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Vulkanismus ist ein Sammelname für geologisch Oberflächenprozesse durch das Aufsteigen von heißem Material aus dem Inneren von a Planet. Das entstehende Material kann bestehen aus Magma (geschmolzen) Felsen), aber auch von flüchtig Stoffe wie Gase oder Flüssigkeiten. Wenn ein solches Material die Oberfläche erreicht, heißt es a Eruption oder Eruption. Wenn Magma über die Oberfläche fließt, wird es zu Lava erwähnt. Eine Eruption kann jedoch von Explosionen begleitet sein, die auch Trümmer und Asche (Tephra oder pyroklastisch als Material bezeichnet) geworfen wird oder die Atmosphäre eingeblasen werden. Am Ort des Ausbruchs, a Vulkan auftreten, wenn die Eruption explosionsartig ist, a Krater.
Wenn ein Lavastrom erstarrt, wird er zu einem Eruptivgestein. Erstarrte Lava ist jedoch nicht das einzige Produkt des Vulkanismus. Während eines Vulkanausbruchs Asche und Schutt vom Himmel fallen, die in relativ kurzer Zeit dicke Schichten bilden können. Dieses Material ist nicht sehr stabil, daher nach einem Ausbruch oft Erdrutsche oder Schlammlawinen (lahars) Aussehen.
Auf Boden Vulkanismus tritt hauptsächlich an den Rändern von auf tektonischen Platten. Die Natur des Vulkanismus wird durch eine Kombination aus der Entwicklung des Magmas bestimmt, während es durch die Erdkruste und Oberflächenbedingungen.
Spuren des Vulkanismus
Vulkane
sehen Vulkan für den Hauptartikel zu diesem Thema.In einem Gebiet, in dem Vulkanismus auftritt, viele Landschaftsformen durch vulkanische Aktivität entstanden. der berühmteste sein Vulkane, die Orte, an denen bei Eruptionen Lava oder pyroklastisches Material freigesetzt wird. Normalerweise befindet sich unter dem Vulkan ein Ort, an dem sich Magma sammelt, ein sogenanntes Magma-Kammer. Das Magma kann einen Durchgang passieren, wie z Vulkanrohr oder eine Träne (Deich), gehen Sie an die Oberfläche.
Wenn man an einen Vulkan denkt, denkt man normalerweise an einen Berg mit der Form von a Kegel. Diese Art von Vulkan wird a Stratovulkan erwähnt. Stratovulkane haben steile Hänge und können große Höhen haben. Sie sind oft die höchsten Punkte in der Umgebung, wie z Vesuv (1281 m) in Italien oder der Merapic (2968 m) auf dem Indonesisch Insel Java. Die Hänge eines Stratovulkans bestehen aus pyroklastischem Material wie Asche oder Schutt, durchsetzt mit erstarrten Lavaströmen.[1]
Schildvulkane sind ebenfalls große Berge, haben aber die Form einer Kuppel mit sanften Hängen. Beispiele sind die Mauna Loa (Gipfel 4170 m oben Meeresspiegel) und Mauna Kea (4205 m ü. M.) bei Hawaii. Die Gipfel dieser Vulkane sind 4170 und 4205 m höher Meeresspiegel, aber vom Meeresgrund aus gerechnet sind sie mehr als 10 km hoch. Das Volumen und die Oberfläche dieser Schildvulkane ist viel größer als die der größten Stratovulkane. Viele Schildvulkane, wie Stratovulkane, haben einen Krater auf dem Vulkan. An Schildvulkanen kann sich die ausströmende Lava oft in einem Lavasee im Krater. Schildvulkane bestehen größtenteils aus erstarrtem solid Lava fließt und enthalten kaum pyroklastisches Material.[2]
Andere Landschaftsformen
Nicht alle Vulkane sind Berge. Manche bilden sogar a Depression in der Landschaft. Sei ein Beispiel aber, tiefe Krater mit einem Durchmesser von mehreren Kilometern oder Hunderten von Metern, die manchmal einen kleinen See enthalten. Ein Maar ist oft von einem Ring aus Asche und Schutt umgeben.
EIN Caldera ist ein großer Vulkankrater mit mehreren Kilometern Durchmesser. Calderas können mehr als einen Vulkan enthalten. Die größte aktive Caldera der Welt ist Yellowstone In der Mitte des Vereinigte Staaten. Diese Caldera ist etwa 55 km breit. Von einer Caldera ist im Yellowstone an der Oberfläche nicht viel zu sehen: Aufgrund ihrer enormen Größe ist die Caldera nur auf Luftbildern erkennbar.
Vulkankegel sind relativ kleine (höchstens einige hundert Meter hohe) kegelförmige Berge in der Nähe eines Vulkans. Sie haben steile Flanken und bestehen immer größtenteils aus pyroklastischem Material. Diese Art von Kegeln hängt beispielsweise von der Art des Materials ab, aus dem sie bestehen Schlackenkegel, Schlackenkegel oder Aschekegel erwähnt. Die meisten Vulkankegel haben oben einen Krater. Wenn der Krater relativ groß ist und sich das pyroklastische Material ringförmig um den Krater befindet, spricht man von a Tufring.
Ein großes Gebiet, das mit Lavaströmen und anderen vulkanischen Landschaftsformen bedeckt ist, wird zu einem Vulkanebene erwähnt. Aus der fernen Vergangenheit haben sich vulkanische Ebenen gebildet, die so groß sind, dass sie große Teile der Kontinente bedecken. Beispiele sind die Deccan-Fallen im Indien oder der Sibirische Treppe im Sibirien. Bei der Größe der Eruptionen, mit denen solche Basaltfluten gebildet, alle historischen Eruptionen Zwerge.
Vulkanische Aktivität
- Geysire, heiße Quellen, Gasemissionen
- Erguss: Lava fließt, Lavafontänen, Lavaseen, Lava kommt von a Magma-Kammer mit dem der Vulkan verbunden ist
- explosiver Vulkanismus, Extrusion: Eruptionssäulen, pyroklastische Ströme, leuchtende Wolken, Aschewolken
Man unterscheidet vor allem zwischen effusiven Eruptionen, bei denen hauptsächlich Lava freigesetzt wird, und explosiven Eruptionen, bei denen pyroklastisches Material ausgestoßen wird. Bei vielen Eruptionen treten beide Arten vulkanischer Aktivität zusammen auf.
Wolken aus heißem Gas und Asche können auch seitlich aus einem Vulkan austreten und sich über die Oberfläche bewegen. Diese Phänomene werden pyroklastische Ströme und kann Geschwindigkeiten von 180 m/s erreichen. Beim Ausbruch von Berg Pelee 1902 fegte ein pyroklastischer Strom durch die Stadt Sant Pierre, so dass innerhalb einer Minute fast die gesamte Bevölkerung (ca. 28.000 Menschen) ums Leben kam.
- phreatomagmatischer Vulkanismus
- lahars und andere Erdrutsche
Produkte aus einem Vulkan
Vulkane können manchmal in wenigen Tagen viele Quadratkilometer Land mit einer dicken Materialschicht bedecken. Die Art des Materials hängt von der Art der Tätigkeit ab. Beim Erguss wird Lava freigesetzt, die nach dem Abkühlen kristallisiert und ein Eruptivgestein Formen. Aus welchen Mineralien das Gestein besteht, hängt von der Zusammensetzung der Lava ab. Die Hauptkomponenten, nach denen Laven klassifiziert werden, sind die Menge Kieselsäure (SiO2) und Alkali Metalle. Erstarrte Lava mit relativ wenig Kieselsäure enthält Mineralien wie Olivin, Pyroxen, Amphibol und Glimmer. Beispiele sind Basalt und Andesit. Bei relativ viel Kieselsäure werden Mineralien wie, Feldspat und Quarz. Lava mit dieser Zusammensetzung und Mineralien ist zum Beispiel dazit oder Rhyolith erwähnt.
Die Produkte der Extrusion sind Pyroklasten, Tephra oder Auswurf erwähnt. Tephra kann sowohl aus Lavaklumpen als auch aus festen Gesteinsbrocken bestehen. Vulkanologen nennen erstere "jugendlich". Aus einer Tephra-Schicht können sie aus der Menge juveniler Partikel auf Art und Verlauf der Eruption schließen. Die kleinsten Tephra-Partikel sind Asche erwähnt. Teilchen mit einer Größe von wenigen cm heißen lapilli und die größten Fragmente sind Vulkanbomben.
- Tuff, Schlacke
- vulkanische Brekzien, ignimbrites
- Einlagen von vulkanische Ströme
Ursachen des Vulkanismus
Vulkanismus wird durch den Temperaturunterschied zwischen dem Inneren der Erde und dem Äußeren verursacht. Diese Temperaturdifferenz sorgt für einen kontinuierlichen Durchfluss von Wärme und Material vom Inneren der Erde nach außen. Vulkanismus ist, wenn diese Energie und dieses Material an der Oberfläche oder im Atmosphäre Veröffentlichung. Es ist Teil eines größeren Prozesses, der mit der Erstellung von . beginnt Magma durch Schmelzen Felsen und das Aufsteigen dieses Magmas. Es gibt viele verschiedene Arten und Formen von Vulkanismus, da die physikalischen Eigenschaften des Magmas sehr unterschiedlich sein können. Welche Art von Magma entsteht, wird bestimmt durch geodynamisch Umstände. Die Art des auftretenden Vulkanismus hängt auch von den Oberflächenbedingungen ab.
Geodynamische Bedingungen
Der meiste Vulkanismus auf der Erde kann erklärt werden durch Plattentektonik. Demzufolge Theorie wird es sein Erdoberfläche eingeteilt in Teller oder Scholle, die sich relativ zueinander bewegen. Die Bewegung wird angetrieben von Konvektionsstrom im Erdmantel. An der Oberfläche beschränkt sich der Vulkanismus hauptsächlich auf die Ränder der Platten. Das Pazifische Platte (die Platte unter dem Pazifik) ist beispielsweise von einem Vulkangürtel umgeben, der Feuerring wird genannt.
Wo sich zwei Platten auseinander bewegen, heißt es a abweichende Plattengrenze. Die meisten divergenten Plattengrenzen liegen im Ozeane, bei sogenannten Mittelozeanische Rücken. Abweichende Plattengrenzen in Kontinente längliche Vertiefungen in der Erdoberfläche bilden, die Riffe heißen. Die mit Abstand meisten Vulkane der Welt sind Unterseeische Vulkane an einem mittelozeanischen Rücken, und der weitaus größte Teil des ausbrechenden Magmas wird an mittelozeanischen Rücken freigesetzt.[3]
Wenn sich zwei Platten aufeinander zubewegen, heißt das a konvergente Plattengrenze. An diesen Stellen gleitet eine Platte (Subduktionszonen) unter anderem in den Mantel. Am aktivsten subaerielle Vulkane (Vulkane an Land) liegen über Subduktionszonen. Während der Vulkanismus in der Subduktionszone weniger als 10 % des gesamten ausbrechenden Magmas der Welt ausmacht, ist dies aus menschlicher Sicht weitaus wichtiger. Mehr als 80 % aller historischen Vulkanausbrüche ereigneten sich entlang konvergenter Plattengrenzen.[3]
Eine dritte Art von Vulkanismus ist der Vulkanismus, der in der Mitte einer Platte auftritt ("Intra-Plate-Vulkanismus"). Die Ursache eines solchen Vulkanismus wird in der Aufwärtsströmung von heißem Material im Mantel gesucht (a Mantelfeder). An der Oberfläche bildet sich ein vulkanisch aktives Gebiet, ein sogenanntes Hot-Spot. Ein Beispiel für einen Hotspot in einem Ozean ist Hawaii. Beispiele auf Kontinenten sind die Vulkan Eifel in Deutschland, Yellowstone in den USA. und der Chaine des Puy auf Französisch Zentralmassiv.
Für einige vulkanische Aktivitäten gelten mehrere Situationen. Die vulkanisch sehr aktiv Island liegt sowohl über einem Hotspot als auch auf einer divergenten Plattengrenze. Große Vulkane finden sich oft an Orten, an denen eine Subduktionszone endet oder wo mehrere Subduktionszonen zusammenlaufen. Beispiele sind die 3350 m hohe Ätna auf Sizilien, die 3776 m hoch Fuji auf den Japanern Honshu oder die 4835 m hohe Kljutschewskaja Sopka auf der russischen Kamtschatka. Diese Vulkane weisen sowohl Merkmale des Subduktionsvulkanismus als auch des Intraplatten-Vulkanismus auf.
Bildung von Magma
Fast alle Magmen, die an mittelozeanischen Rücken ausbrechen, haben die Zusammensetzung von Basalt und eine Temperatur von 1100 bis 1200 °C. Da die Temperatur in den unteren Teilen des Erdkruste nicht höher als etwa 600°C ist, ist klar, dass sie tiefer in der Erde entstanden sind. Die chemische Zusammensetzung von Mittelozeanischer Rückenbasalt weist auf einen Ursprung etwa 20 bis 70 km tief in den oberen Teilen des Mantels hin.[5]
Unter einem mittelozeanischen Rücken bewegt sich heißes Gestein mit Konvektionsströmungen im Mantel nach oben. Bei der Aufwärtsbewegung steigt der Druck und damit auch die Schmelztemperatur aus. Im oberen Teil des Mantels angekommen, beginnt das Gestein also zu beginnen teilweise schmelzen. Das Magma sammelt sich in Magmakammern, die die Vulkane an der Oberfläche ernähren. Beim Intraplattenvulkanismus wird Magma auf ähnliche Weise gebildet. Auch in Mantelplumes strömt heißes Material im Mantel nach oben, um dann durch Druckverlust teilweise aufzuschmelzen.[6]
Lava mit der Zusammensetzung von Rhyolith oder dazit (relativ reich an Kieselsäure) hat Oberflächentemperaturen von 700 °C bis 1000 °C. Die Zusammensetzung weist darauf hin, dass solches Magma durch das Schmelzen der unteren Teile der Erdkruste entstanden ist. Normalerweise treten so hohe Temperaturen dort nicht auf. Es wird vermutet, dass mancherorts heißes basaltisches Magma am Übergang zwischen Kruste und Mantel Magmakammern bildet (dies nennt man "UnterplattierenDas Gestein am Boden der Kruste wird durch die Nähe der Magmakammer erhitzt und lässt es teilweise schmelzen.
Zusätzlich zur Temperaturerhöhung oder Drucksenkung kann die Schmelztemperatur des Gesteins unter bestimmten Voraussetzungen auch sinken flüchtig Stoffe wie Wasser oder Halogenid hinzugefügt wird. Das passiert in Subduktionszonen, in denen ein Stück der Erdkruste vollständig mit Wasser durchdrungen ist Sediment zieht in den Mantel ein. In der Subduktionszone vermischt sich das Wasser mit dem Mantelgestein, so dass die Schmelztemperatur sinkt und Magma entsteht.
Magma nach oben bewegen
Magma bewegt sich nach seiner Bildung nach oben, weil die Dichte des umgebenden Gesteins. Wenn das Magma eine Tiefe erreicht, in der die Dichte des umgebenden Gesteins nicht mehr höher ist als seine eigene Dichte, bewegt es sich nicht weiter nach oben, sondern kommt zum Stillstand.[7] Es entsteht eine Magmakammer, in der sich Magma sammelt und langsam abkühlt.
Wenn sich aufwärts bewegendes Magma abkühlt kristallisierenMineralien mit hohem Schmelzpunkt und bleiben zurück. Das Magma kann sich auch mit anderen Magmen oder mit umgebendem Gestein vermischen, das durch die Hitze des Magmas selbst geschmolzen wird. Das Magma verändert auf diese Weise seine Zusammensetzung. Diese Änderung wird Magmadifferenzierung erwähnt. Es erklärt die große Vielfalt in der Zusammensetzung von Laven und Eruptivgesteinen auf der Erdoberfläche.
Magma reist aus zwei Gründen länger unter Kontinenten und Inselbögen als unter dem Ozean. Zuerst ist kontinentale Kruste dicker als Meereskruste, so dass das Magma länger aufsteigen muss, bevor es die Oberfläche erreicht. Kontinentale Kruste ist auch weniger dicht als ozeanische Kruste, so dass es normalerweise weniger Auftrieb auf dem Magma unter Kontinenten gibt. Magma wird daher dazu neigen, sich in Magmakammern ("Underplating") unter Kontinenten zu sammeln, anstatt direkt nach oben zu steigen. Infolgedessen wandert Magma länger und hat mehr Zeit, die Zusammensetzung zu ändern. Der größte Teil des in der Erde gebildeten Magmas erreicht nie die Oberfläche, sondern erstarrt irgendwo im Inneren der Erde.
Die Differenzierung von Magma ermöglicht es dem Magma, seine chemische Zusammensetzung zu ändern, um silikareicher und leichter zu werden. Magma, das lange Zeit in einer Magmakammer stationiert war, kann sich daher mit der Zeit weiter nach oben bewegen. Es kann weiter oben wieder zur Ruhe kommen oder schließlich die Oberfläche erreichen, um Vulkanismus zu verursachen.
Viskosität von Magma und Lava
Das Viskosität (Viskosität) von Magma und Lava bestimmt, wie leicht eine Lava über die Oberfläche fließt. Es beeinflusst auch, wie leicht sich Magma nach oben bewegen kann.
Die Viskosität von Magma hängt von der Temperatur und Drucksowie die chemische Zusammensetzung. Magma entsteht durch das Schmelzen von Gestein. Denn die überwiegende Mehrheit der Gesteine besteht aus Silikate, fast alle Magmapartikel enthalten KieselsäureIonen heißen. Kieselsäure-Ionen haben die Angewohnheit, zusammenzukleben, besonders wenn die Temperatur des Magmas sinkt. Dies verursacht das Magma sirupartig wird. Magma, das durch das Schmelzen des oberen Mantels entsteht, ist weniger reich an Kieselsäure und weniger viskos als Magma, das durch Schmelzen der unteren Kruste entsteht oder Magma, das lange Zeit hatte, sich zu differenzieren.
Basaltlava fließt leicht. Solche Lava kann großflächig ausfließen und eine Vulkanebene Formen. Das andere Ende des Spektrums ist zähflüssige Rhyolith-Lava, die sich langsam in kurzen, kleinen Strömen bewegt und oft in Blöcke zerfällt ("Lava blockieren"). Außerdem bestimmt die Viskosität, wie schnell in Magma Kristalle ob sich Gasblasen bilden und wie leicht sie im Magma versinken oder aufsteigen können.[8] In einem zähflüssigen Magma oder Lava werden Blasen und Kristalle mit der Strömung mitgerissen: Blasen können nur schwer durch das Magma nach oben bewegt werden, um zu entkommen, und Kristalle können nur schwer auf den Boden sinken. Der Effekt verstärkt sich, denn Kristalle und andere feste Trümmer machen eine Lava oder ein Magma noch dickflüssiger.[9]
Bildung von Gasblasen
Magma, das sich im Inneren der Erde bildet, ist eine Mischung aus vielen verschiedenen Stoffen und Elemente. Es gibt auch flüchtig Substanzen zwischen denen auf der Oberfläche Flüssigkeit oder gasförmig sind, aber unter dem hohen Druck im Inneren der Erde lösen im Magma. Die häufigsten flüchtigen Stoffe sind Wasser, Kohlendioxid, Schwefelwasserstoff, Schwefeldioxid und Halogenide. Wenn sich das Magma nach oben bewegt, sinkt der Druck und diese Stoffe können freigesetzt werden: Im Magma bilden sich Blasen. Der Vorgang ähnelt der Bildung von Gasblasen in kohlensäurehaltigen Erfrischungsgetränken.
In einem Magma oder einer Lava zu Blasen werden Vesikel erwähnt. In einem Magma werden sie größer, bis das Magma nicht mehr ist übersättigt ist. Dies ist fast nie der Fall, da ein Magma langsam erstarrt und immer weniger Magma übrig bleibt, in dem die flüchtigen Stoffe gelöst bleiben. Die Kristallisation von Magma kann sogar die Bildung von Bläschen beschleunigen.
Wenn sich das Magma nach oben bewegt, nimmt der Druck ab. Das Magma selbst ist nicht schlecht komprimierbar, aber die gasgefüllten Vesikel werden, wenn der Druck abnimmt, exponentiell ausschalten. Je schneller sich das Magma nach oben bewegt, desto schneller dehnen sich die Vesikel aus. Je größer das Volumen der Vesikel wird, desto geringer ist die Dichte des Magmas und desto mehr Kraft wird auf das Magma ausgeübt, um sich nach oben zu bewegen. Das Magma bewegt sich immer schneller, bis der Druck der expandierenden Vesikel so hoch wird, dass sie innerer Zusammenhalt verliert: es explodiert. Dies kann passieren, wenn das Magma die Oberfläche erreicht, wo der Druck des umgebenden Gesteins plötzlich abfällt. In vielen Fällen beginnt die Explosion jedoch unterirdisch, im Schacht, durch den sich das Magma nach oben bewegt. Magma, das viele Bläschen enthält, wird daher nicht leise ausfließen, sondern explosiven Vulkanismus verursachen.[10]
Ein Basaltmagma ist nicht sehr viskos, daher können Gasblasen relativ leicht daraus entweichen. An der Oberfläche gibt ein Vulkan mit dieser Art von Magma regelmäßig Gas ab, und wenn Lava ausbricht, fließt sie normalerweise leise aus dem Vulkan. In einem an Kieselsäure reicheren Magma tritt eher explosiver Vulkanismus auf, da die Vesikel weniger in der Lage sind, aus dem viskosen Magma zu entweichen.[11]
Große Eruptionen aus der Vergangenheit
Vorgeschichte und Antike
Der Mensch bewohnt die Erde seit mehreren hunderttausend Jahren, während dieser Zeit gab es unzählige Vulkanausbrüche. Einige dieser Eruptionen hatten einen großen Einfluss auf die menschliche Zivilisation und Geschichte. von einigen prähistorisch Auch von Eruptionen kann eine große Auswirkung angenommen werden, aber es gibt keine direkten Aufzeichnungen darüber. Der stärkste Vulkanausbruch in einem dicht besiedelten Gebiet in der Moderne Zeiten war das von dem Tambora im Jahr 1815. Durch diesen Ausbruch gelangte so viel Asche in die Atmosphäre, dass die Abkühlung des Klimas weltweit zu Ernteausfällen führte. Es wird jedoch von Ausbrüchen aus der fernen Vergangenheit wie dem Ausbruch von it . in den Schatten gestellt toba-see auf Sumatra gebildet. Nach einem Hypothese Könnte dieser Ausbruch so groß sein? Klimawandel haben zu einem Mann am Rande geführt Aussterben kam. Die Eruption wird zwischen 69.000-77.000 Jahren datiert.[12] Noch stärkere Eruptionen sind aus einer ferneren Vergangenheit bekannt, wie die Eruption vor etwa 1,3 Millionen Jahren Yellowstone-Caldera gebildet.
In alten Zivilisationen wurde vulkanische Aktivität oft dem Zorn der Götter zugeschrieben. Das Griechen sah den Vulkanismus als das Ergebnis des Wirkens des Gottes Hephaistos in seiner unterirdischen Schmiede. Dieser Gott wurde von den Römern gemacht Vulkan erwähnt.
Ein Ausbruch des Vulkans der Insel Santorin möglicherweise der Grund für das Verschwinden der Minoische Zivilisation auf Kreta. Partnersuche von Baumringe in Nordamerika, Eisbohrkerne in Grönland und in Akrotiri selbst ausgegrabene Artefakte weisen darauf hin, dass die Eruption zwischen 1675 und 1525 v. Chr. stattfand. fand statt.[13] Der Ausbruch ereignete sich mit dem Einsturz eines großen CalderaWas einst eine große Insel war, ist heute ein Inselring. Akrotiri, eine 30.000-Einwohner-Stadt auf Santorin selbst, wurde unter einer dicken Schicht vulkanischer Asche begraben. Archäologische Funde deuten darauf hin, dass die Einwohner im Voraus wussten, dass der Vulkan ausbrechen würde und aus der Stadt flohen. Es gibt keine bekannten Überlieferungen der Katastrophe, aber der Untergang der Insel könnte die Grundlage für den Mythos sein Atlantis. Auch einige biblische Plagengeschichten werden mit dem Ausbruch in Verbindung gebracht.
Vesuv (79 n. Chr.)
Der Ausbruch des Vesuv im Jahr 79 n. Chr. zerstörte die römischen Städte Pompeji und Herculaneum und forderte Tausende von Opfern. Unter den Opfern war der Schriftsteller und Admiral Gaius Plinius (der Ältere). Sein Cousin Plinius der Jüngere schrieb einen lebensnahen Augenzeugenbericht. Es ist die älteste bekannte detaillierte Aufzeichnung eines großen Vulkanausbruchs.
Der Vesuv war seit Jahrhunderten inaktiv, so dass die Bewohner der Gegend keinen Grund zur Vorsicht hatten. In den Jahren vor dem Ausbruch, Licht Erdbeben vor dem. Heute weiß man, dass dies vor einer großen Eruption oft der Fall war, aber die Römer hatten dieses Wissen nicht. Infolgedessen unternahmen die Anwohner bis und manchmal sogar während der Eruption keinen Versuch, aus dem Gebiet zu fliehen. Am 24. August 79 begann der Ausbruch, der zwei Tage dauern sollte.
Laut Plinius begann die Eruption mit der Bildung einer großen dunklen Wolke über dem Berg, die die Form einer vertikalen Wolke annahm. Als die Wolke wuchs, begann sie sich auch seitwärts auszubreiten. Plinius der Ältere, der auf der anderen Seite des Bucht von Neapel im misenum gelebt, entschieden Galeeren ausgestattet, um bei der Evakuierung zu helfen. Auf der Baustelle fing es an, Asche und Trümmer zu regnen. Nachts erhellten Feuer die Flanken des Vesuvs, die von einem Schauer glühender Pyroklasten erzeugt wurden. Am nächsten Tag wurde der Ascheregen so dicht, dass es tagsüber bis zu zig Kilometer vom Vulkan entfernt stockdunkel blieb. Der ältere Plinius konnte wegen des ins Landesinneren gerichteten Windes nicht mit seinen Schiffen davonkommen. Plinius starb an den giftigen Gasen der pyroklastischen Wolke.
In der Stadt Pompeji, 9 km vom Vulkan entfernt, starben Tausende von Menschen an Erstickung und Versengen durch heiße Gaswolken. Die Stadt wurde nach und nach mit einer drei Meter hohen Ascheschicht bedeckt. In Herculaneum fiel weniger Asche, aber die Zerstörung kam in Form von heißem pyroklastische Ströme der in wenigen Minuten die Stadt unter einer mehr als 25 m dicken Tephraschicht begrub. Zur gleichen Zeit versuchte Plinius der Jüngere aus Misenum zu fliehen, wo die wachsende Ascheschicht und anhaltende Erdbeben Häuser zum Einsturz brachten. Auch hier herrschte völlige Dunkelheit, unterbrochen nur von Blitzen in den Aschewolken. Als sich die Aschewolken nach Stunden langsam zu heben begannen, blieb vom kegelförmigen Vesuv nur noch ein Stumpf übrig. Das Gebiet um den Vulkan, das zwei Tage zuvor von grünem Ackerland und mediterraner Vegetation gebildet wurde, war mit einer dicken Ascheschicht bedeckt.
Im Laufe der Zeit kehrte die Vegetation zurück und das Gebiet wurde neu besiedelt. Die unter der Asche begrabenen Städte gerieten in Vergessenheit, bis sie im 17. Jahrhundert zufällig wiederentdeckt wurden. Pompeji wurde auf der Suche nach Wertsachen ausgegraben. Erst später, als Plünderungen bereits enormen Schaden angerichtet hatten, entstand ein Interesse an der Stadt selbst. Sie begannen vorsichtiger und gezielter zu graben. So wurde Pompeji zu einem der Orte, an denen moderne Archäologie entstanden. Die Ruinen haben Archäologen Wissen über Kultur und Alltag in der Römerzeit vermittelt. Neben Kunst und Gebrauchsgegenständen wurden auch Hunderte von Opfern gefunden. Obwohl heute viele Hektar der Stadt freigelegt wurden, sind die Ausgrabungen noch lange nicht abgeschlossen. Tausende von Touristen besuchen jedes Jahr die Ruinen.
Tambora (1815)
Das Tambora ist ein Stratovulkan auf dem Indonesisch Insel Sumbawa. Der Ausbruch von 1815 war wahrscheinlich der stärkste Ausbruch seit dem HatepeAusbruch von 120 n. Chr. im Neuseeland.[14] Geologische Forschungen haben gezeigt, dass der Vulkan zuvor mindestens dreimal ausgebrochen war, zuletzt um 740 n. Chr. Der Vulkan erwachte 1812 aus seiner langen Zeit der Inaktivität, woraufhin regelmäßig ein grollendes Geräusch zu hören war und sich dunkle Wolken über dem Gipfel bildeten.
Der schwerste Ausbruch ereignete sich zwischen dem 5. und 11. April 1815. Am 10. April war das Grollen des Vulkans bis nach Sumatra (2.600 km entfernt) zu hören. Die britischen Kolonialbehörden in Yogyakarta (auf Java) dachten zunächst, sie hätten es mit Kanonenfeuer zu tun und schickten eine Abteilung Soldaten aus, um den Feind zu fangen. Zwischen dem 6. und 17. April fiel eine dicke Ascheschicht über Ost-Java. Augenzeugen berichteten vor Ort, dass am Morgen des 10. April eine Feuersäule aus dem Berg geschossen sei. Dann regnete es bis zu 20 cm große Bimsbrocken herab, gefolgt von feineren Stoffen. Pyroklastische Ströme schossen von allen Seiten des Vulkans empor und zerstörten alle menschlichen Siedlungen. Ein Großteil des Vulkans wurde weggeblasen. Der Berg war ursprünglich 4300 m hoch, nach dem Ausbruch ist der höchste Punkt 2800 m hoch, durch den Einsturz wurden mehrere Inseln des indonesischen Archipels von Tsunamis heimgesucht. Schätzungsweise 71.000 Menschen starben. Die meisten Opfer wurden durch Epidemien und Hungersnöte unter Obdachlosen und Flüchtlingen verursacht.
Die Eruption verursachte eine starke Zunahme von Feinstaub in der Atmosphäre. Für den Rest des Jahres wurden weltweit besonders farbenprächtige Sonnenauf- und -untergänge gemeldet. Der Staub verursachte eine globale Abkühlung des Klimas, so dass 1816 ein "Jahr ohne SommerIn Westeuropa fror es im August, Missernten führten zu Hungersnöten in England, Irland, Frankreich und der Schweiz, das Jahr brachte auch ungewöhnlich starke Regenfälle, die Flüsse wie den Rhein zum Überlaufen brachten.
Krakatau (1883)
Der Ausbruch des Krakatau im Jahr 1883, einer unbewohnten Vulkaninsel in der Straße Sonntag, war weniger stark als die Tambora-Eruption, aber die Berichte über die Eruption sind viel detaillierter, aufgrund einer Reihe von wissenschaftlichen Expeditionen während und nach der Eruption und Augenzeugenberichten vorbeifahrender Schiffe.[15]
In den Jahren vor dem Ausbruch ereigneten sich in der Region regelmäßig kleinere Erdbeben. Der Vulkan selbst wurde am 20. Mai plötzlich aktiv und emittiert Gaswolken, Asche und Explosionen, die Hunderte von Kilometern entfernt zu hören waren. Eruptionssäulen stiegen über der Insel hoch in die Atmosphäre. Der Vulkan war in den folgenden Monaten weiterhin täglich aktiv, obwohl die Eruptionsstärke variierte. Der Höhepunkt folgte am 26. und 27. August. Durch den Regen von warmer Asche und Trümmern fielen vorbeifahrende Schiffe in völlige Dunkelheit. Das Brüllen des Vulkans war so laut, dass man es bis nach Australien hören konnte.
Der Höhepunkt war der Einsturz der Caldera unter dem Vulkan, wobei die Hälfte des Berges einstürzte und ein Großteil der Insel verschwand. Dies verursachte einen Tsunami, der an den Küsten von Java und Sumatra erhebliche Schäden anrichtete und die eigentliche Ursache für die vielen Opfer war. Im Laufe des 20. Jahrhunderts wuchs mitten in der Caldera ein neuer Kegel, der heute mehrere hundert Meter aus dem Wasser ragt.
Mont Pelé (1902)
Obwohl viel weniger heftig als die Eruptionen der Tambora oder Krakatoa, die Eruption des Mont Pelée auf der Karibikinsel Martinique 1902 nicht weniger tödlich. Am Fuße des Vulkans lagen einige Dörfer und die Hafenstadt Saint-Pierre mit etwa 20.000 Einwohnern. Im Vulkan über der Stadt hatte es gelegentlich kleinere Eruptionen gegeben, die jedoch keinen großen Schaden anrichteten. Der Vulkankrater auf der Spitze des Berges begann mehrere Jahre vor dem Ausbruch Aktivität zu zeigen Fumarolen. Die Schwefelgasemissionen stiegen in den ersten Monaten des Jahres 1902 deutlich an, und Ende April waren kleine Explosionen zu hören. Ein stechender Schwefelgeruch breitete sich über die Insel aus und eine dünne Ascheschicht fiel in Saint-Pierre.
Die ersten Todesfälle ereigneten sich am 5. Mai, als die Kraterwand brach und das heiße Wasser aus dem Kratersee herabströmte und ein Lahar verursachte. Mehrere weitere Lahars folgten. In Saint-Pierre fanden jedoch am 11. Mai Wahlen statt, und die Behörden hatten kein Interesse daran, die Pläne zu stören. Daarom riepen ze de bevolking op de stad vooral niet te ontvluchten.
Op 6 mei bereikte het magma de krater en begon zich een lavakoepel te vormen. De opbouw werd slechts onderbroken door kleine explosies die kleine lawines van heet materiaal langs de flanken naar beneden zonden. Op 8 mei, Hemelvaartsdag, terwijl een groot deel van de bevolking van Saint-Pierre de mis bijwoonde, vond een luide explosie plaats. Een gloedwolk van heet gas en puin raasde met grote snelheid langs de flank van de berg naar beneden, alles op zijn weg verbrandend. Binnen enkele minuten had de wolk Saint-Pierre opgeslokt en vond vrijwel de gehele bevolking de dood. De gloedwolk raasde verder over het water, waarbij de bemanning van schepen die voor anker lagen gedood of ernstig verwond werd. De stad stond in brand, maar er was niemand meer om de brand te blussen.
Vergelijkbare hete gloedwolken bleven in de erop volgende maanden uit de vulkaan komen. Ze vormden een nieuw fenomeen, dat nuée ardente (Frans voor "brandende wolk") genoemd werd. Tot het einde van het jaar 1902 bleef de activiteit van Mont Pelée zorgen voor lichte asregen, gloedwolken en de groei van de lavakoepel op de berg. De koepel was in 1903 uitgegroeid tot een 300 m hoge zuil van gestolde lava.
Mount Saint Helens (1980)
De Mount Saint Helens is een stratovulkaan in het noordwesten van de V.S., in de Cascades van Washington. De uitbarsting van 1980 eiste weinig slachtoffers doordat de vulkaan in dunbevolkt gebied ligt, dat bovendien in maart geëvacueerd werd. Uit aardschokken en het opzwellen van de noordelijke flank van de berg was duidelijk geworden dat de vulkaan uit ging barsten. Wat uiteindelijk gebeurde kwam echter als een grote verrassing voor de vulkanologen die in het gebied waren achtergebleven om de berg te observeren.[16]
Op 18 mei stortte de opgezwollen noordelijke flank van de vulkaan in, wat een vernietigende aardverschuiving veroorzaakte. De aardverschuiving vulde Toutle Valley, het dal aan de voet van de vulkaan, en kwam pas 20 km verderop tot stilstand. De enorme hoeveelheid losliggend puin die in het dal afgezet werd mengde zich met het water van de Toutle River. Lahars, gevormd uit dit materiaal, raasden verder stroomafwaarts en zorgden voor het wegspoelen van bruggen, wegen en huizen.
Ondertussen was met het instorten van de flank van de vulkaan de druk op het onderliggende magma zodanig afgenomen, dat een explosieve eruptie plaatsvond. De schokgolf van hete gassen en tefra benaderde de geluidssnelheid en legde in de wijde omgeving alle bomen om. Alle ongeveer 60 menselijke slachtoffers, voornamelijk vulkanologen en avonturiers die de waarschuwingen genegeerd hadden, kwamen om in deze schokgolf. Bij degenen die niet onmiddellijk aan brandwonden overleden zou longschade door inademing van hete as alsnog dodelijk zijn.
Zowel de aardverschuiving als de schokgolf vormden slechts de eerste minuten van de uitbarsting. Er vormde zich een eruptiekolom boven de vulkaan, die op tientallen kilometers hoogte zijwaarts uitspreidde. De aswolk verspreidde zich in de atmosfeer en zorgde over een gebied van honderden kilometers voor asregen. Pyroclastische stromen bewogen over de tot rust gekomen afzetting van de aardverschuiving. In dit geval waren het geen nuées ardentes, zoals bij de Mont Pelée, maar hete stromen van puimsteen. Door het contact met de natte afzetting van de aardverschuiving stegen stoomwolken op die wekenlang in de omgeving bleven hangen. Op sommige plekken, waar het stoom niet kon ontsnappen, werd in explosies as tot honderden meters ver geslingerd.
Het opvallendste is echter dat de vulkaan na een paar dagen al tot rust gekomen was. In juni kwam voor het eerst lava aan het oppervlak, dat in de door de explosie achtergelaten krater sindsdien een koepel gevormd heeft.
Oorzaken en classificatie van erupties
Vulkanologen delen vulkaanuitbarstingen op verschillende manieren in. Het meest gebruikelijke is een uitbarsting vanwege bepaalde overeenkomstige kenmerken te noemen naar een bekend voorbeeld. Een andere manier is de hoeveelheid materiaal die uitgestoten wordt te gebruiken als maat. Beide manieren worden door elkaar gebruikt, wat voor verwarring kan zorgen. Wat voor de ene vulkanoloog een Hawaï-type eruptie is vanwege grote lavastromen, kan voor een andere vulkanoloog een Stromboli-type eruptie zijn vanwege de hoeveelheid as die vrijkomt.
Plinische en Pelée-type erupties
Grote uitbarstingen waarbij veel pyroclastische stromen en aswolken vrijkomen worden Plinische erupties genoemd naar Plinius de Oudere.[17] Grote uitbarstingen uit het verleden, zoals de Vesuvius in 79 n.Chr., de Tambora in 1814, de Krakatau in 1883 of de Pinatubo in 1991 waren Plinische erupties. Een Plinische eruptie kan meerdere dagen of weken duren. Er vormt zich een tientallen kilometers hoge eruptiekolom boven de vulkaan, die uitdijt tot een grote aswolk, waaruit het as en pyroclasten regent. De kleinere asdeeltjes kunnen honderden kilometers verderop neerkomen. Afhankelijk van de hoeveelheid materiaal die vrijkomt worden bepaalde Plinische erupties "sub-Plinisch" (bij relatief weinig materiaal) of "ultra-Plinisch" (bij relatief grote hoeveelheden uitgestoten materiaal) genoemd.[18] Bij Plinische erupties kan ook lava uitbarsten, maar meestal blijft het bij kleine stromen met de samenstelling van daciet of ryoliet. Zulke lava vormt koepels en stroomt niet ver van de krater.
Behalve de aswolken hoog in de atmosfeer kunnen bij een Plinische eruptie pyroclastische stromen ontstaan, die vanaf de vulkaankrater over het oppervlak bewegen. Een eruptie waarbij dodelijke gloedwolken uitgestoten worden, maar minder pyroclastisch materiaal vrijkomt dan bij een Plinische eruptie, wordt wel een Pelée-type eruptie genoemd naar Mont Pelée op Martinique. Typisch voor dit eruptietype is dat de lava die vrijkomt lavakoepels vormt in plaats van over de flanken van de vulkaan uit te stromen.
Stromboli- en Vulcano-type erupties
Stromboli-type erupties zijn genoemd naar de eilandvulkaan Stromboli in Italië. Deze vulkaan heeft korte en frequente kleine erupties van pyroclastisch materiaal. Bij zulke uitbarstingen komt veel minder materiaal vrij dan bij een Plinische eruptie en meestal is geen sprake van schade. Bij Stromboli-erupties komt meestal geen lava vrij, wel wordt een aspluim uitgestoten en worden vulkanische bommen rondgeslingerd. De Stromboli zelf barst bijvoorbeeld uit in series van kleine erupties die hooguit een paar seconden aanhouden en zich om de paar minuten tot enkele uren herhalen. Slechts enkele malen per eeuw is lava uit de vulkaan gestroomd.
De term Stromboli-type eruptie wordt echter ook gebruikt voor alle explosieve erupties waarbij een kleine hoeveelheid pyroclastisch materiaal vrijkomt. Met deze definitie kan de explosie van een grote gasbel in een lavameer ook tot het Stromboli-type gerekend worden.
Wanneer erupties krachtiger zijn dan bij het Stromboli-type worden ze wel Vulcano-type erupties genoemd naar de Italiaanse eilandvulkaan Vulcano. Net als Stromboli-type uitbarstingen komen deze uitbarstingen in series met regelmatige tussenpozen, alleen de kracht van de explosies en het uitgestoten volume aan pyroclastisch materiaal is groter. Er zijn explosies bekend waarbij blokken gesteente van meer dan tien meter doorsnee de lucht in geslingerd werden.[19]
Hawaï-type erupties
Rustige erupties waarbij vooral lava uitbarst en weinig pyroclastisch materiaal vrijkomt worden Hawaï-type erupties genoemd. Ze zijn kenmerkend voor schildvulkanen zoals op Hawaï, waar de lava de samenstelling van basalt heeft.
Bij Hawaïaanse erupties komt de lava vrij door middel van lavafonteinen, die honderden meters hoog kunnen worden. Wanneer de lava weer op de grond komt is het grootste deel nog steeds heet genoeg om lavastromen en soms lavameren te vormen. De lavastromen kunnen kilometers ver stromen en grote oppervlakten bedekken. Twee soorten lavastromen zijn kenmerkend: de zogenaamde ʻaʻā- en pāhoehoe-lava's. 'A'ā-lavastromen hebben een grof, blokkig oppervlak terwijl pāhoehoe een glad oppervlak heeft. Het verschil wordt veroorzaakt doordat pāhoehoe-lava een hogere temperatuur heeft. Een pāhoehoe-lavastroom kan na verloop van tijd door afkoeling in een 'a'ā-lava veranderen.[20]
Interne oorzaken van vulkaanuitbarstingen
Waardoor en op welke manier een vulkaan uitbarst kan afhangen van een groot aantal factoren, die elkaar vaak op complexe manier beïnvloeden. Daardoor is het vaak onmogelijk lang van tevoren te weten wanneer een vulkaan uit zal barsten en op welke manier.
De overdruk in een magmakamer kan ertoe leiden dat een vulkaan uitbarst. Door de grote druk in de magmakamer opent een spleet in het gesteente boven de magmakamer, waardoor het magma naar het oppervlak beweegt om daar als lava uit te stromen. De aanvoer van magma zal doorgaan tot de overdruk in de magmakamer verdwenen is.
De aanwezigheid van vluchtige stoffen en de groei van vesicles kan de overdruk in een omhoog bewegend magma doen toenemen en voor explosief vulkanisme zorgen. Welk type vulkanisme voorkomt is echter afhankelijk van een complex samenspel van factoren. In de meeste gevallen is het type activiteit van een vulkaan niet continu hetzelfde. Vaak wisselen perioden van rustig uitstromen van lava af met perioden van explosieve activiteit. Er zijn verschillende manieren waardoor deze afwisseling van gedrag veroorzaakt kan worden.
Ten eerste kan boven in de magmakamer magma verzamelen dat verder gedifferentieerd is, en daardoor lichter en rijker in vluchtige stoffen. Als zich genoeg van dit magma verzameld heeft zal het doorgaans rustige gedrag van de vulkaan verstoord worden door een periode van explosieve activiteit. Hetzelfde kan gebeuren wanneer zoveel magma in de magmakamer gestold is dat vluchtige stoffen oververzadigd raken. Aanvoer van hete, ongedifferentieerde magma vanuit diepere delen van de aardkorst naar de magmakamer kan ervoor zorgen dat de vulkaan zich weer rustiger gaat gedragen. Aan de andere kant kan de aanvoer van hetere, nieuwe magma naar de magmakamer echter ook juist explosief vulkanisme tot gevolg hebben. Ten eerste kan de druk in de magmakamer door de toestroomt van meer magma stijgen. Het nieuwe magma kan het oude magma ook zodanig opwarmen dat vluchtige stoffen minder oplosbaar raken, wat het ontstaan van meer vesicles tot gevolg kan hebben.[21]
De rol van water
Explosieve uitbarstingen kunnen niet alleen het gevolg zijn van vluchtige stoffen in het magma zelf, maar ook van water waarmee het magma in contact komt. Dat water kan grondwater of permafrost zijn, maar ook oppervlaktewater (zoals in een meer of in de zee) of sneeuw en ijs aan het oppervlak. Doordat magma veel warmer is dan het kookpunt van water, zal water of waterijs in aanraking met een magma vrijwel direct verdampen of sublimeren: het wordt waterdamp. De plotselinge toename in volume waarmee dit gepaard gaat zorgt voor explosies. Hoe meer water aanwezig is, des te explosiever de uitbarsting.[22]
Uitbarstingen die gedomineerd worden door de invloed van grond- of oppervlaktewater worden hydrovulkanische, freatomagmatische of freatische uitbarstingen genoemd. Deze uitbarstingen zijn sterk explosief en vormen vaak een maar of krater. Bij freatomagmatische erupties speelt magma ook een rol; bij freatische erupties komt alleen tefra vrij. Een periode van extreme regenval en stijging van het grondwater kan soms een vulkaanuitbarsting van dit type veroorzaken, doordat grondwater doorsijpelt tot een magmareservoir. Water speelt vanzelfsprekend een grotere rol in natte klimaten dan in droge.
Andere externe oorzaken
Bij sommige uitbarstingen is een verband gelegd met externe oorzaken, zoals aardbevingen, getijdenkrachten en meteorietinslagen. Vooral aardbevingen worden nog weleens aangewezen als de factor waardoor een vulkaan uiteindelijk uitbarstte. Een voorbeeld is de uitbarsting van de Chileense vulkaan Cordon Caulle op 24 mei 1960, twee dagen na de zware Valdivia-aardbeving.
Wat vaker voorkomt is dat een aardverschuiving boven de magmakamer of instorting van de flank van een vulkaan ervoor zorgt dat het "voortijdig" en op veel hevigere wijze dan verwacht tot een uitbarsting komt.[23] Door het verdwijnen van bovenliggend materiaal neemt de druk op de magmakamer plotseling af, zodat het magma explosief uit kan zetten. De uitbarsting van de Mt St Helens in 1980 was bijvoorbeeld een direct gevolg van het instorten van de noordelijke flank van de vulkaan.
Het instorten van een deel van de vulkaan kan ook tot gevolg hebben dat grondwater door kan sijpelen tot het magma, waardoor de vulkaan op freatische wijze tot uitbarsting komt. De wijze waarop de vulkaan uitbarst na het instorten van een flank kan sterk verschillen van de normale activiteit. Nadat de noordzijde van de Stromboli in december 2002 instortte stroomde in 2003 lava uit deze vulkaan. Stromboli is bekend van kleine explosieve erupties van tefra, waarbij juist geen lava vrijkwam.
Vulkanisme op andere hemellichamen
Sinds het ruimtevaarttijdperk is duidelijk geworden dat vulkanisme ook op andere planeten en planeetmanen in het Zonnestelsel voorkomt. De enige voorwaarden voor vulkanisme zijn voldoende materiaal dat kan smelten en een warmtebron die het smelten mogelijk maakt. De aard van het vulkanisme op andere hemellichamen kan echter sterk verschillen van de Aarde. Binnenin terrestrische planeten wordt vulkanische activiteit vooral veroorzaakt door het smelten van silicaten. Op ijswerelden zoals de Jupitermaan Ganymedes komt vulkanisme voor dat veroorzaakt wordt door het smelten van stikstof, water- of droogijs. Dit wordt cryovulkanisme genoemd.
De warmtebronnen die voor vulkanisme zorgen zijn niet altijd dezelfde als op Aarde. De terrestrische planeten hebben een warmtestroom uit het binnenste; ze koelen af sinds de vorming van het Zonnestelsel. Net als op Aarde wordt de meeste warmte echter geproduceerd door het verval van radioactieve isotopen. Hoe kleiner de planeet, hoe sneller ze afkoelt. De Maan is daardoor vulkanisch inactief, hoewel het maanoppervlak sporen van vulkanisme uit een ver verleden vertoont. De JupitermaanIo, die ongeveer even groot is als de Maan, is desondanks het vulkanisch actiefste lichaam in het Zonnestelsel. Deze maan draait in een nauwe baan om Jupiter, daarbij blootstaand aan grote getijdenkrachten. De wrijving die dit veroorzaakt is een warmtebron die voor het smelten van Io's binnenste zorgt. Zulke getijdenkrachten zorgen ook op andere manen van Jupiter en Saturnus voor vulkanisme, zij het niet in de extreme mate waarin dat op Io gebeurt.
Op Venus zijn meer dan 1600 vulkanen - zie Vulkanisme op Venus. Ook op Mars zijn vulkanen, zoals Olympus Mons - zie Vulkanisme op Mars.
Zie ook
| Bronnen en verwijzingen Voetnoten
Literatuur
Externe links
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