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Rouwen Lehne und Frank Sirocko

Die Eifellandschaft mit ihren Böden und Gesteinsvorkommen ist eng mit Besiedlungsstrukturen verknüpft, denn Böden und Gesteine sind die Grundlagen für Landwirtschaft, Bergbau und Energiegewinnung und bestimmen damit kontinuierlich die Standorte menschlicher Siedlungen – heute und in der Vergangenheit. In diesem Kapitel werden daher die grundlegenden Fakten erläutert, die nötig sind, um die Entstehung der Maare, die Eruptionsmechanismen und die Verteilung der Ausbruchszentren im Kontext der Entstehung des Rheinischen Schiefergebirges zu verstehen (Abb. 1.1 und 1.2). Alle im Text erwähnten geologischen Perioden und ihre typischen Gesteine in der Eifel zeigt der Zeitstrahl in Abbildung 1.3.

Morphologisch gesehen ist die Eifel ein Teil des Rheinischen Schiefergebirges, das sich in Linksrheinisches Schiefergebirge und Rechtsrheinisches Schiefergebirge untergliedert (Abb. 1.1). Im Westen setzt sich das Rheinische Schiefergebirge in den Höhenzügen der Ardennen fort. Die im Linksrheinischen Schiefergebirge gelegene Eifel bezeichnet das Gebiet, das von der Mosel, dem Rhein, der niederrheinischen Ebene und der luxemburgisch-belgischen Landesgrenze umschlossen wird. Südlich der Mosel schließt sich der Hunsrück an. Da hier nur ein Überblick über die Erdgeschichte dieser Region gegeben wird, sei für genauere Ausführungen auf die Literatur verwiesen (WALTER 1992, MEYER 1986, LANDESAMT FÜR GEOLOGIE UND BERGBAU RHEINLAND-PFALZ 2005).

1.1 Geländemodell des Rheinischen Schiefergebirges (Daten nach JARVIS et al. 2006).

Die ältesten bekannten Gesteine des Rheinischen Schiefergebirges stammen aus dem Kambrium (545–495 Mio. Jahre vor heute; Abb. 1.2 und 1.3), als der Norden Europas von einem flachen Meer bedeckt war. In diesem Meeresbecken lagerten sich küstennah vor allem Sande und im Beckeninneren vor allem Tone ab, die sich nachfolgend zu Sandsteinen und Tonschiefern umbildeten.

Das Devon (417–358 Mio. Jahre vor heute) war für die geologische Entwicklung des Rheinischen Schiefergebirges und somit der Eifel von entscheidender Bedeutung. In dieser Zeit entstand der überwiegende Teil der heute an der Erdoberfläche anstehenden Gesteine in einem damals marinen Meeresbecken mit feinkörnigen Ablagerungen im Zentrum und quarzreichen Küstensanden am Rand. Die grobkörnigen Küstensande verfestigten sich zu Quarziten und Sandsteinen, die feinkörnigen Beckensedimente zu Silt- und Tonsteinen, die später zu Schiefern umgewandelt wurden. Diese Schiefer und Siltsteine sind die an der Erdoberfläche am häufigsten anstehenden Gesteine in der Eifel.

Im Devon traten bereits die bis heute dominanten tektonischen Störungsmuster auf, die sich in NESW-orientierten Verwerfungen sowie Mulden- und Sattelstrukturen mit gleicher Orientierung zeigen (Abb. 1.2). Eine tektonische Besonderheit stellt die Eifeler Nord-Süd-Zone dar. Innerhalb dieser Zone gibt es viele Mulden, in denen devonisches Kalkgestein aus küstennahen Riffen erhalten geblieben ist. Diese Kalke bilden den Grundstoff für die Zementherstellung und sind zum Beispiel bei Gerolstein zu finden, wo diese Gesteine in dem tief eingeschnittenen Kylltal an den Talhängen anstehen. Die Gesamtmächtigkeit der verschiedenen devonischen Sedimente kann bis zu 3000 m betragen, verursacht durch die lang andauernde Absenkung des Meeresbeckens zu dieser Zeit.

Gesteine des darauf folgenden Karbons (358–296 Mio. Jahre vor heute) treten entlang des nördlichen Randes des Rechtsrheinischen Schiefergebirges auf, insbesondere entlang des Flusses Ruhr. In das Karbon fällt auch die erste Hebung und Verfaltung der devonischen Schiefer, da während der sogenannten Variszischen Gebirgsbildung vor etwa 300 Mio. Jahren (Abb. 1.3) ein Gebirgszug aufgefaltet wurde, der in den folgenden Jahrmillionen dann größtenteils wieder abgetragen wurde. Die Reste des Gebirgszuges bilden Kern und Sockel für alle heute in Deutschland existierenden Mittelgebirge. Während der Variszischen Gebirgsbildung drangen über Störungszonen heiße Lösungen mit stark angereicherten gelösten Stoffen aus der Tiefe in das Gebirge und imprägnierten das Umgebungsgestein. Aus diesen Lösungen sind Blei, Zink- und Eisenminerale ausgefallen, was zur Bildung von Erzadern führte. Diese Erzanreicherungen, die sich insbesondere entlang von Störungen bildeten, sind der Rohstoff für die Verhüttung von Blei, Zink und Eisen seit Beginn der Eisenzeit vor fast 3000 Jahren.

1.2 Ausschnitt aus der Geologischen Karte von Deutschland im Maßstab 1:1.000.000 (GÜK 1000, BGR).

Nach der Variszischen Gebirgsbildung kamen im Perm (296–251 Mio. Jahre vor heute) Sandsteine und Tone unter terrestrischen semiariden Klimabedingungen zur Ablagerung, gekennzeichnet durch eine typische rote Färbung, die diesen Sedimenten aus dem Unteren Perm den Namen „Rotliegend“ gegeben hat. Rotliegend-Sedimente sind heute im Saar-Nahe-Becken, das sich südlich des Rheinischen Schiefergebirges erstreckt, anstehend.

In der nachfolgenden Trias (251–200 Mio. Jahre vor heute) lagerten sich im Eifelgebiet Buntsandstein und Muschelkalk ab. Der Buntsandstein ist vom Aussehen und der Entstehung ähnlich den Rotliegend-Sandsteinen, der Muschelkalk repräsentiert dagegen ein marines Flachmeer mit biogenen Kalkablagerungen. Diese Ablagerungen, die in der Folge zu Kalkstein verfestigt wurden, haben früher mit hoher Wahrscheinlichkeit die gesamte Eifel bedeckt, sind aber mit der Hebung der Eifel im Tertiär erodiert worden, sodass sich die Gesteine des Muschelkalks heute nur noch in den tektonischen Mulden der Eifeler Nord-Süd-Zone finden (Abb. 1.2).

1.3 Zeittafel mit Gesteinen in der Eifel (nach LANDESAMT FÜR GEOLOGIE UND BERGBAU RHEINLAND-PFALZ 2005).

1.4 Geländemodell des Rheinischen Schiefergebirges mit Hebungsbeträgen der letzten 800.000 Jahre (MEYER & STETS 2007) und Eruptionszentren (Maarseen, Trockenmaare und Schlackenkegel; BÜCHEL 1984).

1.5 Modell der geophysikalischen Grundlagen von Vulkaneruptionen in der Eifel. a) unter heutigen Bedingungen; b) unter eiszeitlichen Bedingungen, das heißt mit Inlandgletschern auf Skandinavien und Nordamerika bei gleichzeitig abgesenktem Meeresspiegel.

Das Gebiet des Linksrheinischen Schiefergebirges war während des Juras (200–142 Mio. Jahre vor heute) und der Kreidezeit (142–65 Mio. Jahre vor heute) größtenteils Festland, sodass es dort zu keinen Ablagerungen kam oder die Ablagerungen bei der nachfolgenden Hebung im Tertiär größtenteils wieder abgetragen worden sind. Während des Tertiärs (65–2,6 Mio. Jahre vor heute) und des Quartärs (vor 2,6 Mio. Jahre bis heute) entstand das heutige Landschaftsbild des Rheinischen Schiefergebirges. Mit der einsetzenden Hebung vor etwa 45 Mio. Jahren begann sich das Gewässernetz in das Gestein einzuschneiden. Beschleunigt wurde dieser Prozess durch das gleichzeitige Absinken der Niederrheinischen Bucht und den Einbruch des Neuwieder Beckens. Die so entstandenen Mäanderschleifen von Rhein und Mosel sind damit das Ergebnis eines Wechselspieles zwischen Aufstieg des Gebirges und Einschneiden der Flüsse.

Der Hebungsprozess verlief im Tertiär deutlich langsamer als im nachfolgenden Quartär, das in der Eifel durch regionale Hebungen von bis zu 300 m in den letzten 800.000 Jahren gekennzeichnet ist (Abb. 1.4). Ursache für diese ausgeprägte Hebung war eine Erwärmung der Erdkruste durch eine unter der Eifel befindliche heiße Aufwölbung des Erdmantels (RITTER & CHRISTENSEN 2007), das heißt eine Aufwölbung der 1200- °C-Isotherme in etwa 80 km Tiefe (Abb. 1.5). Die damit verbundenen thermischen Ausdehnungen hoben auch die Erdoberfläche und öffneten dabei Störungen, die bereits während der Variszischen Gebirgsbildung angelegt waren.

Neben der oben beschriebenen Hebung verursachte die Anomalie im Erdmantel einen seit dem Tertiär aktiven Vulkanismus, der viele noch heute landschaftsprägende Schlackenkegel bildete, insbesondere in der Region um Kehlberg. Erst viel später, im Quartär, kam es ab 600.000 Jahren vor heute erneut zu Vulkaneruptionen, die die meisten Schlackenkegel der West- und Osteifel formten (BÜCHEL & LORENZ 1982, SCHMINCKE 2007). West- und Osteifelvulkanismus lassen sich geochemisch gut voneinander unterscheiden (Abb. 1.5). So herrschte in der Westeifel basaltischer Vulkanismus vor, das heißt, die Magmen wurden direkt aus dem Mantel gefördert, während die Osteifel von sogenannten phonolithischen Eruptionen geprägt wurde. Phonolithe sind differenzierte Magmen, die in der Erdkruste lange Zeit in Magmenkammern eingeschlossen waren, wo sich in einem langsam abkühlenden Magma dunkle SiO₂-arme Minerale bildeten und CO₂ sich in der Restschmelze anreicherte. Insbesondere das CO₂ baut einen großen Druck im oberen Teil der Magmenkammer auf. Vulkaneruptionen aus solchen gasreichen, hoch differenzierten Magmen haben starke Explosionskraft und schleudern ihren Auswurf weit bis in die untere Stratosphäre (SCHMINCKE 2007). Das daraus entstehende Gestein hat viele Gashohlräume (Bims) und hohe Gehalte an Si, Ca, Na und K, das heißt eine phonolithische Zusammensetzung. Anhaltender CO₂-Austritt im Bereich des Laacher-See-Vulkans nährt die Vermutung, dass der Vulkanismus in der Eifel bis heute nicht völlig erloschen ist (BÜCHEL & LORENZ 1982, ROTHE 2005, SCHMINCKE 2007). Die Ursachen der Mantelaufwölbung werden nach wie vor intensiv untersucht. Eine der interessantesten Fragen ist, wie sehr der sich über Eiszeitzyklen ändernde Auflastdruck des Weltozeans und der kontinentalen Eisschicht auf den plastischen Erdmantel einwirken kann.

Der Magmenaufstieg und die Geochemie des Magmas lassen allerdings noch offen, ob sich ein Vulkan oder ein Maar entwickelt. Für die Maarentstehung gibt es eine zweite, wichtige Voraussetzung: Wasser in den obersten Gesteinsschichten. Eine Maareruption beginnt mit dem Zusammenstoß des aufsteigenden Magmas mit wasserführenden Gesteinsschichten (Abb. 1.6). Das Wasser im Porenraum der Sedimentgesteine oder in den Klüften wird schlagartig vom flüssigen in den gasförmigen Zustand versetzt. Der dabei entstehende Druck sprengt das darüberliegende Gestein weg und das Magma schießt weiter empor, erreicht aber nicht die Erdoberfläche, sondern bleibt im Aussprengungskessel, wo es sich mit nachrutschendem Gesteinsmaterial vermischt. Diese Mischung von Nebengestein und Magma dichtet den Kessel ab, bis sich genügend neuer Druck aufbaut, sodass wieder Material ausgeworfen werden kann. So brodelt das Gestein-Magma-Gemisch wochenlang vor sich hin, während sich der Kessel immer weiter vergrößert und in die Tiefe entwickelt. Diese Eruptionsform wird von Vulkanologen als „phreatomagmatisch“ bezeichnet und hinterlässt typische Strukturen: die Maare.

1.6 Schematische Darstellung der phreatomagmatischen Maarexplosion.