Känozoischer Vulkanismus
Die Ausläufer des Europäischen Känozoischen Vulkangürtels in Sachsen
Seit Menschengedenken hat in unserem Freistaat kein Vulkanausbruch stattgefunden. Dennoch stufen Geologen Sachsen, insbesondere das Vogtland, als vulkanisch aktiv ein, denn Zeugnisse von jungem Vulkanismus sind weit verbreitet. Sie bilden als Härtlingsberge weit sichtbare Landschaftsmarken, wie die Augustusburg oder die Burg Stolpen. Sie können aber auch unter jüngeren Sedimenten verdeckt sein, wie das Baruther Maar, welches lediglich durch eine geophysikalische Anomalie auffiel. Die Schwarmbeben im Vogtland, Gasaustritte in Mofetten sowie Mineralquellen werden als Anzeichen anhaltender vulkanischer Aktivität interpretiert.
Einen Überblick über Deutschlands Vulkane kann man von Hofbauer (2016) erhalten. Detaillierte Abhandlung über Vulkane der Lausitz haben Büchner et al. (2015) sowie Goth und Suhr (2007) verfasst.
Vulkanbauten
Vulkanische Eruptionen können sehr vielfältige Vulkanstrukturen erzeugen. In Sachsen sind aus dem Känozoikum überwiegend kleine Vulkanstrukturen erhalten: Schlackenkegel, Lavadome, Lavaseen, Lavaflüsse, Maare und Diatreme. Solche Vulkane deuten darauf hin, dass ein Eruptionszentrum nicht lange aktiv war, sodass sich keine großen Schichtvulkane wie der Fujijama oder der Vesuv bilden konnten.
Die verschiedenen Vulkanstrukturen können sich in einem Eruptionszentrum gebildet haben, und verschiedene Erosionsniveaus eines Vulkans darstellen oder sich durch zeitliche Änderungen im Charakter des Magmatismus bilden.
Beim Aufstieg an die Erdoberfläche wird das Magma druckentlastet und entgast. Die Stärke der Entgasung steuert, ob das Magma beim Auswurf fragmentiert wird und pyroklasitsches Material wie Lapilli und Bomben bildet oder ob es unfragmentiert aufsteigen und als Lava ausfließen kann.
Neben der Art der vulkanischen Förderprodukte ist auch die Säulenbildung ein wichtiges Merkmal zur Charakterisierung vulkanischer Gesteine. Bei der Abkühlung des Magmas an der Erdoberfläche schrumpft dieses, sodass sich senkrecht zur Oberfläche des Magmenkörpers Säulen bilden. In Schloten und Gängen mit vertikalen Wänden liegen die Säulen horizontal, in Lavaflüssen stehen sie senkrecht und in Lavaseen oder –domen fächerförmig. Findet man vulkanische Gesteine von Paläovulkanen, kann man deshalb die Anordnung der Säulen verwenden, um Rückschlüsse auf die Vulkanstruktur zu ziehen.
Maarstrukturen wurden u.a. bei Hammerunterwiesenthal, Stolpen, Börnersdorf und Baruth nachgewiesen.
Maare entstehen durch die am stärksten ausgeprägten explosiven Eruptionen. Lorenz (1973) hat ein Konzept für die Bildung von Maaren entwickelt, welches die Interaktion von Grundwasser und Magma berücksichtigt. Kommt das Magma bei seinem Aufstieg mit Grundwasser in Kontakt, kommt es zu Wasserdampfexplosionen, die auch als phreatomagmatische Explosionen bezeichnet werden und in bis zu 500 Metern Tiefe stattfinden. Dabei entstehen Explosionstrichter mit steil einfallenden Flanken, die Durchmesser bis 2000 Metern an der Erdoberfläche erreichen können. Die später hinterlassenen Mulden vulkanischen Ursprungs werden als Maare bezeichnet. In den Maaren der Eifel konnte nachgewiesen werden, dass für deren Entstehung keine großen Porengrundwasserleiter nötig sind, sondern dass Kluftgrundwasser ausreicht, um solche Explosionen auszulösen (Hofbauer 2016). Somit ist die Entstehung von Maaren im kristallinen Grundgebirge von Sachsen erklärbar. Die unterirdische Explosion führt zur Fragmentierung von Magma und Umgebungsgestein in Lapilli, Bomben und Brekzien.
In einer ringförmigen Eruptionswolke, dem base surge, wird das Material seitlich transportiert und in einem Tephrawall um den Maarkrater abgelagert. Im Maarkrater selbst kann sich durch nachfließendes Magma ein Lavasee bilden. Endet die Eruption nach der Explosion, kann im Maarkrater auch ein See entstehen, in dem sich Sedimente akkumulieren.
Das Maar von Börnersdorf
Das Maar von Börnersdorf liegt verborgen unter einer dünnen Bedeckung von känozoischen Sedimenten.
Bohrkerne der Bhrg. 6s/2021. Zu sehen sind Sedimente, die in den Maarkrater geschüttet wurden, mit Klasten aus dem Umgebungsgestein, durch das der Vulkan durchgeschlagen ist .
Schlackenfragmente, erkennbar an den Blasen im Gestein der Bhrg 6s/2021 aus 21,3 Metern Tiefe. Die lange Bildkante entspricht 19 Millimetern.
Bei gravimetrischen Untersuchungen tritt es deutlich als Anomalie hervor (Kartenansicht, im Zentrum des Bildes).
Die Ergebnisse seismischer Untersuchungen zeigen im Vertikalschnitt durch die Struktur Börnersdorf deutlich die Schüsselform des Maars.
3D-Modell des Maarkraters (gelbgrün) mit angrenzenden Störungszonen (orange und rot) sowie der Geländeoberfläche (blassgelb).
Basaltische Schlacke mit Gasblasen (GB) sowie kugeligen Ausfüllungen der Gasblasen durch Sekundärminerale (SM).
Einschlüsse von Basaltschlacken im Basalt von Stolpen.
Rötlichbrauner Tuff mit dunklem Basaltschlackeneinschluss aus dem Rest eines Basaltschlackenwalls in Stolpen
Schlackenkegel entstehen häufig in Kombination mit Maaren, so z.B. in Stolpen, an der Landeskrone sowie Schaf- und Eisenberg bei Baruth. Auch der Komorní hůrka (Kammerbühl) und der Železná hůrka (Eisenbühl) in der Tschechischen Republik gehören zu dieser Art Vulkanstruktur.
Schlackenkegel bilden sich bei mittelstarker Fragmentierung des Magmas, wofür keine Interaktion mit Grundwasser nötig ist, sondern die Entgasung des Magmas durch Druckentlastung beim Aufstieg ausreicht. Auch aus dem Schlackenkegel werden Lapilli, Bomben und Schlacken ausgeworfen. Nebengesteinstrümmer sind aufgrund der geringeren Explosivität seltener. Das Auswurfmaterial wird um den Krater zu einem Kegel aufgeschüttet. Der obere Bereich des Schlotes ist häufig aus verschweißter Schlacke aufgebaut, welche eine feste Kraterwand bildet.
Ein berühmtes Beispiel für einen Lavadom in Sachsen der Hirtstein. In der als Palmwedel bezeichneten Struktur fallen die Säulen senkrecht zur kuppelförmigen Oberfläche des Vulkanitkörpers ein.
Lavadome entstehen, wenn Magma unfragmentiert nach oben dringt und sich über dem Förderschlot in Kuppeln ansammelt. Deshalb ist eine fächerförmige Stellung der Säulen für Lavadome typisch. Diese Art der Vulkanstruktur kann sich besonders gut bilden, wenn die Lava zähflüssig ist.
Ist die Lava dünnflüssig und volumenreich genug, kann sie vom Schlot viele Kilometer weit wegfließen. Für Lavaflüsse sind steilstehende Säulen typisch, da ihre Oberfläche meist parallel zur Erdoberfläche liegt. In flacher Landschaft können Lavaflüsse regelrechte Decken bilden, wie sie in der Gegend um Zittau erhalten sind. In gebirgiger Landschaft folgen sie häufig den Tälern und werden von Flusssedimenten unterlagert, was ihre Ablagerung in einem Flusstal belegt. Einige der heute sichtbaren Härtlingsberge in Sachsen sind auf Lavaflüsse zurückzuführen, z.B. der Scheibenberg und der Pöhlberg. Dieses Phänomen wird durch Reliefumkehr erklärt: Die harten vulkanischen Gesteine wurden weniger erodiert als die umgebenden Gesteine, sodass aus Talfüllungen Berge entstanden.
Unterhalb eines Maars oder Schlackenkegels befindet sich das Diatrem bzw. die Durchschlagsröhre. Diese Struktur umfasst den ausgesprengten Schlot, der mit pyroklastischem Material sowie Trümmern des Nebengesteins verfüllt ist. Diatreme kommen dann zum Vorschein, wenn die darüberliegenden Teile der Vulkanstruktur erodiert werden. Wird die Diatrembrekzie durch nachfließendes Magma zementiert, kann sie so aushärten, dass sie aus dem Umgebungsgestein herausragt.
Ein Diatrem ist in Sachsen bei Ebersbrunn geophysikalisch nachgewiesen und erbohrt worden. Auch in Baruth wurde unter den Maarsedimenten eine Diatrembrekzie erbohrt.
In einem Vulkanschlot oder einer Förderspalte liegen die Basaltsäulen horizontal, wie hier im Steinbruch auf dem Ascherhübel im Tharandter Wald.
Weitet sich der Vulkanschlot trichterförmig, biegen die Säulen nach unten um. Auch das ist im Steinbruch am Ascherhübel zu beobachten.
Die vulkanischen Gesteine in einem Schlot enthalten häufig Bruchstücke des Umgebungsgesteins. Hier sind helle, eckige Einsprenglinge des quarzarmen Rhyoliths zu sehen, eines Gesteins, welches unterhalb des Ascherhübels im Tharandter Wald anzutreffen ist und welches der Vulkanit bei seinem Aufstieg durchdringen musste.
Ehemalige Vulkanschlote sind am Ascherhübel und am Wilisch aufgeschlossen, ein Fördergang am Zeughaus in der Sächsischen Schweiz.
Vulkanschlote und Förderspalten sind verfüllte Aufstiegswege des Magmas zur Erdoberfläche. Da sie normalerweise steil zur Erdoberfläche stehen, ist ihre Füllung durch horizontale Säulen charakterisiert, die sich senkrecht zur Wandung des Förderkanals ausbilden. Außerdem können Vulkanschlote und Förderspalten mit Brekzien aus fragmentiertem Magma sowie zerbrochenem Umgebungsgestein bestehen.
Austrittspunkte von Kohlendioxid, Methan und Schwefelwasserstoff und anderen Gasen bei Temperaturen von < 100°C werden als Mofetten bezeichnet. In Spuren enthalten sie auch Edelgase, z.B. Helium.
Trockene Gasaustritte sind nur schwer zu lokalisieren, z.B. durch einen spärlichen Bewuchs an der Austrittsstelle. Treten die Gase in einem Gewässer aus, kann man Blasenbildung beobachten. In Feuchtgebieten können sie als Schlammblasen sichtbar werden.
Chemische und isotopengeochemische Analysen der Gase können Hinweise auf deren Herkunft geben.
Auch im Vogtland ist es möglicherweise gelungen, am Pflanzenbewuchs Mofetten nachzuweisen. Ob es sich tatsächlich um Gasaustritte handelt, wird im Frühjahr 2023 von Wissenschaftlern untersucht.
Vulkanische Gesteine
Nephelinitschliere (Zentrum und rechts) in Basanit (links, besonders oben und unten) im Dünnschliff bei Hellfeldmikroskopie aufgenommen. Der Kontakt zwischen beiden Gesteinen wird durch opake (schwarze) Minerale nachgezeichnet.
Nephelinitschliere (Zentrum und rechts) in Basanit (links, besonders oben und unten) im Dünnschliff bei Dunkelfeldmikroskopie aufgenommen. Die opaken Minerale der Kontaktzone erscheinen hier rötlich. Die Lage der beiden folgenden Bildausschnitte ist durch Rahmen markiert.
Basanit im Dünnschliff in einer Dunkelfeldaufnahme: Plagioklas tritt in Leisten auf (PL), Olivin in breiten Kristallen.
Nephelinit im Dünnschliff in einer Dunkelfeldaufnahme: Das Mineral Nephelin (NE) vertritt hier den Feldspat Plagioklas, Pyroxen kommt in prismatischen Kristallen vor.
Landläufig werden dunkle kompakte Vulkanite als Basalte bezeichnet. Petrologen untergliedern diese Gesteine jedoch nach ihrem Mineralbestand und Chemismus. Da der Mineralbestand in feinkörnigen Gesteinen häufig nicht zu erkennen ist, kommt der geochemischen Charakterisierung der Gesteine eine besondere Bedeutung zu, zumal sich aus den Gehalten an Haupt- und Spurenelementen Informationen zur Entstehung eines Vulkanits gewinnen lassen.
Die känozoischen vulkanischen Gesteine in Sachsen weisen SiO2-Gehalte von 30-62 % auf, die meisten Gesteine zwischen 35-45 %. Damit gelten diese Gesteine als SiO2-untersättigt. Aus SiO2-untersättigten Schmelzen können keine oder nur wenige Feldspäte kristallisieren. Stattdessen bilden sich Feldspatvertreter (Foide) wie Nephelin oder Leucit.
Weiterhin sind die Vulkanite durch hohe Gehalte an Alkali-Ionen gekennzeichnet. Die Gehalte von Na2O+K2O können bis zu 15 % erreichen, was einem sehr kalireichen Gestein entspricht. Im TAS-Diagramm (total alkali versus silica, Le Bas 1986) kann eine Klassifizierung der Gesteinsart nach den Silizium- und Alkali-Gehalten erfolgen.
Foidite sind die basischsten Gesteine. Sie weisen SiO2-Gehalte von maximal 40 % und variable Alkali-Gehalte auf. Sie werden zu mehr als 60 % von verschiedenen Feldspatvertretern (Foiden) wie Nephelin und Leuzit gebildet. Nephelinite sind die häufigsten sächsischen Foidite. Sie bestehen überwiegend aus dem Feldspatverteter Nephelin sowie Klinopyroxen und untergeordnet Olivin. Sie weisen Alkali-Gehalte von 3-6 % auf. Sie kommen z.B. am Wilisch, Ascherhübel und Landberg vor. Andere Gesteine der Foidit-Gruppe können z.B. am Großen Winterberg und Zeughausgang sowie am Luchberg angetroffen werden.
Basanite und Tephrite sind SiO2-reicher (40-50% SiO2) und haben ähnliche Alkali-Gehalte wie die Nephelinite (3-6 %). Daraus ergibt sich, dass sich statt Feldspatvertretern bereits Plagioklas bilden kann. Nephelin kommt ebenfalls noch vor, außerdem Klinopyroxen und Glimmer. Beide Gesteine unterscheiden sich im Olivin-Gehalt, der bei Basanit immer über 10 % liegt, bei Tephrit immer darunter.
Basanite kommen z.B. in Stolpen, am Bubenik und Rotstein vor. Tephrite findet z.B. am Cottaer Spitzberg, am Löbauer Berg und an der Lausche.
Phonolithe sind sehr alkalireich (K2O+Na2O: 11-15%) und haben SiO2-Gehalte von ca. 60%. Sie bestehen überwiegend aus Alkalifeldspäten und Feldspatvertrtetern. Plagioklas macht maximal 10% des vorhandenen Feldspats aus. Neben Klinopyroxen tritt auch Amphibol auf. Phonolithe findet man an den Gängen bei Neudorf nördlich von Oberwiesenthal, an der Lausche und am Oderwitzer Spitzberg.
Trachyte sind die SiO2-reichste Gruppe der känozoischen Vulkanite. Sie bestehen vorwiegend aus Alkalifeldspat und Plagioklas, wobei Alkalifeldspat überwiegt. Untergeordnet können Feldspatverteter oder Quarz vorkommen sowie Klinopyroxen, Amphibolit und Biotit. Trachyte kommen am Buchberg bei Jonsdorf und am Hochwald vor.
Alter, tektonisches Setting und Magmenquelle der Vulkanite
Radiometrische Altersdaten wurden an zahlreichen vulkanischen Förderprodukten ermittelt. Innerhalb der sächsischen Vulkanite ist keine räumlich-zeitliche Zonierung erkennbar.
Der Vulkanismus in Sachsen und Nordböhmen begann in der Oberkreide, z.B. im Maar von Börnersdorf im Coniac (vor 90-86 Millionen Jahren, Horna et al. 2015) und am großen Winterberg vor 71 Millionen Jahren (Pfeiffer und Suhr 2008). Er erreichte seinen Höhepunkt vor 40-8 Millionen Jahren. Nach einer Pause, setzte er vor 0,7 Millionen Jahren wieder ein. Die jüngsten Vulkanausbrüche fanden vor ca. 500 000 Jahren am Železná hůrka (Eisenbühl) sowie vor 288 000 Jahren im Maar von Mytina an der Bayerisch-Tschechischen Grenze statt (Mrlina et al. 2007). Austritte von Mantelgas in Mofetten zeigen, dass die Region im Vogtland und Nordböhmen immer noch vulkanisch aktiv ist.
Unsere känozoischen Vulkane gehören zu einem Vulkangürtel, der sich von Polen über Tschechien, Deutschland und Frankreich bis Spanien erstreckt. Er wird in der Fachliteratur als Europäische känozoische Vulkanprovinz bezeichnet (Meyer und Foulger 2007). Die Vulkane in Sachsen bilden dabei die Fortsetzung des Eger-Grabens (Ostlausitz) sowie dessen seitlichen Ausläufer, in welchem die Vulkankomplexe des Böhmischen Mittelgebirges (České středohoří) und des Duppauer Gebirges (Doupovské hory) zu finden sind.
Der Vulkangürtel der Europäischen känozoischen Vulkanprovinz erstreckt sich parallel zur alpidisch-pyrenäischen Deformationsfront und ist auch zeitlich mit der Bildung der Alpen assoziiert. Dies deutet darauf hin, dass vom Alpenraum ausgehende Spannungen den Vulkanismus verursacht oder begünstigt haben. Dass die alpidische Gebirgsbildung auch tektonische Spannungen im Alpenvorland erzeugt, zeigt eindrücklich die Anlage von Grabenbrüchen wie des Bresse-, Oberrhein- und Eger-Grabens sowie der Niederrheinischen Bucht., die zum Europäischen känozoischen Riftsystem gezählt werden (Prodehl und Haak 1995). Häufig ist der Vulkanismus mit diesen Grabenbrüchen vergesellschaftet, z.B. im Eger- und Oberrhein-Graben sowie der Hessischen Senke.
Der Chemismus der Vulkanite ist SiO2-arm und alkalireich. Magmen solcher Zusammensetzung können aus Gesteinen des Erdmantels entstehen, wenn dieser nur wenig partiell aufschmilzt. Wilson und Downes (2006) haben die Magmenquelle aus geochemischen Daten modelliert. Sie sind zu dem Ergebnis gekommen, dass diese aus Mantelmaterial besteht, welches aus ca. 400 Kilometern Tiefe bis zur Basis der Lithosphäre aufstieg. Dort wurde es durch die mit dem Aufstieg verbundene Druckentlastung mit einem Aufschmelzgrad von 0,5-5% partiell geschmolzen. Die Variabilität im Chemismus der Vulkanite (Foidit bis Trachyt) kann durch unterschiedliche Aufschmelzgrade, durch die Assimilation von Rahmengestein sowie durch Differentiation der Schmelze bei der Kristallisation erklärt werden (z.B. Büchner et al. 2015).
Die drei Phasen der vulkanischen Aktivität
Ulrych et al. (1999) untergliedern den känozoischen Vulkanismus in drei Phasen, welche mit den tektonischen Aktivitäten am Eger-Graben assoziiert werden.
Der Prä-Rift-Vulkanismus fand vor der Bildung des Eger-Grabens statt vor ca. 80-50 Millionen Jahren. Er förderte ultramafische Magmen, aus denen sich Foidite bildeten. Die Zeugnisse dieser vulkanischen Phase, das Maar von Börnersdorf, der Große Winterberg und der Zeughausgang, sind mit der Elbe-Zone assoziiert.
Phase 2 ist mit der Bildung des Eger-Grabens assoziiert. Sie fand vor 43 bis 8 Millionen Jahren statt. Die vulkanische Aktivität reichte über die Grabenschultern hinaus bis ins Vogtland, Erzgebirge und die Westlausitz. Als vulkanische Förderprodukte bildeten sich Nephelinite, Basanite und Tephrite sowie Phonolithe und Trachyte.
Diese Phase begann vor ca. 700 000 Jahren und hält bis heute an. Aktive Vulkane dieser Phase liegen in Westböhmen und sind an die Tachov-, Plesna- und Marianske-Lazne-Störung gebunden. Der jüngste Vulkanausbruch fand vor ca. 300 000 Jahren am Mytina Maar statt.
Welche vulkanischen Aktivvitäten gibt es heute?
Heute kann man in Westböhmen und im Vogtland Mofetten finden, aus denen überwiegend CO2 entweicht. Bei der geochemischen Analyse der emittierten Gase konnten Komponenten aus dem Erdmantel identifiziert werden, insbesondere typische Helium-Isotopen-Verhältnisse (Weinlich et al. 1999). Die Zusammensetzung dieser Gase zeigt an, dass sie sich in großen Tiefen bilden und von dort aufsteigen. Die Mobilität der Gase und Fluide führt außerhalb der bekannten Mofetten zu Spannungen und einer Reduktion der Festigkeit in der Erdkruste, wodurch Erdbeben entstehen.
Charakteristisch für diese Region sind Erdbebenschwärme. Das sind Serien von zahlreichen Erdbeben niedriger Magnitude, die innerhalb kurzer Zeitintervalle auftreten. Die Hypozentren der Erdbebenschwärme werden als Hinweise auf Fluid- und Gaswegsamkeiten im Untergrund interpretiert.
Tiefenseismische Untersuchungen (Geissler et al. 2005) konnten zeigen, dass unter dem westlichen Eger-Graben die Krusten-Mantelgrenze bei einer Tiefe von 27 Kilometern liegt, im weiteren Umfeld jedoch in einer Tiefe von 31 Kilometern. Die Lithosphärenbasis befindet sich nach Geissler et al. (2010) in ca. 80 Kilometern Tiefe, während sie in der Umgebung in ca. 100 Kilometern Tiefe erreicht wird. Interessanterweise befindet sich die ausgedünnte Lithosphäre nicht unter den Vulkanbauten des Komorní hůrka, Železná hůrka und Mytina Maars sondern im Nordosten davon unter den Mofettenfeldern in der Umgebung der Marianske-Lazne-Störung.
Aktuelle Forschungen (Hrubcova et al. 2017) gehen deshalb davon aus, dass die Mofetten Gebiete mit künftiger vulkanischer Aktivität anzeigen. Die staatlichen geologischen Dienste von Bayern und Sachsen sowie das Geoforschungszentzrum Potsdam beobachten die Gasaustitte und Schwarmbeben im Rahmen eines Monitoringprogramms, um die Anzeichen eines künftigen Vulkanausbruchs rechtzeitig zu erkennen und die betroffenen Bevölkerung zu schützen.
Känozoische Vulkanite erleben
Quellenangaben
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