Einer meiner Forschungsschwerpunkte war und ist der Vulkanismus, der mich seit meiner Promotion bis heute umtreibt. Begonnen hatte es unter der Betreuung von Prof. Klaus Schwab (TU Clausthal) mit der Bearbeitung von Vulkaniten der Puna in den argentinischen Hochanden bei San Antonio de los Cobres (nordwestlich Salta, NW Argentinien). Es folgten die Neubearbeitung der tertiären Westerwald-Vulkanite während meiner Assistentenzeit in der Geologie an der Universität Bonn, sowie Untersuchungen am Mayon auf den Philippinen. Mit der Berufung an die damalige Universität Gesamthochschule Essen verlagerte sich mein Forschungsschwerpunkt auf den Eifelvulkanismus, wobei hier besonders die Neubewertung des Laacher-See Magmakammervolumens mit all seinen Konsequenzen im Vordergrund stand. Das Paradoxon von einer nur 0,5 Kubikkilometer großen Caldera bei postulierten 6,5 Kubikkilometern ausgeworfenem Magma musste hinterfragt werden.
Und dann gibt es noch das Problem der Endlagerung hochradioaktiver Stoffe, die möglichst sicher und ohne Kontakt zu vulkanischem Geschehen in der sicheren Tiefe versenkt werden sollen. Eine Bearbeitung der Wahrscheinlichkeit einer vulkanischen Gefährdung bestimmter Regionen in Deutschland innerhalb der nächsten 1 Million Jahre erfolgte zusammen mit Prof. Gerhard Jentzsch im Auftrag der Bundesgesellschaft für Endlagerung.
Vulkanische Gefährdung in Deutschland
Bewertung möglicher vulkanischer Aktivitäten der nächsten 1 Million Jahre in Deutschland inklusive Festlegung der Gebiete mit einer Eintrittswahrscheinlichkeit in diesem Zeitraum. Prof. Dr. Ulrich Schreiber, Bonn / Prof. Dr. Gerhard Jentzsch, Bonn 29.03.2021
Bundesgesellschaft für Endlagerung (BGE), vollständiges Gutachten: https://www.bge.de/fileadmin/user_upload/Standortsuche/Forschung/Bericht_-_Vulkanische_Gefaehrdung_in_Deutschland_barrierefrei.pdf
15. Zusammenfassung des Gutachtens
Über die Ursachen des känozoischen Vulkanismus in Mitteleuropa gibt es unterschiedliche Vorstellungen. Sicher ist, dass der Ursprungsort der Magmen im Mantel liegt, der durch lokale Temperaturerhöhung, Druckreduzierung oder Fluidzufuhr eruptierfähige Schmelzen bereitstellt. Hierbei ist die Herkunft sowohl aus dem asthenosphärischen als auch aus dem lithosphärischen Mantel möglich. Diskutiert werden Mantle Plumes in unterschiedlichen Dimensionen, lokale Dehnung und/oder Scherung der Kruste mit der Entwicklung von Rifts oder plattentektonische Prozesse im Zuge der Alpenorogenese, die zur Einengung und weitgespannten Wellung der Lithosphäre geführt haben. Chemische Konditionierung des Mantels, die während älterer Subduktionsprozesse stattgefunden haben, oder Variationen in der Zusammensetzung des lithosphärischen Mantels sollen zu Unterschieden in den Magmen beigetragen haben. Die Spannungsverhältnisse in der Kruste schufen weitere Rahmenbedingungen, die zu höher entwickelten Magmen führten. Der quartäre Vulkanismus wird als Nachfolger einer langen vulkanischen Entwicklung in Mitteleuropa gesehen, die mindestens bis in die Kreide zurückreicht, ihre Hauptphase aber seit Eozän im Tertiär besaß.
Geochemische Zusammenhänge, die die Vulkanite betreffen, sind nur zum Teil angesprochen. Sie dienen der Klassifizierung, dem Versuch, die Herkunft genauer zu erfassen und die Vorgeschichte der Mantelquellen zu klären (metasomatische Überprägung, Verarmung an Spurenelementen, Isotopenzusammensetzung) und hängen nur sekundär mit den eigentlichen Ursachen des Vulkanismus zusammen (z.B. Mantle Plumes, Riftingprozesse). Durch sie lässt sich ableiten, ob die Magmen eher aus dem asthenosphärischen oder lithosphärischen Mantel stammen.
Die Isotopenverhältnisse der Gase aus Quellen und Mofetten geben Hinweise auf ihre Herkunft und lassen abschätzen, in welchem Maße der Mantel zur Zusammensetzung beiträgt. Zusammen mit den geophysikalisch ermittelten Mantelanomalien und der Altersstellung der Vulkane liefern sie die Basis für die Festlegung der Gebiete, für die es eine Eintrittswahrscheinlichkeit vulkanischer Aktivität geben kann.
Für Eifel und Vogtland, die Regionen, die durch quartären Vulkanismus ausgewiesen sind, besteht eine hohe Wahrscheinlichkeit, dass es zu einem Wiederaufleben der vulkanischen Aktivität kommt. In der Eifel existieren mit dem Ost- und Westeifel-Vulkanfeld zwei aktive Teilgebiete, die in der Betrachtung zu einem Gebiet zusammengefasst werden. Die äußeren Vulkane des gemeinsamen Feldes bieten Bezugspunkte für eine erste Abschätzung der Region, für die es eine Eintrittswahrscheinlichkeit gibt. Zu einem Vulkan wird an der Oberfläche pauschal eine Streubreite mit einem Radius von 15 km festgesetzt, innerhalb derer es durch tektonische Randbedingungen oder bestimmte Verhältnisse in der Schichtenfolge (Grenzflächen unterschiedlicher Lithologien) zum Ausweichen des Magmas während eines erneuten Aufstiegs kommen kann. Zusätzlich hierzu wird der Sicherheitsabstand von 10 km addiert, sodass eine Distanz von 25 km vom quartären Ausbruchspunkt nach außen gewährleistet ist.
Die Distanz von 15 plus 10 km als alleinige Grundlage zu den bestehenden Vulkanen ist allerdings für die Eifel zu knapp bemessen, da weitere Faktoren berücksichtigt werden müssen. Im Unterschied zum Vogtland zeigt der Mantel unter dem Rheinischen Schiefergebirge lokal stärkere Abweichungen in den Laufzeiten der P- und S-Wellen, die als wichtiges Indiz für den vergleichsweise umfangreichen quartären Vulkanismus gesehen werden. Die auf die Oberfläche projizierte Randzone der Anomalie, die von einigen Autoren als Mantle Plume interpretiert wird, reicht in einem Fall weit über die Verbreitung der quartären Vulkane auch unter Berücksichtigung eines zusätzlichen Sicherheitsabstands von 25 km hinaus. Ein Gebiet stärkerer Hebung von rezent bis zu 1 mm pro Jahr mit Schwerpunkt in der Eifel umfasst ebenso eine größere Fläche, als durch die jungen Vulkanfelder abgedeckt wird. In einem konservativen Ansatz wurde daher als Bezugslinie die Grenze der Oberflächenprojektion des Plume Modells gewählt, das die größte Ausdehnung hat. Addiert wurde hierzu der Abstand von 15 km, für den hypothetischen Fall, dass an der betreffenden Außengrenze ein Vulkan aktiv werden könnte, sowie 10 km für den geforderten zusätzlichen Sicherheitsabstand. Im Ergebnis liegen innerhalb des derart festgelegten Gebietes die quartären Vulkanfelder, der postulierte Mantle Plume, das Gebiet der stärksten rezenten Hebung, sowie Mineralquellen und Mofetten mit deutlichen Mantelhelium Anteilen.
Ein Sekundäreffekt durch einen Vulkanausbruch kann durch Abdämmung des Rheins in seinem Engtal durch Lavaströme und Tephren entstehen. Eine längerfristige Aufstauung des Rheins würde zu weitreichenden Überflutungen im oberen Mittelrheintal, Oberrheingraben und angrenzenden Tälern führen. Eine hypothetische Möglichkeit ist die Aufstauung von 180 m über NHN, wie sie entlang der entsprechenden Höhenlinie in der Karte skizziert ist (Abb. 15.1).
Die Situation im Vogtland unterscheidet sich hinsichtlich der Anzahl der quartären Vulkane im Vergleich zur Eifel deutlich. Sie liegt bei weniger als 2 Prozent. Darüber hinaus sind die Laufzeitunterschiede der P- und S-Wellen im Mantel schwächer und nicht so deutlich abgrenzbar, dass ein Mantle Plume als Ursache für die magmatische Aktivität eindeutig identifiziert werden kann. Auf der anderen Seite gibt es eine hohe Seismizität, die sich in fast regelmäßig wiederkehrenden Schwarmbeben äußert. Sie werden mit dem Aufstieg von Fluiden (überwiegend CO2) in Verbindung gebracht, die dazu beitragen sollen, dass Spannung in der Kruste oberhalb 15 km Tiefe durch eine hohe Anzahl kleinerer Beben abgebaut werden. Das in Mineralquellen und Mofetten mit austretende Helium besitzt hohe R/Ra Werte, die auf magmatische Intrusionen im oberen Mantel und der unteren Kruste zurückgeführt werden. Zusammengenommen gibt es ausreichend Belege, die für das Vogtland auch für die nächste Zeit eine vulkanische Aktivität erwarten lassen.
Die Festlegung des Gebietes mit einer Eintrittswahrscheinlichkeit für Vulkanismus beruht auf den gleichen Grundlagen wie für die Eifel. Das bedeutet, dass für jeden Vulkan eine Distanz von 15 km für die mögliche Streuung des Aufstiegsweges angesetzt wird. Hinzu kommen die erforderlichen 10 km Sicherheitsabstand. Allerdings müssen die Gebiete, in denen Schwarmbeben auftreten, ebenfalls berücksichtigt werden. Hier steigen vermutlich größere Mengen CO2 in der Kruste auf, die an tektonisch induzierte Strukturen gebunden sind. Es kann nicht ausgeschlossen werden, dass innerhalb der nächsten 1 Ma durch Spannungsänderungen in der Kruste, diese schon vorhandenen Strukturen/Störungszonen als Schlote für aufsteigende Magmen genutzt werden. Die Magmen sind nach Ergebnissen geophysikalischer und gasgeochemischer Untersuchungen im oberen Mantel anzunehmen. Aus diesem Grund wurden die Zentren der Schwarmbeben mit den Vulkanen gleichgesetzt und die Größe des Gebietes mit der Eintrittswahrscheinlichkeit für vulkanische Aktivitäten entsprechend angepasst. Die derart festgelegte Linienführung ergibt einen ausreichenden Abstand zur Kernzone der Moho-Aufwölbung unter dem Egerbecken, in dem die quartären Vulkane auftreten, und dem östlich angrenzenden Krustenabschnitt, für den an der Kruste/Mantelgrenze magmatische Intrusionen postuliert werden.
Neben den quartären Vulkanfeldern Eifel und Vogtland gibt es in Deutschland zwei Regionen, für die eine geringe Wahrscheinlichkeit eines Vulkanausbruchs innerhalb der nächsten 1 Ma gesehen werden. Die erste grenzt nördlich des Westerwaldes direkt an das Gebiet mit der hohen Eintrittswahrscheinlichkeit der Eifel an. Die Daten verschiedener geophysikalischer Untersuchungen im Bereich von Vogelsberg und nördliches Rheinisches Schiefergebirge sind widersprüchlich, sodass keine eindeutigen Aussagen über die Wahrscheinlichkeit künftiger Vulkaneruptionen möglich sind. Für die Einschätzung einer geringen Wahrscheinlichkeit sprechen ältere teleseismische Untersuchungen, die für eine konservative Betrachtung herangezogen werden. Aus dem Gesamtzusammenhang heraus ist eine Grenzlinie mit geringer Wahrscheinlichkeit für eine künftige vulkanische Aktivität festgelegt worden, die einen Bereich nördlich des Vogelsbergs und des Westerwaldes umfasst. Eine Mantelanomalie direkt unter dem Vogelsberg, wie in einigen Arbeiten diskutiert, ist von der Datenlage dagegen weniger wahrscheinlich. Hier liegen nur leicht erhöhte Mantelheliumwerte in den Mofettengasen und Mineralwässern vor.
Das zweite Gebiet mit geringer Wahrscheinlichkeit für eine künftige vulkanische Aktivität in den nächsten 1 Ma liegt zwischen Stuttgart und der Bodenseeregion. Hierin befinden sich das tertiäre Urach-Vulkanfeld und das Randgebiet des ebenfalls tertiären Hegaus. Die Linie umschließt einen Bereich, der sich nach älteren Untersuchungen durch anomale P- und S- Laufzeiten im lithosphärischen und sublithosphärischen Mantel auszeichnet. Diese fehlen in der jüngeren Arbeit von Zhu et al. (2012). Dort sind für den Tiefenbereich von 75 km nur im westlich angrenzenden Schwarzwald schwache Abweichungen der S-Wellen Laufzeiten dargestellt. Unter dem ausgewiesenen Gebiet südlich Stuttgart tritt dieser Effekt erst in einer nicht mehr zu berücksichtigen Tiefe von 275 km auf. Die Gehalte an Mantelhelium sind in der Region um und südlich Stuttgart in einigen Quellen leicht erhöht. Die Festlegung des Gebietes, für das eine geringe Eintrittswahrscheinlichkeit angenommen wird, wird daher anhand der leicht erhöhten R/Ra Werte und unter Berücksichtigung der älteren teleseismischen Untersuchungsergebnisse festgelegt. Gleichzeitig besteht in dieser Region mit der Albstadt-Störungszone ein rezent aktives Schersystem, das zu möglichen Wegsamkeiten für aufsteigende Magmen beitragen kann.
Für die verbleibenden tertiären Vulkanfelder in Deutschland ist aufgrund der hohen Alter und fehlender Hinweise aus dem Mantel und den Gaszusammensetzungen keine vulkanische Aktivität in den nächsten 1 Ma anzunehmen.
Volcanic hazard in Germany
Evaluation of possible volcanic activities in Germany over the next 1 million years, including determination of the areas with a probability of occurrence in this period.
Ulrich C. Schreiber1, Gerhard Jentzsch2
1Department of Geology, University of Duisburg-Essen, Essen, 45141, Germany, retd.
2Institute for Geosciences, University of Jena, Burgweg 11, 07749 Jena, Germany, retd.
Correspondence to: Ulrich C. Schreiber (ulrich.schreiber@uni-due.de) and Gerhard Jentzsch (gerhard.jentzsch@uni-jena.de)
Abstract.
In connection with the search for a repository for radioactive, heat-generating waste in deep geological formations, future volcanic activity has to be taken into account when selecting a location in Germany. For an estimation of possible volcanic activity within the next 1 million years, geological/geochemical data, geophysical investigations and isotope data of crustal and mantle gases were evaluated. Teleseismic studies, monitoring results of seismic/microseismic activity through deep earthquakes, and geodetic investigations of vertical relative movements of the crust were also considered. Further criteria come from the fields of geology and mineralogy, which enable statements to be made about the distribution and origin of volcanic rocks. The age of volcanic deposits contains information about the process and magmatic developments within a volcanic field as well as possible volcanic activity cycles. Isotope ratios of gases from springs and mofettes provide clues to their origin and to the extent to which the mantle contributes to the composition of gases. Together with the geophysically determined mantle anomalies and the age of the volcanoes, they provide the basis for determining the areas for which there may be a probability of future volcanic activity. Special attention was paid to the Quaternary volcanic regions of Eifel and Vogtland because there is a high probability of a resurgence in volcanic activity. The outer volcanoes of the resulting area provide reference points for an initial estimate of the region that has a probability of recurring activity. An extent with a radius of 15 km around a volcano is assumed at the surface, within which magma can escape when it rises again. In addition, a safety distance of 10 km is added, so that a distance of 25 km in total from the Quaternary eruption point to the outer border is ensured. In the Vogtland region, centres of earthquake swarms were set equal with the volcanoes and the size of the area for the probability of recurring volcanic activity was adjusted accordingly. A secondary effect of a volcanic eruption can result from the damming of the Rhine in its narrow valley by lava flows and tephras. Long-term damming of the Rhine would lead to extensive flooding in the upper Middle Rhine Valley, the Upper Rhine Graben and adjacent valleys. In addition to the Quaternary volcanic fields of Eifel and Vogtland, there are two regions in Germany for which there is a low probability of a volcanic eruption within the next 1 Myr. The first one lies north of the Westerwald and borders directly to the area with the high probability of occurrence of the Eifel. The second area lies between Stuttgart and the Lake Constance region. The Tertiary Urach volcanic field and the marginal area of the also Tertiary Hegau field are located there. For the remaining Tertiary volcanic fields in Germany, no volcanic activity can be assumed within the next 1 Myr due to their high age and lack of evidence from the mantle and gas compositions.
The recent development of the Eifel region (West and East Eifel Volcanic Field (WWVF and EEVF) and adjacent areas is determined by tectonic processes, fluid migration in the Earth’s crust and magmatic processes in the Earth’s mantle. This becomes obvious in the distribution of earthquakes epicenters and gas leakages of geogenic gases as well as in the concentrations of certain trace gases in mofettes and mineral springs. Research in the past focused on selected topics as, e.g. kinematic motion, uplift processes, stress field analyses or the volcanic evolution.
Latest accumulation of earthquakes and their distribution in the study area deserve special attention because of the recent volcanic evolution of the EEVF. This region will be the most likely area for a new volcanic activity.
For this reason, not only a comprehensive knowledge of the spatial and temporal characteristics of present-day tectonics, and earthquake events is important but also knowledge of the large previous volcanic eruptions is of urgent interest and very helpful in understanding the geodynamics of intraplate areas. The magma-tectonic relations, the size of the magma chamber and the amount of the erupted material provide first indications to identify new developments that may lead to new processes within the magma chamber. For that reason, the previous presentations of formation and dimension of the Laacher See magma chamber and the erupted volume have to be questioned and re-considered. Therefore, a comprehensive investigation was successfully conducted in the study area (cf. Figure 1), to investigate the correlation between active tectonic fault regimes, gas migration and the Laacher See magma chamber size and caldera formation in order to assess the seismic hazard of future volcanic activity in this area.
Neue Diskussionspunkte zur Maarbildung und dem Laacher-See Vulkanismus
(Auszug aus: Vulkanische Gefährdung in Deutschland - Schreiber, Jentzsch, 2021)
9.1.1 Maare
Die Initialphase der Vulkanausbrüche führte in der Eifel in den meisten Fällen zur Bildung von Explosionstrichtern (Maar-Stadium). Bei einer reinen Maar-Entwicklung war die Aktivität in den meisten Fällen vermutlich innerhalb weniger Wochen bis Monate abgeschlossen. Die Maare bildeten sich überwiegend in Tälern in denen durch Bäche und spezielle Grundwasserleiter während der vulkanischen Tätigkeit ein Kontakt zu Wasser gegeben war. Dieser Kontakt ist die Ursache phreatomagmatischer Eruptionen, mit denen die Maarentstehung erklärt wird (Lorenz, 1973).
Die Aufstiegswege der Magmen sind tektonisch kontrolliert und werden in Abhängigkeit vom regionalen Spannungsfeld geöffnet. Seitenverschiebungen bieten die günstigsten Bedingungen für einen Magmen-Aufstieg. Je nach Spannungszustand bzw. seismischer Aktivität und der Art des Verlaufs in der Kruste sind sie geöffnet und Fluid-führend (überkritisches Wasser gemischt mit überkritischen Gasen) oder durch hydrothermal gebildete Minerale geschlossen. Kurvige Verläufe führen bei Seitenverschiebungen zu Einengungen (Transpression) oder Dehnung (Transtension). Letztere bieten bei schnellem und ausreichendem Versatz potentielle Kanäle bis in den Mantel, wodurch Aufstiegsmöglichkeiten für einen schnellen Transport von Gesteinsschmelzen geschaffen werden.
In Abhängigkeit des aufsteigenden Magma-Volumens und der Stresssituation in der Kruste gelangen die Gesteinsschmelzen bis an die Oberfläche oder erkalten während des Aufstiegs soweit, dass sie stecken bleiben und Gänge oder Sills bilden. Eine Sonderform entsteht, wenn in der Kruste im Verlauf gekrümmter oder verspringender Seitenverschiebungen größere Versätze stattfinden. Hierdurch werden schmale Gräben entlang von Transtensionszonen bzw. mehr rechteckige Pull-apart Becken angelegt.
Ein Magmaaufstieg bei gleichzeitiger Dehnung der Kruste behindert den Aufstieg in höhere Abschnitte, da das Volumen des Magmas zur Kompensation des entstehenden Raumes genutzt wird. Je nach beteiligten Dimensionen wird hierdurch das Einsinken der Oberfläche verhindert. Gleichzeitig entsteht in der Kruste ein komplexes Magmasystem mit verzweigten Gängen und Taschen, in denen Differentiationsprozesse ablaufen (Annen et al., 2006) und durch vielfältige Nachschübe Magmenmischungen stattfinden (Annen, 2011). Sie können zu Globuidbildungen führen, bei denen durch Diffusionsprozesse phonolithische Schmelzen gebildet werden (Schreiber et al., 1999).
Während des Aufstiegs schieben die Magmen eine Front von Fluiden vor sich her, die sich aus überkritischen Phasen von Wasser und Gasen (ükH2O und ükCO2) aus dem Mantel und der Kruste zusammensetzen. An der Spitze im obersten Bereich der Magmasäule bildet sich aus Schmelze und Fluiden eine Art Schaum aus.
Überkritische Phasen sind solange unbegrenzt mischbar, bis ein Stoff bei niedrigeren Druck/Temp.-Bedingungen in eine andere Phase übergeht. Dies erfolgt für die Fluide zuerst beim Wasser, das ab 221 bar (in einer Tiefe von >2,2 km offener Wassersäule) und einer Temperatur von mehr als 374 °C überkritisch ist. Bei Unterschreiten einer der Werte erfolgt der Übergang in die flüssige Phase. Entsprechende Bedingungen werden im Normalfall in der tieferen Kruste erreicht.
Für CO2 liegt der Übergang vom überkritischen Zustand zum Gas erst in ca. 750 m Tiefe (bezogen auf eine offene Wassersäule) oder in geringeren Tiefen bei geschlossenen Systemen vor und bei Abkühlung unter den Grenzwert von 31 °C.
Steigt Magma auf und kommt es in den Störungszonen zum Kontakt mit Wasser in der Kruste, wird die Temperatur für den überkritischen Zustand des Wassers sofort erreicht. Der Druck ist bis ca. 1 km Tiefe (lithostatischer Druck im geschlossenen System) für den überkritischen Zustand ausreichend. Es bleibt die Frage, wann der Druck bei fortgesetztem Aufstieg den Grenzwert von 221 bar unterschreitet, sodass sich der unterkritische Zustand einstellt.
Hierbei muss der Aufstiegsprozess des Magmas in einem noch nicht oder noch nicht ausreichend geöffneten Förderkanal bis zur Erdoberfläche berücksichtigt werden. Der Aufstieg, der durch nachströmendes Magma aufrechterhalten wird, ist nur durch einen hohen Druck an der Front der Magmasäule möglich. Er sorgt in Verbindung mit den extrem geringen Oberflächenspannungen der voraus aufsteigenden überkritischen Phasen für die Trennung der Gesteinseinheiten bzw. Öffnung der Bruchflächen in den Störungszonen und somit für die Bildung von Kanälen, in denen der Aufstieg möglich ist.
Der im Vergleich zum umgebenden Gestein höhere Druck an der Spitze der Magmasäule kann somit für den Erhalt des überkritischen Zustands der Fluide bis nahe der Oberfläche sorgen. Erst mit Aufreißen der letzten Zehner/Hunderter Meter Kruste kommt es zu einem schlagartigen Druckverlust und hierbei zu einem direkten Übergang vom überkritischen Zustand in die Wasserdampf- und Gasphase.
Durch die Tatsache, dass in der überkritischen Phase mehr Energie gespeichert ist, als in einer überhitzten Dampfphase, erklärt sich die hohe Sprengkraft der initialen Eruption. Beispielsweise liefert überkritisches Wasser für geothermische Kraftwerke aus Tiefbohrungen 10-20 Mal mehr Ertrag als herkömmliche geothermische Systeme (Stober and Bucher, 2020). Durch die Ausdehnung der Gase und des Wasserdampfs nimmt die Temperatur deutlich ab (Joule-Thomson Effekt), wodurch die Schmelzfetzen abgeschreckt werden.
Je nach Standort und morphologischer Situation können im weiteren Verlauf Kontakte zum Grund- und Oberflächenwasser zu dampfgesteuerten (phreatischen und phreatomagmatischen) Eruptionen führen, die die primär gebildeten Eruptionstrichter zur Tiefe erweitern (Lorenz, 1973; Lorenz and Büchel, 1980 a; Büchel and Mertes, 1982).
Die Gefährdung durch den reinen Maar-Vulkanismus ist überschaubar. Die Eruptionen sind geprägt durch ballistischen Transport von Blöcken des Nebengesteins im unmittelbaren Umfeld des Eruptionspunktes sowie durch Lapilli- und Aschenwurf über diesen Bereich hinaus. Da die in die Atmosphäre geschleuderten Aschen geringe Volumina haben, besteht keine Gefahr bei einem Sicherheitsabstand von 10 km, dass Dächer überlastet werden oder Personen und Tiere unmittelbar gefährdet sind.
Lediglich geringmächtige Tephraablagerungen sind je nach vorherrschender Windrichtung in größerer Entfernung zu erwarten. So nehmen nach Zolitschka et al. (1995) die Mächtigkeiten der Ulmener Maar-Tephra aus dem jüngsten Maar der Eifel von 15 m direkt am Kraterrand auf 0,2 mm im Meerfelder Maar in 21 km Entfernung ab. Der regionale Flugverkehr erfährt Einschränkungen, da Ascheeruptionen besonders in Zusammenhang mit phreatomagmatischen Prozessen zu einem Eintrag in höhere Luftschichten führen können.
Literatur
Annen, C. (2011): Implications of incremental emplacement of magma bodies for magma differentiation, thermal aureole dimensions and plutonism–volcanism relationships. Tectonophysics, 500, 3–10.
Annen, C., Blundy, J.D., Sparks, R.S. (2006): The genesis of intermediate and silicic magmas in deep crustal hot zones. Journal of Petrology, 47, 505–539.
Büchel, G., Mertes, H. (1982): Die Eruptionszentren des Westeifeler Vulkanfeldes. Z. dt. geol. Ges., 133, 409-429.
Lorenz, V. (1973): On the formation of maars. Bull. Volcanol., 37, 183-204.
Lorenz, V., Büchel, G. (1980a): Zur Vulkanologie der Maare und Schlackenkegel der Westeifel. Mitt. Pollichia, 68, 29-100.
Schreiber, U., Anders, D., Koppen, J. (1999): Mixing and chemical interdiffusion of trachytic and latitic magma in a subvolcanic complex of the Tertiary Westerwald (Germany). Lithos, 46, 695-714.
Stober, I. and Bucher, K.: Geothermie, Springer, Spektrum, 3rd Ed., https://doi.org/10.1007/978-3-662-60940-8, 2020.
Zolitschka, B., Negendank, J.F.W., Lottermoser, B.G. (1995): Sedimentological proof and dating of the early Holocene volcanic eruption of Ulmener Maar (Vulkaneifel, Germany). Geol.Rundsch. 84, 1, 213–219.
9.1.4 Calderen
Die Entleerung von Magmakammersystemen führt durch Nachbrechen der Krustenschollen des Deckbereiches zur Ausbildung von Calderen, die einen ersten Hinweis auf die Größenordnung des beteiligten Magmavolumens geben.
Zwischen Spessart und Kempenich wird eine der ältesten Calderen vermutet (Vulkanologische Karte der Osteifel, Bogaard vd and Schmincke, 1990c; Schmincke, 2007). Inzwischen gibt es nach ingenieurgeologischen Untersuchungen neuere Hinweise, die die Vermutung erhärten (mündl. Mitt. Dipl. Geol. A. Justen, Ing-Büro Wasser und Boden Boppart; Justen et al., 2004).
Bei Rieden liegt eine komplexe jüngere Calderen-Struktur vor, die durch wiederholte vulkanische Aktivitäten über einen Zeitraum von knapp 200 ka entstanden ist. Nachfolgend entwickelte sich wenige Kilometer weiter nordöstlich, bei Wehr eine weitere Caldera infolge von mindestens zwei Ausbruchszyklen. Der zeitliche Abstand der Ausbrüche beträgt ca. 60 ka (Schmincke, 2007). Heute findet an unterschiedlichen Stellen in der Caldera noch eine starke CO2-Entgasung statt, die zum Teil wirtschaftlich genutzt wird.
Die jüngste Calderenbildung der Osteifel fand vor ca. 13 ka (12.900 +- 560 a vor heute, vd Bogaard, 1995) durch den Ausbruch des Laacher-See Vulkans statt. Die von Förster et al. (2019) postulierte basanitisch/tephritische Eruption an Stelle des heutigen Laacher-Sees vor 24.3 ka, der die Eltville Tephra gefördert haben soll, wäre demnach durch den nachfolgenden Laacher-See Vulkanausbruch vor ca. 13 ka überprägt worden.
Allen Aktivitäten, die in der Osteifel zu einer Caldera führten, ist ein großvolumiger Eruptionsprozess gemeinsam, der die geförderten Masse der basaltischen Vulkanite weit übertrifft. Allerdings müssen die Angaben für den Laacher-See Vulkan überprüft werden, da weder Geländebefunde, die Calderengröße von nur einem halben Kubikkilometer noch geophysikalische Untersuchungen für eine Größenordnung von 6,3 km³ sprechen (s.u.).
9.3.1 Laacher-See Vulkan
Der Laacher-See Vulkan (LSV) ist mit einem Alter von knapp 13.000 a der jüngste in der Osteifel (Bogaard vd, 1995; Litt et al., 2003; Schmincke, 2007). Hierdurch sind Verwitterung und Abtragung am wenigsten weit fortgeschritten. Der gute Erhaltungszustand der Tephren ist ein Grund, warum der Laacher See Vulkan sehr detailliert untersucht werden konnte. Die Tephramächtigkeiten wurden als Grundlage herangezogen, um das Volumen des Magmasystems einzugrenzen (Diss. Bogaard vd, 1983).
Das eruptierte Volumen wurde anfänglich mit 5,3 km³, nach mehreren Neubearbeitungen mit mehr als 6.3 km³ zuzüglich überlagerndem Nebengestein von 0,5 km³ angegeben (Bogaard vd, 1983; Wörner and Schmincke, 1984 a, b; Wörner et al., 1985; Wörner and Wright, 1984; Bogaard vd and Schmincke, 1985, Freundt and Schmincke, 1986; Harms and Schmincke, 2000; Harms et al., 2004; Schmincke, 2007). Durch das Aufschäumen der Gesteinsschmelze zu Bims erhöht sich während der Eruption das Volumen um etwa das Dreifache.
Die Berechnung der Tephramächtigkeiten im proximalen und distalen Bereich des LSV ergab 18 km³. Hieraus wurde das Volumen des phonolithischen Magmas mit 6,3 km³ bis max. 6,5 km³ (DRE, dense rock equivalent) incl. Nebengestein und daraus das ursprüngliche basanitische Ausgangsmagma bestimmt. Hiervon ausgehend ergab sich eine Grundlage für die Größenordnung der anderen hoch differenzierten Vulkane Wehr, Rieden (4 km³) Brenk etc.
Am Ende steht die Volumenaussage der gesamten geförderten Magmen in West- und Osteifel, die bei 20 km³ oder auch möglichen 30 km³ liegen soll. Das Ausgangsvolumen, aus dem sich die differenzierten Magmen in der Kruste entwickelten, wird für die Vulkane der Osteifel auf eine Größe von 200 – 300 km³ geschätzt (Schmincke, 2007).
Schmitt et al. (2010) sehen anhand von U-Th Datierungen intrusiver Karbonatite die Existenz bzw. Akkumulation des entwickelten Laacher-See Magmasystems mindestens 20 ka vor der Eruption des Phonoliths. Da Abkühlung und Differentiation in einem Magmasystem parallel zur Platznahme erfolgen, handelt es sich für den gesamten Vorgang der Kammerbildung des LSV um einen Zeitraum von wenigen Jahrzehntausenden (s. auch Annen, 2011; Annen et al., 2006).
Und hier gibt es ein Problem, das bislang nicht erklärt wurde. Die Magmakammer des LSV bzw. der eruptierte Teil soll in einer Tiefe von 4.6–7.8 km gelegen haben (Harms et al., 2004). Es handelt sich um den Sprödbruchbereich der oberen Kruste, der nur durch Bewegungen an tektonischen Störungen geöffnet werden kann. Das Volumen von 6,3 km³ zuzüglich der Menge, die als nicht förderbarer Rest in der Magmakammer verblieben ist, bedingt bei einem Quader mit rund 3 km Höhe, eine Grundfläche von mindestens 1,5 km x 1,5 km. Das Ausgangsvolumen soll ein basanitisches Magma mit 16,6 km³ gewesen sein, das ebenfalls in der oberen Kruste positioniert war (Bogaard and Schmincke, 1984), von dem 11 km³, in einem alternativen Ansatz 50 km³ (Wörner and Schmincke, 1984a) im mittleren Bereich der Kruste verblieben sind.
Allein für die Öffnung eines mindestens 6,3 km³ potentiellen Speicherraumes muss in der Tiefe eine Krustenleiste die Strecke von 1,5 km zur Seite gezogen werden (bei o.a. Bedingungen), um das entsprechende Volumen zu erreichen. Die Geschwindigkeit läge für einen Bildungszeitraum von 20 ka (nach Schmitt et al., 2010) in einer Größenordnung von 75mm/Jahr.
Die rezenten Bewegungsraten an Störungszonen der Eifel liegen nach Auswertung von Herdflächenlösungen in einer Größenordnung von 0.06 bis 1.7 mm/Jahr (Demoulin, 2004; Demoulin et al., 2005; Hinzen, pers. Mitt.). Die Hebungsraten liegen bei 0.35 mm/Jahr, mit einem maximalen Uplift von zusätzlichen 3.5 mm/Jahr (Garcia-Castellanos et al., 2000; Meyer and Stets, 2002; Mälzer et al., 1983; Campbell et al., 2002) bzw. für große Teile der Eifel nach neuesten Untersuchungen bei 1 mm Jahr (Kreemer et al., 2020).
Bislang ist tektonisch nicht erklärt, wie der Aufbau der Magmakammer in der beschriebenen Größenordnung und dem postulierten Zeitraum stattgefunden haben kann. Geophysikalische Untersuchungen im Umfeld des Laacher-Sees ergaben bislang keinen Hinweis auf Strukturen, die einer reliktischen Magmakammer von 11 km³ bzw. 50 km³ entsprechen (Ahorner, 1983, Magnetotellurik; Lohr, 1982, Gravimetrie; Ahorner et al., 1986; Köhler, 2005, Low Velocity Studien; Ochmann, 1988, Seismologie; Pucher, 1992, Magnetik). Die DEKORP research group (1991) kam nach Auswertung des Profils am Nordrand des Laacher-Sees zu dem Schluss, dass es keine reliktische Magmakammer mit mehr als 3 km Durchmesser in einer Tiefe von weniger als 8 km gibt. Das verbliebene Restmagma müsste aber in einer deutlich messbaren Größenordnung vorliegen.
Einen Hinweis auf eine Fehleinschätzung des Magmakammervolumens gibt die Calderengröße des LSV. Sie liegt bei einem Volumen von einem halben Kubikkilometer (Viereck and vd Bogaard, 1986). Der durch Nachbrechen der Krustenschollen entstandene Hohlraum repräsentiert in etwa das eruptierte Volumen, da es keinen Vulkanüberbau gab, der mit dem Ausbruch zerstört und in die Tephren integriert wurde (Schmincke, 2009).
Es ist nicht geklärt, wie die Volumendifferenz von 6 km³ zwischen Caldera und postulierter Tephramenge (plus Nebengestein der Überdeckung) ausgeglichen ist. Ein Hohlraum in dieser Tiefe von diesem Volumen ist völlig ausgeschlossen, genau wie die Überlegung von Viereck and Bogaard vd (1986), dass nachströmendes Magma (6 km³ innerhalb weniger Tage) das Einsinken der Caldera kompensiert haben könnte (hierfür gibt es keinerlei Belege durch geophysikalische Untersuchungen).
Im Vergleich zu publizierten Modelluntersuchungen lässt sich die Dimension der Laacher-See Magmakammer auf 10 bis 20 Prozent der bisher postulierten Größe reduzieren. Eine alternative Interpretation gibt Ochmann (1988, Abb. 9.7).
Abb. 9.7 aus Ochmann, (Diss. 1988, Abb. 6.17): Zone starker mechanischer Gebirgsauflockerung in der Umgebung der Förderwege des Laacher See Vulkans. Hypothetische Interpretation einer tomographischen Strukturanalyse anhand teleseismischer Studien. Das Modell stellt zwei Förderkanäle unterschiedlicher Dimension in mehr als 10 km Tiefe dar.
Die oben skizzierten Modellvorstellungen zum beteiligten Volumen der beteiligten Magmen in der gesamten Eifel, die ursächlich mit dem Mantle-Plume in Verbindung stehen, sind aus den Annahmen zum Volumen der Laacher-See Magmakammer extrapoliert (Schmincke 2007). Werden hierfür nur 10 bis 20% angesetzt, reduzieren sich entsprechend die Angaben zu den Gesamtmengen der beiden quartären Vulkanfelder.
Um hierzu Klarheit zu bekommen, wäre eine Überprüfung der Rohdaten und Modelle, die als Grundlage für die Berechnung der Laacher-See Magmakammer herangezogen wurden, sinnvoll.
Notwendig wäre eine Einbindung der Tektonik in Verbindung mit bisher durchgeführten geophysikalischen Untersuchungen sowie eine Modellierung der Eruptionsprozesse unter Ansatz moderner vulkanologischer Methoden.
Hierbei sollten atmosphärische Strömungsmodelle (ungleiche Windverfrachtung während der Eruptionen, Dünenbildungen, Staubstürme lange nach Ablagerung der Tephren) und für die näheren Fallout Bereiche Hangabspülungen und Schwemmfächereffekte berücksichtigt werden. Hintergrund ist die Bedeutung der Laacher-See Vulkaneruption für die Frage der Endlagerung, weil sie den bislang größten Ausbruch in der Eifel dokumentiert und entsprechend berücksichtigt werden sollte.
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Vulkanismus der Osteifel
Die junge geologische Entwicklung der Eifel ist durch magmatische Prozesse im Erdmantel, Fluidaufstieg an Scherbahnen und bebeninduzierenden Bewegungen an Ab- und Seitenverschiebungen geprägt. Die Häufung von Erdbeben in einigen Regionen in Verbindung mit anomal hohen Konzentrationen von Helium, Radon und Schwefelwasserstoff in Mofetten und Mineralbrunnen erfordern eine besondere Aufmerksamkeit hinsichtlich der künftigen vulkanischen Entwicklung des Osteifel Vulkanfeldes. Als bedeutende Strukturelemente konnten West-Ost verlaufende dextrale Seitenverschiebungen erkannt werden (ca. 105° Streichen), die im Uhrzeigersinn rotierte Krustenblöcke einschließen. Sie werden durch gestaffelt auftretende sinistrale Seitenverschiebungen in 30° Richtung begrenzt. Eine für die magmatische Entwicklung der Osteifel maßgebliche Seitenverschiebung verläuft von Holzmühlheim im Westen über den Laacher See bis östlich Bad Ems im Rechtsrheinischen Schiefergebirge (Laacher-See Störung). An ihr liegen in regelmäßigen Abständen die Calderen von Spessart, Wehr und Laacher-See, sowie der Phonolith-Stock von Brenk. Die Entwicklung der zugehörigen Magmakammern erfolgte durch die Bildung lokaler Dehnungszonen (Voids) im Kreuzungsbereich der dextralen und sinistralen Seitenverschiebungen. In der östlichen Verlängerung der Laacher See Störung, hat sich bei Plaidt seit ca. 40 Jahren ein neues Bebenzentrum entwickelt. Hier treten anomal hohe Spurengasgehalte in Gasaustritten des weiteren Umfelds auf. Durch den direkten Bezug zur Laacher-See Störungszone könnten dies Hinweise auf die Entwicklung einer neuen Dehnungszone sein, die die Voraussetzungen für die Bildung einer Magmakammer bieten. Hierzu passen seismologische Beobachtungen von Beben unterhalb von 15 km Tiefe, die mit der Migration von Fluiden und/oder Magmen interpretiert werden (Hentsch et al., 2019).
Hensch, M., Dahm, T., Ritter, J., Heimann, S., Schmidt, B., Stange, S., and Lehmann, K.: Deep low-frequency earthquakes reveal ongoing magmatic recharge beneath Laacher See Volcano (Eifel, Germany), Geophys. J. Int., 216, 3, 1, 2025–2036. https://doi.org/10.1093/gji/ggy532, 2019