Generelt om vulkaner

Vulkaner, 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.

Ordet vulkan kommer via tysk fra italiensk volcano, nydannet ord efter det romerske gudenavn Vulcanus.

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.

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. 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.

26 berømte vulkanudbrud
Santorini Det Ægæiske Hav 1645 f.Kr.
Vesuv Italien 79 e.Kr.
Etna Italien 1669
Sakurajima Japan 1779
Laki Island 1783
Asama Japan 1783
Unzen Japan 1792
Tambora Indonesien 1815
Galungung Indonesien 1822
Cotopaxi Ecuador 1877
Krakatau Indonesien 1883
Mont Pelée Caribien 1902
Santa Maria Guatemala 1902
Katmai Alaska 1912
Kelut Indonesien 1919
Paracutín Mexico 1943
Lamington New Guinea 1951
Surtsey Island 1963
Agung Indonesien 1963
Heimaey Island 1973
Krafla Island 1975-84
Mount St. Helens USA 1980
El Chichón Mexico 1982
Nevado del Ruiz Colombia 1985
Unzen Japan 1991
Pinatubo Filippinerne 1991

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.

Askevulkaner, der består af store mængder af vulkansk aske, er dannet ved forholdsvis korte, eksplosive udbrud, hvor aktiviteten i form af lavafontæner og udslyngning af aske ikke er afbrudt af fremtrængende lava. Hverfjall på Island er et eksempel på en askevulkan med en diameter på over 1 km og en højde på 150 m.

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, her under gejseraktivitet .

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. 1000 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, Azorerne, 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. Mere end 1500 potentielt aktive vulkaner befinder sig over nedglidende plader, heraf ca. 1000 i en næsten ubrudt ring omkring Stillehavet, den såkaldte Ring of Fire. Langs den 7000 km lange Andeskæde findes flere hundrede vulkaner, mange i over 5000 m højde, bl.a. verdens højeste aktive vulkan, Llullaillaco (6723 m; angives også til 6739 m); kun ca. 100 er potentielt aktive. Hvorvidt Nevado Ojos del Salado, verdens højeste vulkan (6887 m), er aktiv, er omdiskuteret. Lignende subduktionsvulkanisme findes i De Små Antiller i Caribien, i South Sandwich Islands og gennem de store indonesiske øer Java og Sumatra; endvidere i vulkanerne fra Kaukasus gennem Lilleasien og Det Ægæiske Hav samt i vulkanerne i Det Tyrrhenske Hav og på Den Italienske Halvø. Også de befinder sig over en nedglidende lithosfæreplade.

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

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 (plume) 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).

Mount St. Helens’ udbrud 1980

I midten af maj 1980 blæste et voldsomt, eksplosivt udbrud nordsiden ud på vulkanen Mount St. Helens i staten Washington i det vestlige USA. Udbruddet kom ikke uventet, men dets voldsomhed var overraskende.
US Geological Survey konkluderede i 1978, at netop Mount St. Helens frembød den største risiko blandt vulkanerne i Cascade Range, og at et stort, eksplosivt udbrud var sandsynligt inden for de næste hundrede år. Et område i en radius af 25 km fra vulkanen blev spærret af. Mount St. Helens var, efter at vulkanen “vågnede” 27.3.1980, under konstant overvågning af vulkanologer og fotografer, og da katastrofen indtraf, blev det et af verdens bedst dokumenterede vulkanudbrud til dato.

Udbruddet indledtes med, at små dampeksplosioner dannede et ca. 70 m bredt krater, og store øst-vest-gående sprækker åbnede sig i sne- og isdækket på vulkanens top. Blå flammer fra brændende gasser, sandsynligvis svovlbrinte, kunne om natten to dage senere iagttages fra luften. 1/4 viste seismografer på vulkanens flanker en række mere eller mindre konstante, rytmiske vibrationer af undergrunden, hvilket sandsynligvis skyldtes bevægelse af magmaet under vulkanen, frigørelse af opløste gasser i magmaet eller dannelsen af gasbobler i forbindelse med begyndende overophedning af grundvand i vulkanen. Damp- og askeeksplosionerne fortsatte; nogle som pulserende jetudblæsninger, der varede i timevis. Imens voksede vulkanens krater til ca. 300 m i diameter, og en 3 km høj søjle af aske og vanddamp rejste sig over toppen. Den høje seismiske aktivitet fortsatte, og vulkanologer på bjergsiden registrerede nu en bule midt på nordflanken, som gradvist voksede frem med ca. 1,5 m pr. dag. 12/4 var den mere end 2 km i diameter og over 150 m høj. Bulen og jordskælvene umiddelbart herunder var forårsaget af, at magma under vulkanen var i færd med at trænge ind i den nedre del af vulkanbjerget; et udbrud var nært forestående. 15/5-17/5 var Mount St. Helens tavs, selvom væksten af bulen fortsatte. 18/5 kl. 8.32 begyndte hele nordsiden af vulkantoppen at bevæge sig som én gigantisk masse af sten og gletscheris og at glide nedad og udad mod nord langs et dybtliggende glideplan. Sekunder efter rystedes bjerget af en voldsom eksplosion, og en sortgrå askesky rejste sig skråt opad fra den øvre del af vulkanen, mens udskridningen af den nordlige vulkanflanke gik over i et kolossalt lavineskred, der med en voldsom hastighed bevægede sig sidelæns bort fra vulkanen. 40 sekunder senere blev, efter endnu en eksplosion, den enorme udskridning overhalet af en gigantisk askelavine, en såkaldt pyroklastisk strøm, som blæste vandret ud fra vulkanen mod nord. Udskridningen havde reduceret trykket, hvorved overophedet vanddamp i vulkanbjerget samt opløste gasser i det nu højtliggende magmakammer frigjordes under en eksplosion, der havde en udgangshastighed på ca. 1000 km/h. 3 km3 knust stenmateriale og gletscheris blæste som en askefyldt dampsky hen over jorden med en hastighed på mere end 350 km/h. Den gigantiske massestrøm pløjede gennem begge grene af Spirit Lake ved vulkanens fod og sendte tonsvis af vand ned gennem den nordlige gren af Toutle River ca. 10 km længere mod nord. Askestrømmen blæste hen over søen og fortsatte op over en 360 m høj, tværgående bjergryg og fire andre rygge på den anden side af søen, inden den faldt til ro mere end 20 km fra vulkanen.

Udskridningen og den følgende dampeksplosion, der havde forårsaget en horisontal sten- og askeudblæsning mod nord, havde totalt ændret landskabet i et 600 km2 stort område nord og NV for Mount St. Helens. De første få kilometer fra vulkanen var samtlige træer, nogle på 2 m i diameter, revet op med rode og fejet omkuld af den fremstormende eksplosionssky. Herefter fulgte en zone på 10-15 km, hvor træerne, alle fuldvoksne douglasgraner, var knækket ca. 1 m over jorden. I den ydre del af destruktionszonen stod træerne stadig, men deres grene var blæst af eller fuldstændig afløvede. Op til 7 km NV for og 18 km NØ for vulkanen var træstammer forkullede på den side, som vendte mod eksplosionsstedet. Alle de væltede træer var orienteret efter bugtede strømlinjer eller turbulente strømhvirvler forårsaget af de varme, hurricaneagtige vinde, som herskede inde i askeskyen. Kantede blokke fra selve vulkanbygningen og varm, nyligt størknet magma var slynget op til 20 km bort fra vulkanen. Til slut aflejredes en grå afsætning af aske og sten på fra 1 m til få millimeters tykkelse over hele destruktionszonen.
Efter udskridningen og eksplosionerne, som kun varede 4-5 min, rejste sig over vulkanen en lodret askesøjle, der nåede sit maksimum på 26 km kl. 9 samme morgen. Samtidig rullede adskillige pyroklastiske strømme af fin aske og pimpsten med hastigheder på op til 100 km/h ud af det gigantiske, hesteskoformede krater, som var opstået ved udskridningen, og dækkede i en vifte på 3-5 km nord for vulkanen de netop afsatte sedimenter fra udblæsningsskyen. Askelavinerne fortsatte ud over den sydlige bred af Spirit Lake 5 km nord for vulkanen, og kontakten mellem vandet i søen og de varme, pyroklastiske strømme afstedkom nye eksplosioner, som sendte damp- og askeskyer 2 km til vejrs. Tusindvis af gasudblæsninger (fumaroler), som skyldtes indesluttet vand under pimpstensafsætningerne, sendte, efter at asken var faldet til ro, større eller mindre dampskyer til vejrs.

Hovedparten af udskridningslavinen forvandledes efter at have passeret den vestlige gren af Spirit Lake til en gigantisk mudderstrøm af pimpstensaske og nedknust klippemateriale fra den kolossale udglidningslavine, der med en konsistens som våd cement bevægede sig 21 km ned gennem Toutle River-dalen mod vest. Vandet stammede fra smeltet sne og is fra bjergets top samt vand slynget ud af Spirit Lake, da lavinen ramte søen. Flodbølgen, som skyllede ned gennem dalen, blev på træerne langs dalen målt til at have været 16 m høj. Asken fra den lodrette eruptionssky, der i løbet af dagen aftog til 14 km højde, blev ført ind over den centrale del af staten Washington samme dag. På tre dage passerede den tværs over USA.
I månederne efter udbruddet rejste der sig i det nye, amfiteaterlignende krater et kuppelformet lavadome på 250 m højde, så selvom Mount St. Helens tilsyneladende atter er en sovende vulkan, er netop et sådant dome en potentiel kilde til nye, farlige askelaviner; vulkanen er derfor stadig under observation.

Den totale ødelæggelse var overvældende: 57 mennesker omkom under udbruddet, 1 mio. træer var ødelagt, og værdier for mere end 1 mia. dollar var gået tabt eller ødelagt, hovedsagelig inden for træindustrien. Landskabet blev totalt ændret ved udbruddet, men vegetationen er med en overraskende hastighed atter spiret frem af asken.

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 150.000-200.000 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 250.000 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 80.000 mennesker i tide, hvorved tabstallet blev reduceret til ca. 800; denne bedrift regnes for den hidtil største succes for vulkanologien.

Omkomne og dødsårsager i forbindelse med udbrud siden 1500
vulkan land år pyroklastiske strømme lahars sult og sygdomme tsunamier
Kelut Indonesien 1586 10.000
Awu Indonesien 1711 3200
Cotopaxi Ecuador 1742 1000
Papadian Indonesien 1772 2960
Laki Island 1783 9350
Asama Japan 1783 1491
Unzen Japan 1792 15.190
Mayon Filippinerne 1814 1200
Tambora Indonesien 1815 12.000 82.000
Galungung Indonesien 1822 4000
Nevado del Ruiz Colombia 1845 1000
Awu Indonesien 1856 2806
Cotopaxi Ecuador 1877 1000
Krakatau Indonesien 1883 36.420
Awu Indonesien 1892 1530
Soufrière St. Vincent, Caribien 1902 1680
Mount Pelée Martinique, Caribien 1902 29.000
Santa Maria Guatemala 1902 1500 3000
Taal Filippinerne 1911 1330
Mount St. Helens USA 1980 57
Nevado del Ruiz Colombia 1985 23.000
Pinatubo Filippinerne 1991
350 450
Kilde: modificeret efter Fisher, Heiken og Hulen Volcanoes, 1998