Magmatismus und Geodynamik Deutschlands

5 Jahre Magmatismus und Geodynamik Deutschlands...

2011-10-22T21:32:00.000+02:00

... und über 40 Posts. Zeit einen kleinen Rückblick zu machen und einen Ausblick für die Zukunft zu geben
Wir behandelten... :

Intraplattenvulkane: Schlackenkegel, Maare, Dome, Tuffschlote
Vulkanfelder: Odenwald, Westeifel
Eruptionszentren: Laacher See, Wartgesberggruppe , Buerberg
Den Katzenbuckel: Teil 1, Teil 2, Teil 3
Große Einzelvulkane: Kaiserstuhl, Vogelsberg ( Teil 1, Teil 2, Teil 3, Teil 4 )
Basalte

...desweiteren schauten wir uns verschiedene tektonische Begebenheiten an:

Riftzonen: Oberrheingraben,
Antiklinalen
Hebung

Die jüngsten Einträge beschäftigten sich mit der alternativen Energiequelle Geothermie:

Geothermie in: Vulkanfeldern, Vulkankomplexen, Riftzonen

In Zukunft wird es auch wieder Berichte von Exkursionszielen geben sowie aktuelle News aus der Geowelt.

Geothermie in Deutschland Teil 3: "Geothermie in Grabenzonen."

2011-10-16T00:32:00.003+02:00

Eine Grabenzone entsteht, wenn die Erdkruste gedehnt wird. Vereinfacht gesehen bilden sich zwei große Randstörungen, die steil einfallen und bis zur Conrad-Grenze (der Grenze zur verformbaren, weichen Kruste) in 20 km Tiefe reichen. Entlang dieser Randstörungen sinkt der Graben keilförmig ein. Jenseits der Conrad-Grenze fließt die Kruste bei Dehnung außeinander, da dort das Gestein plastisch deformierbar ist. An den Störungen bilden sich Kluftsysteme, die mehrere Kilometer in die Tiefe reichen. Wasser kann innerhalb dieser Bereiche zirkulieren, indem es entlang dieser Klüfte vordringt, sich aufheizt, und aufgrund seiner Volumenzunahme wieder aufsteigt.

Die größte Grabenzone in Deutschland ist der Oberrheingraben, sie entstand im Eozän vor ca. 45 Millionen Jahren als Hauptgraben des mitteleuropäischen Riftsystems. Das Riftsystem war hauptsächlich bis zum älteren Miozän vor ca. 17 Millionen Jahren aktiv und auch heute bewegen sich noch Teilbereiche der Gräben. Viele Thermalquellen zeugen am Oberrheingraben von offenen Kluftsystemen an den noch aktiven Störungen.

Gräben sind thermal aktive Gebiete, haben also erhöhte Geotherme. Lassen sich Standorte in Grabenzonen für die Geothermie nutzen?

Modellieren wir nun eine Grabenzone im Querschnitt. Der modellierte Krustenschnitt ist 30 km breit und 15 km tief, damit die Datenmenge nicht zu hoch ist, berechnen wir nur eine Grabenhälfte. Der Ausgangszustand ist wie in den Modellen der vorherigen Beiträge eine 80 km mächtige Lithosphäre mit einem Geotherm von 15°C pro km. Entlang der Randstörung berechnet das Modell nun die Zirkulation von Wasser, mit dem die Wärme aus der Tiefe konvektiv aufsteigen kann. Die aufsteigenden Wässer erhitzten das Gestein nahe der Erdoberfläche und kühlen den Ursprungsort an der Basis des Kluftsystems.

Die folgende Abbildung zeigt das Modell nach ca. 700.000 Jahren. Die Basis des Kluftsystem liegt bei 12 km und hat zur Absenkung der 175°C Isothermen geführt. Im Bereich eines Grabens kann es in größerer Tiefe sogar kühler sein als in den angrenzenden Gebieten.

Im folgenden Bild ist der konvektive Wärmestrom (Rot) entlang der Randstörung (Schwarz) eingetragen. Um den Schnitt zu vervollständigen ist die nichtberechnete gegenüberliegende Randstörung (Weiß) angedeutet.

Der Temperaturanstieg entlang der Randstörung ist zunächst sehr stark. Im Bereich des konvektiven Aufstiegs (Grün) nimmt die Temperatur über einen großen Tiefenbereich kaum mehr zu. In größerer Tiefe (bei ca. 12 km) gleicht sich der Geotherm wieder dem ungestörten Ausgangszustand (Rot) an.

Das Modell erreicht in 3 km Tiefe fasst 150°C, Geothermie wäre hier möglich.

Grabenzonen mit hydrothermalen Systemen eignen sich demnach als Geothermiestandorte, neben der erhöhten Temperatur steht auch zusätzlich Wasser als Transportmedium zur Verfügung.

Modelling Program:

Geothermie ist grundlastfähig!

2011-03-15T09:18:00.000+01:00

Es ist einfach grotesk, bei allem Leid, dass die Japaner erfahren müssen, schafft es unsere Regierung nicht einen festen Entschluss zu fassen und vorbildhaft den Atomausstieg zu beginnen. Nein da müssen die vor einem halben Jahr noch angeblich sicheren AKWs überprüft werden, drei Monat Fristen um Zeit über die Wahl zu schinden.
Die Hauptargumente für die Betreibung der AKWs ist ihre Grundlastfähigkeit bei minimalen CO2 ausstoß. "Ökostrom" der aus Windenergie und Solarzellen stammt, kann auch kein AKW ersetzen da eben diese Fähigkeit zur Grundlastnutzung fehlt.
Als sauberste Energiequelle kann hier die Geothermie helfen. Selbst nach Jahrzehnten der Energieentnahme sinkt die Temperatur des Reservoirs kaum, auf menschliche Maßstäbe also eine unendliche Energiequelle.
Die Tiefengeothermie ist oft wegen der entstehenden Erdbeben (z.B. Basel, Landau) in verruf gekommen. Diese sind von der Magnitude jedoch minimal und die davon ausgehende Gefahr steht in keinem Verhältnis zu der Gefahr von AKWs, starke Erdbeben sind auf jedenfall ausgeschlossen!
Kernenergie wird jedoch trotzdem noch begrüßt, selbst wenn die Gefahren so offensichtlich sind.

Es ist endlich an der Zeit, dass sich alle Nationen der Kernenergie entledigen, gerade Japan mit seinen über 40 Vulkanen hätte genug Potential für günstige Geothermie.

Geothermie in Deutschland Teil 2: "Geothermisches Potential der jungen Vulkankomplexe des Osteifel Vulkanfeldes."

2011-03-04T16:13:00.002+01:00

Mein vorheriger Eintrag erklärte uns, dass unter kleinen Vulkanfeldern keine nennenswerte thermische Anomalien entstehen können, da die Magmenkammern in zu großen Tiefen liegen. Es gibt in der Osteifel jedoch drei Lokalitäten (Rieden-Caldera, Wehrer-Kessel und Laacher See-Caldera) an denen kleine Magmakammern bis in mindestens 6 km Tiefe aufgestiegen sind. Damit unterscheidet sich die Osteifel von einem "normalen" Vulkanfeld (z.B. Westeifel), was durch die Abwesenheit von oberflächennahen Magmenkammern charakterisiert ist.
Könnte vielleicht unter diesen drei größeren Vulkankomplexen das Gestein heiß genug für die Erschließung von Geothermie sein?

Die Abbildung zeigt nun einen Schnitt durch die oberen 10 km der Kruste mit einem Geotherm von 15°C pro Kilometer. An der Basis des Schnittes, befindet sich eine Magmakammer, die in ihrer Größe der des Laacher See Vulkans entspricht.

Der obere Teil in lila besteht aus dem eruptionsfähigen (phonolithischen-) Magma und umfasst ein Volumen von 6 km³. Die rote Basis ist eine mafische Lage die noch einmal 3 km³ umfasst und nicht eruptiert.

Direkt nach der massiven Eruption ist der Schlotbereich erhitzt und an der Oberfläche herrschen direkt unter dem Krater eine Temperatur von über 400°C! Die mafische Lage an der Basis der Magmakammer ist nicht eruptiert, da sie an magmatischen Gasen verarmt als kristallreiche, dichte Lage immobil bleibt.

Lassen wir nun das System abkühlen und die Zeit verstreichen bis das Modell das heutige Alter des Laacher See Vulkans erreicht hat.

Die mafische Lage an der Basis der Magmakammer ist nun erstarrt. Seismisch gibt es nun keinen Hinweis mehr auf eine Magmakammer. Der Schlotbereich ist jedoch noch sehr heiß.

Der Geotherm erreicht im Bereich des Kraters schon in 1.5 km Tiefe eine Temperatur von 150°C. Die für die Geothermie notwendigen Temperaturen sind dort also schon in geringen Tiefen verfügbar. Dies belegen auch die Quellen um den Laacher See, sie haben eine leicht erhöhte Temperatur von 20°C. Diese Temperatur wird im Modell in 1 km Tiefe erreicht und deckt sich also ganz gut mit den Beobachtungen. Als Nächstes betrachten wir den Fall, wenn das Modell das Alter des Wehr Vulkans von 150.000 Jahren erreicht.

Die Wärme der abkühlenden Magmakammer breitet sich konduktiv in das umgebende Gestein aus.

Die für die Geothermie erforderlichen 150°C werden nun in 4 km Tiefe erreicht. Als letztes untersuchen wir die älteste Caldera der Osteifel, dem Riedener Vulkankomplex. Dieser hatte vor über 300.000 Jahren seine letzte Eruption.

Die Magmakammer ist sichtlich kälter geworden und die Hitze ist weit in das umgebende Gestein gewandert.

Während die Magmakammer sich weiter abgekühlt hat wird die für die Geothermie nötige Temperatur nun in 4.5 km Tiefe erreicht.

Dieses Modell hat uns gezeigt, dass es in Vulkanfeldern mit oberflächennahen Magmenkammern in der Tat erschließenswerte Geothermiestandorte gibt. In allen drei Fällen aus der Osteifel, besonders am Laacher See, sollte eine schlotnahe Bohrung einen erhöhten Geotherm vorfinden. Das Problem bei diesem Modell ist, dass bei diesen drei Vulkanen, die ja Calderen sind, der Untergrund stark zerrüttet ist. Eine geothermische Erschließung währe wohl mit viel Aufwand verbunden. Ebenfalls lässt die Tatsache, dass diese drei Wärmeanomalien räumlich sehr begrenzt sind, die Attraktivität sinken.

Modelling Program:

Wohletz, K.H., 1999, KWare Heat3D software for multithreaded, 3-D,
heterogeneous heat flow simulation. Los Alamos National Laboratory Computer
Code LA-CC 99-27 (http://geodynamics.lanl.gov/Wohletz/Heat.htm), Los Alamos
New Mexico.

http://rapidshare.com/files/450922284/Magmakammercooling.avi
Das Video zeigt die Abkühlung der Magmakammer bis zum thermischen Gleichgewicht nach 3.5 Millionen Jahren.

Geothermie in Deutschland Teil 1: "Geothermische Energie aus unseren Vulkangebieten?"

2011-02-23T00:22:00.007+01:00

Geothermie ist ein aktuelles Thema in den erneuerbaren Energien. So sind doch 99% der Erde heißer als 1000°C, man muss sie nur irgendwie erreichen können. Um mit der Geothermie Strom zu erzeugen brauch man mindestens 150°C heißes Wasser, diese Temperaturen werden in geologisch ruhigen Gebieten erst in über 5 km Tiefe erreicht und für die Kosten einer Bohrung zählt jeder Meter der eingespart werden kann.
Am naheliegensten währen also Gebiete, bei denen die Temperatur schon in geringeren Tiefen sehr hoch ist. Island, die Insel die ihre Energie außschließlich aus Geothermie gewinnt und sich damit autark versorgt, ist als Extrem anzusehen, dort gibt es viel Vulkanismus und hydrothermale Systeme die die Hitze der Magmakammern an die Erdoberfläche transportieren.
Währe es also anzunehmen, dass auch unter den jungen mitteleuropäischen Vulkangebieten die Erde heißer als normal ist und für einen Geothermiestandort in Frage käme?
Die folgenden Abbildungen zeigen Schnitte durch die Erdkruste und ihre thermalen Zustände.

Modellieren wir die mitteleuropäische Lithosphäre, welche ca. 80 km mächtig ist und an ihrer Basis, der Grenze zur Asthenosphäre 1200°C erreicht. Das ergäbe einen geothermischen Gradienten von 15°C pro km. Die Folgende Abbildung zeigt nun die oberen 30 km der Lithosphäre (der Erdkruste) und ihren thermischen Zustand.

Der Geotherm ist linear und erreicht an der Basis der Kruste in 30 km Tiefe 450°C.

Man muss ziemlich tief bohren (Rot) um die erforderlichen 150°C für die Stromerzeugung zu erreichen, werden sie in diesem Modell doch erst in 10 km Tiefe erreicht.

Nun heizen wir dem Modell ein und fügen die typischen magmatischen Formen, eines monogenetischen Vulkanfeldes, welche sich durch kleine Intrusionen charakterisieren, über die Zeit hinzu.
Während der Aktivität eines Vulkanfeldes befindet sich an der Basis der Kruste eine flach ausgedehnte Magmakammer, die von kleinen Magmaschüben aus dem Erdmantel gespeißt wird.
Hin und wieder steigen auch Magmakammern bis auf 15-20 km Tiefe auf, da dort in der Kruste eine Barriere ist. Diese Barriere, die Conrad-Grenze, ist eine Grenzschicht zwischen der weichen, deformierbaren unteren Kruste, in die Magmen leicht eindringen können und der spröden oberen Kruste, die das eindringen von Magmen nur unter Bildung von Brüchen zulässt.
Die folgende Abbildung zeigt das Vulkanfeld nach ca. 200.000 Jahren, die Basis der Kruste ist sichtlich heißer geworden durch die rege magmatische Aktivität und die Conrad-Grenze wurde im Bereich der Intrusionen angehoben (rote Linie).

Der Wärmeherd in 15-20 km tiefe entstand durch zahlreiche kleine Intrusionen die sich in den vergangenen 200.000 Jahren ereignet haben und an der Conrad-Grenze steckengeblieben sind.

Vulkanische Aktivität an der Oberfläche wird durch nur meterdicke Dykes (vulkanische Fördergänge) gespeist und kann daher nicht modelliert werden (eine modellierte Zelle ist 1 km breit und hoch) fällt aber auch nicht sonderlich ins Gewicht, da so ein Gang sehr rasch in einem Zeitraum von Monaten bis Jahren abkühlt .

Nun ist das Vulkanfeld fast 300.000 Jahre alt und die jüngeren Intrusionen wandern immer weiter hinauf da durch die freiwerdende Hitze auch die Conrad-Grenze in geringere Tiefen verlegt. Wieder erkennt man den Wärmedom der sich um die Intrusionen ausbildet.

Nun betrachten wir das geothermische Potential das sich ergibt, wenn das Vulkanfeld das Alter der Eifel erreicht, also ca. 600.000 Jahre.

Durch weitere Intrusionsvorgänge hat sich eine beträchtliche Menge an Wärme in der mittleren und unteren Kruste gesammelt. Lohnt es sich nun hier Geothermie zu betreiben?

Der Blick auf den Geotherm zeigt uns nun keinen linearen Anstieg mehr. Die Temperatur ist nun an der Basis der Kruste doppelt so hoch wie zu dem Zeitpunkt bevor die magmatische Aktivität begann. Die Temperatur macht hier sogar in einer Tiefe von 15 km, das Temperaturprofil ist links neben der jüngsten Intrusion, einen Bogen im verlauf.

Jedoch hat die Temperatur in 10 km Tiefe nach wie vor einen Wert von ca. 150°C, das Gebiet ist geothermisch gesehen also uninteressant! Selbst wenn an der Erdoberfläche nun hunderte Vulkane stehen!

Nehmen wir nun einmal den hypothetischen Fall an, dass die Hitze erst noch Zeit brauch um konduktiv bis zur Oberfläche zu Steigen. Es gibt ältere Vulkangebiete in Mitteleuropa die vielleicht intressanter für die Geothermie währen, da dort die Hitze vielleicht konduktiv schon aufgestiegen ist. Im folgenden Szenario kommt es nach dem erlöschen des Vulkanfeldes zur Abkühlung der Magmenkammern. Im Modell intrudierten in die mittlere Kruste ca. 50 km³ Magma und an der Basis wurden ca. 300 km³ durch underplating angelagert, was für ein kleines Vulkanfeld wie die Eifel durchaus realistisch ist.

15 Millionen Jahre älter als die Eifel entspricht dem mittleren Alter der nächst jüngeren Vulkanfelder in Deutschland. Nach erlöschen der magmatischen Aktivität hat sich die Wärme der intrudierten Magmen fast homogen unter dem Vulkangebiet verteilt, ein schwacher, aber ausgebreiteter Wärmedom ist noch erkennbar.

Der Geotherm ist nun fast wieder linear. Die Temperatur an der Basis der Kruste hat wieder ihren ursprünglichen Wert von 450°C, in 10 km liegt sie nun bei 160°C, ist also nur um 10°C erhöht!

Uns hat dieses Modell gezeigt, dass sich in einem kleinen Vulkanfeld, keine nennenswerte Temperaturanomalie ausbildet, die für die geothermische Nutzung erschließenswert währe.

Modelling Program:

Videozusammenschnitt der Vulkanfeldentwicklung: http://rapidshare.com/files/449350436/Evolution.avi

Das Video zeigt die Entwicklung des Modells mit magmatischen Intrusionen und die darauffolgende Abkühlung.

Neuer Blogtitel!

2010-12-10T20:22:00.000+01:00

Bald gibts hier wieder mehr zu lesen. Ab sofort ist der Blog erstmal unter einem neuen Titel erreichbar.

Der Buerberg

2010-04-16T10:19:00.014+02:00

Etwa zeitgleich mit der Eruption der verhältnismäßig großen Vulkane bei Gillenfeld(Wartgesberg-Gruppe, Pulvermaar, etc...) entstand 10km west/nordwestlich davon bei Schutz der kleine Lapillikegel des Buerberg.

Der Kegel sitzt am Rande einer Hochfläche und überagt diese um ca. 50m, die talwärts gelegene Seite ist sehr Steil und an der Spitze kann man einen halbkreisförmigen nach Süden(zum Tal) geöffneten Krater erkennen.

Da der Vulkan recht klein ist und keinen Lavastrom besitzt, kann man sagen, dass hier nur sehr wenig Magma eruptiert wurde.
Schaut man sich die Ablagerungen des Vulkans an, fällt auf, dass es hauptsächlich Lapillischichten sind und kaum schlackenhaltige Lagen auftreten.

Damit unterscheidet sich der Buerberg von "normalen" Schlackenkegeln, welche in Kraternähe hauptsächlich aus Schweißschlacken und Bombentuffen bestehen.
Der Magmatyp des Buerberg fällt in das Feld der Foiditite, also dem Magmentyp welcher vorallem das ältere quartäre Vulkanfeld der Westeifel aufgebaut hat.Nun, wie kommt es dazu, dass dieser Vulkan hauptsächlich aus kleinen Lapillikügelchen besteht?Der Magmentyp des Buerberg ist fast undifferenziert aus dem Erdmantel gekommen und da er bei recht geringen partiellen Aufschmelzraten enstanden ist, enthält er sehr viele Volatile(CO2, H2O...).Volatilreiches, niedrig viskoses, foidisches Magma wie das des Buerberg kann rasch aus der Tiefe aufsteigen(Stunden-Tage). Bei der Eruption des Buerbergs entgaste und fragmentierte das Magma schon tief im Schlot, zu niedrig um die typischen Wurfschlacken eines Schlackenkegels zu bilden, stattdessen bilden sich kleine Kügelchen, die Lapilli.Durch den hohen Gasgehalt des Magmas welches auch mit Wasser in Berührung kam, war die Eruption phasenweise heftig, aber insgesamt, da nur wenig Material ausgeworfen wurde, nur von kurzer Dauer(Tage).
Der Vulkan entstand am Rande einer Hochfläche, wobei durch wiederholte Rutschung während der Eruption, sich der talwärts gelegene Teil des Vulkans nicht ausbilden konnte. An der Spitze blieb somit ein Halbkrater, der sich in Richtung des Tal öffnet. Die Ablagerungen liegen bis zum Bachgrund, welcher 100m unterhalb der Vulkanbasis liegt.

Die Wartgesberg Vulkangruppe

2010-04-06T15:05:00.008+02:00

Vor 20.000-30.000 Jahren etwa kam es im südosten des Westeifeler Vulkanfeldes, bei Gillenfeld zu der bislang heftigsten mafischen Eruption.
Es öffnete sich eine ca. 1 km lange, nordwest-südost gerichtete Spalte welche heftige Lavafontänen förderte. Auf der Spalte entstanden mehrere hohe Schlackenkegel, die zu dem einstmals 120m hohen Wartgesberg zusammenwuchsen.(Große Bomben und rot oxidierte Schweißschlacken)
Diese Eruption stellt eine Besonderheit im Vulkanfeld der Westeifel dar, denn mit der Wartgesberg Eruption trat in der Westeifel ein ganz neuer Magmentyp auf, ein Basanit, welcher sich in großen Lavaströmen 2 km nach Norden und sogar 7 km nach Süden ausdehnt.
Jegliche ältere, Eruptionen von foiditischen Magma erreichen weit nicht diese großen Volumina, welche der Wartgesberg eruptierte.
Ca. 3 Monate sollen die Eruptionen angehalten haben, dann endete die Eruption des Wartgesberg in einer Maarexplosion, welche das Sprinker Maar am südöstlichen Ende der Spalte entstehen lies.
(Steinbruch Wartgesberg, der Kegel ist fast vollständig abgetragen)
Umfangreicher Schlackenabbau haben den Wartgesberg bis heute größtenteils abgetragen, erkennbar ist aber immernoch ein halbkreisförmiger Kraterwall an der Westseite des ehemaligen Berges, welcher wohl die beiden Lavaströme gefördert hat. Noch heute sägt sich der Bachlauf der Alf durch diesen Lavastrom, das er das bis heute nicht geschafft hat spricht für das junge alter des Stroms.

Der bimodale Vulkanismus der Westeifel

2010-03-31T19:40:00.006+02:00

Das Vulkanfeld der Westeifel entstand in 2 Phasen, einer älteren vor 650.000-450.000 Jahren und einer jüngeren, die vor etwa 100.000 Jahren anfing.
In der älteren Phase entstanden zwischen Daun und der belgischen Grenze, im Nord-Westen des Vulkanfeldes, viele foiditische, also stark SiO2-untersättigte Schlackenkegel und Maare. Im Zentrum dieser älteren Phase, welche etwa nord-östlich von Gerolstein liegt, entstanden auch höher differenzierte "saure" Magmen, welche phonolithische Tuffe bilden.
Die Vulkane dieser älteren Phase sind weitgehend kleine Schlackenkegel mit kurzen Lavaströmen. Zwischen 450.000 und 100.000 Jahren vor heute fand kaum Aktivität statt, es scheint, dass in dieser Zeit kein Vulkan in der Westeifel entstand. Vor 100.000 Jahren lebte süd-östlich von Daun und im alten Vulkanfeld der Vulkanismus wieder auf. Es eruptierten wieder viele foiditische Vulkane die vorallem Maare aber auch Schlackenkegel bildeten.
Gleichzeitig kam es aber auch zur Eruption von basanitischen Magmen, die viel voluminösere Vulkanbauten(z.B. Wartgesberg, demnächst mehr hier) enstehen liesen, welche zum Teil mehrere Kilometer lange Lavaströme lieferten.
Das Vulkanfeld der Westeifel eruptierte in der jüngsten Zeit also zwei verschiedene Magmentypen, wobei der rezentere Typus viel voluminösere Vulkanbauten liefert. In der Tat entstehen Basanite auch bei höheren Aufschmelzraten im Erdmantel, als die Foiditite, welche zuerst eruptierten.
Doch warum eruptieren zwei verschiedene, primäre Magmentypen gleichzeitig?
Denkbar wäre, dass die Basanite einen Ursprung haben, der einer anderen Mantelregion entspricht.
Ebenfalls wäre aber auch denkbar, dass keine Foiditite sondern nur noch Basanite gebildet werden und diese die "verbliebenen" Foiditite mobilisieren und eruptieren lassen. Dafür spricht auch dass die Foiditite erst seit dem auftreten der Basanite wieder eruptieren und in mehreren Fällen ein foiditischer Vulkan örtlich in der Nähe und zeitlich direkt nach einem basanitischen Vulkan eruptierte, sozusagen triggerte der eine Vulkanausbruch die Eruption des anderen.

Maarvulkanismus am Vogelsberg?

2009-07-30T22:23:00.006+02:00

Bei Bergheim nähe Ortenberg(südlicher Vogelsberg) existiert ein Steinbruch der wohl den intrusiven Basaltkörper einer Schlotfüllung abbaut.
(Abgesunkener Block im Steinbruch Bergheim)
Betritt man den Steinbruch, fallen einem sofort neben den vielen Basaltsäulen auch die geschichteten Tuffe auf. Da wir hier aber in einer erodierten Vulkanruine sind, handelt es sich wohl um eine abgesunkene Randscholle.
Der später eingedrungene Basalt zeigt Säulen, welche rechtwinklig zum eingesunkenen Block stehen, dieser diente also wohl als Abkühlungsfläche und war somit -relativ- kalt.

Geht man im Steinbruch zu diesen Tuffen fällt auf, dass feine Tufflagen dominieren in die auch immer wieder Bänke mit Blöcken eingeschalten sind welche keine Einschlagskrater zeigen. Ebenfalls sind die Tuffe reich an Fremdgestein(Sandstein). Diese beiden Beobachtungen lassen auf eine phreatomagmatische Tätigkeit schließen.
(Rote Pfeile zeigen auf besonders Blockreiche Tufflagen)
Ob hier also im Miozän ein Maar bestand lässt sich dennoch nur vermuten, phreatomagmatische Eruptionsphasen sind bei Vulkaneruptionen häufig anzutreffen und besonders in der Initialphase allgegenwärtig, gut möglich also das hier nach der initialen Maareruption noch mächtige Basaltmassen eruptiert wurden, worauf der Steinbruch selbst, welcher einen großen Intrusivkörper abbaut ja schließen lässt.

Das Vulkanmassiv Vogelsberg(Teil 3: Die Endphase)

2008-11-14T22:56:00.012+01:00

Während der nur kurzweiligen Hauptphase, wurden dem Erdmantel unter dem Vogelsberggebiet enorme Schmelzmengen enzogen. Diese entziehen dem Erdmantel aber auch Hitze, womit die Aufschmelzraten in diesem Bereich zurückgehen und nun nur noch Schmelzen aus tieferen Mantelregionen kommen. Diese Magmen der Endphase sind basanitischer Zusammensetzung und wurden noch 2 Millionen Jahre nach Ende der Hauptphase gefördert. Die Vulkanite der Endphase ziehen sich wie eine Kappe über die Vulkanite der Hauptphase, haben aber eine geringere Ausdehnung. Man kann sich die Endphase als ein Vulkanfeld vorstellen, welches sich auf dem Vogelsberg gebildet hat, viele hunderte Schlackenkegel/Maare und andere vulkanische Kleinformen haben sich dabei übereinander auf den Schildvulkan gestappelt, immerwieder haben diese Schlackenkegel auch Lavaströme gefördert und sich gegenseitig eingedeckt. Schließlich war der Vulkanismus beendet und die Erosion begann das Vulkangebäude zu erodieren. Dabei schnitten sich radial Täler in den Schildvulkan, im Süden senkte sich der Oberrheingraben weiter und die Lavaströme bei Frankfurt/Offenbach und Hanau wurden unter Sedimenten begraben(links im Bild). Der Main durschneidet diese Lavaströme.
Bei Nidda findet sich ein tertiärer Schlackenkegel, aus der Endphase der Aktivität des Vogelsberges. Um von der Abtragung geschützt zu werden, wurde der Schlackenkegel von späteren Lavaströmen überdeckt(1.) und ist heute wieder teilweise freierodiert(2.) worden(Skizze zeigt Schnitt durch den Kegel und die Lagen der Lavaströme).
Da die Schlacken über 10 Millionen Jahre alt sind, hat die Verwitterung das Material sehr mürbe gemacht.
Die Schlacken sind so weich, dass sie nicht durch Sprengung abgebaut wurden, sondern einfach in großen Blöcken rausgesägt wurden. Im Gebiet des Vogelsberg gibt es wohl hunderte von Schlackenkegel, welche noch unter Lavaströmen begraben sind, der Überrest bei Nidda stellt nur einen dieser vielen Ausbruchspunkte dar.
Im Zentrum des Vulkans sind jüngst trachytische Ignimbritablagerungen von Glutlawinen in geringer Tiefe erbohrt worden, dies lässt darauf schließen, dass es in der Endphase ebenfalls Differentiationen gab, welche explosiven Vulkanismus zur Folge hatten.

Das Vulkanmassiv Vogelsberg(Teil 2: Die Hauptphase)

2008-11-06T22:36:00.006+01:00

Durch die rapide Erhöhung der Aufschmelzraten im Erdmantel unter dem Vogelsberg von rund 3-4% in der Vorphase auf über 12% in der Hauptphase(dies lässt sich aus den Magmentypen ableiten), entstanden gewaltige Mengen an basaltischer Schmelze.
Nach der rund eine Million Jahre andauernde Vorphase, wurden während der Hauptphase, welche nur 100.000 Jahren anhielt(nach Altersdatierungen am Bohrkern der Vogelsberg Forschungsbohrung), die Hauptmasse(>80% von 1000km³ ) der Vogelsberglaven eruptiert. Die Laven flossen dabei bis runter in das Gebiet, wo heute die Städte Frankfurt(Main), Offenbach und Hanau stehen(das Bild zeigt die Basaltsteinbrüche bei Offenbach(Mühlheim-Dietesheim) südlich des Mains), dies entspricht, vom Gipfelgebiet des Vogelsberges, einer Strecke von 50(!!)km. Sämtliche Lavaströme dieser Hauptphase haben Tholeiitische oder Alkalibasaltische Zusammensetzung und sind sehr volumnös.Ungeklärt ist, ob in dieser Hauptphase die Laven aus einem Zentralen Krater/Caldera eruptiert wurden, oder ob die Laven mehreren Spalteneruptionen entstammen(welche aber auch aus dem Gipfelgebiet des Vogelsbergs kommen).
Eine Gipfelkrater/caldera wäre denkbar, denn es wurde in kurzer Zeit so viel Material eruptiert, dass es wohl einen bevorzugten Aufstiegsweg gab, der immer heiß war und dann in einem Gipfelkrater bzw Caldera endete.

Das Vulkanmassiv Vogelsberg(Teil 1: Die Vorphase)

2008-11-05T23:01:00.009+01:00

Vor etwa 17 Millionen Jahren, zu Zeiten großer tektonischer Umstellungen im Zuge der alpiden Gebirgsbildung, entstanden in Mitteleuropa viele vulkanische Gebiete. Das größte davon ist heute als Vogelsberg bekannt. Die Vulkanite des Vogelsberges bedecken von Friedberg bis Frankfurt(Main), dies entspricht einer Strecke von 80km(Nord-Süd), und einer maximalen Breite von 70km(Ost-West), eine Fläche von über 2500km². Das Volumen wird heute auf rund 1000km³ geschätzt, bei einer Mächtigkeit von bis zu 800m.
Heute erscheint der schon tief erodierte Vogelsberg, mit seinen radial umgebenden Tälern als klassischer Schildvulkan, seine Enstehung war jedoch viel komplexer, als sein unscheinbares Äußeres preisgeben mag.Der Vulkanismus im Gebiet des Vogelsberges setzte wohl schon vor rund 18 Millionen Jahren mit der Bildung kleiner Schlackenkegel in einem Vulkanfeld ein, welches sich in der nördlichen Fortsetzung des Oberrheingrabens, der hessischen Senke, bildetete. Ganz analog zu anderen Vulkanfeldern entstanden auf 30km Durchmesser viele kleine Schlackenkegel und Maare. Diese Vulkanite bilden heute die Basis des Vogelsberges, welche durch andauernde Grabenabsenkung nun unterhalb von NN(Normal Null) liegen könnte. Subsequent steigen die Förderraten, welche auf steigende Aufschmelzraten im Erdmantel zurückzuführen sind und es kommt zu der Bildung eines ~15km ausgedehnten Vulkankomplexes, der einem Stratovulkan ähneln könnte. Dieser Vulkankomplex besteht aus Basaniten, sowie deren Differenziaten bis hin zum Trachyt.

Vulkanite dieser beiden ersten Phasen sind fast nur aus Bohrkernen erhältlich, da sie großräumig von den Basalten der Hauptphase überdeckt wurden. An wenigen stellen hat die Erosion Trachyte freigelegt, welche dem Vulkankomplex der Vorphase angehören.

Schwarmbeben

2008-10-23T21:00:00.006+02:00

Im Moment bebt gerade die Erde im Egerbecken, tausende Erdbeben bis zur Stärke 4 gibt es dabei seit Anfang Oktober. Die Erdbeben finden in einer Tiefe von rund 10km statt.
Den letzten Erdbebenschwarm gab es dort im Jahr 2000, wo rund 5000 Erdbeben kurzzeitig hintereinander auftraten.

Schwarmbeben enstehen durch magmatische Tätigkeit, eine aktive Magmakammer in rund 30km tiefe schickt dabei Gase und wässrige Lösungen in die Kruste über sich. Die Fluide benutzen beim Aufstieg Spaltensysteme, welche dabei laufend aufgebrochen werden. Die Erschütterungen, die dabei enstehen, sind Erdbeben welche bei heftiger Tätigkeit wie im Moment sehr kurzzeitig hintereinander auftreten und dieser Vorgang wird "Schwarmbeben" genannt.

Allen anschein nach(ich berichtete bereits letztes Jahr) , steigt im Moment unter dem Egerbecken Magma Richtung Erdoberfläche, ob dieses jemals selbige erreichen wird bleibt ungewiss, die meisten Magmen erreichen nie die Erdoberfläche, bleiben stecken und erstarren als Plutonit(Tiefengestein).

Erdbebenmonitor des Egerbeckens gibt es hier
und hier die Seismogramme dazu.

"Hoch hinaus" Die Hebung des Rheinischen Schiefergebirge

2008-04-28T23:11:00.008+02:00

Jeder kennt es, das canyonartige Tal des Rheines im Rheinischen Schiefergebirge. Von Bingen bis Bonn, vorbei an berühmten Objekten, wie dem Binger Loch oder der Loreley, sägt sich der Rhein durch das Gebirge. Doch wieso tut er das? Folgt man den Rhein, durch die breite Ebene des Oberrheingrabens stromabwärts, nach Norden, so taucht vor einem der Taunus wie ein breiter, undurchdringlicher Wall auf, folglich biegt der Rheinstrom bei Mainz nach links Richtung Westen ab und fließt bis Bingen in einem kleinen Teilgraben. Doch dort durchbricht er auf einmal das Gebirge und teilt dieses in den Hunsrück(Westen) und Taunus(Osten).(Bild1: Rheindurchbruch am Binger Loch)

Wie geht das denn? Fließt der Fluss vor dem Durchbruch etwa bergaufwärts um sich durchzugraben oder staut sich dahinter zu einem See bis das Gebirge nachgibt?
Natürlich nicht. Der Rheinstrom muss älter als dass Gebirge sein, durch das er fließt. Tatsächlich floss der Rhein noch vor einer Million Jahre durch ein recht flaches Hügelland welches sich an der Stelle des heutigen Rheinischen Schiefergebirge befand.
Vor etwa 800.000 Jahren begann dann ein rapider Aufstieg des Rheinischen Schiefergebirge welcher noch heute anhällt, in dieser Zeit hob sich das Gebirge um bis zu 300m, was einer durchschnittlichen Aufstiegsgeschwindigkeit von etwa 0,3-0,4mm pro Jahr entspricht, gemessen werden heute jedoch bis zu 2mm pro Jahr!.
Sobald also das Gebirge unter dem Fluss aufsteigt, erhöht sich auch das Gefälle und damit die Erosionsrate, der Rhein sägt sich praktisch in das Gebirge während es um ihn herum aufsteigt. Während der Fluss noch bei Mainz-Bingen eine stattliche Breite von 500m hat, schrumpft diese im Gebirge auf bis zu 170m herab, gleichzeitig steigt aber die Strömungsgeschwindigkeit und die Tiefe. Einzelne Sporne härterem Gesteins, welche im Flussbett aufragen, gefährden noch bis heute die Schifffahrt.
Der domale Aufstieg des Rheinischen Schiefergebirges wirkt auch bis weit in die angrenzenden Strukturen über. Auch der nördliche Teil des Oberrheingrabens, südlich des Rheinischen Schiefergebirges, steigt gezwungenermaßen mit auf, weil seine komplette Basis mit angehoben wird. Durch dieses schräge angreifen bewegen sich einzelne Schollen wie zB die des Mainzer Beckens nach Süden. Durch diese Bewegung öffnet sich zur Zeit der kleine Graben, in dem der Rhein von Mainz bis Bingen nach Westen fließt. Bei Bingen durchbricht die Nahe kurz vor der Einmündung in den Rhein ebenfalls einen Bergrücken, welcher sich, als Folge des Aufsteigens, unter dem Fluss herausgehoben hat. (Bild2: Blick von Nahemündung auf den durchbrochenen Bergrücken)Die Skizze stellt nochmal einen Nord(links)-Süd Querschnitt durch die Situation in Bingen dar. Der Rhein fließt an der nördlichen Grabenseite des kleinen Mainz-Bingen Grabens aus der Bildebene heraus. Durch die Hebung des Rheinischen Schiefergebirges(links) wird die Scholle(rechts) nach Süden geschoben, dadurch öffnet sich ein kleiner Graben.

Der rapide Aufstieg des Gebirges verläuft weitgehend aseismisch, die Ursache dafür ist die Erhitzung der Lithosphäre durch die Anomalie(Mantle-Plume oder nicht, das steht hier erstmal nicht zur Diskussion) welche den Aufstieg antreibt, diese wird dadurch plastischer, große Spannungen bauen sich erst gar nicht auf und tektonische Erdbeben sind ab einer Tiefe unterhalb 10-15km abwesend.
Im Rheintal selbst sieht man die ganze Pracht, welcher der Strom durch seine Erosionsleistung am Gebirge geschaffen hat. (Bild3 zeigt einen Blick in das Rheintal bei Niederheimbach, man sieht oben auf dem Bergkamm das alte, flach geneigte Tal, welches der Rhein noch vor 800.000 Jahren besaß, bevor der rapide Aufstieg begann, welcher heute noch anhällt.)

Die domale Hebung wird auch in Zukunft das Rheintal immer imposanter werden lassen, sie wirkt in einem breiten Radius(~150-200km) weit in Mitteleuropa, sinkt aber an den Störungen die das Rheinische Schiefergebirge umgeben rasch ab, um dann langsam nach außen auf null abzuflachen.

Wie der mitteleuropäische Vulkanismus...

2008-01-19T11:58:00.000+01:00

...auch ganz ohne das Einwirken von Mantle Plumes erklärt werden kann, fasst dieser Artikel hübsch zusammen: http://www.mantleplumes.org/WebDocuments/LuxembourgerWortArticle.pdf

Mantleplumes in Europa? Nein, danke!

2007-08-12T16:44:00.000+02:00

Ein rezenter Artikel schreibt eine Möglichkeit wie der mitteleuropäische Vulkanismus ganz ohne Mantle Plumes erklärt werden kann.
-> http://www.mantleplumes.org/Europe.html
Der Artikel ist ganz interessant zu lesen, auch wenn einige ungereimtheiten noch bleiben, zB wird eine Anomalie welche sich im unteren Erdmantel unter Mitteleuropa befindet garnicht erst angesprochen.

Erdbeben im Neuwieder Becken...

2007-08-03T22:07:00.000+02:00

Heute morgen um ca. 5:00 ereignete sich bei Plaidt, 8km vom Laacher See entfernt, ein Erdbeben der Stärke 3.7-4.0(je nach Quelle). Der Bebenherd lag in nur 3km Tiefe, ein recht flaches Erdbeben also. Das Erdbeben fand auf der äußerst aktiven Ochtendunger Störungszone statt, welche eine Randverwerfung des Neuwieder Beckens, einem tektonischen Graben, bildet.

Der Katzenbuckel(Teil 3: Die Magmaquelle)

2007-06-17T21:55:00.001+02:00

Das Magma des Katzenbuckels, ein Sanidin-Nephelinit, hat einen tiefen Ursprung. Vor etwa 60 Millionen Jahren stand Mitteleuropa unter einem starken Nord-Süd gerichteten Druck. Die Kruste war dadurch gezwungen nach Ost-West auszuweichen. Dieses Ausweichen, welches später den Rheingraben erschuf, bewirkte eine Druckentlastung im Erdmantel welcher dadurch teilweise anfing zu schmelzen. -Querschnitt durch die Lithosphäre, (1.-4.) Aufstiegsstufen in einem Vulkansystem-

Nur etwa 2-3% des Erdmantels schmelzten unterhalb des Odenwaldes auf, doch dies reichte aus um ein Vulkanfeld an der Oberfläche zu erschaffen. Die Magmaentstehungszone lag in etwa 100km Tiefe(1. in der Skizze). Die Schmelzen sind dort wie in kleinen Äderchen unter dem kristallinen Mantelmaterial verteilt.
Da die Schmelze leichter ist, steigt sie in Form von Schmelzlinsen durch das oberste, kalte Stück Erdmantel(2. in der Skizze) bis an die Basis der Kruste auf. Dort wird der Aufstieg gebremst, denn die Kruste hat eine viel geringere Dichte wie der Erdmantel, der den Aufstieg noch begünstigt hat.
An der Basis der Kruste(3. in der Skizze) entsteht ein ausgedehntes Magmakissen, welches ungefähr den Ausmaßen des darüberliegenden Vulkanfeldes entspricht. Von diesem Magmakissen können nun die Schmelzen direkt durch die Kruste aufsteigen und ausbrechen(4. in der Skizze), oder in der Kruste Magmakammern bilden.
Das Magma des Katzenbuckels zeigt eine differenzierte Zusammensetzung welches durch die 5% Anteile an MgO(Magnesiumoxid) erkennbar ist(basische Magmen enthalten etwa 10-14% MgO - je differenzierter desto weniger Anteile an MgO).
Das bedeutet, dass das Magma des Katzenbuckels einer (kleinen) Magmakammer entstammt, die sich, wie viele krustale Magmakammern, wohl an der Grenze zwischen spröder Kruste und "plastisch kriechender" Kruste in etwa 20km Tiefe bildete.

Der Katzenbuckel(Teil 2: Die Fremdgesteinsschollen)

2007-05-08T15:07:00.001+02:00

Schaut man am Eingang zum Katzenbuckelsee auf die gegnüberliegende Seite, fallen einem bunte, lockere Schichten auf, die einen Kontrast zum dunklen Nephelinit bzw Shonkinit des Katzenbuckels bilden.-Lokalität der Fremdgesteinsschichten am See-

Diese (Dogger)Schichten enstammen einem Deckgebirge, das einst den Buntsandstein des Odenwalds um bis zu 500m überlagerte. Während die Doggerschichten am See frei von magmatischen Bestandteilen sind(also als ganze, wennauch zebrochene Schollen auftreten) existieren am Katzenbuckel noch weitere Flecken bei denen man auf brekziöses, tuffitisches Material trifft.Vorallem auf der Westseite, aber auch am Eingang zum Steinbruch "Am Gaffstein"(am Katzenbuckel oberhalb der Sprungschanze) treten diese brekziösen Tuffe auf.

Es stellt sich die Frage wie es diese Schollen(am See) geschafft haben recht unbeeinflusst in den Vulkanschlot zu fallen. Ein -möglicher- Mechanismus wäre der wiederholte Einbruchsvorgang der sich während einer Maareruption vollzieht.1. Während einer Maareruption bildet sich in der Wurzel des Maartrichters eine Explosionskammer aus(grüner Pfeil). In ihr begegnen sich Magma und Wasser, es kommt zur einer Dampfexplosion, die Kammer dehnt sich aus und wirft nebengesteinreichen Tuff an die Landoberfläche aus.

2. Beim auswerfen des Tuffs lässt der Druck sofort in der Kammer nach und sie bricht zusammen, an der Landoberfläche brechen in diesem Moment die Kraterwände des entstehenden Maarkraters zusammen und rutschen in den Trichter(orangener Pfeil). Bleibt der Kontakt zum Wasser bestehen, bildet sich etwas unterhalb der alten Explosionskammer eine neue. Auf diese Weise wächst ein Maarkrater mit jeder Dampfexplosion etwas in die Breite und Tiefe. Beim Katzenbuckel gingen jedoch irgendwann die Wasservorräte zur Neige aber das Magma stieg weiter auf und füllte den Trichter des Maares fast komplett auf. Dabei umschloss es die Nebengesteinsschollen die zuvor in den Trichter abgerutscht sind. 60 Millionen Jahre der Erosion legten schließlich den unteren Berreich des Trichters frei, die grüne Linie in Bildteil 2 stellt dabei die heutige Landoberfläche dar.Auf der gegenüberliegenden Seeseite kann man sehen wie das Magma die Nebengesteinsschollen umschließt. Im Bild wird der Bereich 1. aus massiven, erstarrten Magma gebildet welches eine Nebengesteinsscholle im Bereich 2. überlagert.

Der Katzenbuckel(Teil 1: Der Shonkinit)

2007-04-26T19:47:00.001+02:00

Mit diesem Beitrag werde ich eine ganze Serie von Beiträgen starten, in denen ich die geologisch hochinteressante Vulkanruine des Katzenbuckels vorstelle. Eine Skizze soll den Querschnitt durch die Trichterkuppe des Katzenbuckels grob darstellen.1: Die Hauptmasse des Berges besteht aus Sanidin-Nephelinit, ein basaltähnliches Gestein.
2: Am Katzenbuckelsee tritt zudem das grobkörnige äquivalent zum Nephelinit auf, ein Shonkinit.
3: Zudem finden sich auf der gegenüberliegenden Seite fossilführende Schichten aus einem nicht mehr vorhanden Deckgebirge was aber noch zur Entstehungszeit des Katzenbuckels existierte.

Als der Katzenbuckel vor ~60 Millionen Jahren entstand, war der Shonkinit das letzte Förderprodukt, bevor die vulkanische Tätigkeit zum erliegen kam. Wieviel später der Shonkinit gefördert wurde, ist nicht bekannt. Das Gestein muss durch seine Grobkörnigkeit aber relativ langsam abgekühlt sein, womöglich noch in der heißen Hülle des zuvor geförderten Nephelinit. Da der Shonkinit nun auch fast die selbe chemische Zusammensetzung wie der Nephelinit hat, entstammen sie wohl beide dem selbem Magmareservoir.

-Der Natron-Shonkinit des Michelsberg Steinbruchs am Katzenbuckelsee-

Läuft man vom Parkplatz runter an den See und blickt nach links, so schaut man auf den Shonkinit(im Bild rot eingerahmt) des einstmaligen Michelsbergs, der fast komplett abgebaut wurde. Die fossilführenden Schichten aus Fremdgestein stehen frontal auf der anderen Seeseite an(im Bild rechts außen).-Anstehender Shonkinit am Katzenbuckelsee-

Prä-Rift Vulkanismus...

2007-03-06T14:08:00.000+01:00

... oder "Warum gibt es Vulkane im Odenwald?". Bleiben wir zunächst im südlichen Odenwald, verwischt durch starke Erosion finden sich zwischen Erbach und Mosbach die Überreste von mindestens 6 foiditischen Vulkanen, markanntester der Katzenbuckel bei Eberbach. Die unentdecke Anzahl dürfte weit höher liegen, denn bis auf den Katzenbuckel handelt es sich um Gänge und Tuffschlote die kein eigenes Relief mehr haben. Datiert sind die Überreste auf ca.55-60 Millionen Jahre vor heute, entstanden also 10-15 Millionen Jahre vor der Bildung des Oberrheingrabens.
Der Oberrheingraben begann seine Riftentwicklung vor 45Mio Jahre als Antwort auf eine Nord-Süd gerichtete Kompression unter der Mitteleuropa stand. Diese Nord-Süd gerichtete Kompression bestand aber schon vorher und vermutlich wurde die Lithosphäre dadurch in West-Ost Richtung schon ausgedünnt noch bevor der Graben in der Kruste darüber einbrach. Eine Ausdünnung der Lithosphäre hat eine Dekompression in der Asthenosphäre darunter zur Folge, was die Bildung magmatischer Schmelzen ermöglicht. Somit stieg zu Zeiten des Odenwald-Vulkanismus ein Teil der unterliegenden Asthenosphäre lokal gerade soweit auf um unter minimalstbedingungen foiditische Schmelzen zu erzeugen.
Prä-Rift Vulkanismus von foiditischer und basanitischer Zusammensetzung folgte über die gesamte Länge des heute erscheinenden Grabens und ist auf den Grabenschultern anzutreffen. Vulkane die auf der Fläche des heutigen Grabens entstanden, sind nichtmehr auszumachen, da sie heute von 3-4km mächtigen Sedimenten bedeckt wären, aber anzunehmen. Interessanterweise verstummte die vulkanische Aktivität mit der Entstehung des Grabens, bzw sie wanderte nach Norden ab.-Streckung der unteren Lithosphäre(schwarz) führt zu lokalen Aufdomungen der Asthenosphäre(dunkelrot) und Schmelzbildung, Schmelzen sammeln sich an der Kruste-Mantel Grenze(Übergang Schwarz-Beige) bevor sie zur Oberfläche durchstoßen.-

Willst du aktiven Vulkanismus sehen...

2007-03-02T15:39:00.000+01:00

...so musst du in das Vogtland gehen. Nein, ganz so weit ist es noch nicht, aber dennoch spielt sich an der deutsch-tschechischen Grenze unter der Oberfläche magmatisch etwas ab. Immer wieder kommt es dort zu Bebenschwärmen, bei denen innerhalb kurzer Zeit tausende kleiner Beben stattfinden. Verursacher der Bebenschwärme sind Fluide und Gase(vorallem CO2), welche einer Magmakammer in ca.30km Tiefe entstammen. Ein Anstieg von He3 in den Gasquellen(vorallem der Mofette Bublák) zeigt an, dass jüngst auch Magma aus der Kammer aufsteigt. Gefährlich ist dies noch nicht, anstelle die Oberfläche zu erreichen wird das Magma viel wahrscheinlicher als Intrusion in der tiefen Kruste steckenbleiben. Dennoch kann es in den nächsten Jahrtausenden zu einer (kleinen) vulkanischen Eruption kommen, vergleichbare Anzeichen fehlen in den Vulkanfeldern der Eifel, welche mit einer weit höheren Regelmäßigkeit(ca.330 Eruptionen in der Eifel zu 2 Eruptionen im Eger-Becken während der letzten 800.000 Jahre) eruptieren als das Eger-Becken/Vogtland. Es gibt eine Bebenüberwachung welche die Daten auch an das Internet sendet, zu finden ist sie hier <-.

Die Ringseitert...

2007-01-10T22:23:00.002+01:00

...ist mit hoher Wahrscheinlichkeit nun wohl der größte Vulkan des alten Westeifeler Vulkanfeldes. Zunächst nicht entdeckt verbirgt sich zwischen den Schlackenvulkanen Scharteberg, Dauner Heck und Ernstberg ein Maarvulkan mit einem Durchmesser von 1.8km. Diese drei Vulkane sitzen auf seiner Randstörung und sind wohl gleichalt wie der gesamte Komplex. Der Maarkrater ist eigentlich 300m tief, aber bis zum Rand mit vulkanischen Lockermassen gefüllt. Der gesamte Komplex besteht aus Leuzit-Tephrit, einer Alkalibasalt Varietät(damit gehört der Vulkan wohl in den jüngeren Teil des Vulkanfeldes). Es gab sogar einen Radiobeitrag dazu -> http://www.swr.de/contra/nachrichten/-/id=1789990/nid=1789990/did=1881372/1atf81g/index.html

Failed Rift

2006-12-11T18:53:00.000+01:00

Der Oberrheingraben, der zum europäischen känozoischen Grabensystems gehört, ist fast jedem bekannt und eine Art "Bilderbuchgraben". Durch das passive Rifting das seit 45 Millionen Jahren stattfindet und einen stattlichen Grabenbruch entwickelt hat, müsste man erwarten das unter dem Rheingraben der Erdmantel heißer ist und partiell aufgeschmolzen. Dagegen sprechen aber die seismischen Beobachtungen. Im Mantel unter dem Graben exisitiert keine Anomalie von erniedrigter Dichte bzw erhöhter Temperatur. Lediglich unter den Vulkanmassiven Vogelsberg und Kaiserstuhl sind noch kleine, lokale Anomalien aufzufinden. Durch die Dehnbewegung wurde durchaus der Erdmantel auf der gesamten Länge des Grabens angehoben, allerdings war dieser Vorgang so schwach bzw langsam, dass das Material bei seinem langsamen Aufstieg wieder abkühlte. Hier stellt sich die Frage ob dieser schwache Aufstieg des Erdmantels zu Beginn der Grabenbildung die foiditischen Magmen des Odenwälder Vulkanfeldes erzeugt hat.-Eine Grabenzone im Querschnitt. Der Erdmantel wird durch die Dehnung der Kruste passiv "hochgezogen", im Falle des Oberrheingrabens war diese Bewegung wohl so langsam, dass der aufsteigende Mantel gleich wieder abkühlte und somit keine dauerhafte Schmelzanomalie erzeugte.-

Spektakuläre Filmaufnahmen...

2006-11-30T20:40:00.000+01:00

...vom Ätna gibts auf http://www.streaming-planet.de/ . Dieser Beitrag ist eigentlich Off Topic da der Ätna nicht zu den zentraleuropäischen Vulkanprovinzen gehört, veranschaulicht aber gut das Verhalten von Schlackenkegeln wie sie auch bei uns so zahlreich zu finden sind.

Geköpfte Krater

2006-11-23T21:07:00.001+01:00

Betrachten sie sich folgendes Bild: Zu sehen ist ein bewaldeter Berg, genauer, der Hochstein in der Osteifel, doch was hat es nun mit dem bewaldeten Buckel auf sich? Richtig, es ist ein Schlackenkegel mit einem geköpften(geöffneten) Krater. Da der Kegel schon mindestens 300.000 Jahre alt ist, sind seine Formen von der Erosion schon etwas verwaschen, man erkennt den Krater also nicht auf den ersten Blick. Von der Perspektive auf dem Foto schaut man in den Krater hinein, links ist der Kraterrand erodiert und schließt weich mit der Flanke ab während auf der rechten Seite noch eine markante Spitze existiert. Dort bilden verschweißte Schlacken den eigentlichen "Hochstein" einen steilen Felsen. Die Kratermulde ist heute noch als eine Schlucht auszumachen die sich fast bis zum Fuße des Berges zieht. Doch wie kommt es zu solchen geköpften Kratern? Steigt eine basische Magmasäule aus der Tiefe der Erde so trägt sie in ihrem Oberteil viele gelöste Gase, nähert sie sich der Oberfläche entspannen sich diese Gase und fangen an das Magma zu fragmentieren, an der Oberfläche kommt es zur Schlackenwurftätigkeit und um die Spalte herum baut sich ein Kegel auf, im Laufe der Eruption werden die Gase weniger und es verringert sich der Schlackenwurf, die Lava tritt ruhig als Lavastrom aus. Da der größte Teil der Magmasäule wenig Gase enthält und somit ruhig als Lavastrom austritt, kann der Krater das Stromvolumen nicht halten, der Lavastrom bricht eine Bresche in die schwächste Flanke des Schlackenkegels und beginnt von dort seinen zerstörerischen Weg. Der Hochstein förderte vor mind. 300.000 den Obermendig-Thürer Lavastrom, in dem Folgenden Bild sieht man den Kegel wie er etwa kurz nach seiner Entstehung aussah, der Lavastrom(Schwarz) fließt links aus dem Bild und endet in 3km Entfernung in Thür. Der Kraterberreich ist rötlich, die Wurfschlacken der Kegelflanken bräunlich und Tuffe aus initialen phreatomagmatischen(Wasserdampfexplosionen) Eruptionen Grau. -Hochstein kurz nach seiner Entstehung vor mind. 300.000 Jahren-

Basalt...

2006-11-11T17:56:00.001+01:00

...ist nicht gleich Basalt. Es gibt viele Untergruppen, die sich hauptsächlich durch ihren Gehalt an SiO2 und Alkalien(Natrium und Kalium) unterscheiden.
Die wichtigsten Gruppen sind:

-Foidite: Melilithe, Leuzitite und Nephelinite die 36-42% SiO2 und 5-10% Alkalien enthalten(diese Magmen sind an Silizium untersättigt, sie bilden im Mineralbestand daher keine Feldspäte sondern Feldspatvertreter(Foide)).

-Basanite: enhalten 40-44% SiO2, 4-9% Alkalien und bestehen aus Feldspäten sowie auch aus Foiden, sind also ein bindeglied zwischen den Foiditen und den Alkali-Olivin-Basalten.

-Alkali-Olivin-Basalt: Enthält 42-47% SiO2, 2-5% Alkalien und besteht aus Feldspäten und etwas Foiden.

-Pikrite: enhalten über 18% Magnesium und unter 2% Alkalien bei etwa 44-47% SiO2.
(diese Magmen sind sehr dicht und kommen daher auf der Kontinentalen Platte sehr selten vor)

-Tholeiite: enthalten 48-54% SiO2, 1-4% Alkalien und sind daher gesättigt(nur Feldspäte, keine Foide) bzw der Quarz-Tholeiit sogar übersättigt(freier Quarz), der komplette Ozeanboden besteht aus Tholeiit.

Der Laacher See...

2006-10-26T18:42:00.001+02:00

...entstand vor ca. 12000 Jahren bei dem stärksten Vulkanausbruch den Mitteleuropa in jüngster Zeit erlebt hat. Der Laacher See Vulkan liegt im Vulkanfeld der Osteifel was seit ca.500.000 Jahren aktiv ist. Ruhiger, effusiver Vulkanismus wechselte dort vielfach mit explosiven zerstörerischen Vulkanismus. Bis vor 100.000 Jahren entstanden im Gebiet des Laacher Sees viele Schlackenkegel mit großen Lavaströmen, diese Schlackenvulkane sieht man heute als markannte kegelförmige Berge(sofern sie nicht abgebaut wurden), welche auf Namen wie Wingertsberg, Korretsberg oder Bellenberg hören.-Zentral der Laacher See, rot markiert die älteren, umgebenden Vulkankegel-
Es folgte eine Pause in der vulkanischen Aktivität die 90.000 Jahre dauern sollte. Doch das feld war nicht erloschen, statt an die Oberfläche durchzubrechen sammelte sich das basanitische Ausgangsmagma(insgesamt 40km3) in einer großen krustalen Magmakammer an. Aus dem Basanit differenzierte sich ein phonolitisches Magma welches bis knapp an die Oberfläche stieg um sich dort an gas anzureichern. Aus dem fluiden basanitischen Ausgangsmagma war nun in mehreren Schritten ein zäher, gasreicher Phonolith geworden.-Ausbruch des Laacher See Vulkans, Bilderfolge 1-5 im Text beschrieben-
Das phonolithische Magma stieg gen Oberfläche(Bild 1) und kam mit Grundwasser in Berührung, mehrere Wasserdampfexplosionen schlugen einen Krater frei(Bild 2), das phonolithische Magma entgast nun so stark das aus dem Krater ein Jet aus Tephra und Bims mit Überschallgeschwindigkeit ausgeschossen wird(Bild 3). Dieser füttert eine Eruptionssäule die bis zu 40km in die Stratosphäre aufsteigt(diesen Ausbruchstyp nennt man "Plinianische Eruption" die Plinius der Jüngere am großen Vesuvausbruch vor 2000 Jahren beobachtete und beschrieb). Durch Winde kommen nun feine Aschelagen bis nach Italien und Skandinavien. Durch den heftigen Eruptionsdruck wird der Schlot rasch erodiert und breitet sich in die Tiefe aus, als der Gasdruck nachlässt stürzt er in sich zusammen und bildet die Caldera des Laacher See Vulkans(Bild 4). Ascheströme breiten sich in den Tälern um den Vulkan aus und füllen diese bis zu 50m dick aus. Insgesamt förderte der Vulkan 16km3 Bimstuff was etwa 6km3 Magma entspricht. Manche von den umgebenden Vulkankegeln wurden beim Einbruch des Schlotes in mehrere Teile zerbrochen, beim "Alte Burg" Vulkan ist zB die westliche Seite in den Schlot gebrochen während die östliche Seite noch ansteht und sichtbar ist. Seit dem Ende des Ausbruchs, der womöglich nur wenige Tage gedauert hat, fand nur wenig Erosion statt, womit die Morphologie des heutigen Laacher See Vulkans mit der nach dem Ende der Eruption übereinstimmt, jediglich ein großer, 50m tiefer See füllt den Einsturzkrater(Bild 5). Noch heute dringen am Ostufer der Caldera Kohlendioxid Bläschen an die Oberfläche. Diese stammen von der langsam abkühlenden Magmakammer in etwa 10km Tiefe.-Tuffe des Laacher See Vulkans im Aufschluss an der Wingertsbergwand-

Der Kaiserstuhl...

2006-10-15T19:11:00.000+02:00

...ein kleiner Stratovulkan im ECRIS! Man mutet die feurige Vergangenheit dem kleinen Gebirge im südlichen Oberrheingraben auf den ersten Blick garnicht an, jedoch handelt es sich hier um einen klassischen Schichtvulkan wie wir sie heute aus aller herren Länder kennen(zB der Vesuv in Italien). Da der Vulkan vor 15 Millionen Jahren aktiv war ist heute nur noch eine Ruine vorhanden, Erosion und Verwerfungen haben dem Vulkangebäude sehr zugesetzt. Heute sieht man von dem einstigsten Vulkan nur noch seinen inneren Intrusionskomplex sowie die äußeren Flanken. Einstmals war er wohl über 1000m hoch, heute ragt der Rest jedoch nur noch 400m über die Umgebung. Die Chemie der Magmen ist sehr identisch mit denen des Vesuvs, die Hauptmasse des Kaiserstuhls besteht hauptsächlich aus Tephrit(eine Alkalibasalt Varietät), es kommen aber auch Phonolithe und Karbonatite vor! In der CEVP gibt es noch drei weitere Stratovulkane, das Duppauer Gebirge im Egergraben sowie den Monts Dore und den gigantischen Cantal in Frankreich.-1. zeigt den Kaiserstuhl während seiner letzten Eruptionen, die schon nichtmehr aus der oberen Magmakammer folgen, da diese bereits erstarrt ist. 2. zeigt die Vulkanruine nach 15 Millionen Jahre der Erosion und Verwerfung-

"Lithosphere Buckling"...

2006-10-12T19:34:00.000+02:00

...eine Alternative zu den in Mitteleuropa angenommenen Mini-Mantel-Plumes?
Mitteleuropa steht unter einer Kompression die NordWest-Südost gerichtet ist. Diese Kompression ist eine Summe des Drucks durch die Alpenkollision und des Drucks vom Atlantischen Rücken. Es fällt weiterhin auf das die Vulkangebiete in mehreren Bögen um die Alpen entstanden sind. Können also mehrere Bögen der Aufwölbung in Mitteleuropa Ursache des Vulkanismus sein? Zumindest für den Kaiserstuhl Vulkan wird die Aufwölbung der Lithosphäre durch Kompression als Ursache für eine lokale Schmelzbildung im Mantel und den dortigen Vulkanismus angenommen. Dabei passierte folgendes: Im Miozän(vor 17 Millionen Jahren) änderte sich das Spannungsfeld mit der Bildung des Schweizer Jura von Nord-Süd auf NordWest-Südost und induzierte im Schwarzwald-Vogesen Raum eine starke Aufbeulung der Lithosphäre um mind. 1000m. Der Mantel darunter wurde entlastet und schmelzte auf. Die Schmelzen drangen durch die Kruste, der Vulkan Kaiserstuhl war entstanden... Die Achse der Aufwölbung setzte auch weiter nord-östlich und süd-westlich ein, die Vulkane des Zentralmassivs in Frankreich sowie das Uracher und Hegauer Vulkanfeld entstanden.

-Wölbung statt Faltung, mögliche Ursache für lokalen Vulkanismus? Graublau+Schwarz = Lithosphäre, dunkelrot = Asthenosphäre--Ausschnitt aus Google Erde, Achse der Miozänen Aufwölbung in dunkelrot sowie die damit asoziierten Vulkangebiete in hellrot-

Im Gebiet der Eifel Vulkanfelder hat man im Erdmantel eine Anomalie entdeckt die bis mind. 410km Tiefe reicht. Ist diese Anomalie Mantel induziert, also ein echter Mantelplume, oder folge einer passiven Lithosphärenaufwölbung durch Kompression? Bis jetzt kann man diese Frage nicht beantworten, in beiden Fällen würde die beobachtbare Anomalie entstehen...

Tuffschlote,

2006-10-11T20:42:00.000+02:00

...die Peanuts unter den Vulkanen. Tuffschlote sind meist erosionsreste ehemaliger Maare, doch viele Tuffschlote sind so klein, dass sie an der ehemaligen Landoberfläche wohl nie einen großen Krater hatten. Einen relativ großen Tuffschlot gibt es in einem Tal unterhalb des Katzenbuckels, die Eisigklinge. Der Schlot überspannt mind. 300m des Tales und ist durch Bohrungen im Zuge einer Baugrunduntersuchung entdeckt worden. An den Talabhängen und am Talboden steht aber nur Sandstein an, Hangfließen überdeckte den gesamten Schlot damit. Letztes Wochenende begab ich mich jedoch hinunter an den Talgrund in dem im Moment ein lebhafter Bach fließt. Zu allem erstaunen fand sich unter dem vielen Sandstein auch einzelne Nephelinbasalt(Nephelinit) brocken von denen viele vom Bachlauf rundlich geformt sind. Tuff ist anstehend nicht vorhanden, womöglich währe dieser gleich vom Bach abgespült da dieser nach den Bohrdaten auch extrem verwittert ist. -Bachlauf der Eisigklinge, hellerer Block(etwa 50cm lang) besteht aus Nephelinit und klemmt unter einem tonnenschweren Fels aus Buntsandstein-

"Domvulkanismus"...

2006-10-09T19:36:00.000+02:00

...oder "wenn die Erde Verstopfung hat" entsteht dann, wenn ein sehr zäher Magmentyp bei nicht zu hohem Gasdruck eruptiert wird. Es ist im Prinzip ein Lavastrom der aber durch seine Zähigkeit nicht aus dem Krater fließt sondern sich darin auftürmt und wie eine Domkuppel(daher der Name) in die Höhe steigt. Die Magmen die für Dome in Frage kommen sind Phonolithe, Trachyte, Dazite oder Rhyolithe, alle bekannt für ihre hohe Zähigkeit. Ein Domvulkan kann als Maarvulkan beginnen und dann dessen Krater ausfüllen. Solche Dome sind in der Osteifel bekannt. -Eifel Dome: 1. Wasserdampfexplosionen schaffen einen Maarkrater, 2. in diesem wächst, nach versiegen des Wasservorrats, ein Dom-
Die Eifel Dome bestehen generell aus Phonolith, es sind aber genauergenommen Phonolith-Varietäten die einen leicht anderen Mineralbestand haben. -Bewaldeter Leuzit-Phonolith Dom in der Osteifel-
Damit ein Vulkanfeld Dome hervorbringen kann, muss es eine krustale Magmakammer besitzen, die das zähe Magma aus dem primären fluidem Mantelmagma extrahiert. Man nennt diesen Vorgang Differentation die gravitativ in der Magmakammer das primäre Magma teilt. Die leichten bestandteile im Magma(Alkalien, Aluminium, Silizium) steigen nach oben, während die schweren nach unten absinken(vorallem Eisen). Differenzierte Magmen sind dadurch zu erkennen, dass sie hell(Gelb-Hellgrau) sind. Basische Gesteine die durch einen hohen Eisengehalt geprägt sind haben einen sehr dunklen Farbton(Dunkelgrau-Schwarz).-Links basische, undifferenzierte Basanitschlacke, rechts hochdifferenzierter phonolitischer Bims-

Vulkanfelder...

2006-10-08T22:57:00.000+02:00

...sind die oberflächliche Antwort auf Schmelzprozesse im Erdmantel. Doch warum entsteht ein Feld aus vielen hunderten kleiner Vulkane wie Maare und Schlackenkegel, warum entsteht nicht ein einzelner großer Vulkan? Generell entstehen Vulkanfelder dann, wenn die Schmelzprozesse im Erdmantel sehr gering sind. Erst über viele Jahrtausende sammelt sich genügend Magma an, so dass es an die Oberfläche dringen kann um dort einen Schlackenkegel, eine Kraterreihe oder ein Maar entstehen zu lassen. Nachdem dieser Vulkan dann entstanden ist müssen wiederrum tausende Jahren vergehen damit für einen nächsten Ausbruch wieder Magma vorhanden ist. Aber über diese lange zeit kühlt der Schlot des ersten Vulkans bis in die Tiefe ab und ist daher kein bevorzugter Weg mehr für das neue Magma, dass sich einen eigenen Weg sucht und einen zweiten Vulkan bildet, diesen Vulkanismus nennt man auch den monogenetischen. So kann das über Millionen jahre gehen und schließlich stehen hunderte bis tausende kleiner Vulkane in der Landschaft die alle Ergebnis der selben Schmelzbildungsregion sind. Die Anordnung der Vulkane in einem Feld gleicht einem Schrotschuss, sie liegen zur Mitte hin dichter zusammen. In der langen Lebenszeit eines Vulkanfeldes können die Schmelzbildungsraten mal ansteigen und wieder abflachen, daher ist es möglich das sich zu mancher Zeit kurzzeitig eine größere Vulkanform bildet die aus mehreren Ausbrüchen zusammengesetzt ist, zu anderen Zeiten sind die Schmelzprozesse so gering das es eine Pause in der Aktivität gibt die hunderttausend Jahre dauern kann. Im CEVP gibt es viele Vulkanfelder, zu den kleinen gehören das Uracher Tuffschlot Feld(~300 monogenetische Vulkane) und das "Odenwald Feld"(~100 monogenetische Vulkane). Zu den größeren gehören die Felder der hessischen Senke(~500 monogenetische Vulkane und event. Calderen?) und des Westerwalds(~400 monogenetische Vulkane und mind. 1 Schildvulkan(Basaltdecke des Westewaldes) sowie Calderenreste). Zur Zeit gibt es im CEVP 5 aktive Vulkanfelder welche in den letzten 1 Million jahre Ausbrüche hatten.
Dazu zählen:
-Chaine des Puys in Frankreich mit über 100 Maaren, Schlackenkegeln und 5 größeren Domstrukturen
-Westeifel mit 300 Maaren und Schlackenkegeln
-Osteifel mit 100 Schlackenkegeln, 10 kleineren Domstrukturen und 3 Calderen
-Westerwaldes mit 2 Tuffvulkanen (zurückkehrende Aktivität?)
-Cheb Becken mit 2 Schlacken/Tuffkegeln

Maarvulkanismus...

2006-10-07T22:06:00.001+02:00

...ist wohl die interessanteste und späktakulärste Ausprägung unter den vulkanischen Kleinformen. Es sei zu bemerken, dass der Maarvulkanismus nur eine recht junge Forschungsgeschichte hat und von vielen seiten noch kritisch angesehen wird.
Vielen Lesern hier werden die Maare der Eifel bekannt sein, herrliche, tiefblaue Seen, die bis zu 70m tief und oft kreisrund sind. Den wenigsten wird jedoch bekannt sein, dass überreste von ehemaligen Maaren direkt vor ihrer Haustür liegen können! Zunächst, wie entsteht ein Maar? Wenn Magma, dass aus der Tiefe aufsteigt kurz vor der Oberfläche mit Wasser in Berührung kommt, gibt es verheerende Explosionen. Das Wasser verdampft schlagartig, wenn es auf das Magma trifft. Durch die Volumenerweiterung zu Dampf entsteht ein riesiger Überdruck der eine, zunächst schmale, Explosionsröhre an die Landoberfläche durschießt. Mit jeder weiteren Explosion wächst diese Röhre zu einem Einbruchskrater an und mit jeder Explosion wandert der Kraterboden in die Tiefe. Nachstürzendes Nebengestein vermengt sich mit dem Tuff und bildet eine chaotische Brekzie im Maarkrater. Innerhalb weniger Tage kann ein Maar auf über 100m Durchmesser wachsen, die meißten stellen dann ihre Tätigkeit ein, andere jedoch wachsen mit oft tausenden Explosionen auf bis zu 2 Kilometer durchmesser an was Monate dauern kann. Wenn das Wasser knapp wird kann ein Maar zu einem lavafördernden Vulkan werden, Lavaströme und Lavakegel beschränken sich zunächst auf den Boden des Maarkraters können aber bei lang anhaltender Tätigkeit über den Maarkrater hinauswachsen. Ebenfalls kann es in dem mit tuffgefüllten Maarkrater zu Intrusionen von Magma kommen. -Entstehung eines Maarkraters mit später Intrusion-
Es gibt sehr viele Maare und Maar-ruinen in Deutschland, die genaue Zahl ist unbekannt, dürfte aber bei über 1000 liegen, somit ist die Wahrscheinlichkeit das sich eine Maar-ruine vor ihrer Haustür befindet recht hoch! Doch wie erkennt man eine solche Vulkanruine? Viele Maare erhalten, wie oben beschrieben, Intrusionen von Magma gegen Ende der Aktivität. Wenn diese erkaltet sind entstehen daraus massive Körper die sehr erosionsresistent sind. Nun folgen Jahrmillionen der Erosion, der Intrusionskörper wird freigelegt und bildet einen kegelförmigen Berg(Otzberg und Katzenbuckel im Odenwald oder der Parkstein in der Oberpfalz sind solche Intrusionskörper ehemaliger Maare). Die Maare die keine oder nur kleine Intrusionen erhalten haben sind an der Oberfläche nach Jahrmillionen der Erosion nicht mehr auszumachen und werden nur dann entdeckt wenn zB eine Baugrunduntersuchung oder eine Brunnenbohrung auf den Tuff im Maarkrater trifft.-Erosion eines Maares mit großer Intrusion, 1. stellt den Zustand direkt nach der Entstehung dar, 2. zeigt das selbe Maar über 40 Millionen Jahre später-
Maarvulkanismus war über die gesamte Aktivität des CEVP präsent, der jüngste Vulkan im CEVP ist sogar ein Maar und zwar mit 6000 Jahren der Lac Pavin im Zentralmassiv in Südfrankreich. Zweitjüngstes Maar ist mit 10.000 Jahren das Ulmener Maar in Deutschland. Es ist recht wahrscheinlich, wenn nicht sogar sicher, dass in den nächsten 10.000 Jahren im CEVP wieder ein Maar geboren wird.

Alkalibasalte

2006-10-05T22:42:00.000+02:00

Die Basalte der Intraplattenvulkane zeichnen sich durch eine Besonderheit aus, sie sind arm an Kieselsäure(Siliziumdioxid SiO2) und reich in Alkalimetallen (vor allem Natrium und Kalium). Um diese Basalte von den normalen (Tholeiit)-Basalten zu unterscheiden nennt man diese Intraplatten Basalte "Alkalibasalte". Unter das Feld der Alkalibasalte fallen mit dem niedrigsten gehalt an Kieselsäure(35-40%) und dem höchsten Alkaliengehalt die Foidite. Je nach vorherrschendem Alkalimetall entstehen Leuzitite(Kalium) und Nephelinite(Natrium). Etwas mehr Kieselsäure enthalten die Basanite(40-43%) wobei es Leuzit-Basanite und Nephelin-Basanite gibt. Darüber liegt der Alkali-Olivin-Basalt welcher mit 43-50% gehalt an Kieselsäure den letzten Alkalibasalt vor dem Tholeiit-Basalt(48-55% Kieselsäure) bildet. Meist kann man die verschiedenen Magmentypen nur im Dünnschliff voneinander unterscheiden, im frischen Anschlag erscheinen alle dieser Alkalibasalte Grau-Schwarz. Was verraten uns die Magmentypen über die Vorgänge im Erdmantel? Nun, allgemein sind Alkalibasalte für eine geringe Aufschmelzungsrate oder für eine große Bildungstiefe bekannt.
Foidite enstehen in einer Tiefe von etwa 100km wenn man nur von Dekompressionsschmelzen ausgeht, Basanite liegen etwa 20km darüber in 80km Tiefe. Alkali-Olivin-Basalte und Tholeiit-Basalte entstehen ab ca.60km Tiefe. Ein Mantelplume kann durch seine erhöhte Temperatur diesen Bereich aber auch in die Tiefe versetzen.

Eine Riftzone...

2006-10-05T17:52:00.000+02:00

...ist die Antwort auf eine lang andauernde Dehnbewegung im Kontinent. Wird die Kruste außeinandergezogen, entsteht eine "Lücke" die geschlossen werden muss. Da aber bei einer Dehnung nie ein einziger Riss sich durch die Kruste zieht entstehen durch mehrere Brüche keilförmige Blöcke die hinabwandern und die "Lücke" schließen. Bei einer starken Dehnbewegung kommt es auch zu aufsteigen des darunterliegenden Erdmantels, er verschließt die "Lücke" sozusagen von unten und hebt bei seiner Aufwärtsbewegung die Kruste über sich an. -Skizze zeigt einen kontinentalen Graben(Riftzone) im Querschnitt-

Die Skizze ist folgendermaßen zu verstehen:
- Dunkelrot stellt die Asthenosphäre dar, Schwarz und Graublau die Lithosphäre, Braune Striche stellen Verwerfungen dar und Gelb zeigt Sedimente an.
- Eine Dehnbewegung der Lithosphäre von mehreren Kilometern hat zur Folge, dass die Kruste in mehrere Blöcke zerbricht und absinkt während gleichzeitig aus dem Mantel Gestein aufsteigt und die Kruste um die keilförmigen Blöcke anhebt. Die angehobenen Gebiete parallel zum Graben nennt man Grabenschultern, sie sind am Grabenrand am meißten emporgehoben und fallen vom Graben weg schräg ein.
- Ein Graben kann mehrere Kilometer tief sein, allerdings ist dies an der Oberfläche nicht auszumachen, da der Graben mit kilometerdicken Sedimenten aufgefüllt wurde.
- Die Grabenschultern können Kilometerhoch emporgehoben werden sind aber dadurch auch erhöhter Erosion ausgesetzt.

Im europäischen Rift System (ECRIS) gibt es mehrere Grabenstrukturen, die bekanntesten sind der Oberrheingraben, Niederrheingraben(Niederrheinische Bucht) und der Limagne Graben. Durch das veränderte Spannungsfeld seit dem Ende der Auffaltung der Alpen im Miozän(vor ca. 17 Millionen Jahren), kamen die grabenbildenden Vorgänge in den meißten Gräben zum erliegen. Der Oberrheingraben wird nun geschert, da die maximale Dehnungsspannung annähernd horizontal zum Graben steht, einziger Graben der von dem veränderten Spannungsfeld profitiert ist der Niederrheingraben, er steht senkrecht zur Dehnungsspannung und expandiert daher von allen Gräben am stärksten.
In allen Gräben bleiben die Werte der krustalen Ausdehnung über die Breite bei unter 7 km.

Schlackenkegel...

2006-10-03T20:00:00.001+02:00

...sind die häufigste Erscheinungsform von Vulkanen im CEVP und auf der ganzen Erde. Schlackenkegel treten meißt in Gruppen auf, können aber auch auf den Hängen größerer Vulkane stehen. Ein Schlackenkegel ist recht simpel aufgebaut, er besteht im wesentlichen aus Blöcken, Bomben, Schlacken und Aschen die aus einer Spalte ausgeworfen werden. Im Schnitt wird ein Schlackenkegel 100m hoch und hat einen Durchmesser von 700m.-Querschnitt durch einen Schlackenkegel: Aschen, Schlacken und Bomben in Lagerung- -Vulkanische Bombe-
Ausbrüche dauern bei einem Schlackenkegel meißtens nur wenige Monate, danach hat dieser Vulkantyp keine Ausbrüche mehr. Solche Vulkane werden daher als monogenetisch bezeichnet.-Junger, bewaldeter Schlackenkegel in der Eifel, Abflachung an der Spitze stellt die Kratermulde dar-

Intraplatten Vulkanismus

2006-10-03T17:00:00.000+02:00

Eine wichtige und oftgestellte Frage ist, wie kommt es zu Vulkanismus fernab eines Plattenrands? Zuerst muss mal ein oft erzähltes Gerücht aus der Welt geschaft werden. Viele Leute glauben das unterhalb der Erdkruste flüssiges Magma(der Mantel) bis zum kern existiert, Vulkane würden dann dort existieren wo Spalten dieses Magma an die Erdoberfläche lassen. Das ist nicht korrekt. Der Erdmantel besteht zu 99% aus festem(über jahrmillionen gesehen plastisch verformbar), aber heißem Gestein. Doch warum ist das Gestein dort unten trotz der hohen Temperaturen von über 1000°C fest? Es liegt am Druck des Gesteins darüber, der Druck ist also hoch genug um das Gestein am schmelzen zu hindern. Nun, wie macht man jetzt Magma und letztendlich Vulkane? Dazu muss man Versuchen das Mantelgestein(man nennt es Peridotit) aufzuschmelzen, dazu gibt es drei Möglichkeiten.
Die erste ist den Schmelzpunkt mittels Temperaturerhöhung zu erreichen, dazu kann ein Aufstrom von heißerem Mantelgestein aus größeren Tiefen abhilfe schaffen, ein sogennanter Mantel Plume. Da Mantel Plumes oft innerhalb einer Platte aufsteigen können, sind sie oft Auslöser für Intraplatten Vulkanismus.
Eine zweite Möglichkeit wäre den Schmelzpunkt zu erniedrigen, das kann man schaffen indem man Wasser hinzuführt, Subduktionsvulkanismus funktioniert auf diese Art wo eine abtauchende ozeanische Platte Wasser in die Tiefe führt.
Die dritte Möglichkeit der Schmelzbildung ist die Druckentlastung. Wenn die Kruste über dem mantel gedehnt wird dünnt sie sich aus, der Mantel darunter steigt als Lückenfüller auf und schmilzt dabei auf. Intraplatten Vulkanismus kann ebenfalls auf dieser Art funktionieren.
Der junge Vulkanismus des CEVP beruht womöglich auch auf dem Faktor der Druckentlastung denn er orientiert sich an das Rift System was 20 Millionen Jahre später anfing sich zu bilden.

Aller Anfang...

2006-10-03T13:04:00.000+02:00

... ist schwer. So auch im Falle des europäischen Rift Systems und seiner Vulkane. Begeben wir uns zurück in die Zeit als die Dinosaurier ausstarben, sprich an die Grenze Kreide-Tertiär vor 65 Millionen Jahren. Wie sah Mitteleuropa zu dieser Zeit aus, zu der es weder Rift, Vulkane oder Alpen gab? Nach Norden und Süden wurde Mitteleuropa von zwei Ozeanen begrenzt. Im Norden der Atlantik, der sich gerade beginnt zu öffnen und im Süden, auf der Höhe der Alpen, das große Tethys Meer, dessen Rest heute das Mittelmeer bildet. Mitteleuropa war sehr flach und nahe der Meeresoberfläche so dass es auf dem Kontinent viele kleinere Meere gab. Über 100 Millionen jahre ruhte der Vulkanismus in Europa, erst mit der Öffnung des Nordatlantiks kam es zu einer leichten Erhöhung der Temperatur im Erdmantel unter Mitteleuropa. Diese leichte Erhöhung der Manteltemperatur hatte zur Folge, dass in vielen Teilen Mitteleuropas Melilithische und Nephelinitische Schmelzen entstanden. Wo diese Schmelzen durch die Oberfläche drangen entstanden kleinere Vulkane wie zB Schlackenkegel und Maare. Sucht man heute nach diesen ersten Vulkanen der jungen CEVP so findet man diese als tief erodierte Vulkanruinen in vielen europäischen Mittelgebirgen(zB Odenwald, Schwarzwald, Pfalz, Taunus in Deutschland, sowie auch Vogesen, Zentralmassiv in Frankreich). Die Datierungen dieser Vulkanite kommen auf einen Zeitraum zwischen 70 Millionen Jahren und 50 Millionen Jahren. Gleichzeitig mit dem aufkommenden Vulkanismus hebte sich langsam die Oberfläche und die Flachmeere verschwanden...
-Sanidin-Nephelinit mit großen angewitterten Nephelinen(rötlich) der 65 Millionen Jahren alten Ruine des Katzenbuckel Vulkans-

ECRIS & CEVP

2006-10-03T12:27:00.000+02:00

Willkommen im Blog über tektonische und vulkanische Gegebenheiten in Mitteleuropa. Thema dieses Blogs wird das European Cenozoic RIft System(ECRIS) und die Central European Volcanic Provence(CEVP) sein!