Episoden des Eifelvulkanismus

Die Eifel besteht aus zwei Vulkanfeldern, der Westeifel und der Osteifel. Beide bestehen aus insgesamt über 300 Vulkanen, wobei jeder wenige Monate bis Jahre tätig war. Da alle Vulkane jünger als 700.000 - 800.000 Jahre sind, könnte man annehmen das die Vulkanfelder im Durchschnitt alle 2500 Jahre einen Vulkan hervorbringen. Da aber nach dem Ausbruch des Ulmener Maars vor 10.000 Jahren, dem jüngsten Vulkan der Eifel, kein Vulkan mehr ausgebrochen ist, muss man annehmen, dass der Vulkanismus in Phasen abläuft.

Nach Datierungen und der deutlich unterschiedlichen Erosionszuständen der Vulkane, lassen sich grob 4 verschiedene Phasen einteilen:

Die erste Phase begann vor ca. 700.000 Jahren in der Westeifel und beendete damit eine ca. 10 Millionen Jahre andauernde Ruhepause, in der es keinen Vulkanismus in Mitteleuropa gab.  Diese Phase hielt bis vor ca. 500.000 Jahren an und ließ den Hauptteil des Westeifel Vulkanfelds entstehen. Aber auch in der Osteifel setzte gegen Ende dieser Zeit Vulkanismus ein.

(Die erste Phase mit Zentrum in der Westeifel)

In der Westeifel reihen sich die Vulkane sehr dicht in einer NW - SE ausgerichteten Ellipse von Hillesheim bis Daun auf. In beiden Vulkanfelder entstehen vorallem kleine Schlackenkegel, die bis 50 m hoch werden, wobei die Hälfte auch kurze Lavaströme von wenigen hundert Meter länge eruptieren. Einzelne Vulkane der Westeifel sind auch etwas größer mit bis zu 80 m, wie der Rockeskyller Kopf oder der Feuerberg.

(Vulkanischer Dyke im Rockeskyller Kopf, Westeifel)

Die Lava dieser Vulkane enthält das Mineral Leuzit, das lässt erkennen, dass das Magma arm an SiO2 und reich an Kalium war.

(Schorberg in der Osteifel, ein typischer 50m hoher Schlackenkegel der ersten Phase)

Nach dieser Phase ruht der Vulkanismus für 200.000 Jahre bis zum Beginn der zweiten Phase, die auf das Vulkanfeld der Osteifel beschränkt war .

(Zweite Phase mit Zentrum in der Osteifel)

In dieser Phase vor 300.000 Jahren entsteht der Riedener Vulkankomplex, eine Caldera die bis zu 8. Mal innerhalb 40.000 Jahre eruptierte. Begleitet wird dieser Vulkankomplex von der Entstehung größerer Schlackenkegel wie dem Hochsimmer und Hochstein, beide lieferten mehrere Kilometer lange Lavaströme.

(Hochstein (links) und Hochsimmer im Osteifel Vulkanfeld)

Das Magma dieser Phase ist ebenfalls reich an Leuzit und ähnelt dem der ersten Phase. Auf diese Phase folgen wieder ca. 100.000 Jahre Ruhe, bevor der Vulkanismus mit der dritten Phase vor ca. 200.000 Jahren, weitgehend beschränkt auf die Osteifel, wieder einsetzte.

(Dritte Phase mit Zentrum in der Osteifel)

In der Osteifel entstand der Wehrer Kessel, der zweimal ausbrach und viele große, zum Teil über 100 m hohe, Schlackenkegel mit mehreren Kilometer langen Lavaströmen. In der Westeifel kehrt der Vulkanismus nach fast 400.000 Jahren Ruhe mit der Bildung von Maaren zurück.

(Dyke des Wingertsberg Vulkans in Bildmitte, der in einem Lavastrom darüber mündet, Osteifel)

Das Magma dieser Phase, ein Basanit, unterscheidet sich von dem der älteren durch seinen höheren Gehalt an SiO2, das lässt darauf schließen, dass die partiellen Aufschmelzgrade sich unter der Osteifel erhöht haben. Das passt auch zu dem Bild, dass nun die Vulkane voluminöser sind und teilweise lange Lavaströme fördern. Die 3. Phase endet in der Osteifel vor ca. 150.000 Jahren und der Vulkanismus wird dort in eine 100.000 Jahre andauernde Ruhepause gehen, während nun die Westeifel mit der 4. Phase ein Schauplatz von einer lebhaften Maartätigkeit wird.

(Vierte Phase mit Zentrum in der Westeifel)

Im Bereich des alten Vulkanfelds der Westeifel, dass vor 700.000 - 500.000 Jahren aktiv war und im Südosten davon explodieren nun bis vor ca. 20.000 Jahre viele Maare. Während fast alle Maare Magma mit dem Chemismus der ersten Phase eruptieren, erscheint auch ein neuer Magmentyp an der Oberfläche der frei von Leuzit ist und mit der Bildung von großen Schlackenkegeln wie dem Mosenberg oder Wartgesberg einhergeht, wobei letzterer einen 7 Kilometer langen Lavastrom fördert. Diese jungen Schlackenkegel sind noch wenig erodiert und haben einen gut erkennbaren Krater. Das Magma ist ebenfalls basanitisch, wobei es sich von der Osteifel dadurch unterscheidet, dass es viel weniger Kalium enthält und somit keine Leuzite bildet. Interessanterweise bilden sich Vulkane mit den beiden verschiedenen Magmentypen quasi in Sichtweite zueinander, wie z.B. das Meerfelder Maar am Mosenberg, oder das Pulvermaar beim Wartgesberg. In der Osteifel eruptierte nur ein einziger Vulkan während dieser Zeit, der Laacher See vor 12.750 Jahren. Jüngster Ausbruch dieser Phase ist das Ulmener Maar, dass vor ca. 10.000 Jahren entstand.

(Kratersee im Mosenberg, Westeifel)

(~60 m mächtige Laacher See Tuffe, Osteifel)

(Tuffe des Ulmener Maars, Westeifel)

Zusammenfassend kann man erkennen, dass die beiden Vulkanfelder abwechselnd für kurze Phasen aktiv waren und mit der Zeit größere Vulkane bildeten. Trotz der höheren partiellen Schmelzraten ruhen beide Vulkanfelder seit 10.000 Jahren, in der Westeifel nahmen die Eruptionen vor 20.000 Jahren schlagartig ab, bedeutet dies das Ende der letzten Phase? Intrudiert das Magma in die Kruste statt zu eruptieren? Erlauben die aktuellen Spannungszustände der Kruste nicht den Aufstieg des Magmas?

Erdbeben im Rheinischen Schiefergebirge

1. Entstehung des Rheinischen Schiefergebirges

Das Rheinische Schiefergebirge, eine Struktur die in Zentral- bis Westdeutschland liegt, entstand im Devon vor über 360 Millionen Jahren. Damals wurden Ton- und Sandsteine am Grund eines Meeres abgelagert. Diese Sedimente wurden im Karbon vor 350 Millionen Jahren bei der variszischen Gebirgsbildung verfaltet und zu Tonschiefern und Quarziten metamorph umgewandelt. Das Gebirge erodierte anschließend vor 260 Millionen Jahren im Perm und wurde im Mesozoikum (vor 251 – 65 Millionen Jahren) von Sedimenten überlagert.

Im Tertiär setzte im Zuge der Alpiden Gebirgsbildung und der Entstehung des Europäischen Riftsystems die Herraushebung des Rheinischen Schiefergebirges ein. Seit 800.000 Jahren verstärkte sich diese Hebung und die Flüße schnitten sich in Form von tiefen Schluchten ein.

Heute wird das Schiefergebirge von folgenden tektonischen Strukturen begrenzt:

Im Süden zieht sich von Südwest nach Nordost die große Hunsrück-Taunus Südrandstörung, welche vorallem im Karbon aktiv war (Im folgendem Bild als violettfarbene Linie gekennzeichnet). Am Ostrand liegt der Grabenbruch der Hessischen Senke, dieser Graben stellt die nördliche Verlängerung des Oberrheingrabens dar und war bis in das Miozän aktiv. Das sich ändernde Spannungsfeld von Nordost - Südwest auf Nordwest - Südost beendete die Aktivität des Grabens der Hessischen Senke. Im Nordwesten schneidet der Graben der Niederrheinischen Bucht in das Schiefergebirge hinein, dieser ist über Störungen die durch das Schiefergebirge reichen mit dem Oberrheingraben verbunden. Im Zentrum des Schiefergebirges weiten sich diese Störungen zu dem kleinen Graben des Neuwieder Beckens.

2. Die Erdbebenzonen

Auf diesem Luftbild sind die Erdbeben von 2008 - 2010 eingetragen, flache Beben von 0-10 km erscheinen grün und tiefere Beben in 10-20 km gelb markiert. Es fällt auf, dass diese sich nicht homogen über das Bild verteilen, sondern an gewisse Zonen orientiert sind. Rot markiert sind Erdbeben die sich an Nordwest - Südost ausgerichteten Zonen orientieren. Weiss sind etwa Nord - Süd ausgerichtete Bebenzonen. Untergeordnet tritt auch eine Bebenzone auf, die Ost - West ausgerichtet ist (gelb). Die aufeinanderzeigenden, schwarzen Pfeile zeigt die Orientierung (Nordwest - Südost) der größten tektonischen Spannung an. In die weiße Richtung ist Extension möglich.

2.1 Das Neuwieder Becken

Die größte Erdbebendichte liegt am Westrand des Neuwieder Beckens. Dort findet sich im Vulkanfeld der Osteifel die Ochtendunger Störungszone. Alle paar Jahre kommt es dort zu einem Erdbeben der Magnitude 4 und fast täglich gibt es dort Mikrobeben, die von der langsamen aber stetigen Bewegung der Störungszone ausgehen. Das Bild zeigt die Bebenverteilung des Jahres 2010. Die Ochtendunger Störungszone beginnt östlich des Laacher Sees und zieht sich bis zur Mosel hin. Dann verteilen sich die Erdbeben diffuser. Die Ausrichtung dieser Zone ist genau parallel (Nordwest - Südost) zu dem maximalen tektonischen Druck der in Mitteleuropa herrscht. Infolgedessen dehnt sich die Kruste entlang dieser Störungszone in Richtung Nordost - Südwest aus.

Tief unter der Osteifel vermutet man, wahrscheinlich an der Kruste - Mantel Grenze, in diesem Bereich eine (kleine) Magmakammer, was aber weder gefährlich noch verwunderlich ist. Da die Osteifel als ein aktives, aber temporär ruhendes Vulkanfeld zu bezeichnen ist, sind magmatische Intrusionen an der Basis der Kruste sehr wahrscheinlich.

2.2 Das Mittelrheintal

Anknüpfend an die Ochtendunger Störungszone verteilen sich diffus über das Mittelrheintal bis zum Oberrheingraben viele Erdbebenherde. Man kann dennoch erkennen das die gleiche Ausrichtung wie zuvor bei der Ochtendunger Störungszone bestehen bleibt. Links dieser Nordwest - Südost angeordneten Erdbebenlinie erkennt man ebenfalls eine diffuse Zone die sich etwa Nord - Süd von der Osteifel bis in den Hunsrück zieht. Noch schwächer ist die Erdbebenzone ausgebildet die sich West - Ost von der Osteifel in den Westerwald hineinzieht.

2.3 Die Niederrheinische Bucht

Die meißten Erdbebenherde orientieren sich am Graben der Niederrheinischen Bucht. Dieser enstand gemeinsam mit dem Oberrheingraben im Eozän durch Ausgleichsbewegungen zwischen der Alpiden Deformationsfront und den ehemaligen Subduktionszonen des westlichen Mittelmeer. Der Graben ist seismisch sehr aktiv, da dieser im Moment genau zum Spannungsfeld ausgerichtet ist und somit Extension nach Nordost - Südwest erlaubt.

 

Seismologische Daten:
http://www.seismo.uni-koeln.de/

Junge Vulkane der Westeifel: Die Papenkaule

Die Papenkaule liegt auf einem Dolomitplateau nördlich von Gerolstein und bezeichnet eine 200 m breite Senke. Die Senke stellt dabei den Krater eines flachen Schlackenkegels dar.
Die gesamte Fördermenge ist jedoch nicht gering wie der kleine Krater vermuten lässt, denn die Hauptmasse des geförderten Magmas ist seitlich im Nordwesten durch das Dolomitplateau gebrochen und hat einen 1 km langen Lavastrom bis nach Gerolstein fließen lassen. Diese starke Mobilität des Magmas durch das Dolomitplateau lässt den Verdacht aufkommen, dass das Magma relativ niedrig viskos und damit heißer als die Magmen der älteren Phase des Westeifeler Vulkanfelds war.

 

Der Vulkan ist ca. 30.000 Jahre alt und eruptierte mafischen Basanit, ein Magma das relativ unverändert aus dem Erdmantel aufgestiegen ist. 



Junge Vulkane der Westeifel: Das Booser Doppelmaar

Zwei bisher im Blog nicht genannte, aber dennoch erwähnenswerte Vulkane der Westeifel, sind das Booser Doppelmaar und die Papenkaule bei Gerolstein (Eintrag folgt noch). Beide Vulkane enstandenen vor ca. 30.000 Jahren, zur selben Zeit wie die Wartgesberg-Gruppe und den Vulkanen bei Bad Bertrich.

Beim Booser Doppelmaar entstanden zeitgleich auf einer 2 km langen NE-SW gerichteten Eruptionsspalte zwei Maare und mehrere kleine Schlackenkegel. Der westlichste Schlackenkegel eruptierte dabei einen ca. 300m langen Lavastrom.

In einem Aufschluss im Osten der Eruptionsspalte kann man die Eruptionsgeschichte verfolgen.

Es lässt sich dabei eine Wechsellagerung von dunklen blasigen Lapilli, deren Ursprung einer der Schlackenkegel ist, mit hellen, nebengesteinsreichen Tuffen der Maare erkennen. 

In der oberen, hellen Tufflage erkennt man Dellen von Bombeneinschlägen deren Ursprung wieder einer der wachsenden Schlackenkegel darstellt. Abgeschlossen wird die Abfolge von dessen rötlichen Schlacken.

Die magmatische Zusammensetzung des Booser Doppelmaars ist basanitisch, eine Zusammensetzung die von der Westeifel erst in jüngerer Zeit eruptiert wurde. (Siehe auch hier).

5 Jahre Magmatismus und Geodynamik Deutschlands...

... 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."

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:

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

Geothermie ist grundlastfähig!

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.