Gliederung
- Einleitung
- Typen des Vulkanismus und ihre Entstehung
2.1 Vulkanismus an Subduktionszonen
2.2 Vulkanismus an Spreizungszentren
2.3 Intraplattenvulkanismus: Die Manteldiapir-Hypothese - Globale Verteilung von Vulkanen
- Vulkanische Reliefformen
4.1 Schildvulkan
4.2 Stratovulkan - Ursachen und Vorgang einer Vulkaneruption
- Folgen auf das Klima
- Fazit
Literaturverzeichnis
1. Einleitung
Vulkanische Erscheinungsformen wirken furchterregend und faszinierend zugleich (Keppler & Audétat 2008: 132). Bereits in der Antike versuchten Philosophen ihre Entstehung durch Mythen zu erklären und definierten sie als Ausdrücke einer abscheulichen, heißen Unterwelt (Grotzinger & Jordan 2017: 304). Heutzutage können Wissenschaftler mithilfe von wissenschaftlichen Fakten beweisen, dass die Entstehung dieser Feuerberge durch endogene Kräfte erfolgt und das Ergebnis der Wärmeproduktion im Erdinneren ist (Wörner 2011: 26).
Um die Geomorphometrie und die Entwicklung vulkanischer Reliefformen zu verstehen, ist es von großer Bedeutung die Prozesse von vulkanischen Aktivitäten und die Bedingungen an der Erdoberfläche zu kennen (Dikau et al. 2019: 146). Daher befasst sich die vorliegende Arbeit mit geologischen Prozessen und Erscheinungsformen, welche die Bildung von diversen Vulkantypen begünstigen. Dabei stehen besonders die plattentektonischen Prozesse im Fokus. Das Ziel dieser Arbeit ist es, den Zusammenhang zwischen den Plattenbewegungen und der geologischen Entwicklung des Vulkanismus zu schildern. Dieses Ziel wird durch die Erläuterung der Ursache-Wirkungskette erreicht.
Der Aufbau der Arbeit ergibt sich wie folgt: Zunächst werden unterschiedliche Typen des Vulkanismus und ihre Entstehungsprozesse erläutert. Daraufhin erfolgt eine Veranschaulichung der globalen Verteilung von Vulkanen und es werden zwei besonders wichtige vulkanische Reliefformen vorgestellt. Außerdem werden die Ursachen von Vulkaneruptionen erklärt, um anschließend die klimatischen Folgen zu beschreiben. In einem Fazit werden die wichtigsten Erkenntnisse schließlich zusammengetragen.
2. Typen des Vulkanismus und ihre Entstehung
Vulkane stellen natürliche Erscheinungsformen der tektonischen Entwicklung der Erdkruste dar und sind Reliefformen, welche durch endogene Prozesse erzeugt werden (Dikau et al. 2019: 146). Sie entstehen durch Magma, welches im Erdinneren mobilisiert wird und anschließend durch Spalten an die Erdoberfläche austritt (Dikau et al. 2019: 146). Im Folgenden werden unterschiedliche Typen des Vulkanismus und ihre Entstehungsprozesse vorgestellt.
2.1 Vulkanismus an Subduktionszonen
Die Subduktionszonenvulkane gehören zu den bedeutendsten Vulkangebieten der Erde und befinden sich hauptsächlich im pazifischen Ozean, welcher viele vulkanische Inselbögen und aktive Kontinentalränder aufweist (Dikau et al. 2019: 146). Sie entstehen durch das Konvergieren von Lithosphärenplatten und die Plattengrenzen dieser Subduktionszonen werden durch sogenannte Tiefseegräben markiert (Redfern 2014: 60). Bei dem Vorgang einer Subduktion taucht eine schwere ozeanische Platte durch ihre große Dichte in einem schrägen Winkel von ungefähr 30 Grad unter die leichte kontinentale Lithosphäre ab (Abb. 2; Redfern 2014: 60). Dabei enthält die absinkende ozeanische Lithosphärenplatte große Mengen an wasserhaltigen Mineralen, welche sich in zunehmender Tiefe durch die Temperaturzunahme instabil verhalten und ihr Wasser bedingt durch eine Mineralumwandlung abgeben (Wörner 2011: 27). Diese fluide Komponente steigt bis zum Mantelkeil auf, welcher sich zwischen der subduzierten und der darüberliegenden Platte befindet und beeinflusst dort die chemischen Reaktionen (Lutgens & Tarbuck 2006: 105). Als Konsequenz wird der Schmelzpunkt des Mantelgesteins reduziert und ein Schmelzvorgang beginnt, wodurch die Bildung von andesitischem Magma resultiert, welches besonders zähflüssig ist und Temperaturen zwischen 900°C und 1000°C erreicht (Lutgens & Tarbuck 2006: 105). Nachdem sich eine ausreichende Menge an Magma gebildet hat, steigt es nach oben und dringt bis zu der Erdkruste auf (Lutgens & Tarbuck 2006: 105). Es durchbrennt die kontinentale Lithosphäre und bricht über der Subduktionszone in zahlreichen Vulkanen aus (Redfern 2014: 61). Somit erfolgt die Entstehung von aktiven Kontinentalrändern und die Bildung von Kettengebirgen, welche mit Vulkanen durchsetzt sind (Schmicke 2013: 102). Die Vulkanketten entstehen parallel zur Tiefseerinne in einer Distanz von etwa 200 km (Lutgens & Tarbuck 2006: 105). Auf der gleichen Weise erfolgt ebenfalls die Formation von vulkanischen Inselbögen. Der einzige Unterschied besteht darin, dass hierbei eine ältere ozeanische Lithosphäre unter einer jüngeren ozeanischen Platte absinkt (Redfern 2014: 61). Des Weiteren herrscht durch die starke Kopplung der Platten miteinander, eine Kompression über den Subduktionszonen, die als Konsequenz etwa 80 Prozent aller großen Erdbeben verursacht (Schmincke 2013: 103).
Der Subduktionsprozess ist das Ergebnis der ozeanischen Krustenneubildung an divergenten Plattengrenzen (Redfern 2014: 60). Da die Erde ihr Volumen nicht vergrößern kann, entfernt sich die alte ozeanische Lithosphäre im Laufe der Zeit von der Ausbruchsöffnung und wird an diversen Subduktionszonen „entsorgt“, so dass der Zyklus der Mantelkonvektion fortgesetzt wird (Redfern 2014: 60). Die Subduktion erfolgt auf der Schnelligkeit, die für die Bildung neuer ozeanischer Kruste beansprucht wird und dies entspricht zwei bis zehn cm pro Jahr (Redfern 2014: 60).
2.2 Vulkanismus an Spreizungszentren
Spreizungszentren entstehen an Schwächezonen der Lithosphäre, die durch Dehnungsprozesse aufreißen und sich in zwei oder mehrere Teile trennen (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 221). Sie bewegen sich auseinander und erzeugen Grabenbruchsysteme wie den ostafrikanischen Rift Valley oder den mittelozeanischen Rücken (Abb. 3; Schwanke et al. 2009: 33). An den divergenten Plattengrenzen werden 60 Prozent des gesamten jährlichen Lavaausstoßes produziert und deshalb gehören sie zu den produktivsten Vulkanismusstandorten der Erde (Lutgens & Tarbuck 2006: 105). Das Magma bildet sich durch die Druckentlastung, die durch den Aufstieg des Mantelgesteins unter den Dehnungszentren verursacht wird (Wörner 2013: 27). Für die Erzeugung von Magma ist also keine zusätzliche Temperaturerhöhung notwendig (Lutgens & Tarbuck 2006: 108). Das basaltische Magma fließt aus den Zerrspalten aus und bildet neue Lithosphäre (Bauer 2005: 16).
Wenige dieser divergenten Plattengrenzen liegen auf der kontinentalen Lithosphäre, doch ein klassisches Beispiel hierfür ist der ostafrikanische Graben (Lutgens & Tarbuck 2006: 109). Dort wird die Platte durch die entgegengesetzten Bewegungsrichtungen in zwei Teile getrennt und daher ist der Scheitelpunkt der Dehnungszone mit diversen Rissen durchzogen, aus denen Lava ausdringt (Ring 2014: 132). Deshalb existieren dort zahlreiche Vulkane wie zum Beispiel der Kilimanjaro (Lutgens & Tarbuck 2006: 109). Zumeist befinden sich die Spreizungszentren jedoch auf ozeanischen Lithosphärenplatten und ein Beispiel hierfür ist der mittelozeanische Rücken (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 223). Die Lavaströme führen zur Bildung neuer Lithosphäre auf dem Ozeanboden und kühlen unter Wasser advektiv durch die Hydrothermalkreisläufe und konduktiv durch die Wärmeabgabe an die Erdoberfläche ab (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 223). Teilweise bilden sich unter Wasser ebenfalls Kissenlaven, die viele kleine Seamounts erzeugen (Lutgens & Tarbuck 2006: 108).
Durch den hohen Druck und den niedrigen Temperaturen im ozeanischen Untergrund, übt das Wasser einen großen Widerstand aus, so dass bei einer Eruption eine explosive Ausdehnung von Gasen verhindert wird (Jorzik et al. 2020: 98). Der hydrostatische Druck lässt die Volatile (gelöste flüchtige Bestandteile im Magma) nicht austreten und verhindert die Blasenbildung, da der Kontakt des heißen Magmas mit dem Meerwasser die Dampfbildung hemmt (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 326).
2.3 Intraplattenvulkanismus: Die Manteldiapir-Hypothese
Ein Großteil aktiver Vulkane bilden sich an divergierenden und konvergierenden Plattengrenzen. Nichtsdestotrotz existieren ebenfalls im Inneren der ozeanischen und kontinentalen Lithosphärenplatten bedeutsame Vulkane (Jorzik et al. 2020: 113). Die Formation dieser Vulkane kann durch die Hypothese der Manteldiapire erklärt werden (Abb. 4; Grotzinger & Jordan 2017: 324). Manteldiapire haben eine schmale schlauchförmige Form und fördern das Aufsteigen des heißen Magmas aus der Mantel-Kern Grenze bis in die Erdkruste (Bauer 2005: 17). Laut der Hypothese handelt es sich zunächst um aufsteigende Peridotite, die Mantelgesteine darstellen und bei geringen Manteltiefen durch die Dekompression schmelzen und basaltische Magma bilden (Jorzik et al. 2020: 114). Sobald diese Manteldiapire das ozeanische Plateau erreichen, entstehen unmittelbar unter der Lithosphärenplatte vereinzelte Flecken, die als Hotspots bezeichnet werden (Bauer 2005: 17). Diese Hotspots werden durch die Manteldiapire fixiert. Sie sind stationär und im Erdmantel verankert (Grotzinger & Jordan 2017: 324). Die Hotspots brennen sich durch die Lithosphäre und fließen schließlich aus, so dass auf lokalen Stellen der Erdoberfläche aktive vulkanische Erscheinungsformen entstehen (Grotzinger & Jordan 2017: 324).
Im Laufe der Zeit bilden sich durch den Intraplattenvulkanismus Vulkanketten, die eine Länge von mehreren Kilometern haben (Jorzik et al. 2020: 113). Besonders bekannt sind die altersprogressiven Intraplattenvulkane, welche durch die Bewegung der ozeanischen Lithosphäre über einen Hotspot entstehen (Jorzik et al. 2020: 114). Hierbei ist die Ursache für die Plattenbewegung das Wärmeungleichgewicht zwischen dem Erdkern und der Erdkruste, die Konvektionsströme auslösen (o.V. 2017: 24). Bedingt durch die kontinuierliche Plattenbewegung, verlieren die älteren Vulkane den Kontakt mit der Ausbruchsöffnung und es bilden sich neue Intraplattenvulkane an unterschiedlichen Stellen der Lithosphäre (Bauer 2005: 17).
Die Inseln von Hawaii, welche sich im Inneren der pazifischen Platte befinden, stellen ein klassisches Beispiel des altersprogressiven Intraplattenvulkanismus dar (Jorzik et al. 2020: 113). Am südöstlichen Ende der hawaiianischen Inselkette sind aktive Vulkane zu beobachten, wobei im nordwestlichen Teil der Insel ältere erloschene Vulkane und aseismische Rücken liegen (Grotzinger & Jordan 2017: 324). Durch die Bewegung der Lithosphärenplatten, wandern die zunehmend älteren Vulkane von den Hotspots hinweg und es bilden sich neue vulkanische Erscheinungen (Grotzinger & Jordan 2017: 324). Durch den anhaltenden Vulkanismus wird die Bildung von Vulkanketten fortgeführt (Bauer 2005: 17).
3. Globale Verteilung von Vulkanen
Weltweit existieren über 500 aktive Vulkane und jährlich brechen ungefähr 50 dieser Feuerberge aus (Dikau et al. 2019: 146). Allerdings sind diese Vulkane nicht auf beliebigen Standorten der Erde verteilt, denn ihr Auftreten ist an geologische Schwachstellen gebunden (Schwanke et al. 2009: 32). Bis in die 1960er Jahre gelang es den Geologen nicht die globale Verteilung der Vulkane zu erklären, doch heutzutage kann ihre Verteilung durch die Theorie der Plattentektonik erläutert werden (Lutgens & Tarbuck 2006: 104). Die globale Verteilung von Vulkanen weist ein bestimmtes Verbreitungsmuster auf, welches größtenteils den tektonischen Plattengrenzen der Erde folgt (Dikau et al. 2019: 146).
Ungefähr 80 Prozent aller Vulkane liegen an Subduktionszonen, an denen Lithosphärenplatten konvergieren (Schwanke et al. 2009: 32). Aufgrund der aktiven Kontinentalränder befinden sich dort die aktivsten Vulkane der Welt, die ungefähr 85 Prozent aller historischen Eruptionen repräsentieren (Schmincke 2013: 101). Besonders viele aktive Vulkane sind rund um den pazifischen Feuerring zu finden, welcher einen kreisförmigen Vulkangürtel darstellt, der nahezu den gesamten pazifischen Ozean umrahmt (Schwanke et al. 2009: 32). Ungefähr 65 Prozent aller subaerischen Vulkane liegen auf diesem Feuerring (Schmincke 2013: 101). Dazu gehören beispielsweise die Vulkane der Westküste Amerikas, die südamerikanischen Anden und die Vulkanketten Japans (Dikau 2019: 146).
Dahingegen befinden sich ungefähr 15 Prozent aller Vulkane an divergenten Plattenrändern (Schwanke et al. 2009: 33). Diese Plattengrenzen sind ebenfalls als ozeanische Axialzonen bekannt, die eine hohe Magmaproduktion aufweisen (Schmincke 2013: 18). An diesen Zonen existiert eine Großzahl submariner Vulkane, aus denen Magma herausdringt und an der Erdoberfläche erstarrt (Dikau et al. 2019: 146). Ein klassisches Beispiel ist der mittelozeanische Rücken, der durch den stetigen Magmaausfluss zur Erneuerung der Erdkruste beiträgt (Schmicke 2013: 102).
Nahezu fünf Prozent aller Vulkane liegen als Intraplattenvulkane vor und befinden sich auf dem ozeanischen oder kontinentalen Platteninneren (Schmicke 2013: 18). Die bekanntesten ozeanischen Intraplattenvulkane liegen auf Hawaii, den Kanaren und Samoa (Schmincke 2013: 63). Zu den typischen kontinentalen Intraplattenvulkanfeldern zählen die Eifelvulkangebiete in Mitteleuropa (Schmicke 2013: 90).
4. Vulkanische Reliefformen
Vulkanische Reliefformen entstehen durch effusive und explosive vulkanische Aktivitäten (Dikau 2019: 151). Für die Formbildung einzelner Vulkane sind der Magma- und Eruptionstyp verantwortlich (Dikau et al. 2019: 151). Allerdings können sich Vulkane allometrisch verhalten und durch die fortlaufende Magmaförderung ihre Reliefformen vergrößern und ihre Geomorphologie ändern (Dikau et al. 2019: 152). Im Folgenden werden zwei besonders wichtige vulkanische Reliefformen vorgestellt.
4.1 Schildvulkan
Schildvulkane gleichen einem großen, ausgedehnten Vulkankegel mit flachen Hängen und einer Höhe von über 2000 Metern (Grotzinger & Jordan 2017: 742). Sie sind besonders typisch für Hotspots und verfügen über eine enorme Lavaproduktionsrate (Jorzik et al. 2020: 12). Ihr Aufbau erfolgt aus niedrig-viskosen basaltischen Lavaströmen, die eine geringe Mächtigkeit haben und aus Kratern oder länglichen Riftzonen eruptieren (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 311). Die initialen Formen eines Schildvulkans werden als exogene Dome bezeichnet, die sich durch die fortlaufende Magmaförderung im Laufe der Zeit erhöhen und aufbauen (Dikau et al. 2019: 154). Besonders viele Schildvulkane existieren mitten im pazifischen und atlantischen Ozean und verbergen dabei nahezu 90 Prozent ihrer Vulkangesteine unter dem Meeresspiegel (Dikau et al. 2019: 154). Teilweise ragen Schildvulkane gar nicht aus dem Wasser heraus und daher werden solche vulkanischen Formen als Seamounts bezeichnet (Dikau et al. 2019: 154). Im Vergleich zu anderen vulkanischen Reliefformen haben Schildvulkane die größte Ausdehnung und dies wird an dem hawaiianischen Vulkan Mauna Loa besonders gut ersichtlich, da er mit einer Höhe von etwa 10.000 m und 86.000 km³ Lava der volumenreichste aktive Schildvulkan der Erde ist (Dikau et al. 2019: 154). Dieser Vulkan erhebt es sich bis zu einer Seehöhe von 4170 m und liegt knapp 5500 m unter dem Meeresspiegel (Pales & Prince 1963: 64).
4.2 Stratovulkan
Stratovulkane haben eine kegelförmige Form und verfügen über steile Hänge (Jorzik et al. 2020: 12). Die Form von Stratovulkanen erscheint häufig symmetrisch, doch ihre Hänge haben eine leichte Konkavität, da sie nach innen geneigt sind (Dikau et al. 2019: 156). Stratovulkane existieren hauptsächlich an Subduktionszonen und haben im Vergleich zu anderen Vulkantypen eine hohe Mächtigkeit (Wood 1978: 437). Während ihrer Entstehung treten intrusive und extrusive Prozesse in gemischter Form auf und es sind Laven und Tephren, also vulkanische Lockerstoffe, beteiligt (Dikau et al. 2019: 156). Durch die fortlaufenden Magmaeruptionen bilden sich im Laufe ihrer Entwicklung hangparallele Gesteinsschichten (Abb. 5; Dikau et al. 2019: 156). Die eruptierten Lavaströme fließen über bereits abgelagerte Lavaschichten und stabilisieren somit den Kegelbereich (Dikau et al. 2019: 157). Ebenfalls gibt es seitliche Eruptivgänge, in denen intrusive Gesteine aufsteigen und Staukuppen bzw. Seitenkrater bilden (Dikau et al. 2019: 157). Durch diese Intrusiva werden Stratovulkane felsmechanisch stabilisiert und können problemlos in die Höhe wachsen (Dikau et al. 2019: 157). Allerdings sind Einbrüche der Hänge durch den sogenannten Falkenkollaps möglich, doch der Wiederaufbau erfolgt durch weitere Eruptionen (Dikau et al. 2019: 159). Zudem können Stratovulkane besonders explosive Ausbrüche verursachen, wenn Wassermengen in Form von Schnee oder Eis in den Gipfelbereich eindringen (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 317).
5. Ursachen und Vorgang einer Vulkaneruption
Unter jedem aktiven Vulkan befindet sich eine Magmakammer, doch eine vulkanische Eruption ist nicht immer eine zu erwartende Konsequenz (Keppler & Audétat 2008: 134). Manche dieser Magmakammern kühlen nach einiger Zeit ab und kristallisieren aus, so dass Vulkanausbrüche vermieden werden (Keppler & Audétat 2008:134). Das Auftreten einer Vulkaneruption ist abhängig von dem Wassergehalt des Magmas, der Tiefe der Magmakammer und der Festigkeit ihrer Wände (Keppler & Audétat 2008: 134). Grundsätzlich gibt es zwei Mechanismen, die Vulkanausbrüche verursachen können. In dem ersten Verfahren erfolgt durch das Abkühlen des Magmas eine vollständige Kristallisation in dem Magmareservoir und die gebildeten Kristalle können kein Wasser in ihrer Struktur aufnehmen (Keppler & Audétat 2008: 134). Infolgedessen wird die Restschmelze mit dem ausgestoßenem Wasser angereichert, bis der Druck innerhalb der Magmakammer ungenügend erscheint und das Wasser in der Schmelze nicht gelöst gehalten werden kann. Es erfolgt die Bildung von Gasblasen und der Druckaufbau wird fortgeführt, bis der Vulkanschlot über der Magmakammer durch den Überdruck freigesprengt wird (Keppler & Audétat 2008: 134). Bei dem zweiten Mechanismus handelt es sich um eine Druckentlastung. Hierbei entsteht eine Aufwölbung der Lithosphäre, da sich eine große Menge an Magma unmittelbar unter der Erdoberfläche befindet und die Hänge dieser Aufwölbung verhalten sich sehr instabil (Keppler & Audétat 2008: 134). Ereignisse wie zum Beispiel Erdbeben können einen Hangrutsch verursachen, so dass sich der Druck auf die Magmakammer minimiert. Infolgedessen bilden sich innerhalb der Kammer allerdings Gasblasen, wodurch der Druck enorm zunimmt. Ein Ruckartiger Druckabfall, der beispielweise durch einen weiteren Hangrutsch verursacht wurde, kann eine Eruption auslösen (Keppler & Audétat 2008: 134).
6. Folgen auf das Klima
Vulkaneruptionen können einen direkten Einfluss auf das globale Klimageschehen haben, da die Gasemissionen die Treibhausgaszusammensetzung in der Atmosphäre beeinflussen (Ranke 2009: 32). Grundsätzlich sind vulkanische Gase aus Wasser, Kohlenstoffdioxid und Schwefeldioxid zusammengesetzt (Swingedouw et al. 2017: 25). Der Anteil von Schwefeldioxid dominiert erheblich und ist hauptsächlich für die Beeinflussung des Klimageschehens verantwortlich (Thordarson & Larsen 2007: 132). Die kleinen Mengen an Gasblasen in der Gesteinsschmelze verursachen die Extraktion des gesamten Schwefels aus der Magmakammer, welches bei hochexplosiven Vulkanausbrüchen durch kilometerlange Eruptionssäulen bis in die Stratosphäre transportiert werden kann (Keppler & Audétat 2008: 137). Dort wird es zu Schwefeltrioxid aufoxidiert und reagiert mit Wasser zu Aerosolen von Schwefelsäure (Keppler & Andétat 2008: 137). Da diese Schwefelsäure-Aerosole sehr stabil sind und eine geringe Dichte aufweisen, können sie sich über mehrere Jahre in der Stratosphäre aufhalten (Lühr 2015: 259). Somit ist die Aerosolschicht in der Lage, die Sonneneinstrahlung zu reflektieren und als Konsequenz erfolgt die Abnahme der Globaltemperatur (Jorzik et al. 2020: 90). Um das Klima beeinflussen zu können, muss das Schwefeldioxid in die Stratosphäre gelangen, da es in der Troposphäre durch den Regen ausgewaschen wird und somit seine Wirkung verliert (Keppler & Andétat 2008: 138).
Der Vulkan Mount Pinatubo, welcher auf den Philippinen liegt, brach im Jahr 1991 aus und schleuderte 17 Millionen Tonnen Schwefeldioxid in die Stratosphäre (Keppler & Andétat 2008: 137). Durch die große Menge an Aschepartikeln bildete sich in der Atmosphäre ein Dunstschleier, welcher nach über zwei Jahren weiterhin nachzuweisen war und die Sonneneinstrahlung reflektierte (Ranke 2019: 32). Die ausgedehnte Aschewolke verblieb mehrere Jahre in der Stratosphäre, da die vulkanischen Fragmente äolisch transportiert wurden (Bahlburg & Breitkreuz 2017: 309). Dadurch resultierte ein Temperatursturz und die Globaltemperatur nahm um mehr als 0,5° Celsius ab (Cole-Dai 2010: 834). Innerhalb von drei Wochen gelang es der Aschewolke den gesamten Globus zu umkreisen (Robock 2000: 193).
7. Fazit
Die Konvektionsströme im Erdinneren, welche durch die Temperaturunterschiede im oberen und unteren Mantelbereich resultieren, lösen die Plattenverschiebung aus. Die Kontinentalplatten bewegen sich unabhängig voneinander und fördern an Schwächezonen frische Lava an die Erdoberfläche, die aus Vulkanen eruptieren. Ein Großteil dieser Vulkane existiert an tektonischen Plattengrenzen, da ihre geologische Entwicklung durch die Plattenverschiebung erfolgt. An den Konvergenzzonen bilden sich im Laufe der Zeit durch die großem Mengen an andesitischen Laven mächtige Reliefformen wie zum Beispiel Stratovulkane. Dahingegen dringt an den Spreizungszentren basaltische Magma aus, die nach dem Ausfließen erstarrt und neue ozeanische Lithosphäre bildet. Bedingt durch die Manteldiapire kommt es ebenfalls über den Hotspots zu basaltischem Vulkanismus und in diesen Regionen dominieren die Schildvulkane.
Vulkaneruptionen erfolgen durch die Blasenbildung von Wasserdampf in der Magmakammer, die einen Innendruck aufbaut und den Vulkanschlot freisprengt. Sie sind Naturphänomene mit gefährlichen und zerstörerischen Auswirkungen und können durch kilometerlange Eruptionswolken und die Förderung von Aschepartikeln das globale Klima enorm beeinflussen. Einige vergangene explosive Vulkaneruptionen haben bewiesen, dass durch die Bildung von Aerosolen in der Stratosphäre, eine jahrelange Abkühlung des globalen Klimas verursacht werden kann.
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