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

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

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

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

Man muss ziemlich tief bohren (Rot) um die erforderlichen 150°C für die Stromerzeugung zu erreichen, werden sie in diesem Modell doch erst in 10 km Tiefe erreicht.
 
Nun heizen wir dem Modell ein und fügen die typischen magmatischen Formen, eines monogenetischen Vulkanfeldes, welche sich durch kleine Intrusionen charakterisieren, über die Zeit hinzu.
Während der Aktivität eines Vulkanfeldes befindet sich an der Basis der Kruste eine flach ausgedehnte Magmakammer, die von kleinen Magmaschüben aus dem Erdmantel gespeißt wird.
Hin und wieder steigen auch Magmakammern bis auf 15-20 km Tiefe auf, da dort in der Kruste eine Barriere ist. Diese Barriere, die Conrad-Grenze, ist eine Grenzschicht zwischen der weichen, deformierbaren unteren Kruste, in die Magmen leicht eindringen können und der spröden oberen Kruste, die das eindringen von Magmen nur unter Bildung von Brüchen zulässt.
Die folgende Abbildung zeigt das Vulkanfeld nach ca. 200.000 Jahren, die Basis der Kruste ist sichtlich heißer geworden durch die rege magmatische Aktivität und die Conrad-Grenze wurde im Bereich der Intrusionen angehoben (rote Linie).

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Modelling Program:

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.

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

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

Neuer Blogtitel!

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

Der Buerberg

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

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

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

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

Die Wartgesberg Vulkangruppe

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

Der bimodale Vulkanismus der Westeifel

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

Maarvulkanismus am Vogelsberg?

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

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

Das Vulkanmassiv Vogelsberg(Teil 3: Die Endphase)

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