Das Vulkanmassiv Vogelsberg(Teil 3: Die Endphase)

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)

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)

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

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

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-