Vulkangebiete in Deutschland

Auch in Deutschland gibt es Vulkane. Vor allem das Gebiet der Eifel ist bekannt für zahlreiche ehemals aktive Vulkane. Der letzte Ausbruch liegt allerdings 11.000 Jahre zurück. Aber auch in der Rhön, im Schwarzwald und Westerwald, am Vogelsberg sowie im Vogtland und im Erzgebirge finden sich vulkanisch geprägte Gebiete.

Mit Beginn der starken Hebung des Rheinischen Schiefergebirges im Pleistozän entstanden ab etwa 650.000 Jahren vor unserer Zeit in der Ost- und Westeifel zwei Vulkanfelder. Diese tektonische Scholle hatte in den vergangenen 40 Millionen Jahren bereits zwei Hebungsepisoden erlebt und hebt sich noch heute.

Die Maare und Vulkane der Westeifel: Nachdem der Rheinische Schild mit einer beschleunigten Hebungsphase begonnen hatte, setzten die vulkanischen Tätigkeiten in der Westeifel vor etwa 600.000 Jahren ein und reichten bis in das Holozän. Die aktivste Phase fand dabei vor rund 500.000 Jahren statt. Das Vulkanfeld der Westeifel in der Umgebung von Gerolstein erstreckt sich über 600 Quadratkilometer und umfasst 240 Eruptionszentren. Es handelt sich dabei hauptsächlich um kleinere Schlackekegel und Maare. In den aktiven Phasen wurden 1,7 Kubikkilometer vulkanisches Material eruptiert. Hierzu gehört auch das Ulmener Maar, das vor 10.500 Jahren aktiv war und somit Deutschlands jüngster Vulkan ist.

Osteifel: In der Osteifel existieren ca. 100 Vulkane. In der Umgebung des Laacher Sees befinden sich rund 60 Eruptionszentren, zumeist Schlackekegel. In der Osteifel begann der Vulkanismus vor etwa 460.000 Jahren. Die Aktivität gipfelte zum Ende der letzten Kaltzeit als sich das Laacher-See-Becken vor rund 12.900 Jahren bildete. Die Eruptionssäulen der großen, phreatomagmatischen Eruptionen waren mehrfach 30 bis 40 Kilometer hoch, mehr als sechs Kubikkilometer Magma wurde eruptiert, das meiste innerhalb von nur wenigen Tagen.

In der unmittelbaren Umgebung bezeugen bimssteinreiche Aschestromablagerungen die Stärke der Eruption am Laacher See. Die Tephraablagerungen sind heute noch speziell an der Wingertsbergwand südlich des Laacher Sees zu finden. Die feinste Tephra wurde vom Wind in der Stratosphäre weit transportiert und ist in Moor-, See- oder Bodenprofilen von Südschweden bis Norditalien nachgewiesen. Für Geowissenschaftler gilt diese Tephra in Mitteleuropa als wichtigster stratigraphischer Marker-Horizont für diesen geologischen Zeitraum. Durch die voluminöse Akkumulation von Tephra wurde der Rhein aufgestaut, wodurch ein zwanzig Meter tiefer See entstand. Daraus resultierende Flutwellen reichten bis nach Bonn. Wissenschaftler*innen vermuten, dass das schwefelreiche Magma und die hohen Eruptionssäulen auch das Klima in der nördlichen Hemisphäre stark beeinflusst hatten. 

Nach Ansicht von Experten besteht die Möglichkeit eines erneuten Ausbruchs des Vulkans. Am Ostufer des Laacher Sees deuten so genannte Mofetten auf magmatische Aktivitäten im Untergrund hin. Im Wasser blubbert es und CO₂-Blasen nutzen Bruchlinien als Wege für den Aufstieg. Durch ein künstliches Bohrloch gibt es bei Andernach am Rhein einen Geysir, der durch den Gasdruck des Kohlendioxids kaltes Wasser bis zu 60 Meter in die Höhe schleudert.

Tektonisch betrachtet gehört der Vulkanismus der Eifel zum intrakontinentalen Vulkanismus, der im Zusammenhang mit der Riftzone des Rheingrabens steht. Die großtektonische Situation der entgegen der Europäischen Platte driftenden Afrikanischen Platte, führt zur Dehnung der Lithosphäre im Bereich des linksrheinischen Schildes. Hierdurch entstehen Schwächezonen und Wegsamkeiten für den Aufstieg von Magmen. Genau wie diese sind auch die Vulkanfelder der Ost- und Westeifel sowie die meisten Gangrichtungen, Vulkanachsen und Vulkanreihen von Nordwesten nach Südosten orientiert.

Unterhalb der Eifel werden seismische Wellen im Erdmantel zwischen ca. 50 und 150 Kilometern Tiefe gedämpft. Hieraus schließen Wissenschaftler, dass dort partiell aufgeschmolzenes Mantelgestein vorhanden ist. Weiterhin untersuchten sie Bruchstücke von Gestein aus dem Mantel (Peridotit), das mit den Laven zusammen eruptiert wurde. Diese Peridotite zeigen an, dass die Temperaturen des Erdmantels über ein begrenztes Tiefenintervall überdurchschnittlich stark ansteigen, was ein weiterer Hinweis für aufsteigendes Mantelgestein ist.
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Vor 6 bis 25 Millionen Jahren vor unserer Zeit gab es vulkanische Aktivitäten im Gebiet des Westerwaldes und des Siebengebirges. Mit der Senkung und Entstehung der Niederrheinischen Bucht im östlichen Rheinischen Schiefergebirge entwickelten sich tiefreichende Spaltensysteme, die Wegsamkeiten für Magmenaufstieg boten. In den ersten vulkanischen Phasen waren die aufsteigenden Magmen noch reich an Volatilen, was zu hochexplosiven Plinianischen Eruptionen führte. Aus pyroklastischen Strömen bildete sich ein mehrere hundert Meter mächtiger Ignimbrit, von dem noch heute eine Mächtigkeit von über hundert Metern übrig ist. So zum Beispiel am Großen Ölberg, dem mit 460 m der größten Gipfel des Siebengebirges.

In einer späteren vulkanischen Phase drang in die Ignimbritablagerungen weiteres Magma ein und erkaltete. Durch die Hebung des Rheinischen Schiefergebirges vor etwa 2,5 Millionen Jahren schnitt sich der Rhein in die Gesteine ein und trug den leichter verwitterbaren Ignimbrit ab. Folglich bilden heute Quellkuppen die Morphologie, so zum Beispiel am markanten Drachenfels. Heute gibt es in der Region etwa 40 fossile Vulkanzentren. Das am häufigsten vorkommende Gestein, der als „Trachyttuff“ bezeichnete Ignimbrit, wurde im 13. Jahrhundert zum Bau des Kölner Doms genutzt. Im Zuge dieser vulkanischen Tätigkeiten entstanden auch die Westerwälder Basalthochfläche mit der 657 Meter hohen Fuchskaute und die Basaltsäulen und Basaltkuppen des Hummelsbergs.
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Nördlich des Mains gabelt sich die Bruchstruktur des Oberrheingrabens an der Rheinischen Naht. Nach Norden, in Richtung Kassel und Göttingen, erstreckt sich die Hessische Senke, in den Nordwesten zieht sich die Niederrheinische Bucht.

Die vulkanischen Aktivitäten des Vogelsbergs im Miozän waren der Höhepunkt des Vulkanismus in Deutschland. Der Vogelsberg ist nach Meinung von Wissenschaftlern als Folge eines großen, tektonisch zerstückelten Senkungsfeldes, der Hessischen Senke, entstanden. In der Zeit von vor 10 und 18 Millionen Jahren traten entlang von Spalten basaltische Laven aus, die so die Senke auffüllten. Daher baut sich der Vogelsberg aus einer Vielzahl von übereinander gestapelten Basaltdecken auf. Der höchste Gipfel ist heute mit 773 Metern der Oberwald. Gleichzeitig blieb ein Teil des Magmas unter der Erdoberfläche stecken und bildete dort im langsamen Abkühlen eine Intrusion. Mit einer Fläche von 2.500 Kubikkilometern und einem maximalen Durchmesser von 60 Kilometern gehört der Vogelsberg heute zu den größten geschlossenen Basaltgebieten Mitteleuropas.

Vom Vogelsberg gehen Zweige mit kleineren vulkanischen Aktivitäten aus. In der Niederhessischen Senke entstanden parallel zum Vogelsberg-Vulkanismus die Basaltkuppen, Kegel und Rücken des Knüllgebirges und des Habichtswalds. Diese Vulkanbauten wurden besonders während der Kaltzeiten stark erodiert. Übrig blieben kleine kegelförmige Einzelvulkane oder als Lavapfropfen erhalten gebliebene Schlotfüllungen in den heutigen Tälern und Talterrassen.
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Im Gebiet der Rhön war die Hauptphase des Vulkanismus bereits zwischen 18-25 Millionen Jahren vor unserer Zeit, an der Grenze Oligozän zu Miozän. Die vulkanischen Aktivitäten dauerten in geringerem Ausmaß bis vor elf Millionen Jahren an. In der Kuppenrhön erheben sich zahlreiche aus vulkanischen Gesteinen aufgebauten Quellkuppen, wie die 839 Meter hohe Milseburg. Dieses Gestein ist recht erosionsresistent. Heute ragen die Förderschlote und Gangfüllungen der Vulkanbauten aus den stärker erodierten Sedimenten der Trias heraus. Auch domartige Intrusionskörper, die durch das langsame Erstarren des von unten in andere Gesteinsschichten eingedrungenen Magmas entstanden sind, wurden mit der Erosion freigelegt. In der Hohen Rhön ist eine fast 300 Meter mächtige Abfolge basaltischer Gesteine erhalten, die teils durch pyroklastische Ströme, teils aber auch effusive vulkanische Aktivitäten entstand. Die Wasserkuppe ist mit 950 Metern die höchste Erhebung der Rhön und des Bundeslandes Hessen. Zurück zum Seitenanfang

Vor 30 Millionen Jahren (Oligozän) erhob sich das aus Kristallingestein aufgebaute Erzgebirge mit gleichzeitigem Absenken des Egerrifts. Im Egerrift kam es entlang von Bruchzonen zu Vulkanismus. Lavaströme ergossen sich und flossen entlang der Flusstäler. Durch die weitere Hebung des Erzgebirges schnitten sich Flüsse tief in die Gesteine ein. Da die Basalte resistenter sind als das darunter liegende Kristallingestein, entwickelten sich die Tafelberge Pöhlberg, Bärenstein und Scheibenberg heraus. Sie bilden so genannte Härtlinge und prägen heute das Terrain.
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Das Vogtland ist das aktivste Erdbebengebiet Mitteleuropas (siehe auch ESKP-Artikel "Schwarmbeben im Vogtland"). Die Marienbader Störungszone südlich des Egergrabens begann vor rund 3-4 Millionen Jahren, sich zu bewegen. Seither erreichte ihr vertikaler Versatz bis heute 400 Meter. Die Bewegungen entlang dieser Störungszone führen zu Spannungen in der Kruste, die in den letzten 100 Jahren durch zahlreiche Erdbeben abgebaut wurden. Jedoch befindet sich hier in 30 Kilometern Tiefe ein Magmenreservoir. Aus ihm steigen Fluide (Gase) auf, die dazu führen, dass die innere Reibung entlang der Bruchzonen herabgesetzt wird. Infolgedessen kommt es nur selten zu größeren ruckartigen Erdbeben. Die Spannungen lösen sich durch viele kleine Erdbeben, so genannte Schwarmbeben. Allerdings gibt es in regelmäßigen Abständen, derzeit etwa alle sechs Jahre, auch stärkere Beben. Auf Grund von Messungen von Heliumisotopenverhältnissen in Thermalquellen in der Region gehen Wissenschaftler davon aus, dass die Magmenkammer noch aktiv ist und es auch in Zukunft zu stärkeren vulkanischen Aktivitäten kommen kann.

Der jüngste Vulkan dieser Region ist der Kammerbühl bei Franzensbad in Tschechien. Dieser war noch bis vor etwa 700.000 Jahren aktiv. Der Kammerbühl entstand erst zum Ende der aktiven Hauptphase der Eger-Region und förderte daher nur wenig vulkanisches Material. Bei strombolianischen Eruptionen entstand durch die Ablagerung von Asche, Schlacke und anderem vulkanischem Lockermaterial ein kleiner Schlackekegel. Später kam es auf Grund des bis dahin größtenteils entgasten Magmas noch zu effusiven vulkanischen Tätigkeiten, die basaltische Lavaströme entstehen ließen.

Die Bruchtektonik des Egergrabens bedingte im Übergang vom Oligozän zum Miozän vor 30 bis 20 Millionen Jahren vulkanische Aktivitäten in der Lausitz. Basaltische Magmen aus etwa 50-80 Kilometern Tiefe drangen auf, und durch Schlackenauswurf und Lavaströme entstanden Basaltdecken. Ein Großteil der Lava blieb dabei im Schlot stecken. Heute sind die einzigen Überbleibsel die Basaltkuppen.
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Im Bereich des Kaiserstuhls nahe Freiburg laufen die Störungszone des Oberrheingrabens und die Bonndorfer Störung zusammen. In Verbindung mit der Druckentlastung im Miozän boten diese Schwächenzonen Wegsamkeiten für Magmenaufstieg. Zwischen 16 und 19 Millionen Jahren vor unserer Zeit entstand hier durch die vulkanischen Aktivitäten ein großer Stratovulkan, der heutige Kaiserstuhl. Damals hatte der Kaiserstuhl die Oberrheinebene wohl um mehr als tausend Meter überragt. Das vulkanische Material, das er produzierte, hatte keine Zusammensetzung wie sie typisch für viele Vulkane Deutschlands war. Es traten auch kalkhaltige, silikatarme Vulkanite aus. Diese sind für Europa einmalig und ähnlich der Natriumkarbonatit-Laven, wie sie heute beim Vulkan Ol Doinyo Lengai in Tansania vorkommen. Diese exotische Magmenzusammensetzung am Kaiserstuhl ist auf eine Magmenkontamination zurückzuführen. Aus sehr großer Tiefe, konkret aus dem hier diapirartigen asthenosphärischen Erdmantel, begannen sehr ursprüngliche Schmelzen aufzusteigen. Diese kamen beim Aufstieg mit dem sich aufwölbenden, chemisch angereicherten flacheren lithosphärischen Mantel in Kontakt, reagierten mit ihm und entwickelten sich so zu Karbonatiten.

Die meisten der heute an der Oberfläche liegenden und Morphologie bildenden Gesteine lagen bei der Entstehung des Kaiserstuhl Vulkans noch in dessen Inneren. Dieses Magma trat damals nicht an die Oberfläche aus, sondern erstarrte langsam unter der Erdoberfläche. Seit 16 Millionen Jahren wirkte die Erosion auf den Vulkan ein. So wurden schrittweise seine Intrusivgesteine freigelegt. Später im Pleistozän wurde das ganze Gebiet mit mächtigen Ablagerungen von Löss überdeckt. Daher sind heute die ursprünglichen Eruptionszentren und Krater nicht mehr zu erkennen. Dieses feine Sediment wurde während der letzten Kaltzeit verweht. Der Kaiserstuhl ist allerdings nur im Westen hauptsächlich durch Effusivgesteine und Überbleibsel von Intrusivgesteinen geprägt. Der Östliche Teil ist aus tertiären Sedimenten aufgebaut. Der Totenkopf ist mit 668 Metern die höchste Erhebung des Kaiserstuhls.
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Etwas später, zwischen 7 und 14 Millionen Jahren vor unserer Zeit bis ins mittlere Miozän hinein, bildeten sich am Hegau nahe des heutigen Bodensees Vulkankegel und Kuppen, die aus Basaltsäulen aufgebaut werden wie zum Beispiel der 848 Meter hohe Hohenheven. In dieser Region sind die teilweise stark erodierten Vulkane immer noch landschaftsprägend. Aus den basaltischen Magmen differenzierten sich später zähflüssigere Schmelzen. Diese stauten sich in den Vulkanbauten, wodurch keulenförmige Gebilde im Inneren des Vulkans entstanden. Diese Vulkanstöcke sind der Erosion gegenüber stabiler als das umliegende Gestein und werden daher herausgewittert. So entstehen Quellkuppen wie zum Beispiel der 844 Meter hohe Hohenstoffeln. Ihre heutige Form erhielten diese Vulkane auch durch die abhobelnde Wirkung der Gletscher, die im Pleistozän in dieses Gebiet ragten. Auch im Urach-Kirchheimer Vulkangebiet in der Schwäbischen Alb sind noch etwa 360 schlotförmige Durchschlagsröhren erhalten.
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