"Hoch hinaus" Die Hebung des Rheinischen Schiefergebirge

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...

...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!

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...

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)

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)

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)

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...

... 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...

...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...

...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

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...

...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

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...

...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...

...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...

...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"...

...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,

...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"...

...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...

...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