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

Maarvulkanismus...

...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

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...

...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...

...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

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.