Hocheifel-Vulkanfeld

Das Hocheifel-Vulkanfeld, zur Unterscheidung von den quartären Vulkanfeldern der Westeifel (Westeifel-Vulkanfeld) und der Osteifel (Osteifel-Vulkanfeld) auch tertiäres Hocheifel-Vulkanfeld genannt, ist ein ehemaliges, heute erloschenes Vulkanfeld im Naturraum der Hocheifel. In der Lage überlappt es mit dem Westeifel-Vulkanfeld, die vulkanischen Episoden liegen aber viele Millionen Jahre getrennt. Das Vulkanfeld umfasst etwa 400 einzelne Eruptionspunkte, meist tief erodierte Vulkanruinen, Schlotbereiche ehemaliger, heute völlig verschwundener Schlackenkegel, oder Diatreme ehemaliger Maare.^[1] Im Randbereich des Vulkanfelds sind aber einzelne Maare wie das Eckfelder Maar bis heute erhalten geblieben. Lavaströme oder Tuffdecken sind, anders als in den quartären Vulkanfeldern der Eifel, nicht vorhanden. Einige Vorkommen sind wohl auch freierodierte ehemalige Intrusiva, bei denen das Magma nicht die damalige Landoberfläche erreichte.

Das Vulkanfeld erstreckt sich im Kern über etwa 1200 Quadratkilometer, etwa 40 Kilometer in Nord-Süd-Erstreckung und etwa 30 Kilometer von Osten nach Westen.^[2] Hinzu kommen einige weit verstreute, abseits gelegene Einzelschlote, die wegen übereinstimmender Zusammensetzung des Gesteins und Altersstellung hinzugerechnet werden. Die Abgrenzung zu den östlich des Rheins anschließenden Vulkanfeldern des Siebengebirges und des Westerwalds ist im Detail bei einigen abseits gelegenen Schloten manchmal unklar. Da im Westen keine Vulkanfelder mehr anschließen, ist hier die Grenzziehung leichter. Im Norden gehören die Basaltschlote im mittleren Ahrtal um Bad Neuenahr dazu. Die dichteste Ansammlung von Eruptionspunkten liegt in einem kleinen Gebiet östlich von Kelberg. Hier wird mit dem „Kelberger Hoch“ eine ehemalige Magmenkammer als Fördergebiet vermutet. Das geschlossene Vulkangebiet erstreckt sich etwa von Ulmen im Süden bis in die Gegend von Kirchsahr im Norden,^[3] es dünnt in den Randbereichen nach und nach aus.

Das Vulkanfeld ist eines der Einzelfelder der Zentraleuropäischen Vulkanprovinz (Central European Volcanic Province, abgekürzt als CEVP) und bildet dessen westlichen Rand. Es gehört also zum Intraplattenvulkanismus. Es liegt im Rheinischen Schiefergebirge, geologisch eine als „Rheinisches Massiv“ oder „Rheinischer Schild“ abgegrenzte Zone, die lange anhaltenden und bis heute andauernden Hebungsvorgängen unterliegt.^[4] Die umgebenden Gesteine sind bei der variszischen Gebirgsbildung, noch im Erdaltertum, gefaltete und schwach metamorph überprägte Gesteine, meist Kieselschiefer aus dem Erdzeitalter des Devon. Die bei der („herzynischen“) Faltung im Erdaltertum gebildeten Spalten und Verwerfungen dienten wohl teilweise dem aufsteigenden Magma, als Schwächezonen der Erdkruste, zum Aufstieg. Ein direkter Zusammenhang besteht hier aber ansonsten wohl nicht.

Altersbestimmungen an den Vulkaniten des Vulkanfelds durch ältere Kalium-Argon-Datierungen und später ergänzend durchgeführte Argon-Argon-Datierung ergaben zwei durch eine Ruhephase getrennte Phasen vulkanischer Aktivität. Die ältere dauerte von 39 bis etwa 43 Millionen Jahre vor heute, mit einem Maximum vor etwa 40 Millionen Jahren. Die jüngere begann vor etwa 37,5 Millionen Jahren und endete vor 35 Millionen Jahren. Beide fallen also ins Erdzeitalter des Eozän, ins mittlere bzw. ins obere Eozän. Kalium-Argon und Argon-Argon-Datierungen stimmen meist innerhalb recht enger Fehlergrenzen überein. Es gibt aber Hinweise darauf, dass einige der älteren Kalium-Argon-Datierungen, aufgrund methodischer Probleme, ein zu junges Alter ergeben haben können.^[5] Generell sind die Vorkommen im Süden des Vulkanfelds die ältesten und werden tendenziell nach Norden hin jünger. Im nördlichsten Bereich, im Umfeld des Ahrtals, liegen jüngere Kalium-Argon Datierungen vor, die eine Phase des Vulkanismus hier vor etwa 25 bis 24 Millionen Jahren anzeigen. Diese überlappen mit dem etwa zeitgleichen Vulkanismus des östlich gelegenen Siebengebirges. Argon-Argon-Datierungen aus diesen nördlichen Abschnitten liegen nicht vor. Der jüngste absolute Alterswert, am Bocksberg bei Müllenbach ergab ein Alter von 18 Millionen Jahren.^[3]

Der Vulkanismus des Hocheifel-Vulkanfelds ist damit älter als alle anderen Vulkanfelder der nördlichen zentraleuropäischen Vulkanprovinz, etwa des Westerwalds, des Vogelsbergs, der Rhön oder des nordhessischen Vulkangebiets. Noch älter ist aber ein Teil der Eruptionen des Vulkanismus am nördlichen Oberrheingraben.

Vom Vulkanismus in den Vulkanfeldern der West- und der Osteifel, der vor etwa 0,8 bis 0,7 Millionen Jahren einsetzte und bis in die (geologische) Gegenwart andauert, ist der Vulkanismus des Hocheifel-Vulkanfelds also durch fast 20 Millionen Jahre getrennt. Ein direkter Zusammenhang zwischen ihnen wird daher übereinstimmend verneint.^[6]

Die Vulkanite des Hocheifel-Vulkanfelds bilden eine Differenzierungsreihe von kieselsäurereichen und sauren Trachyten (helle „Leukotrachyte“) über Mugearite und Hawaiite und Alkali-Olivin-Basalt bis zu an Kieselsäure untersättigten Nephelinbasaniten.^[3] Dabei treten kieselsärereiche Vulkanite nur in einem Nord-Süd-Streifen im Zentrum des Vulkanfelds auf, der weit überwiegende Teil der untersuchten Eruptionspunkte umfasst überwiegend Basanite. Die kieselsäurereichern Vorkommen sind zudem tendenziell älter. Klassisch wird das Vorkommen kieselsäurereicher und -armer Vulkanite in einem Vulkanfeld („bimodaler“ Vulkanismus) als Differenzierungsvorgänge in einer relativ oberflächennahen Magmakammer gedeutet. Untersuchen anhand der Gehalte an Spurenelementen legten aber für den Vulkanismus der Hocheifel ein alternatives Modell nahe. Demnach seien die kieselsäurereicheren älteren Magmen durch Kontakt und partielles Aufschmelzen von Krustenmaterial entstanden. Die Magmen entstanden danach durch Druckentlastung im obersten Erdmantel, in der Eifel in etwa 50 bis 60 Kilometer Tiefe. Die kieselsäurearmen, zum Beispiel basanitischen Magmen seien schneller aufgestiegen und repräsentierten die primäre („primitive“) Schmelze, entstanden durch partielles Aufschmelzen von Mantelgestein.^[7] Möglich wäre auch eine kissenförmige Magmakammer, die nach oben bis in das unterste Stockwerk der Kruste ausgedehnt war, was auch die Lage der kieselsäurereichen Vulkanite im Zentrum des Vulkanfelds erklären würde.^[3]

Aufgrund der fortgeschrittenen Erosion der meisten Eruptionspunkte ist die Menge der insgesamt geförderten Vulkanite kaum abschätzbar. Grobe Schätzungen gehen von einer Größenordnung zwischen 35 und 350 Kubikkilometer aus.^[6]

Der Vulkanismus des tertiären Hocheifel-Vulkanfelds hat an keiner Stelle Hinweise auf Lavaströme geliefert. Größere Vorkommen wie am Höchstberg, Schildwacht (bei Hünerbach östlich Kelberg), Steineberg (auch Steineberger Ley) könnten entweder durch Erosion freigelegte Anhäufungen benachbarter Schlote oder langgestreckt gangartige, intrusive Vorkommen sein.^[3] Andere Deutungen sehen in größeren Vorkommen wie dem Höchstberg oder der Steineberger Ley erstarrte ehemalige Lavaseen in einem (selbst völlig erodierten) Vulkangebäude, vermutlich einem Schlackenkegel.^[2] Die kieselsäurereicheren Vulkanite könnten ehemalige Staukuppen sein.

Am Selberg nahe Quiddelbach steht kieselsäurereicherer Trachyt (früher fälschlich als Phonolith bezeichnet, alternativ auch als Benmoreit eingestuft) in einem Steinbruch an.^[3][8] Zum Vulkanfeld gehört die Hohe Acht als höchster Berg der Eifel und der Burgberg der Nürburg. Viele Vorkommen, gut erkennbar etwa der Arensberg bei Zilsdorf bestehen aus massivem basaltischen Gestein, umgeben aus einem Mantel aus vulkanischem Tuff. Hier vermutet man Entstehung als Maar-Diatrem-Vulkan, bei dem eine basaltische Intrusion in einer späteren Ausbruchphase in das Tuffgestein („Schlotbrekzie“) eines durch Wasserkontakt explosiven Maarvulkans eingedrungen wäre. Bemerkenswerterweise liegt mit dem Eckfelder Maar die Sedimentfüllung eines 44 Millionen Jahre alten Maarsees bis heute erhalten vor, während die meisten wohl schon vor langer Zeit durch Erosion bis in den tieferen Schlotbereich wieder abgetragen wurden. Hier könnte die Lage abseits des Hebungsgebiets um das Kelberger Hoch zu weniger starker Erosion geführt haben.^[1]

1. ↑ ^{a b} Gottfried Hofbauer: Vulkane in Deutschland. wbg Theiss, Darmstadt 2021. ISBN 978-3-8062-4274-4. Teil II, 9: Tertiäres Hocheifel-Vulkanfeld, S. 121.
2. ↑ ^{a b} Landesamt für Geologie und Bergbau (Hrsg.): Geologie von Rheinland-Pfalz. Schweizerbart, Stuttgart 2005. ISBN 978-3-510-65215-0. Kap. 2.7.8 Tertiäres Vulkanfeld der Hocheifel, S. 238–244.
3. ↑ ^{a b c d e f} Wilhelm Meyer: Geologie der Eifel. Schweizerbart, Stuttgart, 4. Auflage 2013. ISBN 978-3-510-65279-2. Kap. 10.7 Vulkanismus.
4. ↑ K. Fuchs K. von Gehlen H. Millzer, H. Murawski A. Semmel (editors): Plateau Uplift. The Rhenish Shield - A Case History. Springer-Verlag, Berlin und Heidelberg 1983. ISBN 978-3-642-69221-5.
5. ↑ Zuzana Fekiacova, Dieter F. Mertz, Paul R. Renne: Geodynamic Setting of the Tertiary Hocheifel Volcanism (Germany), Part I: 40Ar/39Ar geochronology. In Joachim R. R. Ritter, Ulrich R. Christensen (editors): Mantle Plumes. A Multidisciplinary Approach. Springer Verlag, Berlin/Heidelberg/New York 2007. ISBN 978-3-540-68045-1. S. 185–206.
6. ↑ ^{a b} Thomas Reischmann: 1.3.2 Vulkanismus im Umfeld des südlichen Oberrheingrabens. In Deutsche Stratigraphische Kommission (Hrsg.): Stratigraphie von Deutschland IX Tertiär, Teil 1: Oberrheingraben und benachbarte Tertiärgebiete. Schriftenreihe der Deutschen Gesellschaft für Geowissenschaften, Heft 75. Schweizerbart, Stuttgart, 2011. ISBN 978-3-510-49223-7
7. ↑ Zuzana Fekiacova, Dieter F. Mertz, Albrecht W. Hofmann: Geodynamic Setting of the Tertiary Hocheifel Volcanism (Germany), Part II: Geochemistry and Sr, Nd and Pb Isotopic Compositions. In Joachim R. R. Ritter, Ulrich R. Christensen (editors): Mantle Plumes. A Multidisciplinary Approach. Springer Verlag, Berlin/Heidelberg/New York 2007. ISBN 978-3-540-68045-1. S. 207–239.
8. ↑ Vulkanismus im Kreis Ahrweiler, Wilhelm Meyer. kreis-ahrweiler.de, abgerufen am 1. September 2025.