Vulkanologer bruger udtrykket historisk aktiv vulkan – holocenevulkan – om en vulkan som har været i udbrud indenfor de sidste 10.000 år.

Vulkaner kan betegnes som aktive – sovende eller uddøde – udslukte.

von Humboldt, Friedrich Wilhelm Heinrich Alexander, 1769-1859, tysk naturvidenskabsmand og forskningsrejsende og sammen med Carl Ritter grundlægger af den moderne geografi; bror til Wilhelm von Humboldt. Efter at Humboldt i Berlin og Göttingen havde nået tidens højeste uddannelsesniveau i matematik, teknologi, botanik og geologi, indledte han 1790 et langt rejseliv med en tur gennem Belgien, Holland, England og Frankrig sammen med Georg Forster (1754-94), som var botaniker på James Cooks 2. jordomsejling. 1799-1804 foretog Humboldt sin første store rejse, Sydamerikarejsen, der gjorde ham berømt. Sammen med botanikeren A. Bonpland (1773-1858) rejste han gennem Venezuela, besejlede Orinoco og Rio Negro og besøgte Cuba. Derefter rejste han tilbage til fastlandet og krydsede dette ad Magdalenafloden og ved bestigning af Andesbjergene med ophold i Quito undervejs til Stillehavskysten. Hjemrejsen gik via Philadelphia og Bordeaux og sluttede i Paris, hvor han bosatte sig. Observationerne fra rejsen udkom 1811-25 i Voyage aux régions équinoxiales du nouveau continent i 30 bind.
Efter at være flyttet til Berlin i 1827 holdt Humboldt dér de 61 berømte forelæsninger, der senere blev indarbejdet i hovedværket Kosmos (1845-62). 1829 begyndte Humboldt sin anden store rejse, denne gang til Ural og Centralasien over Sverdlovsk og Tobolsk til Dzungariet og Mongoliet. Hjemturen gik ad Irtysj til Semipalatinsk, Omsk og Astrakhan; derfra over Det Kaspiske Hav og til Sankt Petersborg. I alt tilbagelagdes 18000 km. Resultatet blev Humboldts andet storværk Fragments de géologie et de climatologie asiatique (1831).

Betydningen af Humboldts indsats var uhyre stor i samtiden. Ganske vist gjorde han ingen egentlige geografiske nyopdagelser, men på baggrund af sin beherskelse af naturvidenskaberne satte han en ny standard for præcis naturbeskrivelse, der både brugtes videnskabeligt og som opslagsværk vedrørende praktiske udnyttelsesmuligheder. Dertil formulerede han megen ny erkendelse. Typisk nøjedes han ikke med at beskrive vegetationen ved de dengang gængse floralister; han beskrev vegetationens ændring med bjergenes højdezoner og vulkanerne i sammenhæng med deres formodede dannelseshistorie etc. Denne beskrivelse af en lovmæssighed, hvori detaljen indgår meningsfyldt, har paralleller i tidens tyske kulturhistorie. Samtidig er hans beskrivelser af landskaber og natur sproglige mesterværker.

Tilsammen betød dette, at Humboldt ledte geografien, især den fysiske geografi, ind i nye, frugtbare baner. Også i dansk geografi har hans virke sat sig dybe spor, tydeligst hos E. Løffler og M. Vahl, hvis opdeling i klima- og plantebælter klart er inspireret af Humboldt.

Alfred Wegener – kontinentaldrift – pladetektonik

Professor Alfred Lothar Wegener(1880-1930) er først og fremmest kendt for sein teori om Kontinentaldriften, der egentlig først blev rigtig anerkendt i 1966, selvom Wegener fremsatte den i 1912.

Han deltog i en dansk Grønlandsekspedition, bl.a. 1906 og talte perfekt dansk.

Wegener, Alfred, tysk meteorolog og geofysiker; fra 1924 professor ved universitetet i Graz. I 1906 forbedrede han sammen med sin bror verdensrekorden i ballonfart til 52 timer. Wegener var meteorolog på Danmark-ekspeditionen (1906-08) og publicerede sine resultater herfra i 1908 i disputatsen Drachen- und Fessel-Ballonaufstiege ausgeführt auf der Danmark-Expedition 1906-08; en opfølgning herpå, Thermodynamik der Atmosphäre, udkom i 1911. Sammen med J.P. Koch overvintrede han på og krydsede Indlandsisen 1912-13; de meteorologiske og glaciologiske resultater herfra publiceredes først i 1930. I 1915-29 udkom hans forkætrede hovedværk, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, i flere udgaver. Anerkendelsen af hans tværfagligt begrundede teori om kontinentaldrift kom i 1960’erne i skikkelse af den geologisk-geofysiske teori om pladetektonik. Wegener var leder af en tysk ekspedition til Grønland i 1929 og omkom på Indlandsisen under den anden tyske ekspedition (1930-31). 1980-81 etableredes Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung i Bremerhaven og A.-W.-Stiftung zur Förderung der Geowissenschaften.

Kontinentaldrift, teori om, at Jordens kontinenter har ændret beliggenhed på jordkloden i løbet af geologisk tid. Den mest gennemslagskraftige af de tidlige teorier om kontinentalforskydning fremsattes i 1912 af den tyske naturforsker Alfred Wegener, der hævdede, at kontinenterne “svømmede” som lette isbjerge i oceanernes “basalthav”. De nyeste geofysiske landvindinger har imidlertid vist, at kontinenterne ikke bevæger sig i forhold til den omgivende oceanbund; det er de store lithosfærepladers bevægelser, der fører kontinenterne omkring. Det vides nu også, at kontinentaldrift har været aktiv siden tidlig prækambrisk tid.

Pladetektonik, (2. led af gr. tektonike ‘bygningskunst’, afledt af tekton ‘bygmester’), geofysisk-geologisk teori om, at den ydre Jord er opdelt i stive plader, som bevæger sig i forhold til hinanden. Teorien forklarer bl.a. oceaners tilblivelse og forsvinden, udbredelsen af jordskælv og aktive vulkaner, bjergkædefoldning, fossile dyr og planters udbredelse samt kontinenters vækst og skiftende beliggenhed gennem tiderne.

Pladetektonikken efterfulgte den tyske naturforsker Alfred Wegeners teori om kontinentaldrift. De to teorier har flere grundlæggende observationer tilfælles, men adskiller sig på væsentlige områder, ikke mindst hvad angår opfattelserne af oceanernes dannelse og den ydre Jords mekaniske egenskaber. Ifølge den pladetektoniske teori er Jorden udstyret med en ydre, stiv skal, lithosfæren, som er sammensat af syv store og flere mindre lithosfæreplader. Pladerne er oftest 50-150 km tykke, dog tyndere under helt ung oceanbund og tykkere under kontinenternes gamle og relativt kolde grundfjeldsskjolde. Pladerne omfatter ikke blot oceanbundsskorpe og kontinentskorpe (øvre lithosfære), men også den øverste del af Jordens kappe, hvor kappebjergarterne er faste og stive (nedre lithosfære). Den nedre lithosfære under Mohorovi*i’-diskontinuiteten er væsentlig tykkere end den øvre. Pladerne flyder oven på den forholdsvis bløde asthenosfære, der ligesom den nedre lithosfære består af kappebjergarter, men temperaturen er så høj, at der dannes små smeltedråber mellem mineralkornene. Det nedsætter bjergartsstyrken, og over geologisk tid kan asthenosfæren flyde og deformeres som en højviskos væske. Asthenosfæren går nedefter gradvis over i den mere træge mesosfære, hvor kappebjergarterne pga. det større tryk er faste

Der skelnes mellem divergerende, transforme og konvergerende pladegrænser, hvor pladerne bevæger sig hhv. bort fra, langs med eller mod hinanden. Ved såkaldte triple junctions mødes tre pladegrænser. De pladetektoniske processer omfatter flere indbyrdes koblede dynamiske procesforløb. En af disse processer er dannelse af kontinentale riftzoner, hvor den øvre jordskorpe strækkes, så der udvikles langstrakte rifts og gravsænkninger, der fungerer som aflejringsbassiner, og hvor magma fra den nedre lithosfære trænger op i skorpen og danner vulkaner i og omkring indsynkningsstrukturen som fx Rift Valley i Østafrika og Rhingraven.

En anden proces er oceanbundsspredning, som danner ny oceanbund og oceanisk lithosfære langs den centrale rift i midtoceanrygge, mens tidligere dannet oceanbund spredes ud til siderne.

En tredje proces er subduktionsprocessen, der er virksom ved konvergerende pladegrænser, hvor oceanisk lithosfære ved en dybhavsgrav føres skråt ned i dybe subduktionszoner, fx subduktionszonerne omkring Stillehavet; se også magma og metamorfose. Endelig forekommer orogene processer, hvorved der udvikles kollisionsbjergkæder eller dannes vulkanske øbuer og bjergkæder (orogenese) med nydannet og omdannet kontinentskorpe i pladen over subduktionszonen. Eksempler herpå er Andesbjergene og Himalaya.

At oceanbundsskorpens opbygning er fundamentalt forskellig fra kontinenternes, blev opdaget i 1960’erne, da magnetisk kortlægning af oceanerne afslørede, at oceanbunden på begge sider af de midtoceaniske rygge opbygges af parallelle bælter med skiftevis normal og revners magnetisering. Aldersbestemmelser af lava fra vulkanøer dannet på forskellige bælter viste, at bælterne er ældre med tiltagende afstand fra spredningsryggen. Dette fordelingsbillede skyldes, at bjergarterne i oceanbunden under dennes successive dannelse har registreret de gentagne og relativt hurtige polskift i Jordens magnetfelt, som indtraf, mens oceanerne blev dannet; se palæomagnetisme.

Takket være bl.a. oceanbundsboringer og bestemmelse af dybhavssedimenters alder ud fra deres fossilindhold er det vist, at oceanbunden under alle verdenshavene er blevet dannet i løbet af de sidste ca. 200 mio. år. Inden for dette tidsrum kan lithosfærepladernes bevægelser og hastigheder rekonstrueres forholdsvis detaljeret. De nutidige bevægelser kan bestemmes med GPS-målinger. Det er fx påvist, at pladekonvergensen mellem Den Indoaustralske og Den Eurasiske Plade i Himalaya hvert år trykker Nepal og Tibet sammen med ca. 1,75 cm.

Pladebevægelserne er resultatet af et varmeoverskud i Jordens indre og tyngdekraften. Varmeoverskuddet kan ikke kompenseres i tilstrækkelig grad ved jævn og ensartet varmeledning igennem kappen og skorpen. Der igangsættes derfor konvektionsstrømme i kappen, som bringer dybere og varmere kappemateriale op til undersiden af lithosfæren og får denne til at bryde op i de kolossale plader, som bevæger sig i forhold til hinanden.

Der er formentlig tre forskellige sæt af kræfter, som indgår i pladernes drift: Pres fra den varme opstigende kappe, træk langs undersiden af pladen, når opstigende kappe ved bunden af lithosfæren tvinges til at flyde vandret væk under pladen, og træk forårsaget af den koldere og derved tungere del af pladen, som glider ned i dybet i subduktionszonen. Sidstnævnte fremmes også af metamorfose af den nedadglidende kappe, hvorved der dannes tættere og tungere bjergarter, bl.a. eclogit.

Forholdet imellem de tre kræfter varierer betydeligt. I Atlanterhavet er der fx næsten ingen træk fra nedadglidende lithosfære i modsætning til Stillehavet, der til alle sider er omgivet af subduktionszoner. Det er formentlig årsagen til, at oceanbundsspredningen i Stillehavet foregår relativt hurtigt; pladerne bevæger sig her fra hinanden med op til 15 cm/år. De Nordamerikanske, Sydamerikanske, Eurasiske og Afrikanske Plader, som alle indeholder store kontinenter, bevæger sig som oftest kun fra hinanden med 3-5 cm/år, og i Det Nordlige Ishav er bevægelsen kun 1-2 cm/år. Der er betydelig tvivl om betydningen af de to første konvektionsbetingede kræfter; modelberegninger tyder på, at opstigning af kappemateriale under spredningsryggene og den efterfølgende vandrette flydning ud under pladen i stort omfang er passive processer, således at det er pladernes drift fra hinanden, der styrer den øvre kappes konvektionsmønster, og ikke omvendt.

Oceanbundsspredning, også kaldet havbundsspredning, er den proces, hvorved der dannes ny oceanbundsskorpe langs de midtoceaniske rygge, og den bevirker, at Jordens oceaner hele tiden vokser. Ifølge den pladetektoniske teori dannes der ny oceanbund langs de kontinentale riftzoner, når kontinenter bryder op. Riftzonen udvikler sig i takt med pladebevægelserne til en egentlig midtoceanisk ryg (spredningsryg), langs hvilken ny oceanbund dannes og udfylder det tomrum, som opstår ved, at kontinentets oprindelige dele fjerner sig fra hinanden. Det Røde Hav udgør en sådan ung oceanisk rift.

Den skorpedannende proces omkring spredningsryggene er som regel symmetrisk, hvorfor disse i Atlanterhavet og Det Indiske Ocean ofte ligger midt i oceanet. Anderledes er forholdene i Stillehavet, der er omgivet af dybhavsgrave. I disse føres oceanbund ved subduktion ned i dybet og tilbage til Jordens kappe i samme tempo, som ny oceanbund dannes langs spredningsryggene. Subduktionsprocesserne foregår imidlertid med forskellige hastigheder i de enkelte subduktionszoner, hvorfor ryggene i disse kommer til at ligge skævt i forhold til oceanets midte. I nogle tilfælde kan endog selve spredningsryggen blive ført med ned, som det fx sker i dybhavsgraven ud for Chiles kyst.

Teorier for dannelse af oceanbundsskorpe. Oceanbundsskorpen under de sedimentære lag er almindeligvis ca. 6 km tyk. Siden 1960’erne har to teorier vedrørende oceanbundsskorpens geologiske sammensætning været fremherskende. Ifølge den ene, fremsat af den amerikanske geolog Harry Hess (1906-69), er skorpen dannet ved, at vand langs spredningsryggen kommer i kontakt med den opstigende kappes ultrabasiske bjergarter, fx peridotit, hvorved disse omdannes til relativt lette, serpentinholdige bjergarter; se serpentin. Ifølge den anden teori dannes skorpen, ved at det opstigende kappemateriale pga. trykaflastning vil begynde at smelte i 50 km dybde. Graden af opsmeltning stiger i takt med, at kappen stiger opad, og når henved 20% lige under spredningsryggen. Det dannede magma er af basaltisk sammensætning og samles i magmakamre under ryggen. I riftzoner kan magmaet stige op langs dybtgående sprækker, som dannes, når pladerne trækkes fra hinanden. Hvis magmaet når op til havbunden, dannes et op til 1 km tykt lag af pudelava. Den resulterende skorpestruktur består nederst af lag af gabbro fra størknende magmakamre, herover af lodrette skiver af basaltgange (størknet magma i tidligere sprækker) og øverst af pudelava med overliggende dybhavssedimenter, der er afsat på et senere tidspunkt. Denne skorpestruktur, som fx kendes fra Troodos på Cypern, blev omkring 1970 beskrevet som ofiolitkomplekser.

Dybe boringer i havbunden har vist, at ofiolitmodellen må anses for korrekt i store områder. Undersøgelser udført fra undervandsbåde i 1990’erne har dog overraskende påvist, at betydelige dele af oceanbundsskorpen, fx langs Den Midtatlantiske Ryg, i sin struktur passer bedre til teorien om serpentinisering. Der synes at være dele af spredningsryggene, hvor der stort set ikke dannes magma fra den opstigende kappe, og hvor den seismisk definerede skorpe, dvs. laget over Mohorovi*i’-diskontinuiteten, består af serpentiniseret kappe. Dette fænomen synes at være mest udbredt ved de langsommere spredningsrygge og måske især, hvor disse fortsættes af transformforkastninger, som kan medvirke til at afkøle den opstigende kappe og derved hæmme smeltning af denne.

Oceanbundsskorpe af ofiolittypen påvirkes imidlertid også af cirkulerende vand, der trænger dybt ned i riftzonen. Varmen fra magmakamrene under spredningsryggen får vandet til at cirkulere og omdanne bjergarterne på havbunden, og de oprindelig vandfri mineraler erstattes af vandholdige, fx smectit, chlorit og epidot. Derved bindes store vandmængder, som senere frigøres i forbindelse med subduktion. Hvor varme, vandige opløsninger med opslæmmede partikler når frem til havbunden, dannes black smokers og hydrotermiske væld. Der er desuden hyppige, men forholdsvis svage jordskælv langs de midtoceaniske rygge.

Igangsættelse af pladebevægelserne. Man kan forklare opbrud af et kontinent og dertil knyttet etablering af oceanbundsspredning med et ændret mønster i pladernes bevægelse, men årsagen til disse ændringer er langtfra forstået i detaljer. Forskning i 1990’erne langs Atlanterhavets kontinentalrande har vist, at den ældste oceanbund ofte er langt tykkere (20 km til lokalt 30 km) og har et lavalag på 5-7 km tykkelse, som er flydt ud over lavt vand eller land. Dette skal ses i forhold til forholdene i dag, hvor oceanbunden almindeligvis dannes i 2,7 km dybde langs de midtoceaniske rygge, og hvor laget af pudelava normalt kun er ca. 1 km tykt. Tilførslen af basaltisk magma ved den første åbning af Atlanterhavet må derfor have været 3-5 gange større end langs nutidige midtoceaniske rygge. Kontinentalt opbrud hænger ofte sammen med pludselig hurtig og aktiv opstigning af meget store mængder af særlig varmt, delvis smeltet materiale, såkaldt plume, dybt nede fra kappen, formentlig fra overgangen mellem kappen og kernen i ca. 2800 km dybde. Dette materiale menes at have bredt sig under lithosfæren, hvorefter trykaflastningen i forbindelse med kontinentalt opbrud har medført, at der dannedes særligt store smeltemængder. Disse udtømtes i løbet af 2-5 mio. år og størknede ved overfladen som tykke lavasekvenser af samme type som dem, der kendes fra Vest- og Østisland. I op til 100 mio. år er et lille center dog forblevet aktivt over plumens fødekanal. Nogle af Jordens mest aktive vulkanområder, såkaldte hot spots, som Hawaii og Island regnes for resterne af sådanne oprindelig meget store plumer. Imidlertid har man også fundet, at oceanbundsskorpen langs andre dele af den oprindelige atlantiske brudzone, fx ud for Den Iberiske Halvø, er rig på serpentiniseret kappe, og derved ligner den de dele af de nutidige spredningsrygge, hvor der næsten ikke dannes smelte. En forklaring på dette kan være, at det kontinentale opbrud foregik over relativ kold kappe over lang tid (ca. 50 mio. år), hvorved opadstigende kappe kunne nå at afkøles, før tilstrækkelig trykaflastning kunne føre til smeltedannelse.

Subduktionsprocesser og orogenese. I de konvergerende pladegrænser skaffes overskydende ældre oceanisk lithosfære af vejen i subduktionszoner, hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap føres skråt ned under den tilgrænsende øvre plade. Det udløser kraftige jordskælv, som afslører, at flappen trænger gennem asthenosfæren og når ned til 600-720 km dybde i mesosfæren. Dybere jordskælv kendes ikke. Den nedførte lithosfære er relativt kold i forhold til asthenosfæren og opvarmes kun langsomt. Da trykket tiltager med dybden, udsættes flappens oceaniske skorpebjergarter for trykbetingede, metamorfe faseændringer; de omdannes til blåskifer (blue schist) og på større dybde til eclogit; se metamorfose. Herved frigøres kemisk bundet vand i oceanbundens hydrotermalt og metamorft dannede mineraler (smectit, chlorit, epidot og amfiboler). Vandrige væske-gas-faser stiger op i asthenosfæren under den øvre plade og fremmer opsmeltningen her. Derved dannes store mængder basisk magma, som trænger op i den øvre plade og ved fraktioneret smeltning udvikler gasrige, intermediære og sure magmaer. De baner sig vej op i skorpen, hvor de danner store underjordiske batholither eller forårsager andesitiske og rhyolitiske vulkanudbrud. De magmatiske processer i den øvre plade ledsages af tektonisk deformation og regionalmetamorfose.

Er skorpen i den øvre plade oceanisk, udvikles med tiden et øbueorogen, hvor der 200-500 km fra den foranliggende dybhavsgrav vokser en vulkansk øbue op. Den flankeres af aflejringsbassiner, et “yderbassin” (fore arc basin) og et “agterbassin” (back arc basin). Foran yderbassinet bliver afskrabet oceanbund fra den nedadgående plade og tilført materiale fra land stablet sammen i en stor kile af afskrabet materiale (accretionary wedge). Bag ved den vulkanske øbue kan hvirvelstrømme i asthenosfæren under agterbassinet fremprovokere lokal oceanbundsspredning, som forstærker varmestrømmen mod bassinet og kan føre til hurtig modning af sedimenterne. Her kan udvikles olie- og gasforekomster i selv unge sedimenter som fx i Det Ægæiske Hav. Da øbueorogener udgør et yderst aktivt tektonisk miljø, har øbuebassiner en begrænset geologisk levetid på 5-30 mio. år, og de ender med at blive inddraget i bjergkædefoldningen. Oceanbund fra øbuebassiner kan tektonisk blive opskudt og danne ofiolitkomplekser.

Hvor subduktionzonen ligger tæt på et kontinent, udvikles Andestype-orogener, opkaldt efter Andesbjergene. Her opfylder klastisk materiale fra land delvis den foranliggende dybhavsgrav, kontinentsoklens sedimentlag bliver foldet, og på selve kontinentet udvikles en vulkansk bjergkæde med store batholither. Collageorogener har flere træk tilfælles med Andestype-orogener, men adskiller sig ved at indeholde store områder med “fremmed” skorpe (terranes), som stammer fra den oceaniske plades oceaniske plateauer, vulkanøer, seamounts og eventuelle rester af opbrudt kontinentskorpe. De fulgte imidlertid ikke med oceanbundspladen ned i subduktionszonen, men blev i stedet “svejset” sammen med orogenet i den øvre plade.

Pladekonvergens og subduktion af oceanisk lithosfære kan føre til, at ældre øbuer og kontinenter, som befinder sig i de to modgående plader, til sidst støder sammen og bliver kraftigt deformeret. Herved udvikles kollisionsorogener, hvor en sutur med sammenklemte oceanbundsbjergarter angiver pladegrænsens forløb. Kollisionsbjergkæder har kraftig fortykket skorpe, store overskydninger og sporadisk vulkanisme som i fx Alperne og Himalaya.

Prækambrisk og palæozoisk pladetektonik. Jordens pladegrænser har ikke været konstante igennem geologisk tid. Siden tidligt i Prækambrium har pladebevægelserne ført til etapevis samling af al kontinentskorpe til superkontinenter, efterfulgt af opbrud og spredning til mindre kontinenter. Således blev superkontinenterne Rodinia og Pangæa samlet og spredt for hhv. ca. 1300-650 mio. år og ca. 450-200 mio. år siden. Samlingen af Pangæa indledtes under den kaledoniske foldning og fuldførtes under den hercyniske foldning. Jordens nuværende pladegrænser blev stort set anlagt under opbruddet af Pangæa. Da der ikke er bevaret oceaner fra Prækambrium eller Palæozoikum, må de gamle pladebevægelser udredes vha. data indsamlet på kontinenterne. Her spiller undersøgelser af magmabjergarternes “medfødte” (remanente) magnetisme en vigtig rolle ligesom studier af klimarelateret udbredelse af fossile dyre- og plantesamfund. Pladetektoniske scenarier for de ældste og ældre geologiske perioder anskueliggør derfor først og fremmest de fortidige kontinenters skiftende form og beliggenhed i forhold til Jordens magnetiske poler og klimazoner og viser, hvor der fandtes subduktioner og foregik aktiv bjergkædefoldning. Men der kan kun gisnes om de fortidige midtoceaniske spredningsrygges placering og størrelsen af de lithosfæreplader, som transporterede de voksende kontinenter rundt på jordkloden.

De prækambriske kontinenter var sandsynligvis betydelig mindre end de nutidige; geokemiske beregninger tyder på, at det samlede volumen af kontinentskorpe er tiltaget, siden de første pladetektoniske processer begyndte for ca. 4 mia. år siden. Det vides ikke, om de ældste prækambriske plader bevægede sig hurtigere end de nutidige, men fra Tidlig Palæozoikum er der påvist hastigheder på op til 20-25 cm/år.

Kilde: ”Den store danske Encyklopædi”

Pladetektonik af Adam A. Garde, trykt i “Nyt fra GEUS”

Den yderste del af Jorden består af stive plader, som bevæger sig i forhold til hinanden. Pladerne dannes langs vulkanske rygge i oceanerne og destrueres andre steder med bjergkædedannelse til følge. Disse processer kaldes tilsammen pladetektonik.

Allerede i 1668 fremsattes tanken om kontinentaldrift af franskmanden F. Placet – siden hen østrigske geolog E. Suess i 1831 – 1914,men den egentlige grundlægger var dog tyskeren Alfred Wegener, der var meteorolog som fremsatte den officielt i på baggrund af, at Afrikas og Sydamerikas kystlinjer passer nøje sammen. Wegener mente, at disse kontinenter var blevet adskilt fra hinanden ved kontinentaldrift, men havde ikke nogen tilfredsstillende forklaring på kræfterne og dynamikken bag kontinenternes bevægelser. Teorien blev derfor forkastet og latterliggjort af de fleste af samtidens geologer.

Pladernes vækst

Først i 1960’erne fandt man en god forklaring på Wegeners observationer, og løsningen blev ikke fundet på kontinenterne, men i oceanernes bund. Man blev klar over, at der til stadighed dannes ny oceanskorpe langs vulkanske rygge over dybe brudlinjer i oceanskorpen, hvor magma* stiger op fra Jordens kappe. En af de mægtigste af disse rygge, den Midtatlantiske ryg, løber nord­syd gennem Atlanterhavet og gennem Island.

Magmaet stiger op langs en brudlinje midt i ryggen og danner ny oceanskorpe, som straks spaltes af en ny brudlinje, glider til side og giver plads til mere magma nedefra. Med få centimeter om året skubbes ældre havbund ud til begge sider som store plader. Hele Jordens overflade er opdelt i sådanne plader, som består af oceanisk eller kontinental skorpe og desuden omfatter den øverste, stive del af kappen. Pladerne glider på et blødt, delvis opsmeltet lag lidt længere nede i kappen. Drivkraften bag pladetektonik er varmeproduktion i Jordens indre under henfald af radioaktive grundstoffer. Varmen skaber en langsom strømning (konvektion) inde i Jordens kappe, og denne strømning styrer pladernes bevægelser på Jordens overflade.

Pladernes destruktion

Jordens volumen og overfladeareal er konstante, og der dannes hele tiden ny ocean-skorpe. Derfor må pladerne nedbrydes igen – og det sker, hvor de støder sammen. Det foregår typisk langs randen af et gammelt kontinent. Her skubbes oceanskorpen ind under kontinentet og føres ned i kappen, fordi oceanskorpe består af bjergarter, som er tungere end kontinentets. Gnidningsmodstanden mellem de to plader resulterer i varmeudvikling og hyppige jordskælv.

Når den kolde oceanplade føres ned i dybet og varmes op, frigives der vand fra vandholdige mineraler i pladens øverste del. Vandet stiger op i kappen oven over den neddykkede oceanskorpe og sænker derved kappens smeltepunkt. Derfor dannes der store mængder af smelte, som trænger op gennem kappen og videre op langs randen af det gamle kontinent, hvor først en vulkansk øbue og senere en hel bjergkæde vokser frem. Mellem øbuen og det gamle kontinent kan der dannes et lav-vandet hav, hvis aflejringer senere indgår i den nye bjergkæde. Et godt eksempel herpå er området omkring Japan, hvor Japan er øbuen med vulkaner og jordskælv, og havet mellem Japan og Kina er indsynkningsbassinet bag øbuen. Andesbjergene langs Sydamerikas vestkyst er et andet eksempel uden et lavvandet hav bag bjergkæden. Også det Ketilidiske orogen er dannet i et sådant miljø.

Støder to kontinenter sammen, vil de blive presset ind i hinanden, og skorpen fortykkes. Under disse omstændigheder kan der dannes meget høje bjergkæder, fordi den fortykkede – men lette – skorpe flyder på kappen som et isfjeld i vand. Moderne eksempler findes i Alperne, hvor Afrika bevæger sig mod Europa, og i Himalaya, hvor det Indiske kontinent støder ind i Asien.

Forklaring se Pladetektonik i minileksikon

Professor Alfred Lothar Wegener(1880-1930) er først og fremmest kendt for sein teori om Kontinentaldriften, der egentlig først blev rigtig anerkendt i 1966, selvom Wegener fremsatte den i 1912.

Han deltog i en dansk Grønlandsekspedition, bl.a. 1906 og talte perfekt dansk.

Wegener, Alfred, tysk meteorolog og geofysiker; fra 1924 professor ved universitetet i Graz. I 1906 forbedrede han sammen med sin bror verdensrekorden i ballonfart til 52 timer. Wegener var meteorolog på Danmark-ekspeditionen (1906-08) og publicerede sine resultater herfra i 1908 i disputatsen Drachen- und Fessel-Ballonaufstiege ausgeführt auf der Danmark-Expedition 1906-08; en opfølgning herpå, Thermodynamik der Atmosphäre, udkom i 1911. Sammen med J.P. Koch overvintrede han på og krydsede Indlandsisen 1912-13; de meteorologiske og glaciologiske resultater herfra publiceredes først i 1930. I 1915-29 udkom hans forkætrede hovedværk, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, i flere udgaver. Anerkendelsen af hans tværfagligt begrundede teori om kontinentaldrift kom i 1960’erne i skikkelse af den geologisk-geofysiske teori om pladetektonik. Wegener var leder af en tysk ekspedition til Grønland i 1929 og omkom på Indlandsisen under den anden tyske ekspedition (1930-31). 1980-81 etableredes Alfred-Wegener-Institut für Polar- und Meeresforschung i Bremerhaven og A.-W.-Stiftung zur Förderung der Geowissenschaften.

Kontinentaldrift, teori om, at Jordens kontinenter har ændret beliggenhed på jordkloden i løbet af geologisk tid. Den mest gennemslagskraftige af de tidlige teorier om kontinentalforskydning fremsattes i 1912 af den tyske naturforsker Alfred Wegener, der hævdede, at kontinenterne “svømmede” som lette isbjerge i oceanernes “basalthav”. De nyeste geofysiske landvindinger har imidlertid vist, at kontinenterne ikke bevæger sig i forhold til den omgivende oceanbund; det er de store lithosfærepladers bevægelser, der fører kontinenterne omkring. Det vides nu også, at kontinentaldrift har været aktiv siden tidlig prækambrisk tid.

Pladetektonik, (2. led af gr. tektonike ‘bygningskunst’, afledt af tekton ‘bygmester’), geofysisk-geologisk teori om, at den ydre Jord er opdelt i stive plader, som bevæger sig i forhold til hinanden. Teorien forklarer bl.a. oceaners tilblivelse og forsvinden, udbredelsen af jordskælv og aktive vulkaner, bjergkædefoldning, fossile dyr og planters udbredelse samt kontinenters vækst og skiftende beliggenhed gennem tiderne.

Pladetektonikken efterfulgte den tyske naturforsker Alfred Wegeners teori om kontinentaldrift. De to teorier har flere grundlæggende observationer tilfælles, men adskiller sig på væsentlige områder, ikke mindst hvad angår opfattelserne af oceanernes dannelse og den ydre Jords mekaniske egenskaber. Ifølge den pladetektoniske teori er Jorden udstyret med en ydre, stiv skal, lithosfæren, som er sammensat af syv store og flere mindre lithosfæreplader. Pladerne er oftest 50-150 km tykke, dog tyndere under helt ung oceanbund og tykkere under kontinenternes gamle og relativt kolde grundfjeldsskjolde. Pladerne omfatter ikke blot oceanbundsskorpe og kontinentskorpe (øvre lithosfære), men også den øverste del af Jordens kappe, hvor kappebjergarterne er faste og stive (nedre lithosfære). Den nedre lithosfære under Mohorovi*i’-diskontinuiteten er væsentlig tykkere end den øvre. Pladerne flyder oven på den forholdsvis bløde asthenosfære, der ligesom den nedre lithosfære består af kappebjergarter, men temperaturen er så høj, at der dannes små smeltedråber mellem mineralkornene. Det nedsætter bjergartsstyrken, og over geologisk tid kan asthenosfæren flyde og deformeres som en højviskos væske. Asthenosfæren går nedefter gradvis over i den mere træge mesosfære, hvor kappebjergarterne pga. det større tryk er faste

Der skelnes mellem divergerende, transforme og konvergerende pladegrænser, hvor pladerne bevæger sig hhv. bort fra, langs med eller mod hinanden. Ved såkaldte triple junctions mødes tre pladegrænser. De pladetektoniske processer omfatter flere indbyrdes koblede dynamiske procesforløb. En af disse processer er dannelse af kontinentale riftzoner, hvor den øvre jordskorpe strækkes, så der udvikles langstrakte rifts og gravsænkninger, der fungerer som aflejringsbassiner, og hvor magma fra den nedre lithosfære trænger op i skorpen og danner vulkaner i og omkring indsynkningsstrukturen som fx Rift Valley i Østafrika og Rhingraven.

En anden proces er oceanbundsspredning, som danner ny oceanbund og oceanisk lithosfære langs den centrale rift i midtoceanrygge, mens tidligere dannet oceanbund spredes ud til siderne.

En tredje proces er subduktionsprocessen, der er virksom ved konvergerende pladegrænser, hvor oceanisk lithosfære ved en dybhavsgrav føres skråt ned i dybe subduktionszoner, fx subduktionszonerne omkring Stillehavet; se også magma og metamorfose. Endelig forekommer orogene processer, hvorved der udvikles kollisionsbjergkæder eller dannes vulkanske øbuer og bjergkæder (orogenese) med nydannet og omdannet kontinentskorpe i pladen over subduktionszonen. Eksempler herpå er Andesbjergene og Himalaya.

At oceanbundsskorpens opbygning er fundamentalt forskellig fra kontinenternes, blev opdaget i 1960’erne, da magnetisk kortlægning af oceanerne afslørede, at oceanbunden på begge sider af de midtoceaniske rygge opbygges af parallelle bælter med skiftevis normal og revners magnetisering. Aldersbestemmelser af lava fra vulkanøer dannet på forskellige bælter viste, at bælterne er ældre med tiltagende afstand fra spredningsryggen. Dette fordelingsbillede skyldes, at bjergarterne i oceanbunden under dennes successive dannelse har registreret de gentagne og relativt hurtige polskift i Jordens magnetfelt, som indtraf, mens oceanerne blev dannet; se palæomagnetisme.

Takket være bl.a. oceanbundsboringer og bestemmelse af dybhavssedimenters alder ud fra deres fossilindhold er det vist, at oceanbunden under alle verdenshavene er blevet dannet i løbet af de sidste ca. 200 mio. år. Inden for dette tidsrum kan lithosfærepladernes bevægelser og hastigheder rekonstrueres forholdsvis detaljeret. De nutidige bevægelser kan bestemmes med GPS-målinger. Det er fx påvist, at pladekonvergensen mellem Den Indoaustralske og Den Eurasiske Plade i Himalaya hvert år trykker Nepal og Tibet sammen med ca. 1,75 cm.

Pladebevægelserne er resultatet af et varmeoverskud i Jordens indre og tyngdekraften. Varmeoverskuddet kan ikke kompenseres i tilstrækkelig grad ved jævn og ensartet varmeledning igennem kappen og skorpen. Der igangsættes derfor konvektionsstrømme i kappen, som bringer dybere og varmere kappemateriale op til undersiden af lithosfæren og får denne til at bryde op i de kolossale plader, som bevæger sig i forhold til hinanden.

Der er formentlig tre forskellige sæt af kræfter, som indgår i pladernes drift: Pres fra den varme opstigende kappe, træk langs undersiden af pladen, når opstigende kappe ved bunden af lithosfæren tvinges til at flyde vandret væk under pladen, og træk forårsaget af den koldere og derved tungere del af pladen, som glider ned i dybet i subduktionszonen. Sidstnævnte fremmes også af metamorfose af den nedadglidende kappe, hvorved der dannes tættere og tungere bjergarter, bl.a. eclogit.

Forholdet imellem de tre kræfter varierer betydeligt. I Atlanterhavet er der fx næsten ingen træk fra nedadglidende lithosfære i modsætning til Stillehavet, der til alle sider er omgivet af subduktionszoner. Det er formentlig årsagen til, at oceanbundsspredningen i Stillehavet foregår relativt hurtigt; pladerne bevæger sig her fra hinanden med op til 15 cm/år. De Nordamerikanske, Sydamerikanske, Eurasiske og Afrikanske Plader, som alle indeholder store kontinenter, bevæger sig som oftest kun fra hinanden med 3-5 cm/år, og i Det Nordlige Ishav er bevægelsen kun 1-2 cm/år. Der er betydelig tvivl om betydningen af de to første konvektionsbetingede kræfter; modelberegninger tyder på, at opstigning af kappemateriale under spredningsryggene og den efterfølgende vandrette flydning ud under pladen i stort omfang er passive processer, således at det er pladernes drift fra hinanden, der styrer den øvre kappes konvektionsmønster, og ikke omvendt.

Oceanbundsspredning, også kaldet havbundsspredning, er den proces, hvorved der dannes ny oceanbundsskorpe langs de midtoceaniske rygge, og den bevirker, at Jordens oceaner hele tiden vokser. Ifølge den pladetektoniske teori dannes der ny oceanbund langs de kontinentale riftzoner, når kontinenter bryder op. Riftzonen udvikler sig i takt med pladebevægelserne til en egentlig midtoceanisk ryg (spredningsryg), langs hvilken ny oceanbund dannes og udfylder det tomrum, som opstår ved, at kontinentets oprindelige dele fjerner sig fra hinanden. Det Røde Hav udgør en sådan ung oceanisk rift.

Den skorpedannende proces omkring spredningsryggene er som regel symmetrisk, hvorfor disse i Atlanterhavet og Det Indiske Ocean ofte ligger midt i oceanet. Anderledes er forholdene i Stillehavet, der er omgivet af dybhavsgrave. I disse føres oceanbund ved subduktion ned i dybet og tilbage til Jordens kappe i samme tempo, som ny oceanbund dannes langs spredningsryggene. Subduktionsprocesserne foregår imidlertid med forskellige hastigheder i de enkelte subduktionszoner, hvorfor ryggene i disse kommer til at ligge skævt i forhold til oceanets midte. I nogle tilfælde kan endog selve spredningsryggen blive ført med ned, som det fx sker i dybhavsgraven ud for Chiles kyst.

Teorier for dannelse af oceanbundsskorpe. Oceanbundsskorpen under de sedimentære lag er almindeligvis ca. 6 km tyk. Siden 1960’erne har to teorier vedrørende oceanbundsskorpens geologiske sammensætning været fremherskende. Ifølge den ene, fremsat af den amerikanske geolog Harry Hess (1906-69), er skorpen dannet ved, at vand langs spredningsryggen kommer i kontakt med den opstigende kappes ultrabasiske bjergarter, fx peridotit, hvorved disse omdannes til relativt lette, serpentinholdige bjergarter; se serpentin. Ifølge den anden teori dannes skorpen, ved at det opstigende kappemateriale pga. trykaflastning vil begynde at smelte i 50 km dybde. Graden af opsmeltning stiger i takt med, at kappen stiger opad, og når henved 20% lige under spredningsryggen. Det dannede magma er af basaltisk sammensætning og samles i magmakamre under ryggen. I riftzoner kan magmaet stige op langs dybtgående sprækker, som dannes, når pladerne trækkes fra hinanden. Hvis magmaet når op til havbunden, dannes et op til 1 km tykt lag af pudelava. Den resulterende skorpestruktur består nederst af lag af gabbro fra størknende magmakamre, herover af lodrette skiver af basaltgange (størknet magma i tidligere sprækker) og øverst af pudelava med overliggende dybhavssedimenter, der er afsat på et senere tidspunkt. Denne skorpestruktur, som fx kendes fra Troodos på Cypern, blev omkring 1970 beskrevet som ofiolitkomplekser.

Dybe boringer i havbunden har vist, at ofiolitmodellen må anses for korrekt i store områder. Undersøgelser udført fra undervandsbåde i 1990’erne har dog overraskende påvist, at betydelige dele af oceanbundsskorpen, fx langs Den Midtatlantiske Ryg, i sin struktur passer bedre til teorien om serpentinisering. Der synes at være dele af spredningsryggene, hvor der stort set ikke dannes magma fra den opstigende kappe, og hvor den seismisk definerede skorpe, dvs. laget over Mohorovi*i’-diskontinuiteten, består af serpentiniseret kappe. Dette fænomen synes at være mest udbredt ved de langsommere spredningsrygge og måske især, hvor disse fortsættes af transformforkastninger, som kan medvirke til at afkøle den opstigende kappe og derved hæmme smeltning af denne.

Oceanbundsskorpe af ofiolittypen påvirkes imidlertid også af cirkulerende vand, der trænger dybt ned i riftzonen. Varmen fra magmakamrene under spredningsryggen får vandet til at cirkulere og omdanne bjergarterne på havbunden, og de oprindelig vandfri mineraler erstattes af vandholdige, fx smectit, chlorit og epidot. Derved bindes store vandmængder, som senere frigøres i forbindelse med subduktion. Hvor varme, vandige opløsninger med opslæmmede partikler når frem til havbunden, dannes black smokers og hydrotermiske væld. Der er desuden hyppige, men forholdsvis svage jordskælv langs de midtoceaniske rygge.

Igangsættelse af pladebevægelserne. Man kan forklare opbrud af et kontinent og dertil knyttet etablering af oceanbundsspredning med et ændret mønster i pladernes bevægelse, men årsagen til disse ændringer er langtfra forstået i detaljer. Forskning i 1990’erne langs Atlanterhavets kontinentalrande har vist, at den ældste oceanbund ofte er langt tykkere (20 km til lokalt 30 km) og har et lavalag på 5-7 km tykkelse, som er flydt ud over lavt vand eller land. Dette skal ses i forhold til forholdene i dag, hvor oceanbunden almindeligvis dannes i 2,7 km dybde langs de midtoceaniske rygge, og hvor laget af pudelava normalt kun er ca. 1 km tykt. Tilførslen af basaltisk magma ved den første åbning af Atlanterhavet må derfor have været 3-5 gange større end langs nutidige midtoceaniske rygge. Kontinentalt opbrud hænger ofte sammen med pludselig hurtig og aktiv opstigning af meget store mængder af særlig varmt, delvis smeltet materiale, såkaldt plume, dybt nede fra kappen, formentlig fra overgangen mellem kappen og kernen i ca. 2800 km dybde. Dette materiale menes at have bredt sig under lithosfæren, hvorefter trykaflastningen i forbindelse med kontinentalt opbrud har medført, at der dannedes særligt store smeltemængder. Disse udtømtes i løbet af 2-5 mio. år og størknede ved overfladen som tykke lavasekvenser af samme type som dem, der kendes fra Vest- og Østisland. I op til 100 mio. år er et lille center dog forblevet aktivt over plumens fødekanal. Nogle af Jordens mest aktive vulkanområder, såkaldte hot spots, som Hawaii og Island regnes for resterne af sådanne oprindelig meget store plumer. Imidlertid har man også fundet, at oceanbundsskorpen langs andre dele af den oprindelige atlantiske brudzone, fx ud for Den Iberiske Halvø, er rig på serpentiniseret kappe, og derved ligner den de dele af de nutidige spredningsrygge, hvor der næsten ikke dannes smelte. En forklaring på dette kan være, at det kontinentale opbrud foregik over relativ kold kappe over lang tid (ca. 50 mio. år), hvorved opadstigende kappe kunne nå at afkøles, før tilstrækkelig trykaflastning kunne føre til smeltedannelse.

Subduktionsprocesser og orogenese. I de konvergerende pladegrænser skaffes overskydende ældre oceanisk lithosfære af vejen i subduktionszoner, hvor oceanisk lithosfære som en hældende flap føres skråt ned under den tilgrænsende øvre plade. Det udløser kraftige jordskælv, som afslører, at flappen trænger gennem asthenosfæren og når ned til 600-720 km dybde i mesosfæren. Dybere jordskælv kendes ikke. Den nedførte lithosfære er relativt kold i forhold til asthenosfæren og opvarmes kun langsomt. Da trykket tiltager med dybden, udsættes flappens oceaniske skorpebjergarter for trykbetingede, metamorfe faseændringer; de omdannes til blåskifer (blue schist) og på større dybde til eclogit; se metamorfose. Herved frigøres kemisk bundet vand i oceanbundens hydrotermalt og metamorft dannede mineraler (smectit, chlorit, epidot og amfiboler). Vandrige væske-gas-faser stiger op i asthenosfæren under den øvre plade og fremmer opsmeltningen her. Derved dannes store mængder basisk magma, som trænger op i den øvre plade og ved fraktioneret smeltning udvikler gasrige, intermediære og sure magmaer. De baner sig vej op i skorpen, hvor de danner store underjordiske batholither eller forårsager andesitiske og rhyolitiske vulkanudbrud. De magmatiske processer i den øvre plade ledsages af tektonisk deformation og regionalmetamorfose.

Er skorpen i den øvre plade oceanisk, udvikles med tiden et øbueorogen, hvor der 200-500 km fra den foranliggende dybhavsgrav vokser en vulkansk øbue op. Den flankeres af aflejringsbassiner, et “yderbassin” (fore arc basin) og et “agterbassin” (back arc basin). Foran yderbassinet bliver afskrabet oceanbund fra den nedadgående plade og tilført materiale fra land stablet sammen i en stor kile af afskrabet materiale (accretionary wedge). Bag ved den vulkanske øbue kan hvirvelstrømme i asthenosfæren under agterbassinet fremprovokere lokal oceanbundsspredning, som forstærker varmestrømmen mod bassinet og kan føre til hurtig modning af sedimenterne. Her kan udvikles olie- og gasforekomster i selv unge sedimenter som fx i Det Ægæiske Hav. Da øbueorogener udgør et yderst aktivt tektonisk miljø, har øbuebassiner en begrænset geologisk levetid på 5-30 mio. år, og de ender med at blive inddraget i bjergkædefoldningen. Oceanbund fra øbuebassiner kan tektonisk blive opskudt og danne ofiolitkomplekser.

Hvor subduktionzonen ligger tæt på et kontinent, udvikles Andestype-orogener, opkaldt efter Andesbjergene. Her opfylder klastisk materiale fra land delvis den foranliggende dybhavsgrav, kontinentsoklens sedimentlag bliver foldet, og på selve kontinentet udvikles en vulkansk bjergkæde med store batholither. Collageorogener har flere træk tilfælles med Andestype-orogener, men adskiller sig ved at indeholde store områder med “fremmed” skorpe (terranes), som stammer fra den oceaniske plades oceaniske plateauer, vulkanøer, seamounts og eventuelle rester af opbrudt kontinentskorpe. De fulgte imidlertid ikke med oceanbundspladen ned i subduktionszonen, men blev i stedet “svejset” sammen med orogenet i den øvre plade.

Pladekonvergens og subduktion af oceanisk lithosfære kan føre til, at ældre øbuer og kontinenter, som befinder sig i de to modgående plader, til sidst støder sammen og bliver kraftigt deformeret. Herved udvikles kollisionsorogener, hvor en sutur med sammenklemte oceanbundsbjergarter angiver pladegrænsens forløb. Kollisionsbjergkæder har kraftig fortykket skorpe, store overskydninger og sporadisk vulkanisme som i fx Alperne og Himalaya.

Prækambrisk og palæozoisk pladetektonik. Jordens pladegrænser har ikke været konstante igennem geologisk tid. Siden tidligt i Prækambrium har pladebevægelserne ført til etapevis samling af al kontinentskorpe til superkontinenter, efterfulgt af opbrud og spredning til mindre kontinenter. Således blev superkontinenterne Rodinia og Pangæa samlet og spredt for hhv. ca. 1300-650 mio. år og ca. 450-200 mio. år siden. Samlingen af Pangæa indledtes under den kaledoniske foldning og fuldførtes under den hercyniske foldning. Jordens nuværende pladegrænser blev stort set anlagt under opbruddet af Pangæa. Da der ikke er bevaret oceaner fra Prækambrium eller Palæozoikum, må de gamle pladebevægelser udredes vha. data indsamlet på kontinenterne. Her spiller undersøgelser af magmabjergarternes “medfødte” (remanente) magnetisme en vigtig rolle ligesom studier af klimarelateret udbredelse af fossile dyre- og plantesamfund. Pladetektoniske scenarier for de ældste og ældre geologiske perioder anskueliggør derfor først og fremmest de fortidige kontinenters skiftende form og beliggenhed i forhold til Jordens magnetiske poler og klimazoner og viser, hvor der fandtes subduktioner og foregik aktiv bjergkædefoldning. Men der kan kun gisnes om de fortidige midtoceaniske spredningsrygges placering og størrelsen af de lithosfæreplader, som transporterede de voksende kontinenter rundt på jordkloden.

De prækambriske kontinenter var sandsynligvis betydelig mindre end de nutidige; geokemiske beregninger tyder på, at det samlede volumen af kontinentskorpe er tiltaget, siden de første pladetektoniske processer begyndte for ca. 4 mia. år siden. Det vides ikke, om de ældste prækambriske plader bevægede sig hurtigere end de nutidige, men fra Tidlig Palæozoikum er der påvist hastigheder på op til 20-25 cm/år.

Kilde: ”Den store danske Encyklopædi”
Se tegninger i minleksikon

Andesit er efter basalten den mest udbredte lavatype. Navnet stammer fra Andesbjergene i Sydamerika, da den her er meget udbredt. Den er lys – eller grå – indeholdende helt op til 60%- SiO2 – kiselsyre – med både lyse og mørke vandholdige mineraler(natriumrig plagioklas,kalifeldspat)hvilket vidner om, at de er dannet under højt vanddamptryk.
Denne lava er finkornet men indeholder enkelte store krystaller.

Andesit dannes hovedsageligt i underskydningszoner – subduktion – altså hvor to plader er i færd med at støde sammen og den ene skubbes – skyder sig ned under den anden på grund af varmeopstrømningerne i jordens kappe. Spørgsmålet, der melder sig er, hvor det højere kiselsyreindhold kommer fra – end f.eks. tilfældet er med basalten, hvis SiO2 indhold ligger omtrent ti procent lavere?

Det større vanddamptryk og den hermed efterfølgende større eksplosivitet i de vulkanudbrud, der opbygges ved andesitiske vulkanudbrud, kan tolkes ved, at den vandholdige havbundsplade med havbundssedimenterne, som gennem tiderne har aflejret sige oven på den, langsomt presses ned under den oven over liggende kontinentale plade, og da der er radioaktive grundstoffer til stede i kontinentalpladen oven over, vil temperaturen i denne ofte være højere end i den underskydende neddykkende oceanplade. Vanddamptilskuddet nedefra vil kunne fremsynde en delvis opsmeltning i bunden af den kontinentale plade, der ligger oven over, og dannelsen af andesitisk magma(lava) vil blive det afsluttende resultat. De vulkaner, der dannes oven over på jordens overflade bliver derfor mere eksplosive i det på grund af det stor damp-gas – og SiO2 indhold i smeltemasserne i de magmakamre under vulkanerne i en underskydningszone.

Dette ses bl.a. så tydeligt i ”The Ring of Fire” – Ildringen – Stillehavet rundt – Caribien – Indonesien – Filippinerne – Japan o.s.v.

Fra gammel tid har man vidst, at mere end halvdelen af jordens skorpe består af SiO2 – kiselsyre, som er grundbyggestenen for de fleste bjergarter og magma – og udforskingen i magma-kemi førte igen frem til konklusionen om, at mængden af SiO2 indholdet i magma måtte være medbestemmende til dens flydetræghed – jo større SiO2 indhold i den smeltede magma – desto tykkere magma.

Der udover, at ”vand udvider sig eksplosivt, når det omdannes til damp” er en gammel læreregel….

Vulkansk aske dannes ved, at gasser blæser igennem den flydende smelte i krateret. Det udslyngede materiale størkner på sin vej gennem luften og er mindre end 2 mm. Vulkansk aske består ofte af glas, som er en chokafkølet smelte. Det er det mest finkornede vulkanske udbrudsprodukt. Asken fra et kraftigt udbrud kan svæve rundt både i atmosfæren og stratosfæren i lang tid. Man troede før, at det var asken, som påvirkede og ændrede klimaet i årevis. Sommer kan forvandles til vinter ved ekstra temperaturfald som i 1816, hvor Tamboras udbrud i Indonesien året før – 1815 – gav en kold vinter og snefald om sommeren, og det samme var tilfældet med Krakataus udbrud i 1883, der også påvirkede solnedgangene over hele jordkloden, men det står stadig omtalt i mange bøger, at askenedfald er årsagen til temperaturfald i forbindelse med voldsomme vulkanudbrud.

At asken kan kvæle og er årsag til mange dødsfald ved vi, men vi ved også i dag, at det ikke er asken alene, der bærer hovedskylden i temperaturfaldet i forbindelse med stærkt eksplosvie vulkanudbrud, men de udslyngede store mængder af svovldioxidgasser, som i form af aerosoller – små svovlsyredråber – holder sig svævende i stratosfæren og atmosfæren i årevis og påvirker solstrålingen på jorden, således, at vi bliver udsat for klimaændringer i kølvandet på vulkanudbrud…

Faktisk var Benjamin Franklin den første, som påstod dette i 1783 -84 efter Lakis udbrud på Island, men man troede ham ikke.

Når der er tale om meget sur aske – som i tilfældet Chaiten – d.v.s. kiselholdig aske – er den knapt så frugtbar – men meget giftig og er direkte skadelig. Dyr omkommer som regel af forgiftninger, hvilket også er sket ofte fra store udbrud på Island igennem århundrederne.

Store områder af den sydlige del i Sydamerika lægger det fine pulverstøv sig nu over marker og byer.

Vulkan, som udelukkende består af aske og småsten af lava udslynget under meget kraftige eksplosioner. Krateret er ofte stort i forhold til højden, er cirkelrundt og ofte vandfyldt,på tysk “Maar” fra Eifel i Tyskland.

En askekegle dannes ved eksplosive udbrud – eller – ved lavaspringavand(fontæner). En askekegle består af småsten fra 4 mm og op til ca. 30 mm`s størrelse.

Et område i Jordens kappe (75 til 250 kilometers dybde), hvor jordskælvsbølger bevæger sig med lavere hastighed end ellers, hvilket skyldes, at den øverste del af jordens kappe er blød. Her dannes det meste magma, der som lava flyder ud af vulkanerne ved varmeopstrømninger nedefra og kontinenternes bevægelser.

Vi kalder den også for Asthenosfæren, der betyder “uden styrke”.

En atoll er et vandfyldt(lagune)oftest cikelformet koralrev eller ring omkring en sunken vulkanø i oceanet.

Ordet Basalt (af latin basaltes) – en forvranskning af det græske ”basanos” ”prøvesten” efter det egyptiske landskab Bashan, tæt finkornet vulkansk lavabjergart og en af de mest almindelige bjergarter på jordens overflade. Den opbygger oceanernes bund og store plateaubasalter på kontinenterne, bl.a. Deccanplateauet i Indien(det største på jorden med et overfladeareal på 512.000 kvadratkilometer) og i Østgrønland. Basalt er hovedlavatypen i de vulkanske oceanøer, f.eks. Island og Hawaiiøerne. Basalt består af små krystaller – mineralerne calciumrig plagioglas og clinopyroxen i nogenlunde lige store dele. Andre vigtige mineraler er olivin, orthopyroxen, jern-titan-oxider og nefelin eller kvarts. Basaltlava er en basisk bjergart med 45 – 52 % SiO2(Kiselsyre) eller fattigt på Kiselsyre. Kisel eller Kiselsyre er en betegnelse for Siliciumdioxid. Man troede før, at SiO2 var en slags syre, men det er en metal-ilte.

Det er det fundamentale strukturelement i opbygningen af de mineraler, der udgør halvfems procent af jordskorpens mineraler, de såkaldte silikater. Silikater er igen en betegnelse for alle de mineraler, som indeholder grundstoffet Silicium som hovedbestanddel. De mest almindelige er: kvarts, feldspat, olivin, pyroxen, amfibol, granat og glimmermineraler. Størstedelen af alle jordens bjergarter inddeles i deres indhold af SiO2.

Hvis den størkner i revner i jorden dannes gange(dykes) af den finkornede bjergart diabas eller dolerit. Når basaltiske smeltemasser størkner i et magmakammer, dannes den grovkornede bjergart gabbro. Basalt, diabas og gabbro har samme kemiske sammensætning, men forskellig kornstørrelse som udtryk for forskellige størkningsforløb.

Basaltiske smelter opstår eller dannes ved opsmeltning af kappen under oceanryggene, riftzonerne eller under hot-spots. Sker det f.eks. ved kraftig opsmeltning under lavt tryk i ringe dybde(f.eks.i 15 – 35 kilometers dybde), som det er tilfældet under oceanryggene, dannes tholeiitiske basalter. Ved ringe grad af opsmeltning på stor dybde(f.eks. i 35 – 70 kilometers dybde), som det er tilfælde under øerne i oceanerne, dannes alkalibasalter.

Når basaltlava størkner dannes der ofte sekskantede søjler ved afkølingen.

Ca. 80 % af jordens vulkaner producerer basaltlava. Jo højere temperatur basaltlavaen har, desto lavere flydetræghed. – og lavaen strømmer hurtigere af sted. På Hawaii kalder man den for ”pahoehoe-lava”, d.v.s. reblava eller tovlava, idet overfladen ligner reb eller tove. Hvis basaltlavaen har en høj flydetræghed, desto langsommere flyder den, og der dannes ”aa-lava” eller bloklava, da overfladen har kantede og ru blokke. Den hedeste temperatur på jorden er målt i basaltvulkanen Kilauea på Hawaii med ca. 1500 graders Celsius.

Når hed basaltlava strømmer ud på havbunden, afkøler vandmasserne den så hurtigt, at der dannes pudeformede stenblokke fra få cm`s størrelse til flere meter. Det samme fænomen dannes under tykke ismasser.

Navnet basalt blev i år 77 e. Kr.f. brugt af Plinius den Ældre(der omkom ved Vesuvs udbrud over Pompeji to år senere), om tætte sorte sten anvendt til skulpturer, søjler o.s.v. I 1546 blev navnet indført i geologien af Georg Agricola for sorte bjergarter af vulkansk oprindelse.

Batholit er et stort størknet, afkølet magmaområde under jordens overflade – eventuelt magmakammer og somme tider mange hundrede kvadratkilometer stort – som ved erosion eller hævning af jordskorpen kommer frem i dagslyset, som f.eks. granit. Granitten er den mest udbredte bjergart på jorden og har et SIO2-indhold på 72%. Bornholms undergrund består næsten udelukkende af granit. Studier af sådanne blotlagte, størknede magmabjergarter har givet os oplysning om de processer, som foregår inde i jorden. Der er ofte tale om genopsmeltning af andre bjergarter i dybet grundet forskydninger af kontinenterne.

Kort og godt samling af hundrevis af magmakamre.

Benioff-zonen kaldes den skrå flade mellem to pladeelementer, hvor f.eks. to jordskorpeplader møder hinanden, og den lettere plade tvinges ned i dybet og går til grunde ved smeltning og omdannelse. Herved opstår også jordskælv. Det var jugoslaven Benioff, der opdagede denne grænse og fandt årsagen hertil. Vi kalder det også for friktion, når to sådanne plader glider imod hinanden, ind under hinanden eller forbi hinanden. Det er varmeopstrømninger nede i jordens kappe, der er årsagen hertil. Der opstår ekstra varme ved denne langsomme gnidning efter samme princip, som hvis man presser hænderne mod hinanden, og som pludseligt udløses. Dette er årsagen til de mange jordskælv, og desuden dannes der magma ved samme proces, som stiger til vejrs op igennem vulkanerne til jordens overflade. Dette kaldes subduktion – altså underskydning.

Den gren af geologien, der beskæftiger sig med bjergarter, kaldes for petrologi. Den beskrivende del af bjergartslæren kaldes petrografi.

Bjergarter inddeles i fire hovedgrupper efter de processer, der har dannet dem. De to af grupperne, magmabjergarter og metamorfe bjergarter, opstår ved de geologiske processer, der foregår på større dybde, de indre eller endogene processer.

De to andre grupper, forvitringsdannelser og sedimenter, dannes af de geologiske processer, der udspiller sig på jordoverfladen, de ydre eller eksogene processer.

Magmabjergarter opstår ved størkning af magma, der er den geologiske betegnelse for smeltede stenmasser. De inddeles i to hovedgrupper:
Vulkanske bjergarter, også kaldet dagbjergarter eller ekstrusive bjergarter, som dannes, hvor magma strømmer ud på jordoverfladen i form af lava eller bliver udslynget som løse vulkanske udbrudsprodukter, pyroklaster.

Plutoniske bjergarter, også kaldet dybbjergarter eller intrusive bjergarter, som opstår, hvor magma dybt nede i jordskorpen afkøles langsomt på grund af den dér rådende høje temperatur.

Magmabjergarter betegnes også eruptive bjergarter.

Sedimenter dannes ved geologiske processer på jordoverfladen. Deres bestanddele stammer hovedsagelig fra nedbrydningen af kontinenternes bjergarter som følge af forvitringsprocesser og erosion. Det materiale, som derved løsnes, transporteres af overfladevandet samt af vind og is mod lavere terræn og aflejres som sedimenter. Disse er sædvanligvis løse og usammenhængende straks efter aflejringen, men de hærdner på grund af sammentrykning, kompaktion, efterhånden som de bliver overlejret af nye lag eller på grund af sammenkitning forårsaget af udfældning af mineraler fra gennemsivende vand.

Sedimenter inddeles efter dannelsesmåde i tre hovedgrupper: Klastiske sedimenter, dannet ved aflejring af opslæmmet materiale, dvs. ved fysiske processer, fx sand; kemiske sedimenter, dannet ved udfældning af opløst materiale, dvs. ved kemiske processer, fx båndet jernmalm (BIF); organiske sedimenter, dannet ved aflejring af organisk materiale, fx kul og kridt.

Metamorfe bjergarter er opstået ved omdannelse af andre bjergarter, som har været udsat for ændringer i temperatur og tryk, og evt. i det kemiske miljø, fx på grund af påvirkning af kemisk aktive vandige opløsninger. Metamorfose omfatter ikke processer ved jordoverfladen såsom forvitring og diagenetisk omdannelse af sedimenter eller processer ved så høje temperaturer, at bjergarterne smelter, idet der da er tale om magmatiske processer.

Ved metamorfose omkrystalliserer bjergarterne under dannelse af nye mineraler og evt. nye strukturer, men oftest uden at der sker større ændringer af den totale kemiske sammensætning. I de tilfælde, hvor også den kemiske sammensætning ændres, tales om metasomatose.

Man skelner mellem fire hovedgrupper af metamorfose:
Kontaktmetamorfose, dvs. de ændringer i de omliggende faste bjergarter som magmaers høje temperaturer er årsag til.
Dynamometamorfose, dvs. ændringer forårsaget af kraftig trykpåvirkning, fx i forbindelse med deformationer af jordskorpen (forkastninger).

Regionalmetamorfose, dvs. ændringer forårsaget af høje tryk og temperaturer under bjergkædedannelse.
Retrograd metamorfose, dvs. de ændringer, der sker, når bjergarter dannet på stor dybde under bjergkædedannelse udsættes for lavere temperaturer og tryk.

Forvitringsdannelser er den fjerde hovedgruppe af bjergarter. De dannes, når bjergarter på jordoverfladen påvirkes af vand, luft, kulde-varme samt planter og dyr. Dette resulterer i opløsning af nogle mineraler og nydannelse af andre, uden at der sker en transport og aflejring af mineraler, hvorfor der ikke er tale om sedimenter. Eksempler er jordbund og kaolin.

Forvitringsdannelser og sedimenter behandles traditionelt af sedimentologien. Den efterfølgende gennemgang af bjergarter er derfor begrænset til magmabjergarter og metamorfe bjergarter.
Magmatiske og metamorfe bjergarter . En standardundersøgelse af en bjergart omfatter bestemmelse af den kemiske sammensætning, mineralindholdet, krystallinitet og kornstørrelse, teksturer og strukturer. På grundlag heraf klassificeres bjergarten, og dens dannelse tolkes. Undersøgelsen begynder ude i naturen med iagttagelse og evt. opmåling af den måde, de forekommer på, og med indsamling af prøver af de enkelte bjergartsenheder.

Der foretages en foreløbig bestemmelse af bjergarternes mineraler og af bjergartstyperne. I laboratorierne foretages en række supplerende undersøgelser. Fx bestemmes med polarisationsmikroskopet mineralerne og disses indbyrdes relationer ved undersøgelse af tyndslib, dvs. 0,03 mm tykke skiver af bjergarter monteret på glasplader. I det videre undersøgelsesforløb indgår næsten altid forskellige former for kemisk analyse. Med elektronmikrosonden kan man fx analysere de enkelte mineraler i tyndslibene, og med røntgenfluorescensanalyse af pulveriserede prøver kan man bestemme bjergarternes totale kemiske sammensætning. Derudover kan der, alt efter hvad opgaven kræver, foretages analyse af isotopforhold, af bjergarternes smelte- og størkningsforhold og en lang række andre forhold.

Den kemiske sammensætning.
Mere end 98% af de fleste bjergarters vægt udgøres af kun otte grundstoffer: oxygen (O), silicium (Si), aluminium (Al), jern (Fe), calcium (Ca), magnesium (Mg), natrium (Na) og kalium (K). Disse grundstoffer udgør bjergarternes hovedgrundstoffer. Det er dem, der opbygger de bjergartsdannende mineraler.
To af disse grundstoffer, O og Si, udgør tilsammen ca. 75% af bjergarternes vægt, men de udfylder mere end 93% af bjergarternes rumfang. Dette skyldes, at de fleste bjergarter opbygges af silikatmineraler, hvori O og Si er hovedbestanddelene, og da disse er lette grundstoffer, har en given vægtmængde større rumfang end en tilsvarende vægtmængde af de tungere grundstoffer som fx Mg, Fe og Ca.

De resterende grundstoffer betegnes sporgrundstoffer og udgør tilsammen mindre end 2% af de almindelige bjergarters totale vægt. De kan imidlertid optræde i større koncentrationer i visse bjergarter. Bly (Pb) findes fx som “urenheder” i de bjergartsdannende mineraler og udgør 0,0013% af almindelige bjergarters vægt, men det findes i koncentrationer på adskillige procent i form af blymineraler som fx blyglans i forskellige typer af malmforekomster, hvorfra bly kan udvindes.

Bjergarters mineralindhold. En bjergarts kemiske sammensætning og den kombination af temperatur og tryk, som bjergarten er dannet under, bestemmer, hvilke mineraler, den består af. Der kan derfor være forskel på mineralindholdet i vulkanske og plutoniske magmabjergarter og ikke mindst metamorfe bjergarter med identiske kemiske sammensætninger.

Bjergarters mineralindhold inddeles i tre grupper: bjergartsdannende, accessoriske og sekundære. 1) De bjergartsdannende mineraler, der overvejende er sammensat af hovedgrundstoffer, inddeles i to hovedgrupper:
De lyse mineraler, også betegnet felsiske (felsisk er afledt af fel for feldspat og feldspatoid og si afledt af silica, den internationale betegnelse for SiO2): kvarts, feldspatmineraler (alkalifeldspat, plagioklas), feldspatoider (nefelin, leucit, sodalit og analcim).
De farvede eller mørke mineraler, også betegnet mafiske (afledt af ma fra magnesium og f fra ferrum ‘jern’, Fe): olivin, pyroxener, amfiboler, glimmermineraler (især biotit).
I specielle typer af magmabjergarter kan andre end de her nævnte mineraler forekomme i så høje koncentrationer, at de opfører sig som bjergartsdannende mineraler, fx calcit, der kan udgøre mere end 90% af mineralindholdet i carbonatitter, og det sjældne zirconiummineral eudialyt, der er et bjergartsdannende mineral i nefelinsyenitterne ved Narsaq i Sydgrønland.

Metamorfoserede bjergarter kan, ud over de nævnte bjergartsdannende mineraler, have så stort indhold af andre mineraler, at disse bliver bjergartsdannende, fx granat, cordierit, turmalin, epidot, chlorit, andalusit, sillimanit og kyanit. 2) De accessoriske mineraler er mineraler, der findes i små mængder, oftest mindre end 1% af en bjergarts rumfang. De indeholder en væsentlig del af bjergarternes sporgrundstoffer. Eksempler er mineralet zircon med indhold af zirconium, hafnium og thorium; titanit og ilmenit med titan; monazit med de sjældne jordarters metaller, thorium og fosfor; apatit med fosfor; og spinel med chrom. Men også hovedgrundstoffer kan findes i accessoriske mineraler; eksempler er calcium i fluorit, CaF2, og jern i magnetit. 3) De sekundære mineraler dannes, når mineraler, der er krystalliseret ved høj temperatur i magmabjergarter og metamorfe bjergarter, udsættes for senere omdannelser ved lavere temperatur. Det kan fx være forårsaget af hydrotermale, dvs. varme vandige opløsninger i dybet eller af forvitring ved jordoverfladen. Olivin kan derved omdannes til serpentin og talk; pyroxener og amfiboler til chlorit og hæmatit; feldspatter til sericit, epidot og kaolinit; ilmenit og magnetit til brunjernsten (rust).
Krystallinitet og kornstørrelse. Vulkanske bjergarter, der er afkølet så hurtigt, at de ikke når at krystallisere, men i stedet størkner som vulkansk glas, kaldes holohyaline. Hemihyaline vulkanske bjergarter består af nogenlunde lige meget glas og krystaller, mens holokrystalline kun består af krystaller.

Efter kornstørrelse inddeles magmabjergarter og metamorfe bjergarter i to hovedgrupper:
Fanerokrystalline, også kaldet kornede, hvori de enkelte mineralkorn kan skelnes med det blotte øje eller ved hjælp af lup.
Afanitiske, der er så finkornede (korndiametre mindre end ca. 0,3 mm), at mineralkornene ikke kan skelnes selv med en kraftig lup. Kan man iagttage mineralkornene ved hjælp af et mikroskop, kaldes bjergarten mikrokrystallinsk; er dette ikke muligt, betegnes den som kryptokrystallinsk eller tæt.

Bjergarter kaldes enskornede, hvis deres mineralkorn er nogenlunde lige store, og uenskornede, når mineralerne har forskellig kornstørrelse. I sidstnævnte tilfælde tales om porfyrer, dvs. magmabjergarter, der har større korn indlejret i en finkornet grundmasse.

Teksturer og strukturer. Tekstur er betegnelsen for mineralkornenes form og den måde, de er vokset sammen på i en bjergart. Teksturen bestemmes ved undersøgelse af en enkelt bjergartsprøve med lup eller i tyndslib.
Begrebet struktur anvendes om de større enheder i en bjergart og undersøges bedst ude i naturen.

I magmabjergarter vil de mineraler, der først krystalliserer under et magmas størkning, udvikle krystalflader. Korn, der er begrænset af krystalflader, kaldes euhedrale. Hvis korn af flere mineraler krystalliserer på én gang, vil de kun delvis kunne udvikle krystalflader og betegnes da subhedrale; når krystalfladerne slet ikke dannes, kaldes kornene anhedrale. Mineralkornenes form giver vigtige oplysninger om den måde, mineralerne er dannet på, og om deres dannelsesrækkefølge. I magmabjergarter vil de mest euhedrale korn være krystalliseret først. I metamorfe bjergarter kan euhedrale korn derimod dannes ved omkrystallisation i faste bjergarter. Den euhedrale form er da et udtryk for det pågældende minerals “krystallisationskraft”.
De løse vulkanske dannelser, de pyroklastiske bjergarter, er opstået ved sedimentation af magmatisk materiale og har derfor klastiske sedimentteksturer og -strukturer. De kan bestå af partikler af glas, som repræsenterer hurtigt størknede dråber af smeltet lava, af krystaller eller bjergartsfragmenter, både af vulkanske bjergarter og bjergarter, som er blevet revet med under et vulkanudbrud.

De inddeles efter arten af det materiale, de består af, efter kornstørrelse og efter grad af senere hærdning. Tuf er fx en hærdnet finkornet pyroklastisk dannelse.

Teksturen i omkrystalliserede metamorfe bjergarter kaldes krystalloblastisk. En metamorf bjergart med massiv tekstur kaldes fx granoblastisk og en porfyrisk metamorf bjergart porfyroblastisk. I sidstnævnte tilfælde er strøkornene dannet under metamorfosen. Metamorfe bjergarter kan imidlertid indeholde mineralkorn, som er rester, relikter, fra den oprindelige bjergart. Dette udtrykkes med forstavelsen blasto-. En blastoporfyrisk bjergart har derfor arvet sine strøkorn fra den oprindelige bjergart. I metamorfe bjergarter kan desuden skelnes mellem reliktstrukturer og nydannede strukturer. De førstnævnte kan være rester af metamorfoserede sedimenters oprindelige lagdeling, de sidstnævnte kan være skifrighed eller foliation dannet på grund af den trykpåvirkning og omkrystallisation, som bjergarten har været udsat for under metamorfosen. Skifrighed er i det simpleste tilfælde en rent mekanisk opsprækning langs tætliggende parallelle planer, men en sådan opsprækning kan videreudvikles til foliation eller gnejsstruktur, ved at de tavleformede glimmerkorn eller prismatiske amfibolkorn samles i bestemte lag, langs hvilke bjergarten let kløves.
Magmabjergarter. Magmabjergarter inddeles i to store hovedgrupper efter deres krystallinitet og kornstørrelse.
Vulkanske bjergarter, der er størknet hurtigt ved jordoverfladen, dvs. ved lavt tryk, er finkornede eller tætte, kan indeholde glas og er ofte blærede.
Plutoniske bjergarter, der, fordi de er størknet langsomt på større dyb, er fin- til grovkornede og oftest kompakte.
Undertiden udskilles en tredje gruppe: gangbjergarter eller hypabyssiske bjergarter. Men det er ikke nødvendigt, fordi gangbjergarter dannet nær jordoverfladen kan grupperes sammen med de vulkanske bjergarter og dybe forekomster sammen med de plutoniske bjergarter.

Klassifikation og navngivning af vulkanske og plutoniske magmabjergarter kan foretages på flere måder. Den enkleste er at gøre det ved hjælp af bjergartsdannende mineraler og disses indbyrdes mængdeforhold målt som rumfangsprocenter. Man kalder dette for den modale mineralsammensætning. Den Internationale Geologiske Union, IUGS, har nedsat en komité til at foreslå et internationalt acceptabelt klassifikationssystem. Den schweiziske geolog Albert Streckeisen var i mange år leder af dette arbejde. Derfor kalder man det ofte for Streckeisen-systemet.

Man kan også benytte kemiske forhold til klassifikation af magmabjergarter. Efter indhold af SiO2, målt som vægtprocent, inddeles magmatiske bjergarter fx i fire grupper: sure > 63% SiO2, intermediære 52-63%, basiske 45-52% og ultrabasiske < 45%.
En anden metode er at inddele bjergarter efter alkalinitet. Alkaline bjergarter har et højere indhold af Na2O + K2O end andre magmabjergarter og specielt mere, end der kan bindes i de almindeligste Na-K-holdige mineraler, feldspatterne. Hvis bjergarten har underskud af SiO2 i forhold til feldspats sammensætning, dannes et feldspatoidmineral. Men der er også den mulighed, at bjergarter har for lidt Al til at binde hele indholdet af Na + K i feldspat. Det derved opståede overskud af Na + K bindes til jern på ferri-form (Fe3+) under dannelse af alkalipyroxen og alkaliamfibol, som fx ægirin og arfvedsonit. Bjergarter med ægirin/arfvedsonit kaldes peralkaline.
En meget anvendt kemisk klassifikation af magmabjergarter er at omregne de kemiske analyser af bjergarterne til et sæt standardmineraler, en såkaldt normberegning. Dette gøres især, hvor det modale mineralindhold ikke kan iagttages, eller hvor bjergarten er omdannet, og man ønsker at finde frem til det oprindelige mineralselskab.

Forekomst. Lavastrømme og pyroklastiske aflejringer opbygger kontinenternes og oceanøernes vulkaner og kan derudover dække store landområder omkring vulkanerne, bl.a. i form af ignimbritstrømme. Plateaulavaer danner, som navnet siger, lavaplateauer, der kan dække i hundredvis af km2 og være flere km tykke. Også oceanbunden opbygges af lavabjergarter, hovedsagelig udviklet som pillowlava, ‘pudelava’.

De plutoniske magmabjergarter er størknet i magmakamre nede i skorpen. Disse kamre er opstået ved, at magma er trængt ind i de bjergarter, som opbygger jordskorpen på stedet. De siges derfor at være intrusive og at danne intrusioner.
Associationer. Magmabjergarter inddeles i tre hovedassociationer: den tholeiitiske, den kalk-alkaline og den alkalibasaltiske.

Den tholeiitiske association er først og fremmest knyttet til steder, hvor lithosfærepladerne bevæger sig fra hinanden (divergente pladegrænser) og opbygger oceanbunden og dele af oceanøerne. Associationen er desuden dominerende i kontinentets plateaubasaltdækker. Den vigtigste bjergart er tholeiitisk basalt, dvs. en basalt, som har hovedkomponenterne plagioklas, clinopyroxen og orthopyroxen, samt evt. olivin. Kvarts kan være til stede i de olivinfri typer. Under magmatisk udvikling kan af disse basalter dannes bjergarter som islandit (en særlig form af andesit) og rhyolit, som fx findes i Island. Ved størkning på dybet fås gabbro, diorit og granit.
Den kalk-alkaline association er knyttet til steder, hvor lithosfærepladerne bevæger sig mod hinanden (konvergente pladegrænser), og findes både i de vulkanske øbuer og de kontinentale bjergkæder, der ligger over zoner, hvor en lithosfæreplade føres ned under en anden (subduktionszoner), fx Andesbjergene. Basalt kan forekomme i denne association, men de dominerende vulkanske bjergarter er andesit samt i vekslende mængde dacit og rhyolit. Granodiorit og granit er de dominerende plutoniske bjergarter, som opbygger bjergkædernes batholither.

Den alkalibasaltiske association er dels knyttet til kontinenternes sprækkezoner (riftzoner), dels til områder, der ligger langt væk fra pladegrænser inde på pladerne, hvor varmt materiale fra Jordens kappe stiger op gennem lithosfæren. Dette kan dels ske som søjleagtige opstigninger, de såkaldte “mantle plumes”, dels i områder, hvor der af tektoniske årsager sker en ophvælvning af lithosfæren. Den sidstnævnte proces kan videreudvikles til riftdannelse. Den hyppigste primære bjergart i denne association er alkalibasalt, evt. basanit, der ledsages af trachyt og fonolit. De tilsvarende dybbjergarter er alkaligabbro, syenit og nefelinsyenit.

Metamorfe bjergarter. De faktorer, der bestemmer, hvad der sker ved metamorfose af en bjergart, er temperaturen; det totale tryk, belastningstrykket, der er betinget af vægten af de overliggende bjergarter; deformationstrykket, også betegnet stress; den kemiske sammensætning af bjergarten og af den tilstedeværende flygtige (fluide) fase, oftest varme, vandige opløsninger; tilførsel eller fraførsel af stof under metamorfosen, dvs. metasomatiske processer; samt den tid, der har været til rådighed.

Metamorfose består i en omkrystallisation af den faste bjergart, idet dens totale kemiske sammensætning stort set bevares. Denne proces sker ved reaktion mellem bjergartens primære mineraler under dannelse af mineraler, der er stabile ved de nye fysisk-kemiske betingelser. Trykpåvirkning, der resulterer i deformation og evt. knusning af de primære mineraler, og tilstedeværelsen af en fluid fase, der kan transportere de kemiske reaktionsprodukter, fremskynder de kemiske processer under metamorfosen og er medvirkende til, at metamorfose kan foregå ved ret lave temperaturer.

I mange tilfælde kan man erkende, hvad det er for en bjergart, der er blevet metamorfoseret. Man angiver dette med forstavelsen meta-, fx metaandesit og metagråvakke. Gnejs, der er dannet ud fra magmatiske, ofte granitiske bjergarter, kaldes orthognejs, mens betegnelsen paragnejs angiver den sedimentære oprindelse.
Ved kontaktmetamorfose (også kaldet termalmetamorfose), dvs. ændringer, der skyldes varmepåvirkningen af bjergarter omkring et størknende magma, sker der en simpel omkrystallisation. Bløde lerbjergarter bliver fx omdannet til hårde krystallinske bjergarter, der betegnes hornfels, idet det oprindelige vandindhold uddrives. Den oprindelige lagdeling vil i de fleste tilfælde blive udvisket. Nærmest magmakammeret, som er årsag til metamorfosen, dannes vandfrie højtemperaturmineraler som fx granat og andalusit, mens der længere væk fra magmaet kan dannes vandholdige mineraler som muskovit og biotit.

Ved ændringer forårsaget af kraftig trykpåvirkning, dynamometamorfose, fx i forbindelse med forkastninger, sker der en knusning, kataklase, af de deformerede bjergarter, som omdannes til finkornede eller tætte bjergarter, mylonitter. Disse kan indeholde øjeformede, større korn af den oprindelige bjergarts hårdeste og stærkeste mineraler; øjegnejs er dannet på denne måde. Den gnidningsvarme, der udvikles ved deformationen, kan resultere i en lokal opsmeltning af den knuste bjergart. Den dannede smelte vil størkne i form af glas. De knuste bjergarter giver god passagemulighed for cirkulerende varme, vandige opløsninger, der kan afsætte mineraler som calcit, kvarts og epidot, samt evt. malmmineraler som chalcopyrit, pyrit, galena og sphalerit, hvorved der dannes hydrotermale mineraliseringer.

Ved ændringer forårsaget af bjergkædedannelse, regionalmetamorfose, udsættes bjergarter for såvel tryk- som temperaturpåvirkning, dvs. der sker både en deformation og en omkrystallisation. Regionalmetamorfe bjergarter er derfor karakteriseret af deformationsstrukturer som skifrighed og foliation og af omkrystalliserede mineralselskaber, som det fx ses i glimmerskifer og gnejs. De betegnes ofte som krystallinske skifre.

Retrograd metamorfose er de ændringer, der sker, når metamorfoserede bjergarter omkrystalliserer ved lave tryk og temperaturer.

Man udskiller undertiden en femte metamorfosetype, begravelsesmetamorfose, der fx findes i sedimentbassiner og vulkanske områder med tykke lagserier af sedimenter og/eller vulkanske bjergarter. Kombinationen af stigende tryk og temperatur mod dybet er årsag til dannelse af nye mineraler, fx zeolitmineraler i blærerum i lavaer.

Metamorfe bjergarter klassificeres ud fra den oprindelige bjergart og metamorfosebetingelserne. En basalt omdannes til grønsten ved lav og til amfibolit ved høj metamorfosegrad. En lerbjergart bliver til lerskifer ved lav, glimmerskifer ved mellem og silimanitskifer ved høj metamorfosegrad.

Copyright: Geolog Henning Sørensen

Tilføjelse af Henning Andersen:

Mennesket har altid anvendt magmabjergarter og det gør vi stadigvæk. I fortiden blev de brugt til redskaber, våben og smykker. I dag anvendes de også til mangt og meget fra bygninger til armbånd.

Black smokers, (eng. ‘sorte rygere’), skorstenslignende dannelser på havbunden, hvorigennem der strømmer sort “røg” af varmt vand med opslæmmede partikler af metalsulfider, fx pyrit (svovlkis), chalcopyrit (kobberkis) og sphalerit (zinkblende) samt anhydrit og baryt. Desuden indeholder “røgen” mangan, som forbliver opløst og derfor spredes ud over havbunden, hvor det indgår i mangannoduler. Skorstenene består, foruden af sulfider, af anhydrit og baryt. Når sulfidmineralerne udfældes i sprækker under havbundens overflade, dannes white smokers (‘hvide rygere’). Den hvide farve skyldes, at det opslæmmede materiale her kun består af anhydrit og baryt. Sulfider fra black smokers er ustabile i havbundens iltrige miljø og bevares kun, når de hurtigt dækkes af sedimenter; ellers omdannes de til jernoxider og jernhydroxider. Mange vigtige malmforekomster, der udnyttes eller har været udnyttet, er oprindelig dannet som black smokers på en havbund, der senere er blevet hævet, så de i dag findes på land, som fx kobberforekomsterne på Cypern. I nogle dybe dele af Det Røde Hav findes metalslam, der er dannet på samme måde som black smokers.
Omkring black og white smokers findes et unikt biologisk samfund, som i stedet for solenergi er baseret på kemisk energi fra bl.a. svovl, se hydrotermiske væld.

Kilde: Dansk Nationalleksikon

Lava, hvis overflade er brudt op i kantede uregelmæssige blokke eller slagger, og som oftest er dannet ved størkningen af tyktflydende lavastrømme. Den danske nu afdøde professor Arne Noe-Nygaard opfandt denne betegnelse til af enhver lavastrøm, som er dækket af uregelmæssige og kantede lavabrudstykker og ofte i bølgeform grundet uregelmæssig udstrømning af lava fra vulkanens krater i selve udbruddet. Lavaens viskositet, dvs. flydetræghed, bestemmes af dens temperatur, kemiske sammensætning og hældningen af vulkanflanken. Overfladen er forholdsvis glat.

Italiensk for “mund” eller en åbning/udmunding for vulkanske udbrudsprodukter.

Lavaklumper større end 64 millimeter, der i både flydende tilstand eller fast tilstand er kastet ud i selve eksplosionerne. De kaldes bomber efter den ødelæggende og dødelige effekt de har, når de – efter at være blevet afkølet i luften – størkner og falder til jorden. Bomber kan sprække op, og de kaldes brødskorpebomber, som ses meget tydeligt på Vulcano i Italien. Det minder om enorme hævede og revnede rugbrød.

Der kan også være tale om sten fra vulkanrørets sider af gammelt størknet lava, som rives med op og slynges ud igen.

Bomber kan være slaggeformet – blokagtig – æggeformet…

Caldera er et spansk ord for en stor kedel – ringformet kraterindsynkning eller kratergryde. Det stammer fra Taburiente Caldera på øen La Palma, en af De Canariske Øer. I dag er navnet den almindelige betegnelse for en kraterindsynkning, der er større end de almindelige vulkankratere.

En caldera dannes oftest efter et eksplosivt vulkanudbrud, hvor magmakammeret under vulkanen og selve krateret er blevet fuldstændigt eller delvist tømt for udbrudsmateriale. Dermed bliver vægten af den overliggende vulkan tungere end undergrunden kan bære, og vulkanen – eller resterne af den – synker ned og danner en kedelformet dal oven i det udtømte magmakammer. Sådanne calderaer er ofte fyldte med vand (kratersøer) eller havet er trængt ind i uddybningen. Den vulkanske cyklus (udbrudsperiode) er som regel tilbagevendende og opbygger igennem årtusinder – alt afhængig af ny magmatilførsel nedefra – en ny vulkankegle indenfor calderaens område. En caldera kan også dannes ved udbrud i skjoldvulkaner, men altid efter at udtømningen af magmakammeret har fundet sted og det efterfølgende masseunderskud får magmakammerets tag til at kollapse og give efter.

En caldera fortæller, at den vulkanske aktivitet er blevet efterfulgt af en senere indsynkning, hvis form minder om et almindeligt vulkankrater, men som regel større i omkreds.

A. Vulkanudbrud. Magmaet slynges ud som pimpsten.
B. Magmakammeret tømmes næsten ved udbruddet.
C. Vulkantoppen bryder sammen og falder ned i det halvtomme mamgakammer. Herved opstår der en cirkelrund kraterindsynkning.

En caldera er faktisk fra 1 til over 250 kilometer i diameter. Mindre end 1 kilometer kalder man det en “maar”(se minileksikon).

Jo længere tid, der går imellem vulkanens udbrud – jo mere stiger gas – og damptrykket i den smeltede lava under vulkanen og jo mere voldsommere bliver udbruddet, når vulkanens prop eller tag ikke længere kan modstå trykket nede fra. Studierne af afsætningerne i vulkanens kegle viser, at afslutningsfasen af en længere udbrudscyklus årrække eller udbrudsperiode bliver eksplosiv, og vulkanen synker sammen og danner en caldera(se caldera i minileksikon).

Lyst mineral af glas og let spalteligt i tre vinkelrette spalteretninger (60% af jordskorpens mineraler udgøres af feldspat). Et feldspatmineral fra vulkanen Vesuv, som den danske Kong Christian VIII beskrev tilbage i 1820, da han som kronprins opholdt sig ved vulkanen i flere måneder. Han lagde under besøg ved et udbrud i Vesuv på daværende tidspunkt specielt mærke til størkningen og krystaldannelsen ved lavaens afkøling. Udgør også hovedbestanddelen af mineralerne i de fleste eksisterende lavatyper.

Dacit er finkornet, lysere og har mere SIO2 indhold end Andesit. Dacit har op til 66% og kaldes derfor sur.
Den er overvejende fyldt med natrium plagioklas, kvarts, biotit og amfibol.

Hvis en vulkan har været i ro i længere tid – århundreder – er krystallisationen – størkningen – af smelten i magmakammeret under den skredet langt frem og processen fører til dannelsen af mineraler i hvis krystalgitter, der ikke er plads til gasser, som samler sig i restsmelten, så det indre dasmp- og gastryk stiger og kan ende i en voldsom eksplosion. Fysisk set får magmaet karakter af lys hvid aske og pimpsten. Der er tale om et kiselsyreindhold på 65 – 70 procent SiO2. Der er tre vulkanbjergarter, der kan præge en sådan eksplosion, nemlig rhyolit, rhyodacit og dacit. Rhyolit har det højeste, dacit det laveste kiselsyreindhold. Fælles for dem alle tre er, at de indeholder mineralet kvarts.

Diamant, (af mlat. diamans, diamantis, omdannelse af adimas, af gr. adamas, adamantos ‘diamant’, måske egl. ‘ubetvingelig’), gennemsigtigt til uigennemsigtigt mineral af carbon med en meget høj lysbrydning; formlen angives som C.

De fleste diamanter er svagt gullige eller svagt brunlige, men de kan også være sorte. Rosa, grønne, blå eller kanariegule diamanter er sjældne, ligesom helt farveløse er det.
Mineralet har diamantglans, og massefylden er 3,5 g/cm3. Diamant er det hårdeste mineral, man kender (hårdhed 10), og det kan derfor kun slibes med sit eget pulver. Det krystalliserer kubisk, ofte i oktaedre, men rombedodekaedre og terninger kan også forekomme. Diamanter i terninger er meget sjældent af tilstrækkelig god kvalitet til at blive anvendt i smykker. Diamantens krystalflader er ofte buede, og tvillingedannelse efter oktaederet er almindelig. Diamant har spaltelighed parallel med oktaederfladerne, og mineralet kan være følsomt for slag. Det har et meget højt lysbrydningsindeks (2,418), og sammen med en stor dispersion, dvs. forskelle i lysbrydning for forskellige bølgelængder, betyder det, at mineralet giver det indfaldende lys et karakteristisk farvespil. Alle diamanter har en meget stor varmeledningsevne, og de anvendes til skæring eller boring, da de ikke bliver varme selv ved meget høje omdrejningstal. Ved temperaturer under 100 °C angribes diamant ikke af kemisk forvitring, heller ikke af flussyre. Diamanter, der i længere tid udsættes for temperaturer omkring 900 °C, bliver først skyede, derefter sorte på overfladen og vil til sidst brænde op. Se også fasediagram.
Diamant består næsten udelukkende af carbon, men mineralet kan indeholde en ganske lille mængde af andre grundstoffer, og på grundlag heraf inddeles diamanter i Ia og Ib med nitrogenatomer og IIa og IIb uden nitrogen, sidstnævnte med en ganske lille mængde aluminium og bor.
Dannelse, forekomster og verdensproduktion. Diamanter dannes i den ultramafiske bjergart peridotit i den øvre del af Jordens kappe mere end 150 km under jordoverfladen. Under meget højt tryk er de ved eksplosionsagtige udbrud ført op i kraterrør, kimberlitpipes. Disse kraterrør, som udgør de primære forekomster, er udfyldt af en grovkornet bjergart med skarpkantede fragmenter indlejret i en finkornet masse, en såkaldt breccie, der væsentligst består af kimberlit, en ultrabasisk bjergart med bl.a. olivin og granat. Kimberlit er grønligblå og benævnes i minesproget blue ground, mens de øverste ca. 25 m af kraterrørene er stærkt forvitrede og kaldes yellow ground. Den først kendte kimberlitpipe ligger i Sydafrika og blev fundet i 1870. I alt kender man i Sydafrika ca. 250 kimberlitpipes, der stammer fra Kridttiden (ca. 146-65 mio. år før nu); de færreste er dog diamantførende. De vigtigste primære forekomster findes omkring Kimberley og ved Pretoria, hvor den berømte Premiermine ligger. Her fandt man i 1905 den største kendte diamant, Cullinandiamanten. I 1941 blev der fundet kimberlitpipes i Tanzania, i 1948 i Indien, i 1954 i Sibirien og 1980-81 i Australien, hvor den største kendte pipe ligger.
Diamantførende aflejringer af flod- og strandgrus, såkaldte placerforekomster, udgør sekundære forekomster. De er dannet som forvitringsprodukter fra kimberlit, der med floder er transporteret til søer eller havet, hvor strøm og bølger har koncentreret diamanterne i bestemte lag.

Diamanter blev først fundet i Indien, og man så længe med megen skepsis på diamanter, der ikke stammede herfra. Fund af diamanter i Brasilien 1725 udvidede brugen af diamanter som smykkesten, men det var først efter opdagelsen af diamanterne i Sydafrika, at diamantproduktion blev en storindustri. De sekundære forekomster har langt den største udbredelse.
En meget stor del af verdens diamantproduktion kommer fra det over 400000 km2 store bassin, der dannes af Congoflodens sydlige bifloder i Zaire. Ca. 5% af produktionen er af smykkestenskvalitet. De mest værdifulde placerforekomster findes i kystområderne nord og syd for Oranjeflodens udløb i hhv. Namibia og Sydafrika, mens andre forekommer i Sibirien, Brasilien og Indien.

Næsten alle rå diamanter uanset produktionssted bliver solgt gennem The Central Selling Organization (CSO) i London. De indkomne diamanter bliver sorteret efter form, vægt, farve og klarhed i mere end 2000 forskellige kategorier, der samles i såkaldte boxes. Disse sælges ved ti årlige “sights”. Hver sight varer en uge, og kun de ca. 270 firmaer og personer, der er optaget på “buyers’ list”, har adgang og kan før hvert sight fremsætte deres ønske; men kun hele boxes kan købes. Der er ingen købetvang, og man kan ikke forblive på buyers’ list uden at have et vist minimumskøb pr. år. Den del af indholdet, som køberen ikke selv kan bruge, sælges til firmaer og sliberier, der ikke selv har adgang til sights.

Smykkestensdiamanter. Man siger, at værdien af smykkestensdiamanter afhænger af de fire c’er: carat (‘vægt’), colour (‘farve’), clarity (‘klarhed’) og cut (‘slibning’). 1 carat er 0,2 g. Caratvægten angives med to decimaler, og der må ikke rundes op. For diamanter i de populære størrelser 1/4, 1/2 og 3/4 carat benyttes sommetider vægtenheden grain (0,25 carat); for diamanter under 1 carat kan anvendes vægtenheden point (1/100 carat). Prisen er lavest for diamanter i størrelsesordenen 3-4 point, fordi slibeomkostningerne bliver en voksende del af prisen for mindre sten, og større sten er dyrere pr. carat, fordi større diamanter er sjældnere end mindre. Ved bedømmelse af klarheden tager man ikke alene hensyn til indre karakteristika såsom indeslutninger og andre inhomogeniteter, men også til ydre karakteristika som ridser og andre overfladefejl. Klarheden bedømmes efter en skala med fem hovedgrader: Lupren, VVS, VS, SI og P.

Slibning. At det er muligt at slibe diamant skyldes, at hårdheden af mineralet afhænger af retningen; hårdheden er størst parallelt med oktaederretninger og mindst parallelt med terningretninger. I diamantpulver vil der være nogle korn med større hårdhed end den diamant, der slibes. Ved slibning af diamanter tager man hensyn til såvel lysbrydning som dispersion for at få den bedste lysvirkning frem, og man søger at undgå uklarheder. Desuden slibes der, således at mest muligt lys bliver brudt inde i diamanten og tilbagekastet gennem overfladen. Diamanter, hvori en del af lyset går ud gennem underdelens facetter, siges at lække. En korrekt brillantslebet diamant (brillant) kan kendes på, at den ved betragtning fra undersiden vil være helt sort; der kommer kun lys ud ved culetten, fordi lyset reflekteres 100% tilbage gennem overdelen.

Industridiamanter. Mere end to tredjedele af alle diamanter er urene eller misfarvede og anvendes industrielt til skære- eller boreformål og til polering eller slibning af hårde materialer. To varieteter af diamant, der især anvendes i industrien, har deres eget navn: bort og carbonado. Bort er oprindelig betegnelsen for en kryptokrystallinsk form af diamant, men bruges nu om enhver diamant, der pga. misfarvning eller uheldig strukturering ikke kan anvendes som smykkesten, men kun industrielt. Carbonado er kulsort; den er ligesom den oprindelige bort kryptokrystallinsk, og diamantens spaltelighed har ingen betydning pga. forskellig orientering af de meget små enheder. Carbonado er derfor i praksis uden spaltelighed og virker sej, hvorfor den er særlig efterspurgt i industrien til skæreformål.
Syntetiske diamanter. En stor del af de diamanter, der anvendes i industrien, er fremstillet syntetisk. Syntetiske diamanter blev først fremstillet af det svenske ASEA i 1953 og senere af det amerikanske GEC. Syntetiske diamanter fremstilles i mange lande, bl.a. i Sydafrika. Man kan også fremstille syntetiske diamanter af smykkestenskvalitet, men endnu er det dyrere end at købe naturlige diamanter.

Kulturhistorie. Før 1725 var Indien verdens eneste producent af diamanter, og ifølge told- og skatteregnskaber blev der handlet diamanter allerede i 300-t. f.Kr. Diamanten blev skattet for sin hårdhed, der gjorde den til symbol på mandighed, mod, potens og storhed. Inderne mente imidlertid, at den ville miste sin guddommelige magi, hvis den blev bearbejdet af menneskehånd, hvorfor de ikke selv synes at have slebet den; i al fald er ingen bevaret.

Fra antikkens Rom kendes derimod fingerringe med diamanter af en primitiv slibning, der giver stenen brillans. I sin Naturalis Historia hævdede Plinius d.æ. da også, at diamanten var det kostbareste, der fandtes. Med Romerrigets fald svandt den slibetekniske kunnen, og farvede ædelstene af mindre hårdhed, rubiner, safirer og smaragder, blev middelalderens foretrukne smykkesten. Alligevel berømmede man diamanten, og dens egenskaber tolkedes religiøst. Hårdheden ligestilledes med Djævelens forbandelse, Herrens vrede og Frelserens styrke. Lyskraften spejlede Herrens skaberværk, idet Indien var morgenlandet, hvor solen står op.

Først facetslibningen gjorde diamanten til en yndet smykkesten. Slibningen menes udviklet i Venezia i 1300- og 1400-t., men efter opdagelsen af søvejen syd om Afrika blev Lissabon og Antwerpen førende, senere Amsterdam og London. Hovedparten af diamanterne var spids-, taffel- og rosenslebne. De indfattedes i guld, ofte på en bund af folie for at forøge lysets refleksion. I løbet af 1500-t. vandt diamanten i popularitet, og efter 1650 blev den dominerende. Da opstod den klassiske brillantslibning, på samme tid som aftenselskaber kom på mode inden for aristokratiet, hvis bolig indrettedes med prismekroner og spejle, der kunne reflektere diamantens funklen. Pioner i denne udvikling var Ludvig 14. i Frankrig. Dels lod han sine paradedragter overstrø med diamanter (på hatte, knapper, strømpebånd og skospænder), dels købte han store diamanter til kronjuvelerne. Hovedleverandør var Jean-Baptiste Tavernier, der foretog i alt seks rejser til Indien 1631-88.
Udbuddet af diamanter steg kraftigt, da man i 1725 fandt nye forekomster i Brasilien, men først opdagelsen af de sydafrikanske forekomster i 1866 førte til industriel udvinding. I samme tidsrum gik diamanten som foretrukken smykkesten sin sejrsgang fra fyrster og adel til industrialiseringens borgerskab. Skønt der er udviklet nye slibninger, har den klassiske brillantslibning bevaret sin popularitet. Den giver diamanten tilstrækkelig lysvirkning, hvorfor stenen monteres a jour (i åben fatning) og oftest i sølv, hvis hvide blankhed spiller med diamantens. Et fremragende eksempel er dronning Lovisa Ulrikas krone fra 1751, som findes i Skattkammaren på Stockholm slott.
Pga. deres værdi har de fleste store diamanter overlevet krige og revolutioner. Den bedst kendte sydafrikanske diamant er Cullinandiamanten, der blev delt i de såkaldte Afrikas stjerner, som nu indgår i de britiske regalier og kronjuveler.

Kilde: Danmarks Nationalleksikon

Dome eller kuppel også kaldet lavadome dannes af delvis størknet lava, som sidder fast som en prop i selve vulkanens krateråbning eller hals og langsomt er skubbet i vejret på grund af gastrykket nede fra. Domer dannes af meget trægtflydende, kiselsyrerige lavatyper såsom rhyolit, dacit og trakyt. Lavaen kan være så sej – nærmest som fed kogt havregrød, at den næsten ikke kan flyde. Den presses op som en prop i en vinflaske og kan vokse både ude og indefra. Indefra ved tilførsel af ny sej lava, udefra på den måde, at noget af lavaen presses ud gennem sprækker ved eller i toppen af proppen og rasler ned ad siderne, så domen får form af en klokke eller bjergkegle til sidst. Under domen opbygges efterhånden et enormt tryk, som til sidst får den til at revne eller sprænges væk og kan danne pyroklastiske askeskyer eller en Nuee Ardeente. Mt. Pelee – Merapi – Mayon – St. Helens og Mt. Serrat er typiske eksempler.

En eksplosion af en lavadome kan forekomme uden varsel månedsvis eller år efter dannelsen af lavadomen som resultat af afkølingen af ydersiden af kuplen, og et fortsat pres inden i domen.

En lavadome kan være fra få meter til flere kilometer i diameter og op til 1000 meter høje.

Vi kalder også domer for lavapropper. De kan sidde tilbage i gamle vulkaner, der til sidst eroderes væk af vejr og vind.

I 1902 skød sådan en spids dome op af vulkanen Mount Pelees krater efter udbruddet i 1902, der til sidst lignede en obelisk i toppen. Både i Frankrig og andre steder i verden ses mange eksempler på denne form for vulkanvirksomhed. F.eks. på øen Java i Indonesien er vulkanen Merapi kendt for sine domer, i Syd-Frankrig er der gamle domer og i Californien en dome i den eneste vulkan på jordkloden, som er opkaldt efter en dansk indvandrer i sin tid, nemlig “Lassen Peak”, den største af sin art i verden med en diameter på ca. 2 kilomter ved grunden.

Et effusivt vulkanudbrud er et udbrud, der domineres af flydende lava, som koger forholdsvis roligt ud af vulkanens krater eller fra siderne over kraterranden og som ikke kan betegnes som den mere eksplosive type af vulkanudbrud. På latinsk effundo = udgyde.

Erosion betyder nedbrydning ved vind og vejr af bjerge og jordlagene. Det er bl.a. ved erosion, at dybtliggende bjerge og klippeformationer fra undergrunden langsomt kommer frem i dagslyset igennem millioner af år. Kort og godt nedslidning.

Et flankeudbrud i en vulkan er et vulkanudbrud, som ger på vulkanens skråninger eller sider som regel en sidekanal fra hovedkrateret. Dog sker der også udbrud fra flanker uden at der behøver at være udbrud i vulkanens topkrater. Vulkanen Etna har ca. 300 sidekratere eller bikratere.

Fluor – fluorsyre er en farveløs væske med stærk og skarp lugt.

Man har i Island erfaring med, at vulkansk aske kan bære høje koncentrationer af fluor, der klæber sig fast til askepartiklernes overflade.

Hvis husdyrene æder af græsset, hvor fluorholdig aske har sat sig fast, risikerer de at dø af fluorforgiftning.

I Island ved Lakis udbrud i 1783 kom der så enorme mængder af fluorgas ud, at det islandske miljø blev ødelagt og en femtedel af befolkningen døde ved efterfølgende pestepedemier. 10.521 mennesker døde.

En god ting er dog, at fluor opløses i vand og nedbør afhjælper risikoen for forgiftning.

Fumarole betyder på italiensk “at ryge” og er betegnelsen for et udstrømningssted af vulkanske gasser, som sættes i forbindelse med vulkansk aktivitet. Områder med varme kilder og naturskabte gasventilationskanaler.

Gasserne består for det meste af vanddamp, kuldioxid og svovlbrinte. De kan bliver over 500 grader varme. Er svovldampene i overskud taler vi om en Solfatara.

Geologisk Museum er Danmarks nationale museum for geologi.

Geologisk Museum har et nært forskningsmæssigt samarbejde med Geologisk Institut (GI), hvilket blandt andet giver sig udtryk i en fælles forskningsplanlægning. Museet arbejder tillige nært sammen med Danmarks og Grønlands Geologiske Undersøgelse (GEUS) og Dansk Lithosfærecenter (DLC).

Geologisk Museum har yderligere en aktiv plads i det danske museumsmiljø, hvor museet har repræsentanter i Universitetets naturhistoriske Museumsråd og Museumsrådet for København og Frederiksberg, er medlem af Foreningen af Danske Naturhistoriske Museer og er repræsenteret i Statens Museumsnævn. I 1993 underskrev museet en samarbejdsaftale med Grønlands Nationalmuseum og Arkiv i Nuuk. Hertil kommer et praktisk samarbejde med en lang række danske museer.

Museet omfatter den mineralogiske samling, den petrografiske samling, den dynamisk-geologiske samling, den stratigrafisk-phytopalæontologiske samling, den invertebratpalæontologiske samling, den vertebratpalæontologiske samling samt bibliotek, arkiv og skolesamlingstjeneste. Hertil kommer en gruppe af medarbejdere omkring museets professor uden fast tilknytning til samlingerne.

Samlingsarbejde:

Som nævnt i Undervisningsministeriets museumsbekendtgørelse er en af museets hovedopgaver »at modtage … materiale af videnskabelig eller udstillingsmæssig værdi og selv at udbygge samlingerne ved indsamlinger i naturen, køb, bytte og modtagelse af gaver. Samlingerne skal opbevares og forvaltes…«. Meget af dette arbejde er ikke umiddelbart synligt, men det kræver store ressourcer både arbejdsmæssigt og økonomisk.

Museet har i årets løb haft en betydelig tilvækst af videnskabeligt materiale. Dette er modtaget som gaver eller i bytte fra privatpersoner eller institutioner, ved køb eller gennem medarbejderes egne indsamlinger. 38 danekræ – alle fossiler – er i 1995 blevet indregistreret på museet.

Forskningsvirksomhed:

Udviklingen af den kontinentale jordskorpe i det nordatlantiske og baltiske område

1. Geokemiske, strukturelle og metamorfe studier af de processer, som førte til dannelse og stabilisering af det prækambriske nordatlantiske kraton samt korrelation af kratonets tektonostratigrafiske enheder mellem Labrador, Grønland og Baltiske Skjold. Studierne indgår i DLC’s Nagssugtoqide-projekt. Feltarbejde er udført i V.-grønland under DLC’s logistiske ramme (D. Bridgwater, M.T. Rosing, L. Løfqvist i samarbejde med DLC, GEUS, Geol. Surv. Canada, Russ. Vidensk. Selsk., Skt. Petersborg, C.E. Lesher, Univ. of California, L. Campbell, Univ. of Colorado, A.P. Nutman, Australian National Univ.).

2. Udvikling af geokemiske modeller for vandig transport af aluminium under højgradig metamorfose. Studier af sekundære transportprocessers indflydelse på geokemien af de 3800 mio. år gamle Isua suprakrustaler (M. Rosing i samarbejde med N.M. Rose, Quest Geoscience, M. Ohtake, Tohoku Univ., Japan, Nunaoil A/S, Nuuk, A. P. Nutman, Australian National Univ. og G. Gruau, Univ. de Rennes).

3. Sen-arkæisk, alkalin magmatisme i Skjoldungen området, SØ-grønland. Studier af magmaernes dannelse, udvikling og vekselvirkning med sidestenen, specielt udveksling af volatiler og varme. Studierne omfatter geokemiske, høj T – høj P eksperimentel petrologiske og mikrotermometriske metoder (M.T. Rosing, H.S. Thomsen, Esbern Hoch i samarbejde med C.E. Lesher, University of California, J. Touret, Vrieje Univ. Amsterdam og Paul Sylvester, Australian National Univ.).

Den mineralogiske samling:

1. Undersøgelse og beskrivelse af enkeltmineraler og mineralparageneser fra alkaline komplekser og disses pegmatiter og hydrotermale årer, specielt i S- og SV-grønland, men tillige fra Namibia, Malawi og Rusland. Arbejdet omfatter især undersøgelser og beskrivelser af de morfologiske, optiske og røntgenografiske egenskaber af enkelte mineralspecies, samt en karakterisering af de parageneser, i hvilke disse species indgår. Primærformålet er at bidrage til kendskabet til mineralogien af alkaline pegmatiter og hydrotermale årer i særdeleshed og til den systematiske mineralogi i almindelighed med beskrivelser af nye species og forbedrede karakteristikker af kendte species; endvidere at bidrage til Grønlands topografiske mineralogi (O.V. Petersen, H.I. Micheeelsen, E.S. Leonardsen, kolleger ved Canadian Museum of Nature, Ottawa, og ved Ruhr Univ. Bochum, I.V. Pekov, A.P. Khomyakov, og E.I. Semenov, Rusland, P. Monchoux og F. Fontan, Frankrig, E. Roda Robles, Spanien og C.A. Francis, USA).

2. Mineralogiske undersøgelser af det tertiære alkaline Gardiner Kompleks i Ø.-grønland, herunder elektronmikroskopiske undersøgelser og Rietveld analyser af lamprophyllit polytyper. Et 3-ugers feltarbejde på forekomsten blev planlagt og gennemført med logistisk støtte fra DLC. Bearbejdning af nyindsamlet materiale er indledt (O. Johnsen, J.D. Grice, Canadian Museum of Nature, Ottawa, J.E. Post, Smithsonian Institution, Washington).

3. Krystalkemiske undersøgelser af en suite eudialyter, herunder Rietveld analyser og énkrystalstrukturanalyser af udvalgte prøver fra grønlandske og canadiske forekomster (O. Johnsen, R.A. Gault og J.D. Grice, begge Canadian Museum of Nature).

4. Undersøgelser af optisk stimuleret luminiscens mv hos feldspater (N. Poolton, L. Bøtter-Jensen, begge Risø, O. Johnsen).

5. Undersøgelsen af ilmenit inklusioner i Rønne granittens kvarts med universal drejebords målinger af præparat, hvori kvartskornenes krystallografiske axer er blevet bestemt med Electron Backscatter Channeling Patterns. Herved er fremkommet en hexagonal fordeling af inklusionerne, hvad der kan tyde på dannelse ved meget høj temperatur (H. Micheelsen, N.Ø. Olesen, Århus).

Den petrografiske samling:

Kontinentopbrydning og dannelse af oceanisk skorpe

Udviklingen strækker sig fra den initiale opsprækning af kontinentet og dannelse af riftdale med sedimentære bassiner over den begyndende drift af de opsplittede skorpedele og frem til dannelsen af oceanskorpen. Dele af udviklingen er sket under kraftig vulkansk aktivitet.

1. En hidtil næsten uudforsket del af det østgrønlandske basaltplateau mellem Scoresby Sund og Kangerlussuaq blev i 1995 undersøgt ved en kombination af multi-model fotogrammetrisk analyse og en omfattende indsamling af lavaprøver. De forløbige resultater viser, at der foregik differentiel indsynkning af lavaplateauet med tyngdepunkt ved den nuværende Blosseville Kyst, og at der dannedes mindst 6 kilometer lava på få millioner år. Blandt andre opdagelser kan nævnes fundet af flere sene, alkaline lavaserier (A.K. Pedersen i samarbejde med DLC, GEUS, GI og Stanford Univ.)

2. Basaltiske dyke- og sill-komplekser i Jameson Land og Liverpool Land i Ø.-grønland undersøges petrografisk og geokemisk med henblik på at fastslå disse magmabjergarters relation til de østgrønlandske plateaubasalter og til de store dybtliggende sill-komplekser, som er påvist seismisk i Jameson Land bassinet (N. Hald i samarbejde med DLC).

3. En geokemisk undersøgelse af radiogene isotoper og sjældne jordarter i tertiære basaltiske dykes fra Færøerne gennemføres for at kunne vurdere sammensætningen af kildeområderne i Jordens kappe samt for at kunne modellere opsmeltnings- og fraktioneringsprocesserne under magmagenerationen (N. Hald, P.M. Holm, GI, og R. Waagstein, GEUS).

4. For at bestemme tidsforløbet omkring dannelsen af tertiære plateaubasalter i V-grønland er der gennemført et Ar/Ar dateringsprojekt på udvalgte vulkanske bjergarter. Hovedparten af plateaubasalterne på Disko og det østlige Nuussuaq blev dannet inden for 1 million år, og ca 8 millioner år senere dannedes en ca 2 kilometer tyk lavaserie i det vestlige Nuussuaq (A.K. Pedersen, M. Storey, DLC, L.M. Larsen, GEUS, R.A. Duncan, Oregon).

5. Der er gennemført et studie af paleocæne søbassiner og deres udfyldningshistorie set i sammenhæng med prograderende lavafronter og hyaloklastit-deltaer på Disko og Nuussuaq, V-grønland (G.K. Pedersen, GI, L.M. Larsen, GEUS, og A.K. Pedersen).

Lithosfærens geologi belyst ved kappexenolitstudier. – Gennem studier af indeslutninger af højtryksbjergarter fra Jordens kappe bragt mod jordoverfladen i intrusioner af magmabjergarten kimberlit er det muligt at rekonstruere dele af lithosfæren.

1. Der gennemføres et studie af kappexenolitter samt af granat- og chromit-koncentrater fra kimberlitter i tre udvalgte områder fra arkæiske og proterozoiske kratoner i V-grønland. Undersøgelsen omfatter kemiske analyser af bjergarter og proton- og elektronsondeanalyser af mineraler med henblik på at rekonstruere de stratigrafiske lagsøjler ned til 200 km’s dybde. Undersøgelsen er bl.a. relevant i forbindelse med efterforskningen af diamantpotentialet i kimberlitterne (D. Garrit i samarbejde med W.L. Griffin og S.Y. O’Reilley, Macquairie Univ., Australien, og L.M. Larsen, GEUS).

Den dynamisk-geologiske samling:

1. Geologihistoriske studier angående mineralogen K.L. Giesecke (1761-1833). Ved gennemgang af arkivalier på Rigsarkivet og på Landsarkivet for Sjælland, Lolland-Falster og Bornholm er der fundet yderligere materiale til belysning af Gieseckes tilknytning til Færøerne (G. Jørgensen).

2. I anledning af 150-året for den 1. Galathea-ekspedition er gennemført en undersøgelse af geologen og grønlandsforskeren Hinrich Rinks udforskning af De nikobariske Øer (G. Jørgensen).

Den stratigrafisk-phytopalæontologiske samling:

1. Studier af fossile koraller med henblik på en afhandling om revkoraller fra svenske Kridt-aflejringer samt en taxonomisk og palæoøkologisk monografi over de danske faunaer af koraller fra Yngre Kridt og Tertiær (S. Floris).

Neogene klimaændringer, miljøhistorie og oceanografi i det nordatlantiske område. Nordatlanten og dens omgivelser indtager en nøglerolle i debatten om klimaets udvikling, men en nødvendig forudsætning for vurderingen af risikoen for fremtidige ændringer er en forståelse af fortidens. Den kvartærgeologiske og oceanografiske forskning bidrager hertil ved at belyse ændringerne gennem deres indvirkning på miljø og levevilkår. De arktiske områder er i denne henseende væsentlige, fordi det er her, de store iskapper vokser og svinder i takt med de overordnede ændringer i Jordens havstrømme og atmosfære.

1. »Arctic terminations«: Jameson Land halvøen i Ø-grønland har vist sig at være et usædvanligt righoldigt arkiv for oplysninger om miljøændringer igennem de sidste 150.000 år. Oplysningerne findes i de tykke aflejringer, som elvene har afsat langs kysten. Arbejdet denne sommer var en fortsættelse af sidste års feltarbejde og drejede sig især om detaljerede sedimentologiske og geomorfologiske undersøgelser af de store delta-terrasser, der dannedes ved istidens afslutning for ca. 12.000 år siden (S. Funder, L. Hansen).

2. »PECHORA-projektet«: Det nord-russiske lavland og den tilgrænsende brede kontinentalsokkel har spillet en vigtig rolle for det globale klima ved istidens begyndelse og afslutning, fordi topografi og nedbørsforhold i forbindelse med istidens havstandsændringer gør dem til potentiel platform for meget store iskapper, der her kan dannes/smelte langt hurtigere end »konventionelle« iskapper på land. Sommerens feltarbejde drejede sig om iskappernes skiftende udbredelse i Pechora-flodens bassin under sidste istid og ikke mindst de oceanografiske forhold i de lavvandede havområder, der eksisterede her i de isfrie perioder (S. Funder i samarbejde med mange kolleger i det norsk-russiske forskningsprojekt).

3. Tolkning af seismiske data fra den sydøstgrønlandske kontinentalsokkel og tilstødende dybhav: De seismiske profiler, der blev optaget som forberedelse til det senere »Ocean Drilling Project« (ODP) ud for SØ-grønland, fortæller om, hvorledes soklen er dannet gennem tilførsel af materiale, som Indlandsisen i perioder gennem næsten 10 millioner år afhøvlede på landoverfladen og dumpede ved sokkel-kanten, hvor de blev vasket af de dybhavsstrømme, der opstod samtidig med det overordnede cirkulationsmønster, vi i vore dage kender i Nordatlanten (L. Clausen i samarbejde med GEUS).

4. Kap København Projektet, Peary Land: Kap København Formationens sedimenter har givet de mest detaljerede oplysninger om økosystemerne i verdens nordligste landområder ved istidens begyndelse for 2,3 millioner år siden. Feltarbejdet i dette afsides område afsluttedes i 1986, men først nu er det palæontologiske arbejde med det indsamlede materiale afsluttet. I årets løb er der udkommet en monografi om billefaunaen (forfattet af J. Böcher) og sammenfattende resultater har været forelagt ved kongresser i Canada og Rusland (S. Funder i samarbejde med kolleger ved universitetets øvrige museer, GEUS og Reykjavik Universitet).

Den invertebratpalæontologiske Samling:

1. Øvre Kridt belemniter fra den nordlige hemisfære: Taxonomi, stratigrafi, palæobiogeografi og fylogeni. – En monografi over slægten Belemnitella fra Øvre Campanien-Nedre Maastrichtien, Norfolk, England, og et arbejde vedrørende makrofaunaen og nannofossiler fra Santonien, NØ-Belgien, er publiceret. I monografien diskuteres endvidere slægten Belemnitella’s evolutionære udvikling fra Nedre Santonien til Øvre Maastrichtien, baseret på biometriske undersøgelser af 43 populationer, som repræsenterer 20 arter og underarter. En monografi over belemniterne fra Arnager Kalk og Bavnodde Grønsand Formationerne på Bornholm er antaget til trykning. Belemnitfaunaen fra Arnager Kalken består af fire arter, mens faunaen fra Bavnodde Grønsandet er bemærkelsesværdig divers og består af ni arter. Det påvises at der sker et markant faunaskift i Nedre Santonien, og der opstilles tre belemnit zoner og otte assemblage zoner. Endvidere er et manuskript om belemnit zonationen i Øvre Campanien og Maastrichtien indsendt til trykning (W.K. Christensen, delvist i samarbejde med andre).

2. Øvre Kridt i den Fennoskandiske Randzone og tilgrænsende områder. – En monografi over ammoniterne fra Santonien-Maastrichtien i Skåne er antaget til trykning. I arbejdet beskrives 22 arter tilhørende 18 slægter, og seks former beskrives under åben nomenklatur (W.K. Christensen og W.J. Kennedy, Oxford).

3. I forbindelse med projekter vedr. biostratigrafi, taxonomi og evolution af palæozoiske organismer har M. Bjerreskov i samarbejde med T. Koren, St. Petersborg, fortsat undersøgelsen af hurtig evolution samt diversitet og taxonomi indenfor tidlig silure monograptider (enkeltradede former tilhørende den uddøde dyregruppe graptoliter) fra Bornholm og Ural. Opblomstringen skete efter en masseuddøen under en istidsperiode på overgangen Ordovicium-Silur. Endvidere har M. Bjerreskov videreført sine undersøgelser af biostratigrafi, taxonomi og regionale udbredelsesmønstre af silure graptoliter belyst ved materiale fra Bornholm.

4. A.T. Nielsen har afsluttet en monografi over trilobitfaunaen i Komstad Kalken (Skåne-Bornholm) og Huk Formationen (Oslo); dette disputatsarbejde blev forsvaret i efteråret. En revision af agnostide trilobiter fra samme enheder er videreført med henblik på at udrede gruppens taxonomi, biostratigrafi og palæoøkologi. Palæoøkologiske studier af den øvrige trilobitfauna fra de samme formationer er videreført. Samlet drejer studierne af Komstad Kalken og Huk Formationens trilobitfauna sig om at udrede disse enheders alderrelationer samt at undersøge, under hvilke forhold de er afsat, med særligt henblik på udredning af havniveauoscillationer i Tidlig Ordovicium. Endvidere undersøges miljøets kontrol af trilobiters fænotype. En sammenfattende artikel om alunskifermiljøet (Kambrium-Ordovicium) i Skandinavien er påbegyndt (A.T. Nielsen, B. Buchart og N. Schovsbo, GI). Særlig vægt lægges her på forståelsen af aflejringsmiljøet og havniveaufluktuationers indflydelse herpå.

5. Fortsat registrering og bestemmelse af et omfattende fossilmateriale fra Horn Valley Siltstenen, Amadeus Bassinet, Australien. Projektets formål er test af interkontinental korrelationen af havniveau-oscillationer i Tidlig Ordovicium, baseret på palæoøkologiske studier (A.T. Nielsen).

Den vertebratpalæontologiske Samling:

Palæontologiske studier af hvirveldyrene udføres som makroskopiske analyser af fossilers form og deres relationer til omgivelserne og som mikroskopiske undersøgelser af fossile organogene væv. Under sammenligning med kendte livsformer og geologiske processer øger fossilerne vor indsigt i organismernes og Jordens udviklingshistorie.

1. Der er foretaget undersøgelser af palæozoiske og mesozoiske fisks morfologi og histologi som baggrund for tolkninger af dyrenes (elasmobranchers og actinopterygiers) slægtskab og evolution. Sen Devontids padder fra Østgrønland (»de firbenede fisk«) er bearbejdet i relation til deres geologiske miljø og indgår i en større helhed af biostratigrafiske og palæoklimatologiske oplysninger (S.E. Bendix-Almgreen).

2. I sammenlignende undersøgelser af fossile og recente hypermineraliserede hårdvæv (bioapatiter) analyseres udviklingen gennem geologisk tid af enameloid på skæl og tænder (S.E. Bendix-Almgreen, B.S. Bang).

3. Studier af kranieanatomien hos uddøde fugle, pattedyr og pattedyrenes stamformer, Therapsida, fra henholdsvis Tidlig Tertiær (fugle og hvaler) og Sen Perm (therapsider) giver belæg for evolutionære processer, herunder retning og hastighed af formmæssige ændringer. De nulevende, højtspecialiserede tandhvaler har fossile forløbere i danske oligocæne aflejringer, der i visse karakterer er intermediære, i andre avancerede; mosaik-evolution anskues i relation til funktion med henblik på en fysiologisk tolkning af dyrene og deres indpasning i den geologiske udviklingshistorie (E. Hoch).

Skolesamlingen:

1. Registrering og tolkning af kvartære dannelser i den centrale Oslofjord på baggrund af seismiske og magnetiske data indsamlet under Oslofjord Skagerrak-projektet. En model for den senglaciale isafsmeltning er etableret (E.S. Jensen, R. Sørensen, Norges Landbruks Høyskole, Ås).

2. Undersøgelser af den øvre karbone Jeløya Formation, Oslofeltet (E.S. Jensen, H.P.B. Hansen).

Redaktionsvirksomhed:

B.S. Bang er geologisk regional-redaktør for Danmark for »Art and Archaeology Technical Abstracts« (AATA). D. Bridgwater er i redaktionskomiteen for Precambrian Research. W.K. Christensen er redaktør af Bull. Geol. Soc. Denmark. S. Funder er fagredaktør for Meddr. om Grønland, Geoscience. A.K. Pedersen er medlem af redaktionskomiteen for Bull. Geol. Soc. Denmark. O.V. Petersen er Fachliche Berater for Mineralien Welt og Emser Heft, begge Bode Verlag, Tyskland.

Rejser og gæsteforelæsninger:

M. Bjerreskov har deltaget med foredrag i 5. Internationale graptolitkonference i Los Angeles, USA samt i to tilknyttede ekskursioner i Albany og Nevada.

D. Bridgwater og M.T. Rosing har deltaget i en Workshop: »Earliest History of the Earth«, afholdt af European Association of Geochemistry i Cambridge, England. D. Bridgwater, M.T. Rosing og L. Løfqvist har udført feltarbejde i Vestgrønland i samarbejde med DLC. D. Bridgwater har udført feltarbejde i Rusland.

W.K. Christensen har deltaget med foredrag i Lundadagarne i Historisk Geologi och Paleontologi i Lund og Second International Symposium on Cretaceous Stage Boundaries i Bruxelles.

L. Clausen har været på studieophold på Lamont-Doherty Earth Observatory, Columbia University, New York, fra januar til juli. Hun har endvidere deltaget med foredrag i Leg 152 Post Cruise Meeting på Hawaii.

S. Funder har deltaget i følgende kongresser, symposier, workshopper, felt-ekskursioner og møder: »The lateglacial palaeoceanography of the North Atlantic margins«, Edinburgh; ekskursion til Tegelen-Reuver området og det sydlige Holland; »5th International Conference on Paleoceanography«, Halifax, med ekskursion på Nova Scotia samt »5th Zonenshain Conference on Plate Tectonics«, Moskva. Han har deltaget i forskningsplanlægningsmøder i Helsinki (GLACEA-250), Trondheim (Arkhangelsk-projektet) og Oslo (PONAM). Han har desuden været arrangør og medarrangør af to møder i København i januar (QUEEN) og september (CAPE). Han har i årets løb besøgt samlingerne på følgende museer: De zoologiske og naturhistoriske museer, Helsinki; Naturhistorisk Museum, Bergens Universitet; Geologisk Museum, Barcelona; Zoologisk Museum, Sankt Petersborg; American Museum of Natural History, New York, og Smithsonian Institution, Washington D.C. samt Videnskabernes Akademis palæontologiske Museum og Institut, Vernadsky Museet og Darwin Museet, alle i Moskva.

D. Garrit har i forbindelse med sit ph.d.-studium tilbragt seks måneder ved Macquarie University og CSIRO i Sydney, Australien. Hun har deltaget i forskerkurser i Canberra, Sidney og Oslo. Hun har endelig deltaget med en poster i den 6. Internationale Kimberlitkonference i Novosibirsk.

E. Hoch har studeret fossile pattedyr m.m. på Det palæontologiske Museum (Orlov Museet) og på Palæontologisk Institut i Moskva, deltaget i European Union of Geosciences (EUG 8) mødet i Strasbourg samt besøgt Høgskolen i Stavanger i forbindelse med et symposium om Henrik Steffens. Ella Hoch har endvidere været i Stockholm som medlem af »Evalueringsutvalget for De naturhistoriske museene og botanisk hage på Tøyen, Universitetet i Oslo« og gæstet Muséum de Paléontologie et Anatomie i Paris. Endelig har hun deltaget i »43rd Symposium of Vertebrate Palaeontology and Comparative Anatomy« i Newcastle upon Tyne og besøgte i tilknytning hertil The Natural History Museum, London.

O. Johnsen har deltaget i en workshop om Rietveld analyse på Georgia Institute of Technology, Atlanta, USA. Han foretog i august feltarbejde på Gardiner komplekset i Østgrønland sammen med Joel Grice fra Canadian Museum of Nature, Ottawa.

Som forberedelse til museets kommende særudstilling »Vin og Geologi« har G. Jørgensen og E.S. Jensen foretaget en indsamlingsrejse til Mosel, Champagne, Bourgogne og Kaiserstuhl.

A.T. Nielsen har deltaget i ‘Seventh International Symposium on the Ordovician System’ i Las Vegas, Nevada, samt tilknyttede ekskursioner i Californien-Nevada-Utah. Desuden har han udført feltarbejde i vestlige Rusland. Endelig har han guidet deltagere i ‘147. Hauptversammlung der Deutschen Geologischen Gesellschaft’ på Bornholm.

A.K. Pedersen har deltaget i en rejse til Rum i de Indre Hebrider, organiseret af Univ. of Edinburgh samt deltaget i et symposium ved Univ. of Durham. Han har gennemført to måneders feltarbejde mellem Kangerlussuaq og Scoresby Sund i Ø-grønland som medlem af DLC’s ekspedition.

O.V. Petersen har deltaget i den af Norsk Bergverksmuseum arrangerede mineralmesse i Kongsberg og holdt efter invitation foredrag på Kongsberg mineralsymposium 1995, der blev afholdt i tilknytning til messen. Desuden har han besøgt 32. Münchner Mineralientage.

M.T. Rosing har udført PIXE analyser ved Inst. for Kärnfysik i Lund.

H.S. Thomsen har opholdt sig ved UC-Davis i tre måneder.

Videnskabelige organer m.v.:

B. Soltau Bang og S.E. Bendix-Almgreen har virket som eksterne vejledere for Fil.mag. Kristina Berggren og Fil.mag. Ingela Chef-Holmberg fra Göteborgs Universitet (Institutionen för Kulturvård).

S.E. Bendix-Almgreen er medlem af Statens Museumsnævns Naturvidenskabelige Referencegruppe.

M. Bjerreskov var indtil sommeren 1995 medlem af Organizing Commitee of the Graptolite Working Group of The International Palaeontological Association.

D. Bridgwater, N. Hald, A.K. Pedersen og M. Rosing er Research Fellows ved DLC.

W.K. Christensen er Voting Member af Subcommission on Cretaceous Stratigraphy og dansk repræsentant i International Palaeontological Association. Han er endvidere medlem af bestyrelsen for Dansk Geologisk Forening.

S. Funder er medlem af styringskomiteen for European Science Foundation-projektet »PONAM« (Polar North Atlantic margins, Late Cenozoic evolution). Han er endvidere medlem af Rådgivningsgruppen for Nordisk Laboratorium for Luminescens-datering, Aarhus Univ., af Forskningsrådets AMS-følgegruppe (accellerator-massespektrometer-14C-datering) samt af Nationalkomiteen for Geologi. Han har været opponent ved en doktordisputats ved Bergens Univ. i marts og formand for et bedømmelsesudvalg til lektorstilling ved Geologisk Museum.

O. Johnsen er national repræsentant og stemmeberettiget delegeret i IMA. Han er tillige medlem af IMA’s Commission on New Minerals and Mineral Names.

H. Micheelsen er formand for Dansk mineralogisk Selskab.

A.T. Nielsen er ‘Corresponding member’ af Subkommissionen for Ordovicisk Stratigrafi.

A.K. Pedersen er dansk repræsentant i IAVCEI (International Association of Volcanology and Chemistry of the Earth’s Interior) under Den internationale Union for Geodæsi og Geofysik. Han har været formand for et professorbedømmelsesudvalg ved Københavns Universitet.

Kollegiale organer:

S. Funder er medlem af Geologisk Museums bestyrelse og vicebestyrer samt medlem af museets og GI’s fælles Forsknings- og Ph.d.-udvalg.

N. Hald er bestyrer af Geologisk Museum. Han er medlem af Statens Museumsnævn som repræsentant for de naturvidenskabelige centralmuseer og formand for nævnets naturhistoriske referencegruppe. Desuden er han museets repræsentant i Museumsrådet for København og Frederiksberg.

E.S. Jensen er medlem af fakultetets informationsudvalg. Han er endvidere medlem af Studieskolens styrelse, af Universitetsbogladens repræsentantskab samt formand for videnskabsbutikkens bestyrelse.

Erik Kristiansen er medlem af bestyrelsen for Dansk Geologisk Forening.

A.K. Pedersen er medlem af museets og GI’s fælles Forsknings- og Ph.d.-udvalg. Han er endvidere medlem af bestyrelsen for Dansk-islandsk Fond.

Ole V. Petersen er medlem af Geologisk Museums bestyrelse.

M.T. Rosing er næstformand i bestyrelsen for Arktisk Institut.

Gæsteforskere:

T. Koren, St. Petersborg, opholdt sig i 2 måneder ved Geologisk Museum støttet af Carlsbergfondet.

Niels Hald

Geyser betyder springkilde på islandsk. En geyser er en springkilde med periodiske udbrud bestående af varmt vand. Geysere findes udelukkende i vulkanske områder og består af et lodret vandrør med et vandreservoir, som opvarmes af den vulkanske varme i undergrunden til over kogepunktet. Når det overstiges ved tyngdeændring i Geyserens kanalsystem, omdannes det kogende vand til damp og slynges op igennem kanalen, indtil det underjordiske vandtryk er i ligevægt igen. Så siver det omgivende vand ind i røret, og det næste udbrud kan starte.

Geysere findes hyppigst i Island, New Zealand, Japan og U.S.A. Normalt springer en geyser med et tidsinterval på grund af den tid, det tager at varme vandet i reservoiret op til “eksplosionsniveauet”.

Geysere består i store træk af et lille lufthul ved jordoverfladen, som er forbundet med en eller flere smalle skakter, som fører ned til et stort underjordisk vandbassin. Der sker det, at der gradvist siver vand ned gennem jorden, indtil det rammer den varme stengrund, som varmer vandet op.

Vandet stiger så tilbage op til overfladen ved konvektion (det vil sige, at det varmeste vand stiger til tops). Efterhånden som gejseren bliver fyldt, nedkøles det øverste vand, men fordi skakten er så smal, kan det “koldere” vand ikke bare synke til bunds igen. Det kolde vand foroven presser ned mod det varme vand nedenunder – lidt ligesom låget på en trykkoger.

Derfor bliver vandet i bassinet “overophedet”, og det betyder, at det kan forblive flydende ved en temperatur på langt over 100°C.

Hvordan kommer gejseren i udbrud?

Til sidst bliver vandet så varmt, at det begynder at koge alligevel, og der stiger dampbobler op i skakten. Når dampboblerne kommer ud gennem gejserens lufthul og sprænges, falder trykket inde i gejseren, og det overophedede vand bliver til damp, der koger voldsomt i hele skakten.

Det varme vand og dampen, der udvider sig, bliver til skum, der sprøjter ud af gejseren.

Det vand, der er tilbage i gejseren, køler til sidst ned til under kogepunktet, og udbruddet slutter; Opvarmet grundvand begynder at sive tilbage i bassinet, og det hele starter forfra.

Granit består af store krystaller bl.a. ofte med feldspat og er en grovkornet lavabjergart, der er størknet langsomt nede i jorden, som senere ved erosion og jordskorpens bevægelser er blotlagt på jordens overflade.

En populær betegnelse for den mere eksplosive vulkantype, som har voldsomme udbrud med generelt askeudbrud i form af askestrømme, men også lavastrømme af den mere sure type, hovedsageligt andesit, dacit og trakyt – altså et højere indhold af kiselsyre i selve smelten, hvorved de opløste gasser i smelten har sværere ved at undvige. En vulkan kan sagtens være både rød og gråhvid som f.eks. Vesuv, men begge typer udbrud forekommer ikke samtidig. Jo længere hvileperiode en vulkan befinder sig i, jo voldsommere bliver det næste udbrud, da smelten i magmakammeret ændrer karakter imellem udbruddene. Gastrykket stiger til vulkanrørets prop eller tag ikke længere kan modstå trykket.

Oprindelig var han en slags ildguddom, dyrket flere steder i Lilleasien, hvor olie- eller gasforekomster brød gennem jordlagene og udsendte “jordild” gennem vulkanerne.

Da grækerne ved deres kolonisation kom til Syd-Italien flyttede han med og fik sin faste bolig under vulkanen Etna, hvor han igen fik hjælp af de enøjede kykloper, der boede og opholdt sig her i huler og grotter. Også på de Lipariske Øer og i Campanien, kaldte grækerne vulkanerne her for “Hefaistos’ værksteder”.

Vulcanus(hos romerne) – He’faistos(hos grækerne, den græske ild- og smedegud, hos Homer søn af Zeus og Hera var gift med kærlighedens og skønhedens gudinde Afrodite(Venus hos romerne) og identificeres med egypternes Ptah. Hans mor Hera slyngede ham i vrede ned fra Olympen efter hun havde født ham, fordi hun så, hvor svag og vanskabt han var lige efter fødslen. Han faldt ned fra Olympen og landede på den vulkanske ø Lemnos, hvorunder han havde sin smedje, hvor han smedede de lyn, som Zeus slyngede imod de syndige mennesker.

Hefaistos overlevede denne ydmygelse fra sin mor og måtte leve som “outsider”.

Han fik hjælp af Kykloperne, de enøjede uhyrer, de sidste af giganterne, Jordens børn, som Zeus havde sparet, for at de kunne være Hefaistos` slaver i de underjordiske værksteder under vulkanerne. Da han blev voksen kom han til at ligne en stor kæmpe med enorme armkræfter og fremstilledes ofte i kunst og litteratur som en aldrende, skægget mand med kort kjortel og spids hue. Med forkrøblede ben og en muskuløs overkrop, men en dygtig og flittig håndværker og højt værdsat af både guder og mennesker blev og var han.

Klædt i et stort forklæde, klodset, tildels lammet og med et sodsvedent ansigt, gik han altid rundt rundt med en hammer og tang.

Da han havde lært smedehåndværket, hævnede han sig på sin moder Hera ved at forære hende en trone, som dog havde den egenskab, at da Hera satte sig på den, var det hende umuligt at rejse sig igen. For nu at slippe fri tilbød hun at skaffe ham den skønne, men trodsige gudinde Afrodite(hos romerne Venus) til hustru.

Det skønne og det grimme. Det smukke og det ækle.
Alligevel ser vi her, hvordan de to modsatte elementer hører sammen. Kærlighedens og skønhedens gudinde Afrodite og Hefaistos er kombineret med hendes elegance og ynd – og hans kreative færdigheder.

Han arbejdede hårdt i sin gloende smedje, hvor han fik hjælp af de uhyggelige enøjede kykloper.

Hefaistos havde bygget gudernes bronzehuse på Olympen i Grækenland.

Hos romerne skiftede han som sagt navn til Vul’canus, som romersk gud, der kunne beherske ild i jorden, d.v.s. over alle forskellige former for vulkansk aktivitet; hans templer lå af samme grund uden for byerne. Han kunne starte og kontrollere ildebrande, men var også beskyttende guddom for hjemmets ild og arne.

Hans faste boplads flyttes fra vulkanen Etna til øen Vulcano nord for Sicilien, og herfra har vi fået ordet vulkan om alle ildsprudende bjerge, selvom det ikke er direkte ild, der kommer ud af vulkanerne, men smeltede rødglødende stenmasser, der lyser op i sig selv.

Ved Vulcanalia-festen kastede man levende fisk ind i offerilden, formentlig for at lade ilden fortære noget fra et modsat element og derved rituelt nulstille dens skadelige kraft. Selvom han havde en fast boplads under Vulcano, kunne han gå på vandring under de andre vulkaner, så røg og gnistrede det op fra kraterne, når han arbejdede dernede i sin esse.

Homer beskriver Hefaistos:

”Fra sin ambolt sig rejste på stand den forpustede krøbling, humped af sted; og de vanføre ben sig bevæged med møje. Pusterne lagde fra ilden han fjernt, og sit samtlige værktøj hvormed han øved sin dont, det lagde han ned i et sølvskrin. Derpå han toed sig ren med en svamp på hænder og ansigt og på den senede hals og den hårbevoksede bringe”….

Hornito er et mexicansk ord for en ovn og består af en slags skorsten af lava – en lille kegle på et par meter – hvorfra det ryger og koger. Hvis en lava er meget rig på gasser, eller hvis den flyder over fugtig jord, fremkaldes ekstra vanddamp, så der kan dannes små kegler, som er bygget op af lavasprøjt, der i varm tilstand klistrer sig fast på hinanden som en slags “skorsten”, som sprøjtene slynges op igennem.

Det var i Mexico i 1759, hvor en ny vulkan opstod, Jorullo, at de tilbagvendende indbyggere i lavalandskabet betragtede de mange små lavahøje med ild og røg op af, og de benyttede dem til at varme mad over. Varmen i disse naturlige “bageovne” holdt sig i 15 – 20 år.

Et varmeområde i Jordens kappe, hvor en varm opstrømning bringer magma (lava) mere konstant til vejrs. Eksempelvis ligger Island, Hawaii-øgruppen og De Kanariske Øer på sådanne hotspots. Man må endvidere sige, at i mange tilfælde bringer en hotspot magma (lava) op fra dybere dele af jordens kappe, og det ser ud til, at hotspotten forbliver på samme sted, mens havbundspladen eller kontinentalplader oven over flytter sig. Det er Hawaii-øerne det bedst kendte eksempel på, men også Island – Galapagosøerne i Ecuador og Yellowstone i U.S.A. ligger på en hotspot, og her er der tale om større varmeområde.

Andre hotspot er: Tristan da Cunha i Sydatlanten – Reunion i det Indiske Ocean – de Canariske Øer – Eifel i Tyskland – Kap Verdeøerne – Ascension.

De højeste lavatemperaturgrader er målt i hotspotvulkanen Kilauea på Hawaii med 1500 graders Celsius.

Man kan sige, at en hotspot ikke tilhører grænserne af de store tektoniske plader – udover Island – men ligger oftest inde på midten af en plade.

Geologer har konkluderet, at der befinder sig mellem 40 og 50 hotspots rundt om på kloden med Hawaii, Island, Galapagos, Reunion og Yellowstone som nogle af de mest aktive for tiden.

I vulkanske oceanrygge når magmaet fra Jordens kappe op til jordens eller havbundens overflade. Her dannes der derfor ny havbund i de aflange spaltedale, som udgør grænsen imellem oceanbundspladerne. , der jo tvinges fra hinanden. Bevægelseshastigheden er fra 2 – 20 cm om året, men der regnes med en gennemsnitshastighed på ca 6 cm pr. år. Disse områder kaldes tilvækstzoner Det opstigende basaltiske materiale – lava – udfylder spalterne der og flyder ud på havbunden. Når deer er tale om større lavaproduktion dannes der øer, der som Island når op over havets overflade, ja nogle højderygge er helt op til 4000 meter høje fra havbunden.

Destruktionszoner eller subduktionszoner er områder, hvor en jordskorpeplade – eller havbundsplade går til grunde ved, at havbundspladen, der er den tungeste tvinges ned i dybet og dykker ned under kontinentalpladen, der som regel er tykkere, men består af lettere bjergarter. Disse sedimenter bliver skubbet op som foldebjerge langs kontinentranden. Der opstår jordskælv langs grænsefladen mellem pladerne, Benioff-zonen, der hælder ind under kontinentet. Det var en jugoslav, der i forrige århundrede opdagede, at i dette område opstod jordskælv som følge af bevægelser i brudområder, hvor skorpen gned imod hinanden. Den frigjorte varme, der opstår ved pladernes bevægelser langs med hinanden, er medvirkende til, at der dannes en ny opsmeltning af Oceanbundspladen. Da de smeltede bjergarter er lettere end de omgivende faste klipper, vil de stige op mod jordens overflade. Det opadstigende magma har modtaget tilskud fra oceanbundpladen og fra kontinentpladen og er derfor mere sejtflydende, og de opløste gasser i smeten har sværere ved at undvige. Derfor opbygges der et overtryk i disse magmabeholdere elller kamre under vulkanerne langs disse subduktionszoner eller destruktionszoner, og resultatet er derfor meget eksplosive vulkanudbrud, der ofte afstedkommer calderadannelse i forbindelse med de stærke eksplosioner og store askestrømme eller glødende akelaviner, båret oppe af undvigne gasser fra den smeltede lava.

F.eks. også under ø-buer som Aleuterne og Kurillerne, mødes to jordskorpeplader, hvor den tungeste tvinges i dybet og begynder at smelte. De dele af pladen, der har det laveste smeltepunkt begynder først at smelte, og de indgår i det opad stigende magma, der nærer ø-buevulkanerne.

Inden på en plade eller en oceanbund kan der dannes vulkaner oven på et varmeområde – en såkaldt “hot-spot” eller plume, der stammer nede fra dybere dele af jordens kappe. Efterhånden som ocenbundspladen eller kontinentet bevæger sig hen over det såkaldte varmeområde, vil der dannes en vulkankæde med virksomme vulkaner i den ende, der ligger over det opstrømmende varme magmamateriale. Tydeligt eksempel er Hawaii-ø-kæden i Stillehavet, der alle næres af tyndtflydende basaltiske lavamasser, der opbygger store skjoldvulkaner, fordi magmaet er tyndtflydende.

Forskelliges steder er tyndtflydende, basaltisk magma fra tid til anden som enorme lavastrømme vældet ud fra spalter og revner i enorme områder. Op til flere tusinde meters tykkelse finder man adskillige steder på jorden og flere hundrede tusinde kvadratkilometer områder har sådanne lavaudbrud fundet sted fra tid til anden. Feks. ved vi nu, at adskillelsen af grønland fra Europas og dermed Nordatlantens dannelse ses som et resultat af sådanne enorme lavaudbrud i Tertiærtiden.

Riftdale eller sprækkezoner eller spredningszoner, bl.a. den øst-afrikanske gravsænkning er nye åbninger, hvor kontinenetet eller pladen er ved at gå i stykker og trækker sig fra hinanden. Bunden imellem synker ned, og der strømmer magma op og danner vulkaner i bunden af dalen.

Hydrogensulfid, H2S er en farveløs og brændbar gas, der lugter som rådne æg. Irriterer øjnene.

Ignimbrit er latinsk og betyder “itubrækket bjergart dannet ved ild eller ildregn”. Brændende askelaviner eller strømme er et fænomen, som beslægtes med det franske ord for glødeskyer “Nuee Ardente”.De består for det meste af aske og småsten – mindre løse udbrudsprodukter og bevæger sig ofte som en tyndtflydende væske, fordi gasserne, som undslipper, virker som en slags smøremiddel.
I nogle tilfælde kan materialet i de glødende askelaviner have så høj en temperatur, at det ikke er helt størknet, når strømmen standser. Delene smelter delvis sammen og kaldes ignimbrit.
(Se også ordene Pyroklastisk og Nuee Ardente.)

Ildringen – “The Ring of Fire” – er betegnelse for den kæde eller bælte af vulkaner, der omkranser Stillehavets kyster langs de Asiatiske og Amerikanske Stillehavskyster. Forkastningerne i onrådet er dannet ved underskydninger af havbundsplader – subduktion – under kontintalpladerne rundt om, og bæltet er arnested for hovedparten af alverdens vulkaner. Omtrent fire femtedele af alle jordskælv og vulkanudbrud finder sted i dette område.

Han var biskop i kejser Diokletians regeringstid, som var præget af mange kristenforfølgelser og henrettelser. Da han fik at vide, at kristne i Pozzuoli var dødsdømt, tog han med det samme af sted til havnebyen vest for Napoli, hvor han forsøgte at få dem ud. Han blev i stedet selv dømt til døden, blev først kastet for løverne i arenaen, men de lagde sig på knæ for ham i stedet for at æde ham og slikkede hans tæer. Så satte man ham ind i en stor ovn for at stege ham. Men da man senere lukkede ovndøren op – sad han levende og uberørt derinde.

Til sidst huggede man hovedet af ham i det nærliggende vulkankrater Solfatara. Det var i året 305 e. Kr. En kristen kvinde samlede noget af hans blod op i en flaske – og det opbevares nu i domkirken i Napoli. Da ilden i ovnen ikke ville stege eller brænde ham – er han siden blevet skytshelgen mod vulkanens ild. Flasken med blodet er normalt fast og koldt, men ved særlige lejligheder bliver det flydende, når man beder til San Gennaro. Den gængse forklaring går ud på, at når præsterne holder glasset med blodet i hænderne, opvarmes det automatisk og flyder.

Til trods for al tilgængelig information om vor planets overflade, er det imidlertid lidt, vi ved om tilstanden og sammensætningen af dens utilgængelige indre. De dybeste borehuller (omkring 10 km) er næppe
mere end et nålestik i jordens yderste hud, og de jordprøver som, hvad man ved kommer fra
de største dybder, transporteres af lavastrømme til overfladen, og kommer fra dybder på ca. 100 kilometer.
Det er ikke mere end 1,5% af afstanden til jordens centrum.

Jorden består af tre forskellige dele. Yderst har vi jordskorpen, som vi går ovenpå og kender. Jordens skorpe er opbygget af bjergarter med et stort indhold af silicium – kisel – hvilket gør den forholdsvis let. Den er ca. 10 – 60 kilometer tyk.

Derunder har vi kappen, der udgør 75 – 80% af hele jordens masse. Den består af bjergarter med mindre indhold af silicium og har en større massefylde end skorpen. Det er processer i jordens kappe, der styrer de fleste geologiske processer, bl.a. dannelse af bjergkæder – oceaner og vulkaner ved kontinentalforskydningerne. Jordens kappe er 2900 kilometer tyk og opdeles i en øvre og nedre kappe.

Den ydre jordkerne befinder sig i mellem 2900 og 5140 kilometers dybde og består af det samme materiale – jern og nikkel – som den indre – men er flydende grundet et mindre tryk. Både den indre og ydre jordkerne udgør tilsammen 1/3 del af jordens vægt.

Kernen består af metallerne jern og nikkel, i den ydre i flydende form og den indre fast.
Grunden til, at den indre jordkerne er fast skyldes det enorme tryk udenom, hvor vi jo har først kappen og øverst skorpen med kontinenterne, som vi bor på. Kernens centrum ligger 6370 kilometer under jordens overflade.

Lithosfæren(stive) er den yderste stabile del af jorden, skorpen, som består af de tektoniske plader, som forskydes i forhold til hinanden. Lithosfæren består af selve skorpen og den yderste faste del af kappen ned til dybder af ca. 100 kilometer under oceanerne og 50 – 400 kilometer under kontinenterne. Derunder har i astenosfæren(uden styrke), som er lidt plastisk i det, nærmest som en slags sirup.

Undersøgelser viser, at jordens magnetfelt befinder sig i den ydre delvis flydende jordkappe. Det dannes og opretholdes af kraftige elektriske strømme. Hvis ikke der var modstand i den indre faste del af kernen, ville systemet uddø, men konvektionen i den ydre kerne holdes igang ved, at varmt materiale stiger opad og det koldere synker ned, altså en slags dynamo.

Hvad er da årsagen til, at temperaturen i Jorden er så høj, og nøjagtig hvor varmt er der helt inde i centrum?

Man regner med, at Jordens temperatur det første lange stykke stiger med omkring 24 grader for hver kilometer, man bevæger sig ind mod centrum. På overgangen mellem Jordens flydende ydre kerne og faste indre kerne 5170 kilometer under vores fødder er temperaturen cirka 4300 grader, mens den i centrum ligger på op til 5000 grader.

Årsagen til varmen skal findes lige efter Jordens dannelse for ca. 4,6 milliarder år siden. Solsystemet blev dannet i en enorm sky af støv og gas. Først dannedes solen af dette støv og gasmateriale, som lejrede sig i en ring rundt omkring den – fortættede sig til planeterne udenom. Den unge planet jorden blev bombarderet med millioner af meteorer. Tæppebombardementet fik temperaturen til at stige og overfladen til at smelte. Gradvist sank de tunge grundstoffer som jern ind mod centrum. Bevægelsen ind mod midten afgav energi og fik yderligere temperaturen til at stige, samtidig med at overfladen kølede af og virkede som et isolerende lag, der kunne holde på varmen. Nogle af de grundstoffer, der sank ind mod centrum, var radioaktive. Deres henfald og omdannelse til andre grundstoffer er hovedårsagen til, at Jordens indre i dag er så varmt, fordi der ved henfaldet dannes energi. Samlet set bliver Jorden dog kølet af. Man har stadig til gode at lave konkrete målinger. Den hidtil dybeste boring nåede blot lidt over 12 kilometer ned og blev foretaget i 1994 af russiske forskere på Kolahalvøen. I hullet målte de en temperatur på omkring 200 grader.

Til sidst og ret så vigtigt er, at det er jordens indre varme, der får kontinenterne til at bevæge sig og herved er hovedårsag til jordskælv og vulkanisme.

Jorden er en kugle med en radius på 6370 km. Jorden bliver opdelt i: den indre kerne, den ydre kerne og kappen. Den indre kerne består hovedsageligt af jern og nikkel. Den er fast pga. det strore tryk der kommer pga. tyngdekraften.
Den ydre kerne, som også består af en del svovl, er flydende pga. trykket er lavere. Man antager at jern-, og nikkel-atomerne er ioniserede, hvilket betyder at der går elekstriske strømme i den ydre kerne. Det er de elektriske strømme, der skaber Jordens magnetfelt.
Jordens kappe består af klippe opbygget af jern, magnesium, aluminium, silicium og oxygen.

Vi må forestille os et jordskælv som når noget rives itu og skubber sig i jorden. Det kan være klippeformationer af mange kilometers udstrækning. Et jordskælv kan finde sted i en hvilken som helst dybde under jordoverfladen – dog ofte i 30 – 40 kilometers dybde. Jordskælv – rystelser – er stærkest lige over jordskælvets epicenter eller centrum.

I København og på Grønland bl.a. er der seismiske stationer med rystelsesmålere(seismografer). Danmark deltager i rapporteringen af jordskælv fra alle steder af jordkloden.

Det er de tektoniske pladers bevægelser, der er skyld i de spændinger, som opbygges herved på samme måde, som hvis man presser to hænder imod hinanden. I randzonerne, hvor to plader bevæger sig langsomt i forhold til hinanden med en fart af få cm om året – sagt på en anden måde – med den fart en fingernegl gror – stiger spændingsbevægelserne indtil pludselig et ryk – finder sted, og vi har oplevet et jordskælv.

Hvis der f.eks. sker ændringer i tid eller mangel på jordskælvsaktivitet i et område med mange jordskælv, kan det være et signal om, at et større skælv er på vej – eller under opbygning. Også ændringer imellem antallet af større og små jordskælv i et område kan være en forløber for et endnu større jordskælv.

I Kina har man bl.a. for år tilbage noteret sig, at f.eks. ændring i vandstand i brønde er en slags jordskælvsvarsel om, at et større jordskælv er under opsejling. Kortvarige forvarsler hos dyr om forestående jordskælv har vi beretninger om fra kinesiske forskere. Det kan være husdyr, men også vilde dyrs ændrede optræden. Slanger, der krøb ud af deres huller eller aber i en Zoo, som ændrer opførsel.

Nogen sikker margen for at kunne forudsige et jordsælv har vi indtil nu ikke fundet.

Et Jøkelløb er et smeltevandsudbrud fra en subglacial vulkan(vulkanudbrud under en gletscher eller isbræ, hvor isen smelter og fosser udover landskabet.

Jokulhlaup skete på Grimsvötn vulkan (Island) i 1937 og 1996.

Betegnelse for det område af Jorden, der befinder sig mellem jordens skorpe og ydre kerne. Jordens kappe er ca. 2900 kilometer tyk og består af tunge mineraler og opdeles i en øvre og nedre kappe. Grænsen mellem jordens skorpe og kappen er forskellige og går fra få kilometers dybde under oceanerne men generelt under kontinenterne fra 75 kilometers dybde og flere hundrede kilometer nedefter.

Jordens kappe er opdelt i flere lag. Under den stive skal eller skorpe, asthenosfæren(d.v.s. med styrke)finder vi et bøldt lag, asthenosfæren(d.v.s. uden styrke), som kan betragtes som en slags blødt og delvis smeltet – måske 15 % – plastisk i det, og dette er stedet, hvor kontinentalpladerne glider og bevæger sig i, grundet varmeopstrøminger nede fra. Neden under, mesosfæren(fra ca. 350 til 2900 kilometers dybde, som er fast på grund af det enorme tryk fra de oven over liggende lag, men ikke destomindre er den varmere i det.

Magma dannes ofte ved opsmeltning i kappen eller på grænsen mellem jordskorpe og kappen. Hot-spotvulkanernes magma menes at stamme fra bunden af jordens kappe.

Hot-spotvulkanismen kan ikke sættes direkte i forbindelse med kontinentalforskydningerne af jordens tektoniske plader.

Også kaldet stratovulkan efter det latinske ord: strato d.v.s. lagdelt.
En vulkan, hvis udbrudsprodukter har opbygget selve vulkanbjerget i lag bestående af løse og faste udbrudsprodukter som størknet lava og aske. Det er ofte mere sejtflydende udbrudsprodukter med et højere kiselsyreindhold, der opbygger stratovulkaner. Jordens højeste vulkan er en stratovulkan, Nevado Ojos del Salado i Chile, 6887 meter over havets overflade.

Jordens kerne består af nikkel og jern. Den begynder i en dybde af 2900 kilometer og går til 6370 kilometer og består af en flydende ydre del – men en indre fast del. Varmen dannes formodentlig ved sønderdeling af grundstofferne Uran, Thorium og Kalium. Herved frigives der energi i form af den jordvarme, som videre i jordens ydre kerne – hvor også magnetfeltet befinder sig – varmer kappen op og danner strømbevægelser som en kædereaktion, og herved bevæger kontinenterne sig langsomt men sikkert. Al varme stiger til vejrs og er derfor en naturlig proces.

Jordens inderste kerne er så hed, men under så et enormt tryk, at den forbliver fast.

Kiselsyre er en benævnelse for SiO2 – Siliciumdioxid – en metalilte. Grundstof, som sammen med ilt udgør hovedbestanddelen af jordskorpen. Siliciumforbindelser er vigtige bestanddele i glas, porcelæn, keramik, cement m.m. F.eks. Siliciumkabid er et af de hårdeste stoffer, der kendes og bruges som slibemiddel.
Det er ikke en syre, som man før troede,men metalilte.

Kiselsyre = siliciumdioxid med mere eller mindre kemisk bundet vand.

Krystal = fast stof hvis atomer danner et regelmæssigt rumligt mønster, kaldet et krystalgitter, som er karakteristisk for det pågældende stof. Krystal kan være helt, delvist eller ikke begrænset af plane flader, der afspejler den indre symmetri.

Krystallisation = dannelse af krystaller ved størkning af en smelte, udskilning fra en opløsning, eller fortætning fra dampform.

Mineral = naturligt dannet grundstof eller kemisk forbindelse med konstante kemiske og fysiske egenskaber. Mineraler identificeres ved deres indre struktur, optiske eller fysiske egenskaber som densitet, hårdhed, farve og glans.

Silikater = salte af kiselsyre. Mange bjergarter består af tungtopløselige silikater. Vandglas er et opløseligt natrium – eller kaliumsilikat. Silikater anvendes ved glas og cementfremstilling og i keramikindustrien.

Silikatmineraler = gruppe af mineraler hvis hovedbestanddele er ilt og silicium. Omfatter de fleste mineraler så kalkspat og stensalt.

Silicium = grundstof som udgør 90 % af jordskorpens mineraler.

En vulkan som består forskellige landskabsformer, som er dannet ved den vulkanske virksomhed. En kompleks vulkan består ofte af flere vulkantoppe med kratere, der alle er opbygget indenfor det samme kompleks, men overlapper hinanden. Kort og godt domer – forskellige lavatyper sidekratere på vulkanens skråninger.

Konvektionsstrømme i jordens kappe bringer varme fra jordens kerne opad mod jordens skorpe og overflade. Disse strømbevægelser anses for at være drivkraften i kontinentaldriften eller de tektoniske pladers bevægelser.

Alt det kolde synker ned og det varme stiger op.

Tsunamis`bølgerne, der fulgte i kølvandet på Krakatoas eksplosion i 1883 druknede omtrent 40.000 mennesker. N. van Sandick , der var maskinmester på skibet Loudon udtalte:

“Pludselig så vi en gigantisk bølge komme nærmere med stor fart. Det lykkedes lige akkurat at få skibet vednt imod bølgen. Vi blev løftet op i en svimlende fart, og vi følte det som blev vi slynget i afgrunden. Nu kom der tre store bølger, hvorefter vi så et frygteligt syn. Bølgerne slog ødelæggende imod kysten og byen derinde. Fyret faldt sammen og alle husene blev skyllet væk. Der hvor byen Telok Betong et øjeblig havde stået, var der nu kun det åbne hav”…

Kilde: Krakatoa af Rupert Furneaux 1965.

Ordet “krater” er det gamle græske ord for blandingskar til vin og vand, og det bruges i dag om en vulkanåbning – udmunding – i jordens overflade for vulkanske udbrudsprodukter, som strømmer ud fra jordens indre.

Et klassisk vulkankrater er cirkelrundt og tragtformet. Skønnest er et krater i en nydannet vulkan, hvis virksomhed er stilnet af, og udbrudsmaterialet består af aske og slagger. Et krater kan være lille, men de fleste er flere hundrede meter i diameter. Der kan også være flere kraterrør i den samme vulkankegle.

Krater(gr. ‘blandingskar’, også ‘vulkanåbning eller skakt – krater’), antikt kar af metal eller keramik til blanding af vin og vand. Formen er stor og dyb med bred munding, således at en øse eller kande kan sænkes ned i vinblandingen. En(ikke et) søjlekrater har lige hanke, volutkrater fint svungne, ornamenterede hanke, kalyxkrater er udformet med konkave sider og hankene lavt placeret; formen på en klokkekrater minder om en klokke. Krateren var udbredt i hele antikken, men særlig mange findes i attisk og syditalisk keramik.

Altså ordet krater på græsk ‘blandingskar’, også ‘vulkanåbning, krater’, sted, hvor igennem lava og udbrudsmaterialer strømmer ud fra Jordens indre.

Kratersøer er vandfyldte vulkankratere, som i hvileperioderne er omdannet til de skønneste søer, og vandet stammer enten fra regnvand, grundvand eller de vanddampe, som siver op fra vulkanen.

‘krater, (gr. ‘blandingskar’, også ‘vulkanåbning, krater’), antikt kar af metal eller keramik til blanding af vin og vand. Formen er stor og dyb med bred munding, således at en øse eller kande kan sænkes ned i vinblandingen. En søjlekrater har lige hanke, volutkrater fint svungne, ornamenterede hanke, kalyxkrater er udformet med konkave sider og hankene lavt placeret; formen på en klokkekrater minder om en klokke. Krateren var udbredt i hele antikken, men særlig mange findes i attisk og syditalisk keramik.
(gr. ‘blandingskar’, også ‘vulkanåbning, krater’), sted, hvorfra lava og andre materialer strømmer ud fra Jordens indre, se vulkaner.
‘krater, (gr. ‘blandingskar’, også ‘vulkanåbning, krater’), oftest skålformet, geologisk struktur, der opstår efter nedslag af fx en meteor, se meteorkrater

Ordet krystal er græsk og betyder is – anvendes til at betegne krystallernes form, når de udvikles efter deres rumgitter. Krystaller opstår, når de atomer en given substans består af, ordner sig i et rumligt gitter karakteristisk for det pågældende stof. Krystalgitterets opbygning afspejler sig i mineralets ydre.
Krystaller dannes ved overgang fra luftformig, opløst eller smeltet tilstand til fast form – f.eks. ved afkøling eller inddampning – denne proces kaldes krystallisering i et magmakammer. Krystalliseringen finder sted som et resultat af ændringer i temperatur og tryk

Krystalliseringen finder sted som et resultat af ændringer i temperatur og tryk.
Den proces, der kendetegnes ved, at en flydende smelte størkner – f.eks. i et magmakammer. (se også magma).

En farveløs lugtfri gas med en svag lugt, som man før i tiden kaldte for kulsyre. Farlig fordi den samler sig i bunden af dale – fordybninger og har i forbindelse med vulkanudbrud ofte ført til mange dødsfald.

Hvis kuldioxidgas siver op i en vulkan med en sø af vand i krateret eller i nærheden, forbliver gassen ofte på bunden af søen, hvis den er dyb. Vandtrykket forhindrer den i at komme til overfladen. Når den kommer op til overfladen, hvilket var tilfældet i vulkanen Nyos i Cameroun i 1986, vil gassen sive ud og kvæle alt levende i området. Sådanne tilfælde har man oplevet ved udbrud i Diengvulkanen i Indonesien i 1992 og i Lake Monoun i Cameroun i 1984.
I anden sammenhæng ses kuldioxiden (CO2) også til at have en afgørende betydning mht. drivhuseffekten og den globale opvarmning.

Indonesisk ord for vulkansk mudderstrøm, der består af aske og løse udbrudsprodukter. En lahar dannes ofte ved kraftige tropiske regnskyl, der blander sig med aske eller ved smeltning af is og sne på vulkantoppen – eller udtømning af kratersøer i forbindelse med vulkanudbrud. De højeste vulkaner – selv i troperne – har ofte evig sne på toppen og kan ved opvarming fra vulkanen smelte meget sne og is. Da der er tale om store mængder vand, dannes der ofte mudderlaviner, lahar, som vælter ned ad vulkanens flanker og rydder alt på sin vej.

En lahar kan være meget ødelæggende ligesom snelaviner, og lahars har tusindvis af menneskeliv på samvittigheden. I 1985 omkom 23.000 mennesker i byen Amero i Columbia, da en mudderstrøm flød ca. 30-40 kilometer fra vulkanen ned mod byen og begravede huse og mennesker i mudder. En lahar kan bevæge sig med en fart af 30 – 50 kilometer i timen.

Lahars betegnes i dag som noget af det farligste ved vulkaner efter pyroklastiske askelaviner.

Et italiensk ord for “småsten” af vulkansk oprindelse på en ærts størrelse (fra 5 til 64 mm) i diameter og udkastes i fast eller flydende form fra vulkanens krater. Lapillituff er groft vulkansk grus, der er sammenkittet til en fast masse.

Italiensk ord for smeltet stenmasse (væske), der er trængt op til jordoverfladen og har afgivet sit gasindhold. Optrængningen af lavaen skyldes afgivelse af vulkanske gasser. Lava kan sammenlignes med en gryde mælk, som koger over.

I det store hele er al form for vulkanisme intet andet end en afgasningsproces fra jordens indre. Det er værd at huske, at gasserne befinder sig i jordskorpen i fast form, men opløses ved temperaturstigning i varmeopstrømningerne nede fra. Grundstoffer sammensætter mineraler, og mineraler opbygger bjergarterne. Ved trykfaldet, på grund af varmeopstigningerne i jordens kappe og derved kontinentalpladernes bevægelser, vil visse af grundstofferne automatisk omdannes til gasser, der som bobler vil stige til vejrs i den smeltede magma.

Lava kan være meget tyndtflydende (som tjæreagtig asfalt). Den tyndtflydende lava kan bevæge sig med en fart af op mod 10 meter pr. sekund eller 35 kilometer i timen. Ved store udbrud kan der dannes enorme lavaplateauer såsom Deccanplateuet i Indien – Bombay eller Columbia og i U.S.A. for at nævne nogle af de kendteste. Tyndtflydende lava strømmer ofte ud gennem mange kilometer lange sprækker i jorden. Den mere tyktflydende eller seje, trægtflydende lava har et højere indhold af SiO2 – kiselsyre – og flyder derfor langsommere. Etna har tyktflydende lava, mens f.eks. Hawaii-vulkanerne har mere tyndtflydende lava, der køler af og størkner hurtigt eller langsomt alt afhængit af temperatur og indhold af gasser. Stenmassen kaldes “magma” eller “smelten” så længe den befinder sig inde i jorden, men lava, når den strømmer ud igennem en vulkans krater. Der er faktisk tale om en blanding af væske og faste, ikke smeltede mineralkorn. Kiselsyreindholdet eller SiO2-indholdet i smelten bestemmer flydetrægheden sammen med de opløste gasser.

Almindeligvis er lava mange dage om at køle af og størkne, men der er en lavaart, der egentlig størkner så hurtigt, så den danner formationer i luften. Den indeholder natrium og kaliumcarbonater og ligner vaskesæbe. Disse minaraler er årsag til, at smeltepunktet er 500 – 600 grader, hvilket faktisk er det halve af andre lavatyper.Denne lava flyder meget hurtigt og minder også lidt om olivenolie. Da den størkner inden den rammer jorden, dannes der ofte små vulkankegler, og for tiden findes den kun et sted på jorden, nemlig i vulkanen Ol Doinyo Lengai i Tanzania.

Lavastrømme er de mest almindelige vulkanske udbrudsprodukter på jorden og dækker 70% procent af jordens overflade.

Lavaens beskaffenhed varierer alt efter magmaets kemiske sammensætning, gasindhold og temperatur. Hvis lavaen er sur(altså stort kiselsyreindhold)er den sejtflydende, mens de basiske lavaer er letflydende. Et stort gasindhold forøger lavaens letflydelighed. Høj temperatur gør ligeledes lavaen letflydende, lav temperatur gør den sejtflydende.

Sejtflydende lava størkner almindeligvis som bloklava, tyndtflydende lava som pladelava. Bloklavaens overflade er opfyldt af løse, slaggeagtige blokke, der er sprængt fra under størkningen. Magmaet har været rigt på gas, der har frigjort sig eksplosivt. Pladelava er jævn eller rynket, som ved sit frembrud har haft en højere temperatur og et mindre gasindhold, hvorfor størkningen er foregået forholdsvis roligt.

Vulkanvirksomhed knyttet til spalter og revner (spredningszoner), hvor igennem lava strømmer op og breder sig ud over enorme landområder. Man kalder det også for plateaubasaltvulkanisme, da der er tale om vældige spalteudbrud ved kontinentalpladernes bevægelser fra hinanden. Dette ses tydeligt i Island, Grønland, Sydamerika, Indien og Afrika. Når kontinentalpladerne på havbunden eller landjorden knækker og åbner sig, dannes ofte denne form for vulkanvirksomhed.
Der kan åbne sig 20-30 kilometer lange sprækker, som i årevis kan udspy så meget lava, at der er tale om henimod 1 million kvadratkilometer af 1500 meter tykke lavafloder – basaltplateauer.

Denne form for vulkanvirksomhed er ikke forekommet i ældre historisk tid, men i nyere tid oplevede man et på Island i 1783, hvor der strømmede så meget lava ud, at det kunne dække hele Sjælland for at sammenligne med en dansk målestok. Luften over hele Europa var fyldt med svovlgasser i flere år derefter og 1/5 af den islandske befolkning døde som følge af de efterfølgende sygdomme.

Ved sådanne enorme lavastrømme taler man om basaltprovinser som Omtong Java – Salamonøerne i Stillehavet – Deccan Trapps i Indien – Columbia River og flere andre steder på jorden. Det er de største vulkanskabte lavamarker på jorden arealmæssigt.

Lavafontæner er høje stråler eller søjler af de smeltede gasrige lavamasser og kan være fra 10 meter til somme tider 500 meter høje. De dannes i krateråbninger under stærkt gastryk og ses ofte i lavasøer eller hvis f.eks. vand trænger ind i lavaen under vulkanen. I 1986 stod der en lavafontæne i Japan 1600 meter i vejret fra vulkanen Izu-Oshima og slyngede millioner af tons lava ud pr. sekund. Verdens længste lavafontæneudbrud i historisk tid og indtil nu fandt sted i Lakivulkanen på Island 1783 fra en 25 kilometer lang sprække.

Etna danner også ofte lavaspringvand.

Et lavaplateau er et enormt område, hvor basaltiske lavastrømme i store mængder er strømmet ud over landskabet, som f.eks.Deccan-plateauet i Indien eller Columbia River i U.S.A.

Se dome.

Lavasøer er åbne vulkankratere, hvor den smeltede lava holder sig flydende mere eller mindre hele tiden og afgasser sig. De kan stige eller synke alt efter, hvor mange opløste gasser smelten indeholder eller får tilført nedefra.

Et lavarør eller lavatunnel er et underjordisk kanalsystem, hvor igennem lavaen er strømmet igennem den faste jord uden omkring smelten og ved safkølingen dannet en såkaldt tunnel. Ofte dannes lavatunneller ved tyndtflydende basaltiske vulkanudbrud som f.eks. pahoelavatypen.På Lanzarote og på Hawaii findes der flotte lavagrotter og tunneller.

Et område i Jordens kappe (75 til 250 kilometers dybde), hvor jordskælvsbølger bevæger sig med lavere hastighed end ellers, hvilket skyldes, at den øverste del af jordens kappe er blød. Her dannes det meste magma, der som lava flyder ud af vulkanerne – ved varmeopstrømninger nedefra – i forbindelse med kontinentalpladernes bevægelser.

Vi kalder den også for Asthenosfæren, der betyder “uden styrke”.

Jordens yderste faste skal. Det er et gammelt græsk ord for sten og betyder “med styrke” eller “skal”. Lithosfæren er opdelt i 12 store og nogle mindre plader og hviler på Astenosfæren (d.v.s. lavhastighedszonen), der er den ydre, bløde del af Jordens kappe. Jordskorpen, som vi går og bor på, er den øverste del af lithosfæren og består også af den øverste faste del af jordens kappe.

Lyn ved eksplosiv vulkanisme opstår ved, at askepartikler i udbrudssøjlen konstant gnides mod hinanden under transporten opad og derved oplades med statiske elektricitet, der udlignes gennem lynene.

Selvom der ikke er fuldstændig enighed om dannelsen af lyn i en askesky fra en vulkan, så mener de fleste forskere, at lynene skabes på baggrund af spændingsforskelle mellem vulkanske partikler såsom støv og småsten.

Spændingsforskellen opbygges, når partiklerne kolliderer og skaber modsatrettede statiske, elektriske ladninger – og nogle teorier går på, at partikler med forskellig ladning også har forskellig aerodynamik, der lader dem optræde i ‘klumper’ separat fra hinanden.

Græsk ord for sej, dejagtig masse. Betegnelsen bruges om de opsmeltede bjergarter (lava) så længe de befinder sig under jordens overflade og indeholder gasser. Magma dannes i forbindelse med opstrømmende varme fra Jordens kappe og kontinentalpladernes bevægelser. (Se lava). Magma indeholder gasser i forskellige mængder og variationer, hvoraf vanddampen er den mest udbredte. Al magma behøver ikke at strømme ud gennem en vulkans krater men kan størkne inde i jorden. Når det strømmer ud i et vulkanudbrud som lava, kan den være meget varm – op til 1500 grader Celsius. Normalt ligger temperaturen fra 800 til 1100 graders Celsius. Ved afkølingsprocessen som lava dukker der krystaller op i takt med afkølingen. Vi kalder det også for krystallinske bjergarter eller magmabjergarter. Ved trykaflastning – vulkanudbrud – frigives gasarterne som gasblærer i smelten, som nu er blevet til lava.

Magmabjergarter dannes altså ved størkning af en smeltet stenmasse, der trænger op i jordskorpen fra jordens kappe. Hvis den størkner under jordens overflade kaldes den for Plutonitter – dybbjergarter – opkaldt efter underverdens gud Pluto, eller hvis den kommer ud på jordens overflade og størkner, taler vi om vulkanitter – dagbjergarter eller lavabjergarter.

Magmaet består af en flydende silikatsmelte, den vigtigste mineralgruppe, der udgør 90% af selve jordskorpen. Silikater indeholder fire iltatomer, som tilsammen udgør en fast enhed – nærmest en byggeblok. Efter magmaets indhold af kiselsyre – siliciumdioxyd – taler man om sure og basiske magmaer. De sureste magmabjergarter har et indhold på op til 70 % kiselsyre. Med mindre kiselsyreindhold som f.eks. 40% bliver indholdet mørke mineraler.

Udbrudstypen og derved vulkanernes former afhænger af magmaets kemiske sammensætning og af dets indhold af vanddamp og andre gasser.

De to hovedtyper af magma er: 1 Basaltiske kiselsyrefattige Basalt – Andesit

og 2: kiselsyrerige Dacit og Rhyolit(se disse navne i mini-leksikon)

Basisk magma = f.eks. Basalt.

Den indeholder ca. 50% SiO2
og et højt indhold af CaO, MgO, FeO + Fe2O3
men et lavt indhold af H2O
Den er svagt polymeriseret silikatstruktur
extr. temp. 1100 – 1200` Celsius.
men en lav viskositet, d.v.s. flydetræghed.

Surt magma = f.eks. Rhyolit.

Den indeholder 70% SiO2
og et lavt indhold af CaO,MgO, FeO + Fe2o3
men et højt indhold af H2O
Den er stærkt polymeriseret silikatstruktur, dog afhængigt af H2O, HC1, HF mv extr. temp. 900 – 1000`Celsius og en høj viskositet, d.v.s.flydetræghed.

En basisk lavasmelte er forholdsvis tyndtflydende og er derfor istand til at flyde langt fra krateråbningen. En sur lavasmelte er tykflydende, da gasblærerne som udskilles fra magmaet i selve udbruddet ikke kan undslippe(som flødeskum). En sur lavasmelte flyder som tyk pasta eller spredes ved eksplosive udbrud.

Man skelner imellem centraleruptioner og spalteeruptioner( = fissure eruptions), hvor lavaen trænger frem til overfladen langs en flere kilomter lang spalte i jordskorpen.

Skjoldvulkaner ( = shield volcanoes) er centralvulkaner som er opbygget af tyndtflydende lava af basaltisk sammensætning.

Stratovulkaner ( = keglevulkaner = composite volcanoes) og opbygget af vekslende lag af lava og pyroklastiske materialer, d.v.s. af løse udbrudsprodukter såsom bomber, slagger, lapilli ( = småsten) og aske. Hvis det pyroklastiske materiale dominerer opbygges der en slaggekegle (cindercone).

En vulkan kan have flere kratere ( vents). Foruden hovedkrateret eller centralkrateret kan man på vulkanens flanker finde parasitkratere.

Magmaets passage til overfladen sker gennem en eller flere tilførselsveje (conduits), der ofte er forbundet til samme magmakammer i dybet. Tilførselskanalerne er betegnes kraterrør (volcanic pipes).

En isoleret smeltemasse under en vulkan. Sådan et magmakammer kan variere i størrelse og ligge i både den øvre og den nedre del af jordskorpen eller i Jordens kappe. Magmakamrene kan dannes på flere måder, men altid i forbindelse med opstrømning af smeltemasser fra dybet ved kontinentalpladernes bevægelser. Når omgivelsernes massefylde er lig med eller mindre end magmaets, standses opdriften, og der dannes et magmakammer, hvori der på grund af temperaturforskelle opstår strømninger. Da omgivelserne er koldere end magmaet, begynder smelten at størkne, hvorved der udskilles krystaller af mineralerne, som får gastrykket til at stige i restsmelten. I den øverste del af magmakammeret dannes gasbobler, der nedsætter magmaets vægt, og et udbrud kan begynde.

Man ved, at der f.eks. under hele Napolibugten i 12-14 kilometers dybde befinder sig et kæmpemæssigt magmakammer, der dækker et område med en omkreds på ca. 450 kvadratkilometer. Det svarer til et areal som Lolland og Falster tilsammen. Dette magmakammer fylder periodevis Vesuvs ovenover liggende magmakammer. Andre steder befinder magmakamrene sig i flere hundrede kilometers dybde alt afhængigt af kontinentalpladernes bevægelser.

Når en smeltet magmamasse er dannet – enten ved pladeforskydning i den ene eller anden retning og opstigende varme – vil den begynde at stige til vejrs gennem sprækker og revner gennem den overliggende faste kappe eller jordskorpe, fordi smelten er lettere end sine omgivelser.

Den tilbagelægger sin vej i to etaper, da den ikke kan stige højere op – end den forbliver lettere end sine omgivelser. Når de ovenover liggende dæklag består af materiale med mindre massefylde end smelten, går denne i stå og danner et magmakammer i selve den faste jordskorpe. Smelten eller magmaet befinder sig nu i omgivelser, der er mere kølige end dem, den kom fra, og der sker en langsom form for fastfrysning eller krystallisering langs med randen af magmakammeret. Herved indskrænkes efterhånden pladsen for det endnu flydende magma eller restsmelte – og det indre damptryk forøges. Årsagen hertil er, at de opløste gasser i restsmelten ikke kan indbygges eller indgå i de nydannede krystalmineraler – eller magmakammerets omgivelser er gennemtrængt af grundvand, og ved denne fordampning stiger gasmængden i form af vanddamp.

Efterhånden som de forskellige mineraler udkrystalliseres ændres den tilbageværende restsmeltes kemiske sammensætning. Man forestiller sig, at en tyngdemæssig adskillelse af mineraler finder sted med det resultat, at de tungeste, bl.a. olivin, synker til bunds, mens de lettere som leucit, stiger opad i kammeret. Herved øges gastrykket, fordi de gasarter, der ikke indgår i de nydannede krystaller, forøges i restsmelten i den øverste del af magmakammeret, hvor der nu dannes gasbobler, som igen nedsætter magmaets vægt og et udbrud kan begynde ved trykaflastning og spaltedannelse til jordens overflade. Udløsningen af selve vulkanudbruddet fra magmakammeret skyldes magmaets indhold af gasser.

Magmakamre udvides hele tiden, fordi der skiftesvis tlføres nye smeltemasser nedefra grundet varmeopstrømninger i jordens kappe. Jo længere tid – i Yellowstones tilfælde – der går mellem et udbrud i en vulkan, desto mere ændrer smelten i kammeret sammensætning. Hvornår – og hvor stort kammeret eller kamrene er – kan ingen svare på, idet der stadig er uløste spørgsmål angående konvektionsstrømmene i jordens kappe. Det må desværre accepeteres.

Til gengæld jo længere tid, der går imellem udbruddene og kammerets udvidelse i størrelse bevirker, at der samler sig mere kiselsyre i visse områder af smelten i kammeret end andre. Kiselsyre er et grundstof inde i jorden ligesom gryn i havregød. Jo mere gryn i havregrød jo mere týktflydende bliver havregrøden, men alligevel er ny tilførsel af smeltet materiale nedefra medvirkende til at hele vulkankomplekset er levende og vil få udbrud igen på et tidspunkt.

“Al form for vulkanvirksomhed er en afgasningsproces fra jordens indre…”

Et magmakammer kan variere i størrelse og ligge i både den øvre og den nedre del af jordskorpen eller i jordens kappe og danner fødekamre til vulkanerne. Magmakamrene kan dannes på flere måder, men altid i forbindelse med opstrømning af smeltemasser fra dybet ved kontintalpladernes bevægelser og trykfald. Magma (græsk ord for dejagtig masse) dannes i forbindelse med opsmeltning af bjergarterne i den øverste del af jordens kappe eller nederst i skorpen i forbindelse med temperaturstigningen indad mod jordens midte ved pladeforskydningerne og trykfaldsforholdene, ved dels underskydning af to plader, som f.eks. i Middelhavsregionen, hvor Afrikakontinentet presses imod Europa, eller hvor to plader trækkes fra hinanden, som i midten af Atlanterhavet. Pladebevægelserne er altså et resultat af de langsomme konveksionsstrømme i jordens kappe, som bringer det varme kappemateriale fra dybet opad og får lithosfære- eller kontinentalpladerne til at knække og briste og igen bane vej for de opadstigende smeltemasser, der kan være mere eller mindre sejtflydende alt afhængig af temperaturer, kemisk sammensætning, indhold af gasser og trykforhold. Det er værd at huske, at magmaet tvinges opad af de indesluttede gasser i smeltemassen, som forinden befinder sig i fast form i selve jordskorpen eller kappen som grundstoffer, men ved temperaturstigning og trykfald automatisk omdannes til gasser, der som bobler stiger til vejrs opløst i den smeltede magma. Når omgivelsernes massefylde er lig med eller mindre end magmaets, standses opdriften, og der dannes et magmakammer, hvori der på grund af temperaturforskelle opstår strømninger. Da omgivelserne er koldere end magmaet, begynder smelten at størkne, hvorved der udskilles krystaller af mineralerne, som igen får gastrykket til at stige i restsmelten. I den øverste del af magmakammeret dannes gasbobler, der nedsætter magmaets vægt, og et udbrud kan begynde. Når magmaet strømmer ud igennem en vulkans krater og afgiver sit gasindhold, kalder vi det for lava (italiensk ord for smeltemasse). Processen kan bedst sammenlignes med en gryde mælk, der koger over.

Lidt teknik om magmakammeret
Et magmakammer opstår altså ved dels:

1: Trykaflastning i forbindelse med jordskælv ved jordskorpens – jordpladernes randområder.

2: Ved varmeafgivning i forbindelse med hævning af en hot-spot.

Gasboblerne består af: vanddamp(H2O)kuldioxid(CO2)svovldioxid(SO2)chlor(CL2).

Lette krystaller indeholder natrium og kalium stiger til vejrs.
Tunge krystaller indeholder magnesium calcium og jern bundfældes i magmakammerets bund.
Brudstykker af magmakammerets sidevæg rives løs på grund af varmestrømninger og opløses helt eller delvis i magmaet, som herved får tilført nye bestanddele.

3: Smetning ved jordpladernes subduktion – underskydning.

4: Sammenpresningsvarme.

Det indeholder vi mennesker mest af. De samme grundstoffer som i naturen.

1. Ilt 45,5 kg.
2. Kulstof 12,6 kg.
3. Brint 7,0 kg.
4. Kvælstof 2,1 kg.
5. Calcium 1,05 kg.
6. Fosfor 0,70 kg.
7. Svovl 0,175 kg.
8. Kalium 0,140 kg.
9. Klor 0,105 kg.
10. Natrium 0,105 kg.

I vulkanske oceanrygge kommer magmaet fra Jordens kappe op til havbundens overflade. Her dannes der ny havbund i de aflange spaltedale, som udgør grænsen imellem oceanbundspladerne, der tvinges fra hinanden. Bevægelseshastigheden er fra 2 – 20 cm om året, men der regnes med en gennemsnitshastighed på ca 6 cm pr. år. Disse områder kaldes tilvækstzoner. Det opstigende basaltiske materiale – lava – udfylder spalterne og flyder ud på havbunden. Vi kalder det også for en konstruktiv pladegrænse. Højderyggen er op til 4000 kilometer lang og hæver sig op til 2 – 3 kilometers højde fra havbunden.

Hvis der er tale om større lavaproduktion dannes der øer som Island og Hawaii-øerne er så tydelige eksempler på.
Der er mange vulkaner i spredningszonerne på havbunden, som vi ikke ser.
Sker opsplitningen på land, dannes der først en lang dal, em gravsænkning, hvor de to dalsider langsomt glider fra hinbanden med få cm om året, og siden bliver dalen til et hav, og ny vulkaner dannes i brudlinjerne.

Vulkanismen her i jordens midtoceaniske højderygge tegner sig for 80% af al vulkanvirksomhed i hele verden. Lavatypen er af effusiv basaltisk oprindelse.

Et mineral er en naturligt forekommende forbindelse, dannet ved geologiske processer, som oftest er krystallinsk. Vi har navngivet ca. 4000 mineraler på vores jordklode.

Kiselsyre = siliciumdioxid med mere eller mindre kemisk bundet vand.

Krystal = fast stof hvis atomer danner et regelmæssigt rumligt mønster, kaldet et krystalgitter, som er karakteristisk for det pågældende stof. Krystal kan være helt, delvist eller ikke begrænset af plane flader, der afspejler den indre symmetri.

Krystallisation = dannelse af krystaller ved størkning af en smelte, udskilning fra en opløsning, eller fortætning fra dampform.

Mineral = naturligt dannet grundstof eller kemisk forbindelse med konstante kemiske og fysiske egenskaber. Mineraler identificeres ved deres indre struktur, optiske eller fysiske egenskaber som densitet, hårdhed, farve og glans.

Silikater = salte af kiselsyre. Mange bjergarter består af tungtopløselige silikater. Vandglas er et opløseligt natrium – eller kaliumsilikat. Silikater anvendes ved glas og cementfremstilling og i keramikindustrien.

Silikatmineraler = gruppe af mineraler hvis hovedbestanddele er ilt og silicium. Omfatter de fleste mineraler så kalkspat og stensalt.

Silicium = grundstof som udgør 90 % af jordskorpens mineraler.

Mine’raler, (af mlat. minerale, neutrum af mineralis, af minera ‘grube, mineral’, beslægtet med da. mine), i videnskabelig forstand naturligt forekommende faste stoffer, der har en veldefineret kemisk sammensætning, og hvis kemiske bestanddele er ordnet regelmæssigt i en krystalstruktur. Kemiske, faste stoffer fremstillet i et laboratorium eller en fabrik, fx syntetiske smykkesten, er ikke mineraler. Denne definition må dog tages med nogle forbehold, hvoraf de vigtigste er, at amorfe, naturligt forekommende stoffer som opal og rav og et flydende stof som metallisk kviksølv ofte medregnes til mineralerne; de kan også udskilles som en særlig gruppe, mineraloider.
Begrebet mineralriget anvendes om den uorganiske natur som modstykke til den levende, der oftest inddeles i dyre- og planteriget.
De fleste materialer, fx metallerne, er fremstillet ud fra mineraler. Desuden frigør mineraler ved forvitring nogle af de næringsstoffer, som er betingelsen for liv: Fosfor kommer fx fra apatit, kalium fra feldspat og glimmer. Hydroxylapatit er en vigtig bestanddel af vore knogler, og muslingeskaller opbygges af aragonit. Der kendes i 1998 ca. 3500 forskellige mineraler, men kun ca. 200 har geologisk, biologisk eller teknologisk betydning.
Kemiske egenskaber. Hvert mineral er karakteriseret ved dets kemiske sammensætning. De kemiske bestanddele er ordnet på regelmæssig måde i en tredimensional krystalstruktur. At mineraler er homogene vil sige, at et mineralkorn har de samme fysiske og kemiske egenskaber i alle mineralets dele. Mange mineraler har en ganske bestemt kemisk sammensætning, kvarts har fx formlen SiO2, dvs. at det altid består af silicium og oxygen i forholdet 1:2. Andre mineraler viser en variation i kemisk sammensætning, idet de kan beskrives som blandingskrystaller mellem to yderpunkter. Mineralet olivin danner fx en blandingsrække mellem forsterit (Mg2SiO4) og fayalit (Fe2SiO4), der har identiske krystalstrukturer – de er isomorfe. Formlen for olivin skrives derfor (Mg,Fe)2SiO4, hvilket angiver, at magnesium og jern kan erstatte hinanden i krystalstrukturen, idet magnesiumrig olivin dannes ved højest, jernrig ved lavest temperatur.

Navne. Man har fra gammel tid valgt at give mineraler egne navne. De kunne ganske vist som kemiske forbindelser betegnes rent kemisk, sammensætningen FeS2 er fx i kemisk forstand jerndisulfid, men hedder som mineral pyrit (svovlkis) eller marcasit (strålkis), idet FeS2 findes med to krystalformer i naturen. Mineraler kan opkaldes efter personer, fx goethit efter Goethe; steder, fx ilimaussit efter Ilímaussaq-komplekset i Sydgrønland; kemisk sammensætning, fx manganit pga. stort indhold af mangan; og egenskaber, fx magnetit pga. magnetiske egenskaber og albit pga. hvid farve (lat. albus ‘hvid’). Mineralnavne ender som regel på -it; andre hyppige endelser er -spat for mineraler med god spaltelighed, fx feldspat og kalkspat, og -kis for mineraler med metalglans, fx svovlkis. Der findes op mod 20000 navne på mineraler, men langt de fleste har vist sig at være overflødige, fordi de pågældende mineraler allerede er beskrevet under andre navne eller er fejlagtigt opstillet; det gælder fx de grønlandske erikit (efter Erik den Røde) og gieseckit (efter K.L. Giesecke), der har vist sig at være blandinger af tidligere beskrevne mineraler. Siden 1960 har Den Internationale Mineralogiske Association (IMA) holdt styr på sagerne vha. en ekspertkommission, der bl.a. skal godkende alle forslag om navne på nye mineraler.

Fysiske egenskaber. Den kemiske sammensætning og krystalstrukturen bestemmer mineralers fysiske egenskaber. De vigtigste er krystalform, massefylde, hårdhed, farve, glans, brug og spaltelighed samt de krystaloptiske egenskaber.
I krystalformen, mineralernes ydre form, afspejles krystalstrukturens symmetriforhold. Fritvoksende mineralkorn danner krystaller. Mineralkorn, som vokser ind mellem hinanden, får uregelmæssige former, men er krystallinske, da de har en krystalstruktur. Krystaller er kun sjældent perfekt udviklede og er oftest skæve, fordi de er vokset med forskellig hastighed i forskellige retninger. Krystalformen kan dog altid bestemmes ved at måle vinklerne mellem de forskellige flader med et optisk goniometer, idet vinklerne er karakteristiske for de forskellige krystalsystemer som påvist af Steno i 1669 med loven om kantvinklens konstans.
Massefylde er en karakteristisk egenskab, der er bestemt af den kemiske sammensætning og af tætheden i krystalstrukturen. Kvarts, der består af de lette grundstoffer silicium og oxygen, har fx massefylden 2,7 g/cm3, mens uraninit, som indeholder det tunge uran, har massefylden 9,7 g/cm3. Diamant og grafit består begge af carbon, men diamants krystalstruktur er meget tættere, og massefylderne er hhv. 3,5 og 2,2 g/cm3.
Hårdheden bestemmes af tætheden af krystalstrukturen, og styrken af de bindinger, der holder denne sammen. Den måles kvalitativt ved hjælp af Mohs’ hårdhedsskala. I teknologien anvendes apparatur til nøjagtig bestemmelse af materialers hårdhed, se hårdhedsmåling.

Farven bestemmes af den kemiske sammensætning, krystalstrukturen og sporindhold af forurenende grundstoffer. Chrom giver fx grøn, jern grøn, rød og brun, kobber grøn og blå, og mangan lyserød farve. Mineralers farve kan vise stor variation; pyroxener kan således være farveløse, hvide, grønne, brune eller sorte bestemt af variationer i deres kemiske sammensætning. Farven ændres ofte ved forvitring, og det er derfor ikke altid en pålidelig egenskab. For mineraler, der er blødere end kvarts, dvs. har en hårdhed lavere end syv, kan streg- eller pulverfarven give gode oplysninger; jernmineralerne magnetit og hæmatit adskilles fx på hhv. sort og rød stregfarve.

Glans skyldes, at lyset reflekteres på forskellig måde fra krystaloverflader, fx viser mineraler som pyrit og chalcopyrit metalglans, kvarts glasglans, diamant og sphalerit diamantglans, nefelin fedtglans, osv.
Brud og spaltelighed i nogle mineraler, fx glimmer, betyder, at krystalstrukturen er svagere i én retning end i andre, og mineralet kan spaltes i tynde flager vinkelret på denne retning. I andre mineraler, fx fluorit, er sammenhængen svagere langs fire retninger i strukturen, hvilket giver spaltelighed langs fire planer (parallelt med krystallernes oktaederflader). Spalteplaner kan kendes fra krystalflader ved, at de ofte har “trappetrin”, da ikke lige mange krystallag er revet af langs spalteplanet. I mineraler som fx kvarts er der ikke sådanne svage steder i krystalstrukturen; disse mineraler går itu med uregelmæssigt, muslet brud.

De krystaloptiske egenskaber er ligeledes vigtige og anvendes til at identificere mineraler. I mineraler tilhørende det kubiske krystalsystem bevæger lyset sig med samme hastighed langs alle retninger i krystallerne; sådanne mineraler er optisk isotrope og har samme lysbrydning i alle retninger. Mineraler tilhørende de andre krystalsystemer er optisk anisotrope, dvs. at lyset bevæger sig med forskellig hastighed i forskellige retninger; de har dobbeltbrydning og forskellig lysbrydning i forskellige retninger.

Klassifikation. Baseret på mineralernes indhold af anioner, fx S2-, F-, (CO3)2-, inddeles mineraler i grundstoffer, sulfider og sulfosalte, oxider, hydroxider, halogenider, carbonater, nitrater, borater, sulfater, chromater, wolframater, fosfater, arsenater, vanadater og silikater. I petrologien skelnes mellem bjergartsdannende og accessoriske mineraler, dvs. mineraler, der optræder i små mængder. De førstnævnte inddeles igen i lyse og mørke mineraler, se bjergarter. I malmgeologien skelnes mellem malm- og gangmineraler.
Dannelse og forekomst. Mineraler dannes ved geologiske og biologiske processer.
Ved størkning af smelter (magmaer) dannes magmabjergarter. Sker dette på jordoverfladen, fås vulkanske bjergarter; sker det derimod nede i jordskorpen eller i kappen, fås plutoniske bjergarter.

Ved udfældning fra vandige opløsninger (hydrotermale opløsninger, havvand, kildevand, grundvand) fås fx hydrotermale mineraliseringer dannet ved kemisk aflejring af mineraler i sprækker og hulrum og ved imprægnation af bjergarter, udfældning omkring black smokers på oceanbunden, dannelse af okker ved kilder osv.
Ved udfældning fra vulkanske gasser (sublimation) dannes skorper af svovl, salmiak m.m. på lavabjergarter.
Ved mekanisk eller kemisk aflejring og udfældning af mineraler i havet, søer, floder og klitter dannes sedimenter.
Ved nedbrydning og genudfældning af mineraler i forvitringszonen fås forvitringsdannelser som fx kaolin.
Ved omkrystallisation af andre bjergarter pga. temperatur- og trykpåvirkning (metamorfose) fås metamorfe bjergarter som fx gnejs.
Alger og bakterier udfælder mineraler fra overfladevand under dannelse af fx algerev og sulfidmineraliseringer, mens muslinger og andre organismer danner mineraler i deres hårde dele og fx kan bygge koralrev.
Anvendelse. Mange mineraler danner grundlag for udvinding af metaller, industrimineraler, gødningsstoffer, smykker osv.
Mineralforekomster (mineraliseringer, malmforekomster) er geologiske dannelser, der vil kunne danne grundlag for brydning af et eller flere mineraler. Der skelnes mellem forekomster dannet syngenetisk, dvs. sammen med de bjergarter, de findes i, og epigenetisk, dvs. dannet senere end de bjergarter, de findes i. Mineralforekomster dannes ved alle typer af geologiske processer: Magmatiske mineralforekomster kan være lag og linser af nikkel-kobber-platin-malm i basiske bjergarter, spredte (disseminerede) korn af diamant i kimberlit og af cassiterit (tinsten) i granit. Pegmatitter er linser og årer med bl.a. feldspat, glimmer, beryl, lithiummineraler m.m. Kontaktmetasomatiske forekomster er fx jern- og kobbermalme dannet i zoner (aureoler) omkring granitintrusioner.
Hydrotermale forekomster er mineraludfældninger i sprækker og hulrum og imprægnations- og replaceringsdannelser med galena (blyglans), sphalerit (zinkblende), fluorit (flusspat), baryt (tungspat) m.m., stokværksforekomster som porfyrforekomster af kobber og molybdæn, oceanbundens sulfidmalme, der er afsat af gasudstrømninger omkring black smokers og danner Kurokomalm med kobber, bly, zink m.m.
Sedimentære forekomster inddeles i mekaniske, fx tungsand (placers), og kemiske som fx båndet jernmalm (BIF), minettemalm, fosforit og stensalt.
Residuale forekomster eller forvitringsdannelser er fx kaolin, bauxit og laterit.
Metamorfe forekomster er fx grafit, asbest og talk.

Kilde: Danmarks Nationalleksikon

En muddervulkan er ikke en vulkan som vi kender det, men opstår ved, at mudder og sand i undergrunden presses opad og findes i områder med store olieforekomster og naturgas, bl.a. Trinidad.

Kratersøer – Maar èr(tysk ord for sø) er små søer – også kaldet Eifels øjne – og regionens mærkevare. Disse cirkelrunde kratersøer i Eifel er overvejende opstået som følge af enkelte og kraftige gasudbrud. Kratersøerne er opstået inden for et geologisk kort tidsinterval. Magmaen har her været så sur – kiselsyrerig – i det, at der kun har fundet et enkelt, men stærkt eksplosivt udbrud sted.

Han berømteste citat blev, efter at han havde læst det op i en forelæsning i København 1673 og offentliggørelsen og dissektionen af et lig:

”Skønt er det vi ser…
skønnere er det vi ikke ser…
men langt det skønneste er det vi ikke fatter”…

I 1988 blev Steno saligkåret af Pave Johannes Paul den 2, forudsætningen for en senere helgenkåring. Kort og godt en stor naturvidenskabsmand og katolsk biskop.

Mange er ikke enige om hvordan det skal forstås, men den går nok på både videnskab og religion.

Jeg har tit undret mig over, hvordan Niels Seensen undgik døden på bålet med alle de tanker, som han kom frem med i sit liv imellem 1638 – 1686. Helt sikkert er, at havde han levet 100 forinden, havde han lidt båldøden.

Han var en pioner indenfor både anatomi og geologi. Han læste medicin i København fra 1656 – 1659 og rejste så rundt i Europa, hvor han kom i kontakt med mange berømte forskere.
Han påviste, at et menneskes hjerte er en muskel og ikke bosted for følelser, livskraft eller ånd.

Han forstod at se med egne øjne og revurderede mange gængse opfattelser bl.a. indenfor naturvidenskaben.

I geologiens verden ser han på de høje bjergtoppe hajtænder og fossiler og forklarede om deres oprindelse. ”En forstening er et bevis på, at en plante eller et dyr har levet for mange årtusinder eller længere siden”, hævdede han hårdnakket. Han var den første til at erkende forsteningers rette natur og fik andre til at interessere sig for livet i forhistioriske tider.

Ved at studere klipper og bjerge fik han en anden opfattelse af deres dannelse. Steensen troede ikke, at bjerge havde haft det samme udseende siden jordens skabelse.

Geologien er læren om jordens udvikling og de stoffer, som jorden består af. Vulkaner og jordskælv skaber nye landskaber, og vand og vind nedbryder dem igen i tidens løb. Man kan sige om Niels Steensen, at han var ”en af” grundlæggerne i det 17. århundrede af den moderne geologi. Steensen sagde: ”Der er tre slags bjerge, de som er dannet af vulkaner som Vesuv i Italien, de bjerge, som er opstået ved erosion ved, at jord løsnes og føres væk af vind og vejr og de bjerge, som er opstået ved forskydninger i jordens overflade, som f.eks. Alperne og Mount Everest.

I sine senere år gik Steensen over til Romerkirken og blev præst. Han latiniserede sit navn til Nicolaus Steno og døde som biskop i 1686.

”Nuee Ardente” er et fransk ord for glødende gassky, der består af to dele – nemlig overophedede gasser og askepartikler, som ruller ned over vulkanens flanker i form af en askelavine med en fart på omtrent 200 kilometer –somme tider op til 600 kilometer i timen. Gas – og askeskyen kan have en temperatur helt op til 900 grader Celsius. En ”Nuee Ardente” er noget af det farligste en vulkan kan præstere dels på grund af den høje hastighed, men også de høje temperaturer, der dræber alt levende på sin vej. ”Nuée Ardente” kendes også under navnet ”Pyroklastiske askelaviner”. Afsætningerne af de såkaldte askelag efter en ”Nuee Ardente” kaldes Ignimbriter (ignis = ild, brit = sky).

Der er forskel på en “Nuee Ardente og en pyroklastisk askelavine ved, at Nuee Ardente består af to dele – gasser og aske og støv – og er som regel hedere i det end en pyroklastisk askelavine.

Askelaviner opstår ved, at den sure eller seje lava i vulkanens krater pludselig bryder i stykker, hvorved der frigives enorme mængder gas fra den endnu flydende del af den smeltede lava, eller når de såkaldte ”domer” brister. ”Domer” eller ”lavapropper” dannes ved, at delvis størknet lava som en prop øverst i en vinflaske langsomt skubbes i vejret for i første omgang at sætte sig fast i selve vulkanens krateråbning eller hals. ”Domer” er altså et resultat af trægtflydende – kiselsyrerige – lavatyper. På et tidspunkt stiger gastrykket under ”domen” så meget, at den revner eller sprænges væk, og herved opstår askelavinerne.

Det var ved Mt. Pelees udbrud i 1902, som sendte en sådan askelavine ned over byen St. Pierre på øen Martinique og på få minutter stegte næsten 30.000 mennesker til døde, at man for første gang i historisk tid observerede sådanne askelaviner. I ældre geologilærebøger betragtes fænomenet som noget specielt, men nu ved vi, at askelavinerne er ganske almindelige ved voldsomme vulkanudbrud. Dette kan aflæses i analyser af askelagene. Faktisk blev både Herculaneums og Pompejis indbyggere i år 79 ved Vesuvs udbrud kvalt af sådanne hede aske- og gasskyer. Også Mt. St. Helens udbrud i staten Washington i 1980 producerede askelaviner, og vi så det ved Mount Serrat i Caribien i 1995.

En sort, glasagtig vulkansk bjergart. Har været brugt meget til smykkesten i de tidligste kulturer – og benyttes af smykkedesignere. Dannes af surt, kiselsyrerigt Rhyolitlava – 72% SiO2 – når afkølingen sker meget hurtigt uden krystaldannelse.

Obsidian er afkølet så hurtigt, at der ikke kunne dannes krystaller. Derfor ligner den glas.

Et grønligt silikatmineral, som udgør en væsentlig del af Jordens kappe.

Et voldomt vulkanudbrud, hvor løse udbrudsprodukter slynges mange kilometer i vejret. Et paroxysmalt udbrud ender ofte med, at vulkanbjerget synker sammen og danner en caldera efter udtømningen af magmakammeret under vulkanen.

Lavadråber, som trækkes ud som tynde tråde eller hår, idet lavaen slynges ud af krateret. De ligner tynde, stivnede glastråde. De kan være en halv millimeter tykke og blive 2 meter lange. Fabrikken Rockwool A/S i Hedehusene fremstiller stenuld på samme måde ved at luft presses ind i højovne med 1000 grader varm basaltlavasten, som er hentet i Sverige. Man bruger stenuld som isoleringsmateriale. Pelees hår er ofte fundet i naturen på Hawaii og Island.

En naturlig form for glasfiber.

Et phreatisk vulkanudbrud er en enorm dampeksplosion, der fører aske, sten og løst udbrudsmateriale med sig højt op i atmosfæren. Denne type udbrud opstår, når grundvand eller vand på en eller anden måde pludselig vælter ind i vulkanens udbrudskanal og kommer i kontakt med den smeltede hede lava.

En lys- og glasagtig, blæreagtig, vulkansk, let stenart, der hovedsageligt dannes i siliciumrige (kiselsyrerige) lavaudbrud med mange huller – blærer. Man kan sammenligne pimpsten med lavaskum, der er så let, at det kan flyde oven på vand. Gasbobler som danner hulrum i selve pimstenen. Den er den eneste stenart, der kan flyde oven på vand. Pimpsten dannes i det øjeblik lavaen blæses ud som skumsprøjt af de opløste gasser i den sure lava(kiselsyrerige)i vulkanens udbrud, hvor gasserne har svært ved at undvige. Man bruger pimpsten til at slibe og polere med.

På øen Lipari i Italien har de store pimpstensbrud, og igennem århundreder har man handlet og eksporteret pimpsten herfra.

Lava med en jævn sammenhængende, ofte rynket glas og glatagtig overflade af letflydende lava. Mest lava af basaltisk oprindelse. Den kan med sin hede temperatur flyde med op til 40 kilometer i timen. Kaldes også reb- eller tovlava.

På Hawaii har man et navn Pahoehoe-lava om tyndtflydende basaltlava, der ligner bølgerne på et hav, men bare et stivnet stenhav i stedet.

Pladetektonik er læren om de altomfattende bevægelser i jordskorpen – i jordens yderste hårde skal – lithosfæren(gl. græsk stive)som til stadighed forskydes. Pladerne er ca. 100 kilometer tykke og består nederst af den ydre stive del af kappen, som bærer jordens skorpe ovenover. Under oceanerne er skorpen tyndere – somme tider få kiometer, mens den under skorpen er omtrent en 50 kilomter tyk.

A: I vulkanske oceanrygge når magmaet fra Jordens kappe op til havbundens overflade. Her dannes der ny havbund i de aflange spaltedale, som udgør grænsen imellem oceanbundspladerne, der tvinges fra hinanden. Bevægelseshastigheden er fra 2 – 20 cm om året, men der regnes med en gennemsnitshastighed på ca 6 cm pr. år. Disse områder kaldes tilvækstzoner Det opstigende basaltiske materiale – lava – udfylder spalterne og flyder ud på havbunden. Hvis der er tale om større lavaproduktion dannes der øer som Island og Hawaii-øerne er så tydelige eksempler på.
Der er mange vulkaner i spredningszonerne på havbunden, som vi ikke ser.
Sker opsplitningen på land, dannes der først en lang dal, em gravsænkning, hvor de to dalsider langsomt glider fra hinbanden med få cm om året, og siden bliver dalen til et hav, og ny vulkaner dannes i brudlinjerne.

B: Destruktionszoner eller subduktionszoner er områder, hvor en jordskorpeplade – eller havbundsplade går til grunde ved, at den tunge havbundsplade skubbes og tvinges ned i dybet og dykker ned under en kontinentalplade, der som regel er tykkere, men består af lettere bjergarter. Disse sedimenter bliver skubbet op som foldebjerge langs kontinentranden. Der opstår jordskælv langs grænsefladen mellem pladerne, Benioff-zonen, opkaldt efter en jugoslav, Benioff, der i forrige århundrede opdagede, at i dette område opstod jordskælv som følge af bevægelser i brudområder, hvor skorpen gled imod hinanden. Den frigjorte varme, der opstår ved pladernes bevægelser langs med hinanden, er medvirkende til, at der dannes en ny opsmeltning af Oceanbundspladen. Da de smeltede bjergarter er lettere end de omgivende faste klipper, vil de stige op mod jordens overflade. Det opadstigende magma har modtaget tilskud fra både den vandholdige oceanbundplade og fra kontinentpladen og er derfor ofte mere sejtflydende, og de opløste gasser i smelten har sværere ved at undvige. Disse vulkaner, der dannes ved underskydningszonerne er tit mere eksplosive, og det skyldes, at den gas, der dannes i magmaet, har sværere ved at slippe ud gennem den her mere sejtflydende magma. Først når trykket fra gasserne i smelten er meget stærkt, finder der et voldsomt udbrud sted af eksplosiv karakter. Der opbygges altså et overtryk i disse magmabeholdere eller kamre under vulkanerne langs disse subduktionszoner – underskydningszoner – eller destruktionszoner, og resultatet er derfor meget eksplosive vulkanudbrud, der ofte ender med calderadannelse i forbindelse med de stærke eksplosioner og askestrømme eller glødende askelaviner af de undvigne gasser fra den smeltede lava.

C: F.eks. også under ø-buer som Aleuterne og Kurillerne, mødes to jordskorpeplader, hvor den tungeste tvinges i dybet og begynder at smelte. De dele af pladen, der har det laveste smeltepunkt begynder først at smelte, og de indgår i det opad stigende magma nede fra, som igen giver ny næring og magmatilførsel til ø-buevulkanerne. Der hvor oceanbundspladen dykker ned og dannes en dybhavsgrav i oceanet, der kan være ca. 10 kilometer dyb.

D: Inde på en plade eller en oceanbund kan der dannes vulkaner oven på et varmeområde – en såkaldt “hot-spot” eller plume, der stammer nede fra dybere dele af jordens kappe. Efterhånden som ocenbundspladen eller kontinentet bevæger sig hen over det såkaldte varmeområde, vil der dannes en vulkankæde med virksomme vulkaner i den ende, der ligger over det opstrømmende varme magmamateriale. Et meget tydeligt eksempel er Hawaii-ø-kæden i Stillehavet, der alle næres af tyndtflydende basaltiske lavamasser, som har opbygget store skjoldvulkaner, fordi magmaet er tyndtflydende.

E: Forskellige steder er tyndtflydende, basaltisk magma fra tid til anden som enorme lavastrømme vældet ud fra spalter og revner i store områder. Op til flere tusinde meters tykkelse finder man adskillige steder på jorden i flere hundrede tusinde kvadratkilometers områder, hvor sådanne lavaudbrud har fundet sted fra tid til anden. Feks. ved vi nu, at adskillelsen af Grønland fra Europa og dermed Nordatlantens dannelse må ses som et resultat af sådanne enorme lavaudbrud i Tertiærtiden.

F: Riftdale eller sprækkezoner eller spredningszoner, bl.a. den Øst-afrikanske gravsænkning er nye åbninger, altså som en slags forløber for et oceaniske riftsystemer, hvor kontinentet eller pladen revner og langsomt trækker sig fra hinanden. Bunden imellem synker ned, og der strømmer magma op og dannes som følge heraf vulkaner i bunden af dalen, som før omtalt. Andre eksempler herpå er Rødehavet – Jordandalen – Rhingdalen.

Vulkaner opstår altså på flere måder. Ved konstruktive pladerande, hvor to “tektoniske plader” bevæger sig væk fra hinanden – og ved destruktive pladerande, hvor to plader presses imod og den inde ned under den anden.
Endelig de såkaldte “hot – spots”, hvor magma nedefra slår hul igennem pladen ovenover.

Vi kalder også “Pladetektonikken” for den nye geologi. Teorien – hypotesen – om kontinenternes forskydninger blev officielt fremsat af Alfred Wegener i 1915. Siden 1960 – erne er denne hypotese eller teori blevet mere et fakta end en kun en formodning efter mange undersøgelser af vor jordklode. Pladetektonikken forklarer ikke kun vulkaner og jordskælv, men også bjergkædedannelserne – udbredelsen af fortidige klimazoner o.s.v. Faktisk er der tale om en revolution i geologiens verden, og i forskning er sikkerhed meget.

I vulkanske oceanrygge når magmaet fra Jordens kappe op til havbundens overflade. Her dannes der derfor ny havbund i de aflange spaltedale, som udgør grænsen imellem oceanbundspladerne, der tvinges fra hinanden. Bevægelseshastigheden er fra 2 – 20 cm om året, men der regnes med en gennemsnitshastighed på ca 6 cm pr. år. Disse områder kaldes tilvækstzoner Det opstigende basaltiske materiale – lava – udfylder spalterne der og flyder ud på havbunden. Hvis der er tale om større lavaproduktion dannes der øer, der som Island når op over havets overflade, ja nogle højderygge er helt op til 4000 meter høje fra havbunden.

Destruktionszoner eller subduktionszoner er områder, hvor en jordskorpeplade – eller havbundsplade går til grunde ved, at havbundspladen, der er den tungeste tvinges ned i dybet og dykker ned under kontinentalpladen, der som regel er tykkere, men består af lettere bjergarter. Disse sedimenter bliver skubbet op som foldebjerge langs kontinentranden. Der opstår jordskælv langs grænsefladen mellem pladerne, Benioff-zonen, der hælder ind under kontinentet. Det var en jugoslav, Benioff, der i forrige århundrede opdagede, at i dette område opstod jordskælv som følge af bevægelser i brudområder, hvor skorpen gned imod hinanden. Den frigjorte varme, der opstår ved pladernes bevægelser langs med hinanden, er medvirkende til, at der dannes en ny opsmeltning af Oceanbundspladen. Da de smeltede bjergarter er lettere end de omgivende faste klipper, vil de stige op mod jordens overflade. Det opadstigende magma har modtaget tilskud fra oceanbundpladen og fra kontinentpladen og er derfor mere sejtflydende, og de opløste gasser i smelten har sværere ved at undvige. Derfor opbygges der et overtryk i disse magmabeholdere elller kamre under vulkanerne langs disse subduktionszoner eller destruktionszoner, og resultatet er derfor meget eksplosive vulkanudbrud, der ofte afstedkommer calderadannelse i forbindelse med de stærke eksplosioner og store askestrømme eller glødende askelaviner, båret oppe af undvigne gasser fra den smeltede lava.

F.eks. også under ø-buer som Aleuterne og Kurillerne, mødes to jordskorpeplader, hvor den tungeste tvinges i dybet og begynder at smelte. De dele af pladen, der har det laveste smeltepunkt begynder først at smelte, og de indgår i det opad stigende magma nederfra, der igen nærer ø-buevulkanerne.

Inde på en plade eller en oceanbund kan der dannes vulkaner oven på et varmeområde – en såkaldt “hot-spot” eller plume, der stammer nede fra dybere dele af jordens kappe. Efterhånden som ocenbundspladen eller kontinentet bevæger sig hen over det såkaldte varmeområde, vil der dannes en vulkankæde med virksomme vulkaner i den ende, der ligger over det opstrømmende varme magmamateriale. Et meget tydeligt eksempel er Hawaii-ø-kæden i Stillehavet, der alle næres af tyndtflydende basaltiske lavamasser, som har opbygget store skjoldvulkaner, fordi magmaet er tyndtflydende.

Forskellige steder er tyndtflydende, basaltisk magma fra tid til anden som enorme lavastrømme vældet ud fra spalter og revner i store områder. Op til flere tusinde meters tykkelse finder man adskillige steder på jorden i flere hundrede tusinde kvadratkilometers områder, hvor sådanne lavaudbrud har fundet sted fra tid til anden. Feks. ved vi nu, at adskillelsen af Grønland fra Europa og dermed Nordatlantens dannelse må ses som et resultat af sådanne enorme lavaudbrud i Tertiærtiden.

Riftdale eller sprækkezoner eller spredningszoner, bl.a. den Øst-afrikanske gravsænkning er nye åbninger, hvor kontinentet eller pladen er ved at gå i stykker og langsomt trækker sig fra hinanden. Bunden imellem synker ned, og der strømmer magma op og dannes som følge heraf vulkaner i bunden af dalen.

Et meget voldsomt vulkanudbrud (lig et paroxysmalt udbrud) med udkastning af store mængder løst materiale til en højde af 20 til 30 kilometer, somme tider op til 45.000 – 50.000 meters højde. Plinius den Yngre var den første, som beskrev denne udbrudstype. Han var 17 år gammel, da han oplevede Vesuvs udbrud på afstand i år 79 og er så nøjagtig og godt beskrevet, at denne type udbrud opkaldes efter ham. Plinisk – Pliniansk.(se de to artikler: “Plinius breve til Tacitus” og “Plinius var den første vulkanolog” under artikler)

Først stiger udbrudssøjlen til vejrs af det enorme gastryk nedefra. Derefter kollapser udbrudssøjlen i form af hede askelaviner og vælter som laviner nedover vulkanflanken. Det er den voldsomste af alle typer for normal vulkanvirksomhed. Plinius sammenlignede askeskyen over Vesuv med et pinjetræ. Samtidig er det den ældste beskrivelse af et vulkanudbrud på jordkloden og så nøjagtigt en beskrivelse af en vulkans udbrudsforløb, at moderne vulkanologer i dag kalder den type vulkanudbrud for den “pliniske type”. Egentlig kan man kalde ham for den første vulkanolog efter denne meget nøjagtige beskrivelse, som han i år 104 e.Kr.f. sendte til den romerske historieskriver Tacitus. Oftest dannes der en caldera efter udtømning af magmakammeret under vulkanen ved en vulkans udbrud af dette format. Nogle af de største udbrud i senere tid har været pliniske, bl.a. Pinatubo, Filippinerne i 1991 – og Tambora i 1815 i Indonesien, hvoraf sidsnævnte forårsagede “Året uden sommer” i Europa og U.S.A. i 1816 grundet enorme mængder aerosoldråber, så jordens overfladetemperatur sank stærkt. Også Krakatau i Indonesien i 1883 var et “Plinisk” udbrud.

Et subplinisk udbrud er et eksplosivt vulkanudbrud men en tand lavere i udbrudsstyrke end det pliniske.

Et stationært varmeområde i Jordens kappe, hvor en opstrøm bringer magma op mod Jordens overflade. Plumer menes at være en af årsagerne til kontinentaldriften, bevægelsen af kontinenterne – eller også kaldet for pladetektonikken. Vi kalder det også for kappediapirer, hvilket betyder en varm opadstigende strømbevægelse i jordens kappe. Når varmestrømmen som en slags paddehat er trængt op under den faste jordskorpe eller havbund, er trykket faldet så meget, at materialet begynder at smelte, og der dannes magmakamre under en hot-spotvulkan.

Pudelignende dannelser ved størkning af lava i kontakt med vand eller is. Pudeformede dannelser eller sækkeformet – ballonlignende.

Pudelava kan nå op til størrelser som 6 – 7 meter men er normalt omkring 1 meter.

“Pyro” betyder ild, og “klast” betyder itu-brækket – altså løse produkter i form af luftbårent vulkansk materiale som småsten, aske og lapilli. Pyroklastiske udbrud er ret så almindelige og noget af det farligste en vulkan kan præstere. Se også Nuee Ardente.

Næsten alle verdenshistoriens store berømte vulkankatastrofer – Santorini, Vesuv 79 e.kr. Krakatau og ikke mindst Mt Pelée 1902(29.000 omkom) og Mt St. Helens 1980 – har været knyttet til voldsomme pyroklastiske strømme: vulkanske askelaviner, som med en indre temperatur på mellem 400 og 600oC, og som med en hastighed på mellem 100 og 500 km/t ruller ned ad vulkanbjerget med en totalt ødelæggende og dræbende effekt for alt, hvad de møder på deres vej. Pyroklastiske strømme er derfor den mest frygtede vulkanske udbrudsform, man kender, og man er derfor nødt til at indkalkulere dens potentielle ødelæggelser i god tid for under et udbrud at kunne evakuere, ofte 100.000 mennesker fra deres hjem.

Pyroklastiske strømme er hovedsagligt knyttet til de såkaldte ”sure” vulkaner, dvs. vulkaner med et højt eller relativt højt SiO2 indhold. Det vil sige de mere end 1200 aktive vulkaner, som vi finder rundt i Stillehavet i den såkaldte ildring, og som fortsætter ind gennem det sydlige Asien med Sumatra og Java og videre ud gennem Middelhavet.

Pyroklastiske strømme skyldes hovedsagelig udbrudssøjlens(skyens kollaps), en lavadomes sammenbrud, i det hele taget ved kiselsyrerige lavatyper. En sådan gloende askesky kan nå op på en fart af 900 kilomter i timen og en temperatur på flere hundrede graders Celsius.

I basaltproducerende vulkaner kan pyroklastiske askeskyer også forekomme som udbrudsfænomener, hvis der er tale om phreatiske udrbud, altså hvis eksplosive dampeksplosioner finder sted, når f.eks. vand kommer ind i den smeltede.

Der er forskel på en “Nuee Ardente og en pyroklastisk askelavine ved, at Nuee Ardente består af to dele – gasser og aske/støv – og er som regel hedere i det end en pyroklastisk askelavine.

En glødende gasmættet askelavine kaldes også for: brændende lavine – varm lavine og vulkansk lavine.

Er den egenskab, som visse grundstoffer har for at kunne ændres til andre grundstoffer ved at udsende elektrisk ladede partikler fra deres atomer.

Sur, lys, kiselsyrerig lava med ca. 70 % SiO2. Den størkner ofte uden at danne krystaller. Den dannes ofte i magmakamre tæt på jordens overflade. Rhyolit indeholder alkalifeldspat og kvarts som hovedmineraler.

Hvis en vulkan har været i ro i længere tid – århundreder – er krystallisationen – størkningen – af smelten i magmakammeret under den skredet langt frem og processen fører til dannelsen af mineraler i hvis krystalgitter, der ikke er plads til gasser, som samler sig i restsmelten, så det indre dasmp- og gastryk stiger og kan ende i en voldsom eksplosion. Fysisk set får magmaet karakter af lys hvid aske og pimpsten. Der er tale om et kiselsyreindhold på 65 – 70 procent SiO2. Der er tre vulkanbjergarter, der kan præge en sådan eksplosion, nemlig rhyolit, rhyodacit og dacit. Rhyolit har det højeste, dacit det laveste kiselsyreindhold. Fælles for dem alle tre er, at de indeholder mineralet kvarts.

Rhyolit kaldes også for Liparit efter øen Lipari i Italien.

En spalte eller en sprækkedal i en oceanryg eller en gravsænkning. Sådanne spalter eller revner markerer tilstedeværelsen af de områder, hvor jordskorpepladerne bevæger sig fra hinanden. F.eks. deles Island med 2-3 cm om året. Både den Østafrikanske Gravsænkning (Rift Valley), Rhindalen og Rødehavet er tydelige eksempler herpå. Rødehavet og Rift Valley er en del af den samme riftdal, som går fra Syrien igennem Israel, Rødehavet og til Tanzania og Zambia i Afrika. Dalen kan ses fra månen.

En rød vulkan er en vulkan, som producerer både lavastrømme og løse udbrudsprodukter. Navnet rød hentyder til den røde farve på lavaen. Røde vulkaner kan dog også være voldsomme og eksplosive, men de voldsomste udbrudstyper er de gråhvide.

Røgringe er et fænomen, der især kan iagttages på vulkanen Etna, når den er rigtig aktiv. Cirkelformede gasser stiger op fra krateret, hvor det formes efter kraterets cirkelform.

Et instrument, der måler jordskælv i styrkegrader.

En af de vigtigste mineralgrupper. Magmatiske bjergarter er karakteriseret ved stort indhold af silikatmineraler – altså silicium. Størstedelen af jordens bjergarter inddeles efter deres indhold af SiO2.
Silikater

Silikater er en fællesbetegnelse for kemiske forbindelser hvori der indgår silicium og en anion (en negativ ladet ion). Langt de fleste silikater er mineraler, altså oxider bygget op omkring bindinger mellem silicium og ilt (som f.eks. siliciumdioxid med den kemiske formel SiO2).

Silikatmineraler udgør størsteparten af Jordens skorpe og kappe, hvor feldspat er langt det mest forekommende bjergartsdannende mineral i skorpen. Industrielt anvendes silikater til produktion af så forskellige produkter som glas, cementer og keramik.

Skelettet i silikatmineralerne er SiO4-4-tetraederet, hvis struktur i det enkelte mineral, også afgør hvorledes mineralerne klassificeres i følgende grupper:

Bemærk at i det følgende deler silicium-ionerne også ilt-ioner med metal-ionerne. For overskuelighedens skyld ses bort fra dette i klassificeringen.

Nesosilikater
SiO4-4-tetraedrene er isoleret fra hinanden af metalioner.

Olivin – (Mg, Fe)2SiO4
Hver silicium-ion har fire hele ilt-ioner.

Sorosilikater
To SiO4-4-tetraedre deler ét iltatom.

Lawsonit – CaAl2Si2O7(OH)2H2O
Hver silicium-ion har en halv og tre hele ilt-ioner.

Cyklosilikater
Seks SiO4-4-tetraedre hænger sammen i ringe.

Smaragd (beryl) – Be3Al2Si6O18
Hver silicium-ion har to hele og to halve ilt-ioner.

Inosilikater (enkeltkædede)
SiO4-4-tetraedrene hænger sammen i lange kæder.

Diopsid (pyroxen) – CaMg(SiO3)2
Hver silicium-ion har to hele og to halve ilt-ioner.

Inosilikater (dobbeltkædede)
SiO4-4-tetraedrene hænger sammen i lange dobbeltkæder.

Tremolit (amfibol) – Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2
Halvdelen af silicium-ionerne har to hele og to halve ilt-ioner, de andre har én hel og tre halve ilt-ioner.

Phyllosilikater
SiO4-4-tetraedrene danner sammenhængende lag.

Muskovit (glimmer) – KAl2(Si3Al)O10(OH)2
Hver silicium-ion har én hel og tre halve ilt-ioner (aluminium substituerer silicium her).

Tektosilikater
SiO4-4-tetraedrene danner tredimensionale netværk ved at dele iltatomerne.

Kvarts – SiO2
Hver silicium-ion har fire halve ilt-ioner.

Kilde: Fra Wikipedia, den frie encyklopædi

En skjold- eller kuppelformet vulkan, der er opbygget af enorme mængder af basaltisk, tyndtflydende lava.

Med skorpen menes Jordens yderste lag. Skorpen har en varieret tykkelse fra få kilometer under oceanerne og under kontinenterne fra ca. 60-130 kilometer.

Lavatype med itubrudt, slaggeagtig overflade.

En vulkan bestående af løst materiale aflejret omkring udbrudsstedet. Slaggevulkaner er som regel ikke ret høje – kun nogle få hundrede meter.

Et udstrømningssted for hede svovlholdige gasser ved vulkaner. “Zolfo” er det italienske ord for svovl.

En Sommavulkan er en caldera delvist fyldt op af en ny central vulkankegle som Vesuv i Italien. Vesuv består af to kegler, hvoraf den ældste er den gamle bortsprængte kraterrand Mt.Somma.

Et vulkanudbrud fra spalter eller revner i jordskorpen, hvor kontinenterne eller havbunden trækkes fra hinanden ved pladeforskydningerne.

På Island sker der ofte spalteudbrud, da landet trækkes fra hinanden med et par cm om året. Det største spalteudbrud på jorden i historisk tid var Laki i 1783, hvor enorme mængder fluorgasser blev frigivet fra en 70 kilometer lang spalte.

En vulkankegle, hvis udbrudsprodukter har opbygget selve vulkanbjerget i lag bestående af løse og faste udbrudsprodukter som størknet lava og aske. Der er tit tale om mere sejtflydende lavastrømme med højere kiselsyreindhold, der opbygger stratovulkaner. Jordens højeste vulkan er en stratovulkan, Nevado Ojos del Salado i Chile, 6887 meter over havets overflade. Vi kalder også en stratovulkan for en keglevulkan.

60 procent af alle vulkaner er lagdelte stratovulkaner. De smukkeste vulkankegler er typiske stratovulkaner som Teide – Vesuv – Fujiyama Mayon – Merapi…

Lavaen står som regel højt i krateret. Lavaen er trægtflydende, og der kan forekomme korte lavastrømme, men for det meste slynges materialet ud som småsten, lavabomber og aske. Svag men næsten konstant vulkansk aktivitet med udslyngning af basaltisk lava i form af sten, aske og lavabomber med korte intervaller.

Den italienske vulkanø Stromboli i Middelhavet har opført sig på denne måde i de sidste 5000 år. I oldtiden blev den kaldt “Middelhavets fyrtårn” på grund af de talrige udbrud, og om natten kunne man på forbisejlende skibe se de røde lavafontæner flere gange i timen over vulkantoppen. Det samme ser man i dag.

Et område, hvor to af jordskorpens plader mødes og presses imod hinanden, og den letteste – ofte oceaniske – presser sig ned i kappen under den anden kontinentale – altså underskydning. Derved sker der en delvis opsmeltning af den neddykkende plade, og det nydannede magma har en mere sejtflydende konsistens. Dette medfører, at den opstigende magma vil danne mere eksplosive vulkaner på jordens overflade, da den sejtflydende lavas konsistens bevirker, at gasserne har sværere ved at undslippe i vulkanens udbrud. Man kalder det også for en destruktiv pladegrænse.

Mange gange er der i artikler nævnt, at en neddykkende havbundsplade er mere vandholdig end ellers, og det er da også rigtigt, at der er H2O med ned, men det anvendes hovedsageligt til mineraldannelsen, bl.a. amfibolens tilstedeværesle i andesitmagma, men det er ikke det, som giver den eksplosive vulkanisme, det er derimod SiO2 – indholdet(kiselsyre) og den deraf seje smeltemasse.

Magma (lava) der er meget rigt på kiselsyre, dvs. fra 66-75 % SIO2.

Svovldioxid eller SO 2 er en farveløs, stærk og stikkende lugtende gas og giftig for mennesker, dyr og planter. Personer med atsma og vejrtrækningsproblemer bliver ofte syge af svovldioxidgas.

Støv og tåge forstærker virkningerne af svovldioxid og danner sur nedbør og indvirker på atmosfæren og ændringer af klimaet. I fast form danner den hvide krystaller.

Svovlsyre H2S er en farveløs tyk væske med stærk reaktion i forbindelse med vand. Syren er irritabel på hud og i øjnene.

Tandpastalava kaldes en lava, hvis den er tyktflydende og er trængt op eller ud igennem et hul i en i forvejen afkølet lavaskorpe.

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.
ESJe

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.

Græsk ord for alle løse udbrudsprodukter – brugtes oprindeligt om støv. Det er f.eks. aske, lapilli, bomber, småsten o.s.v.

For det første er det ikke hvem som helst, som frivillig klatrer op på en buldrende vulkantop for at måle om krateret eller kuppelen udvider sig, og for det andet så kræves der bedre udstyr for at få mere sikre observasioner.

Man begyndte tidligt på Hawaii at opstille måleinstrumenter med vand, men i løbet af dagen fordampede vandet i solvarmen. Det gik bedre om natten, men det var for anstrengende at køre rundt hele natten for at aflæse disse instrumenter.

Ofte er forskellen på bevægelsen af en vulkantop meget lille. Det dreier sig ofte om brøkdele af en millimeter. Geologerne måler faktisk ændringer i milliondele (ppm). 1 ppm tilsvarer en hæving af 1 mm pr 1 kilometer! Et ‘water’ som var 1 km langt ville blive tungt at rejse rundt med.I dag bruges forholdsvis enkle vandmålere, men de er så avanserede,at de kan måle ændringer på bare en hundredels millimeter.

Mens en vulkan sover, måler man diameteren på krateråbningen (kronen), højden på toppen, og aflæser tiltmeteret der, hvor det er placeret, eller registrerer aflæsning ved hjælp af laser. Der er på dette tidspunkt balance mellem trykket nedefra og trykket ovenfra.

Inden et udbrud vil følgende faktorer ændre sig: antal jordskælv, hældningsgraden på vulkanskråningen øverst, højden på toppen/kuppelen, mængden af gasudslip, størrelsen på jordskælvene og distancen mellem punkter på begge sider af krateråbningen. Dybden på jordskælvene formindskes derimod eftersom jordrystelserne skyldes ændringer inde i vulkanen. Denne aktivitet flytter sig stadig opefter efterhånden som lavaen/magmaen stiger.

Nu nærmer vi os det vigtige med ‘displacement’ eller forflytningen. Måske er krateråbningen over 100 meter bred. Måske er toppen idag 2.457 m.o.h. Hvis der kommer et jordskælv og noget af gassen slipper ud gennem en sprække, vil kuppelen/toppen synke ganske lidt ned igen, måske nogle få cm. Det at toppen synker, betyder altså da forhåbentllig, at vulkanen lader ud. Havde toppen nu hævet sig istedet ville det betyde, at mere magma bevægede sig til vejrs inde i vulkanen. Da er det vigtigt at kunne holde øje med den mindste ændring af vulkanflankerne og toppen af vulkanen.

Et nyt instrument, kaldet Global Position System eller GPS, er taget i brug i stor udstrækning. GPS bruger et system af cirklende satelliter, modtagere på vulkanere og datamaskiner. Satellittenes posision kender man med nogle meters nøjagtighed. De sender signaler som inkluder tidspunktet, hvor de er afsendt
fra satellitten. Modtageren noterer klokkeslættet, hvor den modtager signalerne Dermed kan tiden det tager fra satellitten til modtageren måles, og samtidig afstanden imellem dem. GPS kan måle både vertikale og horisontale ændringer mellem forskellige GPS motdtagere ned til 1 cm. Ved at besøge samme lokalitet flere gange om året, kan vulkanologer bestemme hvor og hvor meget en vulkan ændrer i højde og størrelse.

Billedet her viser en GPS modtager på sydsiden af Kilauea-vulkanen på Hawaii.

Et område, hvor der dannes ny havbund mellem to kontinentalplader. Dette sker ved, at kontinentalpladerne (jordskorpen eller havbunden) fjerner sig fra hinanden, og trykfaldet af varmeopstrømningen neden under danner ny magma, der strømmer ud som lava på havbunden for senere at opbygge øer eller nye vulkaner i riftzonen på kontinentet.

Lava med 59-60% SIO2 (kiselsyre).

tra`chyt,(-gKYT), (af gr. trachys`ru`)vulkansk magmabjergart, der næsten udelukkende består af listeformede krystaller af alkalifeldspat. Trachytiske lavaer har stor udbredelse i kontinenternes riftzoner og findes også på vulkanøerr. Syenit er den plutoniske magmabjergart, som har samme kemiske sammensætning som trachyt.

En tsunami har intet med en normal flodbølge at gøre, men den kan være adskillige hundrede meter høj og som følge heraf meget ødelæggende. Den 26. december 2004 dannedes den seneste alvorlige tsunami i det Indiske Ocean.

I forbindelse med jordskælv på havbunden (altså pladernes bevægelser) og undersøiske vulkanudbrud, kan der opstå kunstige flodbølger – de såkaldte tsunamis – altså ikke havbølge). Japanerne var de første, der navngav dem efter deres havnebyer, som blev overskyllet fra tid til anden af disse enorme kunstige flodbølger som følge af jordskælv på havbunden uden for kysten.

Det kan også ske, hvis en vulkan kollapser, og vandet strømmer ind i vulkanens udtømte kraterrør – som i Krakataus tilfælde 1883, hvor det udslyngede udbrudsmateriale i kølvandet af de kraftige eksplosioner i selve vulkanen, faldt ned og satte havets bølger i enorm bevægelse.

Især jordskælv og vulkanudbrud i Stillehavsområdet er kendt for at skabe disse flodbølger, men de er opstået og kan sagtens stadig opstå i Middelhavet og Atlanterhavet også – i det hele taget andre steder på jorden. De er sjældent ret høje ude på havet, måske en halv meter, men de bevæger sig hurtigt, og når de rammer land, tørrer de først hele stranden ud for bagefter at tårne sig op som en bølge på måske flere hundrede meters højde og skyller byer væk langt inde i landet.

Sammenkittet og hærdet vulkansk aske, der ved hærdning omdannes til en fast masse. En tuff-ring er et bredt fladt krater, som er dannet ved en phreatisk eksplosion(se minileksikon). Ofte er der vand i krateret – også maar er benævnelsen for en tuff-ring.

En vulkansk åbning (krateråbningen)i toppen af vulkanen – jordens overflade hvor igennem lava gasser og udbrudsprodukterne strømmer ud igennem. Som regel fra 50 meter op til 1 kilometer i omkreds.

Udbrudsmekanismen i et vulkanudbrud har man længe vidst en del om, men hvordan magmaet dannes har man længe diskuteret. Først nu er vi ved at løfte sløret.

”Hovedmassen af det, der udstødes fra jordens indre gennem vulkanerne, er ikke ild, ikke glødende stenmasser, men vanddamp”, skriver professor N.V.Ussing i sin bog om vulkaner i 1904.

”Selve udbruddet skyldes luftudvikling i magmaet, der ved den nederste ende af kraterkanalen fremkalder dampbobler, som efterhånden udøver et så stort tryk, at den overliggende, størknede lava sprænges. I det modtrykket herved indskrænkes betydeligt, foregår der pludselig en yderst livlig udvikling af luftbobler, der med eksplosionsagtig voldsomhed slynger størknede lavabrokker i vejret og får den flydende lava til at stige op igennem krateret. Virksomheden kan bedst sammenlignes med den langsomme og spruttende kogning af grød, harpix eller lim, der til sidst koger over. Derimod foregår der ingen virkelig forbrænding i vulkanerne, og det er egentlig galt at kalde det fine lavastøv for aske. Det lysende ildskær, man om natten ser over krateret, skyldes ikke flammer, men er kun den glødende lavas genskin på dampskyerne. Da de øverste dele af af de kegleformede vulkanbjerge kun består af løst sammenhobede slagger, der ikke kan modstå trykket af lavaen, hæves denne næsten aldrig op til selve kraterranden, men bryder frem på bjergets sider. ”

Disse linjer om selve processen i et vulkanudbrud har man sandfærdigt tolket allerede for mere end 100 år siden og står omtalt i leksika fra begyndelsen af 1900 – tallet.
Derimod dannelsen af magma inde i jorden har længe været mere mystisk, og det er først indenfor de seneste 30 år man er begyndt at løfte sløret…

Opsmeltning af bjergarter inde i jorden har hovedsagelig tre årsager: stigende temperatur – aftagende tryk – eller tilsætning af bestanddele, der sænker smeltepunktet. Dette er hovedfaktoren for at danne magma i Astenosfæren(det bløde lag) – altså i ca. 100 til 300 kilometers dybde under jordens overflade – men kun i 10 – 20 kilometers dybde i de midtoceaniske højderygge – kontinentalspalter og underskydningsgrave(hvor en plade presses ned under en anden). Sedimenter i en vandholdig havbundsplade(altså underskydning) har som regel et noget lavere smeltepunkt, da der er mere vand i den og nedsænker det ovenfra liggende pres igen. Konvektionsbevægelser i jordens kappe opvarmer bjergarterne, der langsomt hæves opad gennem jordens kappe mod jordskorpen indtil de på et tidspunkt smelter og danner magma.

Et vulkanudbruds voldsomhed afhænger af to ting. Nemlig kisel og vandindhold. Kiselindholdet bestemmer flydetrægheden af smelten, det opløste vand i smelten bestemmer dets eksplosivitetsniveau. Ligger et magmakammer tæt ved jordens overflade kan den smeltede magma yderligere beriges af vand og kisel fra de omliggende klipper og fra gyndvandet.

Generelt kan man sammenligne et vulkanudbrud med åbningen af en sodavandsflaske, hvor den overophedede damp bobler i stedet for kulsyrebobler. I en tæt tillukket flaske holdes gassen usynlig i opløsningen af det oven overliggende tryk. I det øjeblik flasken åbnes, flyder boblerne i den ekspanderende gas som regel stille og roligt op til overfladen som netop tilfældet i et roligt vulkansk udbrud.

Hvis derimod væsken eller smelten er under et stort tryk, bliver den overmættet med gas, i det øjeblik kapslen tages af flasken, og væsken strømmer voldsomt skummende ud. I et eksplosivt vulkanudbrud er trykket på det sejtflydende og vandholdige magma så enormt, at boblerne ekspanderer eksplosivt.

Lavt vand og kiselindhold giver et roligt udbrud med tyndtflydende lava.

Lidt kisel og meget vand strømmer dampboblerne ud gennem den tynde lava og danner høje lavafontæner.

Er der lidt vand og meget kisel skydes en dejagtig træg kuppel eller prop af lava op og danner en dome i vulkanens flaskehals.

Er der meget kisel og meget vand i smelten forhindrer den trægtflydende lava dampen i at slippe roligt ud, og når trykket ovenover pludselig forsvinder, eksploderer den indesprærrede gas og danner askelaviner.

Mængden af udbrudsmateriale gør, at man kan inddele vulkanens styrke i grader ved højden af udbrudssøjlen – og længde af lavastrømme – kraterrørets størrelse og dybde. I store udbrud udslynges der millioner af tons lava – materiale pr. sekund. Magmaets kemiske sammensætning – kraterrørerts størrelse og dybde – magmakammerets størrelse og mængde af magma er altsammen afgørende for et vulkanudbruds forløb med det udslyngede materiale og hvor længe udbruddet varer.

En vulkans cyklus. Med andre ord tidsperioden for en aktivitetsrytme.

En udslukt vulkan er en vulkan, der ikke har haft udbrud i historisk tid. Den ned-eroderes efterhånden ved forvitring og erosion og mister derved sin ydre kegle. Tit står tilførselskanalen eller kraterrøret tilbage fyldt med størknede lavabjergarter fra de forrige udbrud. De ligner ofte spidse eller takkede bjergtoppe. Det skal understreges, at fordi en vulkan har været udslukt i historisk tid, så behøver det ikke at betyde, at den ikke kan vågne op igen. De udslukte vulkaner er oftest de farligste. I Sydfrankrig og Nordvesttyskland(i Eifel fandt de seneste udbrud sted for kun 8000 år siden)har vi vulkaner, som kan blive virksomme igen.

Generelt kan man sige, at en vulkan kan godt uddø, men det kan være svært at sige, om den i virkeligheden er død. Vi skal huske, at de processer, der er årsag til vulkanudbrud finder sted over millioner af år. Nogle vulkaner kan sove i tusinder af år og så komme i udbrud igen. I Alaska brød Fourpeaked ud i 2004 efter 10.000 års pause og i 2008 vulkanen Chaiten i Chile efter 9.000 års pause.

På Hawaii – øerne er der vulkaner, som er registreret som levende selvom de har været rolige i op til en million år. Så summa – summarium på det hele er, at en vulkan kan godt betegnes som udslukt eller uddød uden rent faktisk at være det – den har det, som man kan kalde en lav udbrudsfrekvens eller cyklus. I vulkanske områder kan man måle sig frem til, om magma er ved at komme op til jordens overflade og om betingelserne for vulkansk virksomhed stadig er til stede. Hvis de ikke længere er det, kan man erklære vulkanen for udslukt. 

Ofte står tilførselskanalen til krateret tilbage som en stor tyk stenprop. Den er dannet af forholdsvis massive bjergarter som er opstået ved størkning af magmaet(lavaen).

De omkringliggende løse udbrudsprodukter tæres efterhånden totalt væk.

De tilbageblevne rester ses ofte som spidse eller takkede bjergtoppe.

En vulkans hvileperiode hører med til dens livscyklus. En vulkans hvileperiode kan vare op til flere millioner år.

Vanddamp eller H2O er den vigtigste vulkanske gas og udgør ofte 80 – 90% af vulkanske gasser.
De gule og hvide farver ved kratere og fumaroler er forårsaget af vanddamp.

Den 10. april 2009 ramte et kraftigt jordskælv på 7,3 det sydlige område af Vanuatu kl. 11.46 lokal tid. I går fandt otte jordskælv sted, hvoraf de fleste var af næsten samme styrke. Australiens tsunami – varselcenter udsendte bulletiner om, at der ikke var grundt til frygt for tsunami – bølger.

Epicentret for jordskælvet lå i den østlige del af de sydlige New Hebriderøer og ca. 100 kilometer fra vulkanen Yasir, der i 800 år har haft mange små eksplosive udbrud hver time døgnet rundt, og det rødlige skær over den 400 meter høje keglevulkan har givet den tilnavnet: ”Stillehavets fyrtårn” – ligesåvel som vulkanøen Stromboli i Syditalien har fået tilnavnet: ”Det Tyrrenske Havs fyrtårn.

Her er der tale om en underskydningszone, hvor en af Stillehavsbundpladerne presses ned og ind under en anden, og øerne ses alle som et resultat af udersøiske vulkaner, der har opbygget øerne og dermed vulkanerne af vulkanske udbrudsmaterialer gennem årmillioner.

Kaptajn Cook var den første, som besøgte det vulkanke område i 1774.

Hvert år er der rundt regnet 60 vulkaner, som har udbrud, men med meget forskellig aktivitet. Hvordan måler vulkanologer så hvor stort et udbrud er? Der er ikke noget enkelt særpræg, som afgør størrelsen, men opstillingen nedenfor – Vulkansk Eksplosivitets Indeks, eller VEI – er baseret på en række forskellige fakta, der kan observeres under et udbrud.

VEI-skalaen er en benævnelse for den mængde materiale af aske og lava, som udslynges af en vulkan i udbrud, altså i et vulkanudbruds styrke eller såkaldt indeks (Volcanic Explosivity Index). F. eks. var Mount St. Helens udbrud i 1980 bedømt til at være VEI 5, og Krakataus i Indonesien i 1883 var VEI 6, og Tambora i 1815 var styrke 7.

Det største, kendte volumen i historisk tid var ved udbruddet af Tambora, Indonesien i 1815, hvor man mente, at det samlede volumen var på 150 km3. Dette er ved senere beregninger anslået til mellem 30 og 100 km3. I forhistorisk tid er der forekommet udbrud på flere tusind km3 – 1 km3 = 1 milliard m3 !

Hvis der er meget aske og løse udbrudsprodukter er volumen større end ved et udbrud af kompakt magma. Den almindelige mængde ved større udbrud er ofte mellem 10 og 30 km3, og ved mindre udbrud gerne nogle millioner kubikmeter (m3).

Supervulkaner slynger som regel over 1000 kubik-kilometer askemateriale ud og må derfor beregnes fra styrke 8 og opefter. Askelagenes tykkelse fra udbrud også i fortiden kan bedømmes, og herved beregnes fortidige udbrud i indeksstyrkegraden. Ligeså fortæller iskernerne på Grønlands indlandsis os om et stort svovlindhold, som stammer fra Lake Toba-udbruddet for 74.000 år siden på Sumatra, altså det seneste “super-udbrud” på Jorden. Vi kan tage f.eks. St. Helens udbrud i 1980, som havde en styrkegrad på VEI 5 og energimæssigt svarede til en Hiroshima-atombombe pr. sekund, så svarer Yellowstone-superudbruddet til 1000 Hiroshima-atombomber pr. sekund. Et nyt superudbrud i Yellowstone ville få konsekvenser for hele U.S.A. plus klimaændringer på hele Jorden. I zone 1 vil glødende askelaviner kunne udslette alt liv i en radius af mindst 100 km2. Der bor hen mod 100.000 mennesker i dette område i dag. I zone 2 ville askelag på mere end 15 cm få hustage til at styrte sammen.

Dertil kommer at askeskyerne sammen med svovlsyregasser ville sprede sig i både atmosfæren og stratosfæren og over det meste af verden. I Europa f.eks. kunne temperaturen højst sandsynligt falde med 12 grader og give os vinter året rundt i 2 – 3 år. Vi bør dog ikke glemme, at vi i den moderne vulkanforskning nu har mere sikre metoder til dels at forudsige udbrud, men også holde vore urolige geologiske områder på Jorden under mere konstant opsyn, og det er nødvendigt. En sovende vulkan kan f.eks. godt begynde at give varsler fra sig og så gå i stå igen.

Alarmberedskabskoder
De fleste lande opererer med fire faser:

GRØN: Rolig
GUL: Øget aktivitet, usikker udvikling
ORANGE: Udbrud igang eller kan komme når som helst
RØD: Udbrud igang/eksplosioner forventes

Nogle lande bruger nummerering fra 0 til 5, hvor 5 svarer til RØD

Vul’canus, Volcanus, (navn af omstridt opr.), romersk gud, som herskede over ild i jorden, dvs. over forskellige former for vulkansk aktivitet; hans templer lå af samme grund uden for byerne. Ved Vulcanalia-festen kastede man levende fisk ind i offerilden, formentlig for at lade ilden fortære noget fra et modsat element og derved rituelt nulstille dens skadelige kraft. I romersk mytologi blev han opfattet som identisk med Hefaistos.

He’faistos, den græske ild- og smedegud, hos Homer søn af Zeus og Hera, gift med Afrodite eller Charis; identificeret med romernes Vulcanus og egypternes Ptah. Hefaistos skildres i kunst og litteratur som indbegrebet af håndværkeren med hammer i hånden, forkrøblede ben og muskuløs overkrop. Han har bygget gudernes bronzehuse på Olympen og smedet Zeus’ lyn og er højt værdsat af guder og mennesker.

Hefaistos er oprindelig en underjordisk ildguddom, dyrket flere steder i Lilleasien, hvor olie- eller gasforekomster brød gennem jordlagene og udsendte “jordild”. Da grækerne mødte tilsvarende naturfænomener i Italien (Etna, De Lipariske Øer, Campanien), kaldte de disse steder for “Hefaistos’ værksteder”. I klassisk tid var hans kult især knyttet til Athen (Hefaisteion).
I flere myter optræder han med komiske overtoner: Han hjælper til ved Athenas fødsel ved at kløve Zeus’ pande, og i en lille novelle indlagt i Odysseen gør Afrodite og Ares ham til hanrej. Mere alvorligt er han skildret i Iliaden, hvor han smeder Achilleus’ våben og kæmper mod de trojanske floder.

I kunsten fremstilledes Hefaistos som halt og iklædt håndværkernes korte kjortel og filthue. I Hefaisteion i Athen stod en kultstatue, tilskrevet billedhuggeren Alkamenes. Et yndet tema i vasemaleriet er et optog af guder, der fører Hefaistos ridende på et æsel op på Olympen.

En vulkan er en åbning i jordskorpen, hvor igennem smeltede bjergartsmasser og gasser fra Jordens Indre slipper ud. Vanddampen (H2O) er en af de vigtigste af de vulkanske gasser, der tvinger de rødglødende stenmasser – magmaet eller smelten – op igennem en vulkan.

Jordens vulkaner befinder sig dels i kanten af Lithosfærepladerne, hvor to plader støder imod hinanden ved subduktion(underskydning, og den ene dykker ned under den anden. Det kaldes også for en destruktiv pladerand). Mange jordens vulkaner ligger dels under havet langs den 74.000 kilomter lange “Midtoceaniske ryg” og danner vulkanøer, som bl.a. Island – Azorerne -de Canariske Øer og Rift Valley i Østafrika.
Dette er en åbningszone, hvor to plader trækker sig fra hinanden og endelig har vi de såkaldte “hot-spot” vulkaner, som befinder sig på midten af en lithosfæreplade som f.eks. Hawaiiøerne i midten af Stillehavet.

Magma er betegnelsen for de smeltede bjergarter, når de befinder sig inde i jorden og indeholder gas. Magma dannes i forbindelse med opstrømmende varme fra Jordens indre kerne, og disse opstrømninger – eller konvektionsstrømme – som vi kalder dem – er med til at drive jordens kontinenter rundt som enorme isflager på havet. Herved dannes bjergkæder, og både de mange jordskælv, der sker rundt omkring i verden og vulkanerne er faktisk et resultat af disse strømbevægelser i jordens kappe, som befinder sig imellem den ydre jordskorpe og selve jordens kerne.

Varmen i vor jordklodes indre dannes bl.a. ved sønderdeling af grundstoffer som uran, thorium og kalium, og herved opstår der energi i form af varme. Denne varme vil stige til vejrs som vand i en gryde, der langsomt varmes op nedefra, og det er disse opadstigende strømbevægelser, der til sidst på grund af trykfaldet vil smelte og danne magmaet og få kontinenterne til at bevæge sig enten ved at trække sig fra hinanden, støde ind under hinanden eller som “Hot-spotter”, d.v.s. hvor der er mere konstante og større opstrømninger i et bestemt område. Eksempler herpå er bl.a. de Kanariske Øer og Hawaii-øgruppen og Island.

Gasserne, der automatisk dannes ved smeltningen af den varme opstrøm vil tvinge magmaet til vejrs, og det udstrømmende materiale eller lava, som vi kalder det, når det strømmer ud igennem en vulkans krater i et udbrud. Det betyder igen, at optrængningen af lavaen skyldes afgivelse af vulkanske gasser. Processen kan bedst sammenlignes med en gryde mælk, der koger over. Hvor voldsomt udbruddet bliver, afhænger af lavaens sejhed og indhold af gasser.

I det store hele er al form for vulkanvirksomhed intet andet end en afgasningsproces fra jordens indre. Temperaturen i sådanne glødende bjergarter kan være helt op til 1500 graders celsius, men normalt ligger den på omkring 1100 grader. I virkeligheden er der ikke ild i en vulkan, men da lavaen lyser op i sig selv, og ser rødglødende ud, har man fra gammel tid brugt benævnelsen “Ildsprudende bjerge” om vulkanerne.

I naturen finder vi 92 kemiske grundstoffer.

I magma – lava – er de to vigtigste ilt(oxygen) og Silicium(kiselsyre).

Vulkaner kan være både voldsomme – eksplosive – i deres udbrudsformer – eller bløde eller sagt med et mildere ord – blide i sin udbrudsmåde.

Hvor voldsomt et vulkanudbrud bliver, afhænger af hvordan magmaet(lavaen) er sammensat.

MAGMA = lava + opløste gasser.

To yderpunkter: Silikatrig magma (sur): op til ca. 60 – 70 %  kiselsyre – SiO2. Lav størkningstemperatur: fra ca. 600 – 800 grader Celsius. Meget sejtflydende.

Efter størkningen er en silikatrig lavastrøm ofte slaggeagtig at se på, nærmest som kokslignende bloklava.

Silikatfattig magma (basisk): 40 – 50 % kiselsyre – SiO2.

Høj størkningstemperatur 1100 – 1200 grader Celsius. Gasindholdet gør lavaen letflydende.

GASSER: 60 – 90 % er vanddamp; derefter kommer svovldioxid og kuldioxid. Hydrogen – klor – fluor – klorbrinte –

Lavastrømmenes flydetræghed og hastighed – foruden gasindholdet – er først og fremmest afhængig af SiO2 -d.v.s. kiselsyreindholdet.

Verdensrekord for lavastrømme: ca. 80 km pr. time

Almindelig tophastighed: 15 km pr. time for lavastrømme

Normal hastighed: 2 – 5 kilometer pr. time og ofte endnu mindre for lavastrømme.

Så altså jo mere sejtflydende – og fyldt med kiselsyre den smeltede lava indeholder – desto mere voldsomt og eksplosivt bliver udbruddet.

Vulkaner har man inddelt i typer fra år tilbage. Det er dog nu mere og mere anerkendt, at der faktisk kun er tale om to typer, nemlig den eksplosive (den gråhvide type) og den ikke eksplosive (den røde type). Vulkanologerne er stadig uenige. Man har bemærket, at fra den ene vulkan kan omdannes andre lavatyper og former for voldsomhed i selve udbrudsrytmen. Det har at gøre med smeltens karakterændring i magmakammeret under vulkanen i hvileperioderne, hvor der dannes krystaller – eller der kan være tale om tilførsel af nye smeltemasser nederfra. Generelt må siges, at vulkanernes form er bestemt af hvilken type lava, der strømmer ud af dem, samt indhold af gasser og siliciumindhold.

Tyndtflydende lavaer som basalter danner gerne brede og flade skjoldvulkaner men ikke nødvendigvis. I Island ser vi spaltevulkanerne, hvor to kontinentalplader trækker sig fra hinanden her i en såkaldt spredningszone.

De vulkantyper, der udspyr de mere tyktflydende lavatyper, danner tit højere vulkaner – såkaldte strato – eller keglevulkaner. Hvis vulkanen er meget høj, bryder lavaen ofte ud på flanken, hvis gastrykket er aftaget i den indvendige smeltemasse og danner såkaldte bikratere – parasitkratere – f.eks. som på Etna kaldet Etnas unger.

De vulkanske gasser dannes ved opsmeltningen af magmaet ved opstrømning af varme nedefra, hvoraf vanddampen er den vigtigste og mest udbredte af de vulkanske gasser (H2O). Vi hælder nu mere og mere til den anskuelse, at det er den vulkanske vanddamp, der har været med til at danne havet i oceanerne og luftens ilt gennem millioner af år. Derefter må nævnes svovldioxid, carbondioxid (kuldioxid), hydrogen (brint), chlor, fluor, hydrogenchlorid (svovlbrinte, fluorbrinte). Det ser ud til, at man efterhånden får beviser på, at vulkanske gasser har været med til at danne jordens atmosfære og verdenshavene og dermed dannet grundlaget for livets opståen på Jorden.

Stratovulkaner eller keglevulkaner dannes ved pliniske udbrud af mere sure lavatyper, dvs. større kiselsyreindhold.

Skjoldvulkaner eller kuppelvulkaner dannes ved tyndtflydende lavaer såsom bl.a. basalt.

Spaltevulkaner eller sprækkevulkaner dannes ved tyndtflydende lavaer såsom basalt.

Askevulkaner eller eksplosionsvulkaner dannes ved kiselsyrerige lavatyper.

Som vi kan se, opdeles vulkaner i typer fra årtier tilbage. Det er dog nu mere og mere anerkendt, at der faktisk kun er tale om to typer, nemlig den eksplosive (den gråhvide type) og den ikke eksplosive (den røde type). Vulkanologerne er stadig uenige. Man har bemærket, at fra den ene vulkan kan omdannes andre lavatyper og former for voldsomhed i udbrudsrytmen, men generelt må siges, at vulkanernes form er bestemt af hvilken type lava, der strømmer ud af dem, samt indhold af gasser og siliciumindhold.

Tyndtflydende lavaer som basalter danner gerne brede og flade skjoldvulkaner men ikke nødvendigvis. I Island ser vi spaltevulkanerne, da to kontinentalplader trækker sig fra hinanden her i en såkaldt spredningszone.

De vulkantyper, der udspyr de mere tyktflydende lavatyper, danner tit højere vulkaner – såkaldte strato – eller keglevulkaner. Hvis vulkanen er meget høj, bryder lavaen ofte ud på flanken, hvis gastrykket er aftaget i den indvendige smeltemasse og danner såkaldte bikratere – parasitkratere – f.eks. som på Etna kaldet Etnas unger.

I naturen finder vi 92 kemiske grundstoffer.

I magma – lava – er de to vigtigste oxygen, (ilt) og Silicium (kiselsyre).

Gasserne består af: vanddampe – Hydrogen(brint) – klor – fluor – klorbrinte – kulilte – kutveilte – svovlbrinte – svovldioxid – fluorbrinte – siliciumflorid.

MAGMA = lava plus gas. To kemiske yderpunkter
1. Silikatrig magma (sur) 60 – 70 % kiselsyre – SiO2.

Lav udbrudstemperatur: 600 grader Celsius – 800 grader Celsius
Høj størkningstemperatur: 800 grader Celsius – 1200 grader Celsius.

2. Silikatfattig magma (basisk) = 40 – 50 % kiselsyre eller SiO2

Høj udbrudstemperatur: ca: 1200 grader Celsius
Lav størkningstemperatur: ca. 600 grader Celsius. Forskellen kan være 600 graders Celsius.

Lavastrømmenes hastigheder er målt
Verdensrekord: ca. 80 kilometer pr. time.
Almindelig tophastighed er 15 kilometer pr. time.
Normal hastighed er 2 – 5 kilometer pr. time (f.eks. Vesuv, Etna)

Lavastrømmenes udseende efter størkningen
b1.a. : Sur lavastrøm (f.eks. Vesuv, Etna). Slaggeagtigt kaos af lavablokke. Bloklava.

Basisk lavastrøm (f.eks. Hawaii-vulkanerne). Grødagtig overflade, idet gasserne undslipper inden størkningen.

GASSER = 60 – 90 % vanddamp + CO, CO2, SO2, N, H, CL m.fl.
Gasserne har indflydelse på:

Eksplosiviteten (det er den, der skaber den).

Konsistensen (gasserne gør lavaen letflydende).

Lavastrømmenes hastigheder er målt
Verdensrekord: ca. 80 kilometer pr. time.
Almindelig tophastighed er 15 kilometer pr. time.
Normal hastighed er 2 – 5 kilometer pr. time (f.eks. Vesuv, Etna)

Lavastrømmenes udseende efter størkningen:
1: Sur lavastrøm (f.eks. Vesuv, Etna). Slaggeagtigt kaos af lavablokke. Bloklava.

2. Basisk lavastrøm (f.eks. Hawaii-vulkanerne). Grødagtig overflade, idet gasserne undslipper inden størkningen.

GASSER = 60 – 90 % vanddamp + CO, CO2, SO2, N, H, CL m.fl.
Gasserne har indflydelse på:

Eksplosiviteten (det er den, der skaber den)

Konsistensen (gasserne gør lavaen letflydende).

Ved gassernes eksplosive frigørelse rives en del af magmaet – og krateret – med i form af større og mindre partikler. Ved voldsomme udbrud forstøves al magmaet til aske og danner bl.a. askelaviner.

Vulkansk støv/røg kalder man ofte dampen fra en fumarole eller mørke askeskyer, og i virkeligheden har det intet med forbrændinger at gøre. Vulkansk røg er ikke forårsaget af en forbrænding, men er lavastøv.

Tre forskellige udbrudsprodukter kommer ud af en vulkan: Tefra(løse udbrudsprodukter) – lava og gasser. De fem vigtigste gasser er: SO2 (svovldioxid)H2S(svovlsyre)HCl(Saltsyre)H2O(vanddamp)CO2(kuldioxid.

Gasrig magma danner eksplosive vulkanudbrud.
Al form for vulkanvirksomhed er en afgasningsproces fra jordens indre. “At gasundvigelsen er tydelig og ligeså fremtrædende i vulkanernes hvileperioder – imellem en vulkans udbrud”.

Se de forskellige typer i mini-leksikon.

Region 1 er Europa, der også hænger sammen med den Euroasiske plade, d.v.s. hele Asien med Rusland. Her sker bevægelserne med op til 7,5 cm pr. år, dels fra øst, altså fra Stillehavet og fra Atlanterhavet med ca. 2 cm pr. år. Pladebevægelserne eller Kontinentalforskydningerne skyldes store varmestrømninger i Jordens 2900 kilometer tykke Kappe, som befinder sig uden om Jordens indre hede kerne – faktisk på samme måde, som hvis en isflage langsomt flyder ovenpå havet.

De fleste vulkaner i denne store plade er hovedsageligt subduktionsvulkaner, der dannes, når et kontinent kolliderer med et andet, f.eks, når Afrika presses ind under Europa i Middelhavsregionen og skubber Alpebjergkæden i vejret, som folden på en dug. Herved dannes alle vulkanerne i Middelhaveslandene med undtagelse af Etna, der også er en “hot-spotvulkan”, d.v.s. hvor en konstant varmeopsytrømning som en vandhane skubber magma op som lava igennem vulkanen.

I Frankrig – og Tyskland findes gamle vulkaner, der til dels er sovende, idet de ikke har været virksomme i 5000 – 8000 år, og Europa har engang været ved at knække midt over, men bevæsgelsen gik i stå, idet varmeopstrømningen srtandsede helt oppe fra Norge ned igennem Tyskland i Rhingraven og Frankrigs østlige del. Kaukasus er en sammenpresset fold, der også har været vulkansk.

Region 2. Afrika inkl. Det Røde hav og Madagascar er et stort kontinent, der i den Østafrikanske gravsænkning, åbner sig som konstruktionszone. Her sker bevægelserne atter på grund af varmeopstrømningerne helt oppe fra Rødehavet og videre ned igennem hele den Østafrikas lande med det resultat, at vi her finder mange vulkaner, hvoraf Kilimajaro – Afrikas højeste bjerg er den største sovende kæmpe på kontinentet.

Underregion: Region 3: er et af de største kontinenter, og deles op i Rift Valley, som vi kalder sprækkezonen. Madagascar må betragtes som en isflage, der for 30 millioner år har revet sig løs fra Afrika og langsomt er drevet ud i det Indiske Ocean, der ligger øst for Afrikakontinentet. Endelig har i i vestafrikas inderste hjørne Cameroonvulkankomplekset, der må bertragtes som et hotspotvulkanområde.

Region 3: Asien inkl. Mellemøsten hænger rent pladetektonisk sammen med Region 1 – altså Europa, og vi må derfor betragte det som jordens største kontinent. Her er så godt som alle vulkanologiske fænomener repræsenteret i forbindelse med kontinentalforskydningerne. Indien må betragtes som en forhenværende løs isflage for små 65 millioner år siden er drevet mod nordøst og baldret ind i Asien og på den måde har foldet Himalayabjergkæden – Jordens højeste bjergkæde op.

I Mellemøsten finder vi gamle vulkanske områder, der dels er at betragte som konstruktionszonevulkaner, altså åbninger, der hænger sammen med Afrikas åbning i den østlige del, og dels er subduktionsvulkaner, hvor små bidder af pladerne er knækket og skubbes og gnides imod hinanden, nogle steder ned under hinanden, andre steder forbi hinanden. Endelig “hot-spot” områder, hvor mere konstante opstrømninger finder sted.

Ved Stillehavet har vi i den berømte “Ildring”, d.v.s. den kæde af vulkaner, som omkranser Stillehavet, og holder vi os til Asien, finder vi øverst i Rusland Kamchatkahalvøen med vulkaner, der ligger som perler på en snor, videre ned igennem Kuriller-ø-gruppen til japan, for at fortsætte mod Filippinerne. Her er der tale om underskydningszoner – subduktion – hvor Stillehavsbundpladen med raketfart – ca. 11 cm – om året skubber sig ned under Asiens østlige forkant af kontinentet. Herved dannes magma, der er ekstra rige på gasser, som f.eks. vanddamp, der opløses i de sejtflydende smeltemasser, og derfor har sværere ved at undslippe, og resultatet er, at der opbygges et overtryk i disse vulkaner, der efter lange hvileperioder, somme tider i årtusinder eksploderer som atombomber.

Region 4: Det Indiske Ocean må betragtes som dels en konstruktionszone, altså sprækkeåbning, hvor igenem oceanbunden åbner sig og trækker sig fra hinanden med fra 2 – 3 cm om året. der siver magma op igennem åbningen som i alle andre åbningszoner og danner ny frisk havbund i midten, men også “hot-spotter” finder vi her, hvor en kraftig magmasøjle – lig Island og Hawaii-ø -kæden, har dannet den franske ø Rheunion i midten af havet.
Indien har for 65 millioner år siden ligget hernede, men er langsomt drevet i nordøstlig retning grundet de samme varmeopstrømninger i Jordkappen, der er grunden til alle pladebevægelserne.

Region 5: Den nordlige del af Stillehavet må betragtes som tilhørende det meste af Stillehavets bundplade, der opdeles i mindre plader, men generelt kan siges, at der er tale om en stor undersøisk havbundsplade, der fuser af sted med en fart af 11 – 12 cm af året, hvilket må siges at være en rekord, der ikke overgåes af andre pladebevægelser. Resultatet ses tydeligt i Hawaii-ø-kæden, hvor en “hot-spot” strømning af varmt magma fra dybere dele af Jordens Kappe – konstant stiger op mod Jordens overflade og danner vulkaner, der næsten er i konstant udbrud. Kilauea er et typisk eksempel. Verdens mest aktive vulkan, der er i konstant virksomhed.

Region 6: Syd-øst Asien, Australien, New Zealand og Sydlige del af Stillehavet. Her er der faktisk tale om 2 plader, nemlig Den Indo-Australske med Australien med New Zealand, der skubber sig mod nord med 7 cm om året og danner vulkanerne i indonesien, et af verdens vulkanrigeste lande, men også den sydlige del af Stillehavet, der skubber sig østover imod New Zealand og som subduktioner, underskydning) danner vulkanerne her.

I selve Stillehavet ligger et hav af undersøiske vulkaner, der på et tidspunkt, når de ikke er så aktive eller opstrømningen under dem er gået i stå, synker ned i den bløde og forholdsvis tynde undersøiske havbundsplade. Dette afstedkommer, at koraldyr opbygger cirkelformede atoller, d.v.s. runde øer af koraller oven over på havets overflade. Alle Stillehavsøerne må betragtes at have været gamle vulkaner, der er sunket – eller vil synke i fremtiden, men koraldyrene fortsætter der, hvor vulkanaktiviteten bliver sjældnere.

Region 7: Nordamerika inkl. Berentshavet. Nordamerika er et kontienent, hvor der må siges at være adskillige mindre pladeforskydninger, alt i form af et puslespil med brikker, der gnubber sig mod hinanden. Dette giver sig udtryk i tilbagevendende kraftige jordskælv, bl.a. i Californien, men også i vulkanaktiviteten , der tilhører “Ildringen”, altså Stillehavskysten rundt omkransende hele Stillehavspladen, men generelt må man betragte Nordamerika inkl. Alaska som et stort sammenhængende kontinent.

De eksplosive vulkaner igennem Nordamerika, bl.a. Californien, Staten Washington og Canada og videre i Alaska og Aleuter-ø-gruppen er alle subduktionsvulkaner – underskydnings og ekspålosve vulkaner, hvilket gav sig udtryk senest i Mount Saint Helens udbrud i 1980 i Staten Washington, hvor eksplosionen havde en energiudladning svarende til 500 atombomber affyret på een gang. Dog tilhører Yellowstone Nationalpark en kæmpemæssig Caldera, som med ca. 600.000 års mellerum frammes af endnu kraftigere vulkanudbrud, og det er ca. 600.000 år siden det seneste “super-udbrud” fandt sted her. Hele området – d.v.s. flere hundrede kvadratkilometer har siden 1921 hævet sig 2 meter på grund af magmamassers pres mod overfladen i undergrunden. En dag kommer eksplosionen, og der er grund til opmærksomhed, da der her er tale om energiudladninger, der kan skabe klimaændringer over hele Jorden plus udslettelse af levende liv alene i U.S.A.
Berentshavet er at betragte som den nordlige del af Stillehavsbundpladen.

Region 8: Mellemamerika og Caribien. Her har vi flere underskydningszoner – altså subduktioner, hvor bl.a. Stillehavsbundpladen fra øst presser sig ind under Mexicos vestkyst og i Caribien, hvor Atlanterhavsbundpladen presser sig på fra øst. Der er tale om forholdsvis kraftige og mere eksplosive vulkantyper, dog er der også lidt blidere ind imellem. Dette hænger sammen med, at større magmabeholdere – kamre – i jordskorpen og kappen skiftesvis føder vulkanerne mere eller mindre regelmæsssiget fra Jordkappen. Der er altså tale om uregelmæssig opstrømning nedefra.

Region 9: Sydamerika inkl. Galapagos-øerne i Stillehavet. Her er der langs hele Sydamerikas øastkyst tale om enorme høje og meget eksplosive vulkaner, der alle må betragtes som voldsomme. Med uregelmæssige mellemrum rammes kontinentet af kraftige jordskælv og vulkanudbrud, der alle sættes i sammenhæng med Stillehavsbundpladens nedskydning under havet fra øst.

Galapagos-øerne er derimod “hotspot-vulkaner” som Hawaii-ø-gruppen og Island og har opbygget øerne fra havbunden.

Region 10: Atlanterhavsryggen inkl. Island. Hele Atlanterhavsryggen er dannet som følge af åbningen af Oceanbunden med ca. 2 cm om året, og faktisk er ryggen 74.000 kilometer lang og begynder syd for Nordpolen – fortsætter ned imellem Grønland og Norge med vulkanøen Jan Mayen – Island, der ligger på en hot-spot – bred søjle af opstigende magma, som giver sig udslag i vulkanudbrud hvert femte år ca. og videre ned igennem Atlanterhavet – Azoerne, der alle er vulkanske – De canariske Øer, som ligger på en tilsvarende hot-spot igennem Syd-Atlanterhavet via Tristan da Cunha rundt om Afrika – op igennem det Indiske Ocean og over igennem Stillehavet for at fortsætte op imod Alaska og Ruslands østkyst.
Her dannes magmaet på grund af trykaflastning – altså varmeopstrømninger – i Jordens kappe.

Region 11: Antarktis inkl. Syd Sandwich-øerne. Antaktis eller Sydpolen har adskillige aktive vulkaner under isen, bl.a. Mount Erebus, der har en lavasø i krateret. Desuden Syd Sandwich-øerne er alle vulkanske og opstået på både underskydnings- og åbningszonen, der går tæt forbi området.

Region 12: Sydøstasien, der også kan betragtes som tilhørende Den Eurasiske Plade, må betragtes at være verdens vulkanrigeste land, med flere hundrede vulkaner alene i Indonesien, hvor Den Indo-Australske Plade med over 7 cm om året presses ned under Den Euroasiske Plade og danner hermed de voldsomme Indonesiske vulkaner på de 13.677 øer, hvoraf Java er den største. Endnu at tilføje presses Stillehavsbundpladen fra øst sig med 11 – 12 cm om året sig på og ned under Filippinerne og New Guniea og danner fra den anden side også eksplosive vulkaner.

Gang på gang har de stærkeste vulkanudbrud på jordkloden fundet sted her – bl.a. Karkataus i 1883 og Tamboras i 1815, der var skyld i året uden sommer i hele verden på grund af faldende temperaturer ved askeregnen. Senest i 1991 så vi Pinatubo på Filippinerne et udbrud, hvor vi i Danmark mærkede ekstra røde solnedgange om sommeren grundet sænkning af temperaturen i forbindelse med de vulkanske udbrudsprodukter og gassers transport i stratosfæren..

Man deler vulkaner op i typer dels efter den kemiske sammensætning af magmaet(smelten under vulkanen)og den voldsomhed hvorved vulkanudbruddene finder sted, og dels ud fra de enkelte vulkaners udseende. Man kan også klassificere de vulkanske udbrud ud fra de enkelte udbruds forløb, f.eks. et hawaiiansk, stromboliansk, plineansk eller peeleansk udbrud.

Eksplosiv: Der er en tydelig sammenhæng mellem magmaets kemiske sammenhæng og eksplosiviteten, og man har udregnet eksplosivitetsindeksen(Vulcanic Explosivity Index,VEI) en værdi imellem 1 – 8 for alle vulkaner, der må betegnes som aktive som mål for deres farlighed.

Ikke eksplosiv: Vulkaner med et lavt VEI er ofte af basaltisk sammensætning. De er kendetegnet ved en stor produktion af svagt trægtflydende lavastrømme men repræsenterer de største lavastrømme man kender på jorden. Bl.a. er Færøerne og Grønland opbygget af sådanne enorme lavaudbrud for 60 – 50 millioner år siden.

Islands vulkaner i dag er ofte spaltevulkaner, hvor lavaen trænger frem fra en spalte eller flere sprækker i jorden, f.ek.s. var det store spalteudbrud i Laki 1783 og Krafla 1975 – 84 tydelige eksempler herpå. Ved sådanne spalteudbrud dannes der ofte forholdsvis lave askekegler, som igen er opbygget af løst aske – og slaggemateriale. Spaltevulkaner dannes generelt, hvor to kontinentalplader trækker sig fra hinanden her i en såkaldt spredningszone.

Supervulkaner dannes ved ekstremt stærke udbrud -og heldigvis kun med nogle hundrede tusinde års mellemrum. Det er dog nu mere og mere anerkendt, at der faktisk kun er tale om to typer, nemlig den eksplosive (den gråhvide type) og den ikke eksplosive (den røde type). Vulkanologerne er stadig uenige. Man har bemærket, at fra en enkelt vulkan kan lavatypen være forskellig fra tid til anden, men vulkanernes form er bestemt af hvilken type lava, der strømmer ud af dem, samt indhold af gasser og siliciumindhold.

Tyndtflydende lavaer som basalter danner gerne brede og flade skjoldvulkaner men ikke nødvendigvis.

De vulkantyper, der udspyr de mere tyktflydende lavatyper, danner tit højere vulkaner – såkaldte strato – eller keglevulkaner. Hvis vulkanen er meget høj, bryder lavaen ofte ud på flanken, hvis gastrykket er aftaget i den indvendige smeltemasse og danner såkaldte bikratere – parasitkratere – f.eks. som på Etna kaldet Etnas unger.

De vulkanske gasser dannes ved opsmeltningen af magmaet ved opstrømning af varme nedefra, hvoraf vanddampen er den vigtigste og mest udbredte af de vulkanske gasser (H2O). Vi hælder nu mere og mere til den anskuelse, at det er de vulkanske vanddamp, der har været med til at danne havet i oceanerne og luftens ilt gennem millioner af år. Derefter må nævnes svovldioxid, carbondioxid (kuldioxid), hydrogen (brint), chlor, fluor, hydrogenchlorid (svovlbrinte, fluorbrinte). Det ser ud til, at man efterhånden får beviser på, at vulkanske gasser har været med til at danne jordens atmosfære og verdenshavene og dermed dannet grundlaget for livets opståen på Jorden.

Det er de pladetektoniske bevægelser af skorpen, der danner grundlag for den vulkanske virksomhed på jorden. Årsagen hertil tildeles den indre jordvarmes strømbevægelser i jordens kappe. I subductionzoner andesitvulkaner. I spredningszoner – basaltiske vulkaner. Andesit er en mellemting mellem granit og basalt. Den dannes oftest ved, at lithosfærepladen synker i dybet, smeltes under et enorm tryk. Pudelavaen af basalt i den neddykkende havbundsplade vil da indgå i den nydannede magma og danne andesit.
Andesitvulkaner er altså forholdsvis eksplosive.

Vulkaner deles altså op i typer og klassifiseres i grupper.

Her skal klassifiseringsbetegnelserne blot nævnes. De danner udgangspunkt i berømte vulkanudbrud i historien.

Man taler om flodbasaltvirksomhed (Lakagigar Island), Hawaii – virksomhed, Stromboliansk virksomhed (Det Tyrrehenske Hav), Vulcano – type virksomhed (samme område), Pliniansk virksomhed (Vesuv), Pele´eansk virksomhed (Mt. Pele på Martinique i Caribien), Ignimbritisk virksomhed (Ingen kendte udbrud. Kun spor efter dem. De ville skabe katastrofer i beboede områder, hvis de skulle indtræffe), Phreatiske udbrud (Dampeksplosioner, Bandai – San i Japan).

Andesitvulkaner er en typisk Stratovulkan (lagvulkan) den er regelmæssigt kegleformet.

Andre typer:

Spalteudbrud: Der kan nævnes utallige spalteudbrud, som findes på Island. De er kendetegnende ved, at lavaen flyder ud igennem en længere spalte, uden at man kan påvise egentlige kratere. I spredningszonerne i oceanerne findes der spalteudbrud.

På Island, hvor den Midtatlantiske Højderyg er “gået på land” har de 200 vulkaner, deraf 30 aktive. De kan fremvise alle typer vulkaner.

Iblandt dem Lakagigar, der er en vulkan spalte.

Den 8. juni 1783 startede det udbrud, som skulle blive verdenshistoriens største vulkanudbrud. Det varede til November 1783.

Lavaudstrømningerne dækkede et areal på 565 km².
På grund af giftige svovldampe, flourforbindelse der medførte, at fårene blev angrebet af sygdomme, som på islandsk hedder gaddr. Denne fik en skæbnesvanger udbredelse efter udbruddet. Sygdommen førte til, at der skete en abnorm udvikling af kindtænderne på de syge dyr; tænderne forlænges med høje spidser, som sårer tandkødet,ganen og vanskeliggør tykningen; til sidst kan lidelsen medføre dyrets død.

Tabslisten:

Der fandtes Hornkvæg 21.457. De blev til 9.996
Der fandtes Får 232.731 De blev til 42.243
Der fandtes Heste 36.408 De blev til 8.395

Desuden døde 9.200 mennesker på grund af vulkanudbruddets eftervirkninger, 1/5 af Islands befolkning.

Vulkanspalter af denne type findes der masser af i den nyvulkanske zone på Island. Men et udbrud af den størrelse er dog enestående.

Stratovulkaner(lagdelt af det latinske ord stratu = lag)eller keglevulkaner dannes ved udbrud af mere sure trægtflydende lavatyper(høj viskositet), og med med større kiselsyreindhold(SiO2). Det er den mest karakteristiske vulkantype, da de flester vulkaner er dannet og opbygget i lag på lag af udbrudsmaterialer som slagge – aske og lavalag. Den mest udbredte lavatype er andesit og med et højt VEI – indeks.
Eksempler er Fujiyama – Popocatepetl og Mayon…

Hvis den smeltede lava eller magma under vulkanen i kraterrøret – kaldet udbrudsskakten – ændrer placering dannes en sammensat vulkan som vi ser i Somma – Vesuv i Italien.

I forbindelse med eksplosive udbrud i stratovulkaner udslynges ofte så meget materiale fra magmakammeret under vulkanen, at der dannes en caldera, som kan være enormt stor, hvoraf Krakatau – Santorin og Crater Lake er tydelige eksempler.

Disse stratovulkaner skal omgås med særlig respekt.

Nogle af dem har i tidens løb kostet mange menneskeliv, bl.a. Vesuv. Ødelæggelserne af de 3 byer Pompeji, Stabiae og Herculaneum i år 79 e .kr., hvor de to første blev overdækket med pimpsten og aske. Herculaneum af tre på hinanden følgende vulkansk askelaviner.

De store udgravninger af de pludselige tildækkede byer, har givet historikerne et fortræffeligt indblik i datidens livsførelse.

Det er den fortsatte kollision mellem den Afrikanske plade, der forsøger at deformere Italien, og Den Eurasiske plade, der er baggrund for de fortsatte italienske vulkanske aktiviteter.

I Japan har man ved Palæmagnetiske d.v.s. undersøgt magnetiseringsretningen i jernholdige bjergarter, der indeholdt remanens magnetisme, set at Fujiyama er blevet brugt som omdrejningspunkt for Japans hovedø, der tidligere var langstrakt, men nu danner en vinkel. Fujiyama er en af verdens smukkeste vulkaner.

Den Filippinske stratovulkan Mayon har en af de mest regelmæssige kegler på jorden kom i udbrud 4/2 1993. I Fyens Stiftstiende kunne man dengang læse følgende:

Mindst 36 mennesker er blevet skoldet ihjel og 32 kvæstet ved vulkanudbruddet i det østlige Filippinerne oplyste Røde Kors i går. Eksperter frygter et endnu større udbrud i den nærmeste tid.

Myndighederne har evakueret omkring 20.000, og yderlige tusinder er på vej væk fra egnen omkring vulkanen Mayon, der ligger 300 km sydøst for Manila. Ca. 64.000 mennesker bor inden for risikozonen omkring bjerget.

Det 2462 meter høje Mayon bjerg er en af Filippinernes mest aktive vulkaner. Ifølge oplysninger fra regeringen har den været i udbrud 45 gange siden det 17. århundrede. Det seneste større udbrud var i 1984, hvor der ikke blev meldt om dødsfald. I 1814 omkom flere en 1200 ved et udbrud, og flere landsbyer blev udslettet. En radius af otte kilometer omkring bjerget er permanent farezone.

Skjoldvulkaner eller kuppelvulkaner dannes ved tyndtflydende lavaer(lav viskositet) såsom bl.a. basalt med et lavere kiselsyreindhold.

Skjoldvulkaner er punktvulkaner af basalt. De har navn efter deres skjoldagtige form. Hawaii er opbygget af skjoldvulkaner.
Men også på Island findes der 30 udslukte skjoldvulkaner.

Dannes der en lav skjoldvulkan eller en høj stratovulkan afhænger det, foruden af stedet hvor den er dannet, også om den kraft – energi – eller gastryk i den smeltede magma, der er nødvendig for, at magmaen kan bane bane sig vej til overfladen.

Hvis kun et svagt tryk er nødvendigt, dannes der en skjoldvulkan.

Hvis der skal bruges et større tryk, dannes en stratovulkan. Det er den almindeligste vulkantype blandt de store og kendte vulkaner (Fujiyama Japans hellige bjerg og Mayon på Philippinerne og ikke mindst Vesuv i Italien.

Spaltevulkaner eller sprækkevulkaner dannes ved tyndtflydende lavaer såsom basalt.

Som tidligere nævnt er det de tektoniske pladebevægelser, som danner baggrund for vulkanaktivit på vores jordklode. I subduktionzoner – andesitvulkaner i spredningszoner – basaltdiske vulkaner. Andesit er en mellemting mellem granit og basalt. Man mener, at det dannes på grund af, at lithosfærepladen, som synker i dybet, smeltes under et enorm tryk. Pudelavaen af basalt vil da indgå i magmaen og danne andesit.

I spredningszonerne er trykket mindre
Vulkaner deles op i typer og klassifiseres altså i grupper.

De danner udgangspunkt i berømte vulkanudbrud tidligere i historien.

Man taler om flodbasaltvirksomhed (Lakagigar Island), Hawaii – virksomhed, Stromboliansk virksomhed (Det Tyrrehenske Hav), Vulcano – type virksomhed (samme område), Pliniansk virksomhed (Vesuv), Pele´eansk virksomhed (Mt. Pele på Martinique i Caribien), Ignimbritisk virksomhed (Ingen kendte udbrud. Kun spor efter dem. De ville skabe katastrofer i beboede områder, hvis de skulle indtræffe), Phreatiske udbrud (Dampeksplosioner, Bandai – San i Japan).

Andesitvulkaner er som før omtalt en typisk Stratovulkan (lagvulkan) den er regelmæssigt kegleformet. Stratovulkaner danner ofte en caldera.

Det er en ringformet dannelse, der opstår når for meget materiale kastes ud af krateret og underminerer vulkanens fundament, så keglen synker ned i det delvis udtømte magmakammer i en slags indsynkning. Sådan en calderaindsynkning kan være meget forskellig i diameter. Mauna Loa Hawaii 3,5 km, La Garito, Colorado ca. 45 km.

Askevulkaner eller eksplosionsvulkaner dannes ved høje kiselsyrerige lavatyper.

Viskositet betyder hvor sejtflydende en væske er. Vand har f.eks. en lav viskositet, mens sirup har en høj viskositet.

Vulkanske domer er en lavaprop indeholdende en meget sur(siliciumrig) lavatype såsom andesit – dacit eller rhyolit. Lavaen presses meget langsomt op igennem kraterkanalen – kraterrøret.

Maarer er et ringformet hul i jorden, hvor de rene gaseksplosioner har efterladt en ringvold af det materiale, som slynges ud fra vulkanen. Ofte er en maare en vandfyldt kratersø som vi ser i Eifel i Tyskland eller Auvergne i Frankrig.

Hawaii-navn for en særlig type blok- og slaggeagtig lava. Navnet skyldes, at dens overflade i størknet form er skarp og ubehagelig at gå på for de barfodede Hawaiianere, som navngav den.
Når lavaen har en høj flydetræghed, dannes der “aa lava” – “a -a” eller bloklava, da overfladen har kantede skarpe og opdelt i mange stykker. Går man på den kan man skære sig, da det er som knuste glas.