligger højere end den almindelige temperaturstigning ned gennem Jorden, den såkaldte geotermiske gradient (se geotermi), vil bjergarterne bibeholde deres faste konsistens. Når der alligevel visse steder dannes magma, skyldes det lokal opsmeltning. Dette kan forårsages af, at lithosfæren i nogle tilfælde strækkes og fortyndes, hvorved den varme asthenosfære bevæger sig opad i det opståede rum; denne proces finder fx sted i forbindelse med dannelsen af store, sedimentære bassiner samt ved riftdannelse inde på kontinenterne. Det varme asthenosfæremateriale kommer herved op i et niveau med lavere tryk (teknisk udtrykt tangerer den geotermiske gradient smeltetemperaturen for peridotit), og en del af kappen begynder at smelte. Dette sker i ca. 60 km dybde. Kun nogle få procent af kappematerialet smelter op, hvorfor man taler om en delvis (partiel) opsmeltning.

Magmadannelse langs midtoceanryggene kan betragtes som en videreudvikling af denne proces. Lithosfærepladerne trækkes her fra hinanden, hvorved asthenosfæren trænger helt op under oceanbundsskorpen, og den geotermiske gradient krydser nu i en mindre dybde smeltekurven for peridotit, hvilket bevirker, at der sker opsmeltning af meget store mængder af kappemateriale, ca. 20 km3 pr. år globalt svarende til 10-15% af kappematerialet. Magmaet dannes på kun få kilometers dybde. I hot spot-områder er asthenosfæren meget varmere end omgivelserne pga. opstigningen af kappemateriale fra stor dybde. Et sammenfald mellem kontinental riftåbning og en hot spot-plume afstedkommer dannelsen af store mængder af basaltisk smelte og fremtrængning af plateaubasalt, som dækker store arealer på jordoverfladen.

Ved subduktionszoner, hvor den kolde lithosfæreplade glider ned i asthenosfæren, medtager den foruden havbundsmateriale store mængder af vand. Dette vil i dampform afgives til den overglidende plade, hvilket bevirker en sænkning af smeltepunktet for kappematerialet i den nedre del af denne lithosfæreplade og medfører en delvis opsmeltning i 100-150 km dybde. Alt efter vinklen af den underskydende plade vil vulkaner fremtræde på overfladen i en afstand fra pladegrænsen af mellem 150 og 500 km. Vanddampens tilstedeværelse er medvirkende til, at vulkanudbrud ved subduktionszoner foregår med stor voldsomhed.

Basaltisk magma, som dannes i forbindelse med den delvise opsmeltning af den øvre del af kappen, kaldes ofte primært eller primitivt magma. I modsætning hertil ændrer magma i magmakamre i eller nær jordskorpen karakter. Her kan smelten gradvist ændre sig enten ved at krystallisere, dvs. udskille bestemte mineraler, under en såkaldt fraktioneret krystallisation, eller ved at magmaet reagerer med sidestenen ved en såkaldt assimilation. Et sådant magma siges at være afledt eller udviklet, idet restsmelten nu har fået en anden og mere SiO2-rig sammensætning end udgangsmaterialet. På denne måde kan magmaet gradvis ændre sammensætning fra basaltisk til fonolitisk eller til andesitisk og rhyolitisk ved subduktionszoner eller til trakytisk i riftzoner. Se også pladetektonik.

Udbrudsprodukter

Ved vulkanudbrud frigøres store mængder af energi, hvorved forskellige former for vulkansk materiale slynges eller flyder ud på jordoverfladen. De faste udbrudsprodukter, der kastes ud af vulkanåbningen i forbindelse med et udbrud, betegnes pyroklaster eller tefra og spænder fra vulkanske bomber (ifølge IUGS større end 64 mm i diameter) over lapilli (64-2 mm) til vulkansk aske (2-1/6 mm).

Lava er den flydende form for vulkansk materiale, som trænger frem på jordoverfladen under vulkanudbrud. Den kan være mere eller mindre sej (viskos) afhængigt af den kemiske sammensætning og temperatur. Således er en basaltisk lava med et lavt (ca. 50%) indhold af SiO2 letflydende, dvs. at viskositeten er lav, mens en rhyolitisk lava med et stort (ca. 72%) SiO2-indhold har en høj viskositet. Ofte er sure lavaer, pga. det høje SiO2-indhold, så sejtflydende, at de kun vanskeligt kan trænge frem gennem krateråbningen. Basaltisk lava er normalt ved sin fremtrængen på jordoverfladen ca. 1150 °C og derfor lysende. Når lavaen er afkølet til 475 °C, er den ikke længere glødende, men kan stadig antænde brændbart materiale.

De vulkanske gasser består alt efter magmaets kemiske sammensætning hovedsagelig af vanddamp, helt op til 80-90%, dernæst af CO2, CO, SO2, H2S og i mindre mængder HCl, HF, H2 og He. Gasserne er på mange måder den dynamiske kraft bag et vulkanudbrud, og gasindholdet i den flydende lava har stor indflydelse på dens viskositet. De opløste gasser i magmaet, der frigøres pga. den trykaflastning, som finder sted under et vulkanudbrud, er i stand til at løfte magmaet op gennem kraterrøret og ud på jordoverfladen. Gasudstrømningen gennem krateråbningen kan ske med meget stor voldsomhed; således kan udstrømningshastigheden under et sådant paroxysmalt udbrud nå helt op på 600 m/s med en transporteret materialemængde på 150000-200000 t/s, hovedsagelig som pyroklastisk materiale. En sådan gasudblæsning er i stand til at løfte en askesøjle helt op til 35-40 km højde. De udstrømmende gasser når derved op i stratosfæren, hvor de, fx SO2 sammen med vanddamp, danner en dråbesky, en aerosol, af H2SO4, der ved refleksion af sollyset kan nedsætte solindstrålingen og derved påvirke Jordens klima med 0,5-1 °C over en periode på 2-3 år. Den derved skabte syreregn gør det muligt at registrere disse udbrud i isborekerner fra Indlandsisen på Grønland som variationer i islagenes surhedsgrad.

I forbindelse med udbrud i vulkaner med højt SiO2-indhold og dermed dannelsen af en sejtflydende lava kan gasserne eksplosivt frigøres fra smelten og sammen med aske i suspension danne de frygtede pyroklastiske strømme eller askelaviner, der med hastigheder på over 200 km/h og en indre temperatur på 200-600 °C ruller ned ad vulkanflankerne. Foran en sådan askelavine opstår en trykbølge, der kan have et energiindhold svarende til 1 mio. t trotyl, og som derfor er i stand til at knuse tværgående mure i bygninger, den møder på sin vej. Det pyroklastiske materiale i askelaviner kan undertiden være så varmt, op til 1000 °C, at det er lysende, hvorfor det betegnes nuée ardente (fr. ‘glødende sky’); se også ignimbrit. Netop askelaviner har forårsaget tusindvis af dødsofre i forbindelse med eksplosive vulkanudbrud, fx ved Vesuvs og Mont Pelées udbrud. Hvis grundvand eller havvand trænger ind i vulkanbygningen og derved kommer i direkte kontakt med magmaet, fx i forbindelse med calderadannelse, vil der ske en voldsom dampeksplosion, og man taler om et phreatisk udbrud. Udstrømmende gasser kan under vulkanudbrud med letflydende lava med stor voldsomhed blæse gennem den lavasø, som undertiden samler sig i krateret, og frembringe lysende lavafontæner, som kan nå helt op til 600 m højde. De frigjorte gasser i magmaet løfter i et udbruds slutfase lavaen op gennem krateret og ud på overfladen på samme måde, som når mælk koger over eller en champagneflaske åbnes.
Mange vulkanbygninger når op i mere end 2000 m højde og kan derfor i hvileperioderne være helt eller delvist dækket af sne og gletschere. Isen og sneen smelter under et udbrud og vil ligesom kraftige regnskyl, der ofte følger med kraftige vulkanudbrud, bevirke, at den faldende aske omdannes til en vulkansk mudderstrøm, lahar. Lahars kan med stor hastighed bevæge sig ned ad vulkanens flanker og være årsag til tusindvis af dødsofre selv på stor afstand af vulkanen, som det fx skete i 1985 under udbruddet i Nevado del Ruiz i Colombia.

Endelig kan seismiske rystelser i forbindelse med store vulkanudbrud frembringe store flodbølger (tsunamier), som kan forårsage store ødelæggelser og kræve tusindvis af dødsofre selv langt fra vulkanen. Dette skete bl.a. ved Krakataus udbrud i Indonesien i 1883.

Varsling

Siden 1500 er skønsmæssigt 250000 mennesker omkommet i forbindelse med vulkanudbrud. Alligevel vælger stadig flere at leve på eller i umiddelbar nærhed af vulkaner, da vulkansk jordbund er meget frugtbar. Man forsøger derfor at reducere tabstallene ved fremtidige vulkanudbrud ved varsling. Moderne vulkanologi handler om at øge kendskabet til vulkanerne og deres “adfærdsmønstre”, bl.a. også ved studier af udslukte vulkaner over hele Jorden, og der er etableret vulkanobservatorier på mange af de mest berømte vulkaner. Desuden er der oprettet rejsehold af vulkanologer, som kan bistå de lokale myndigheder, idet udbrud med en vis sandsynlighed kan forvarsles med nogle dage, hvilket er nok til at iværksætte en evakuering. Det har imidlertid ofte vist sig vanskeligt at evakuere folk frivilligt, hvorfor en forvarsling må være ret sikker for at kunne bevare sin troværdighed. Ved Pinatubos udbrud på Filippinerne i 1991 lykkedes det at evakuere 80000 mennesker i tide, hvorved tabstallet blev reduceret til ca. 800; denne bedrift regnes for den hidtil største succes for vulkanologien.

Luftforurening

Vulkaner er store kilder til luftforurenende stoffer, specielt ved udbrud. Vigtigst er mineralske partikler og svovlforbindelser, der i atmosfæren kan omdannes til sulfatpartikler. Askepartikler med en diameter på fx 1 mm falder hurtigt til jorden, men små partikler kan blive i atmosfæren i måneder, især hvis de sendes højt op. Partikler fra store vulkanudbrud kan sammen med svovlsyredråber sænke den globale middeltemperatur. Et af de største udbrud i nyere tid var Tambora i Indonesien i april 1815. Det er anslået, at 150 km3 støv og gas blev sendt op i 50 km højde og afskærmede solstråling over store dele af Jorden i mere end to år. 1816 blev i disse områder kendt som året uden sommer.
Den samlede svovlforurening fra verdens vulkaner er anslået til omkring 10 mio. t om året svarende til ca. 15% af de menneskeskabte udslip. De fleste vulkaner udsender svovlforurening, selv når de ikke er i udbrud, såkaldt posteruptiv aktivitet. Alligevel er miljøeffekterne beskedne, da mange vulkaner ligger i øde områder eller på små øer, hvor spredningsforholdene er gode.