mini|Ernstberg (Erresberg, Erensberg), höchster Berg der Vulkaneifel und eine Erhebung der Westeifelvulkane mini|Eifel, u. a. mit Vulkaneifel (diagonal mittig rechts)
Die Vulkaneifel ist eine in Rheinland-Pfalz gelegene und bis hohe Region der Eifel, die sich durch ihre in besonderem Maß mit Vulkanismus verknüpfte geologische Geschichte und Gegenwart auszeichnet. Charakteristisch für ihre Landschaft sind die typischen Eifelmaare, zahlreiche andere Zeugnisse vulkanischer Aktivitäten wie Vulkanbauten, Lavaströme und Vulkankrater wie die Caldera des Laacher Sees. Die Vulkaneifel, von der Großteile im Naturpark Vulkaneifel liegen, ist heute immer noch vulkanisch aktiv. Ein Kennzeichen dieser vulkanischen Aktivität sind austretende vulkanische Gase, wie zum Beispiel im Laacher See oder dem Kleingeysir Wallender Born in Wallenborn.
Die Region Vulkaneifel ist nicht deckungsgleich mit dem Landkreis gleichen Namens, der bis Ende 2006 noch Landkreis Daun hieß.
Geographie Lage mini|Die Wingertsbergwand vermittelt einen Eindruck von der Größenordnung der während des Ausbruchs des Laacher-See-Vulkans ausgeworfenen Mengen an vulkanischer Asche. Die Vulkaneifel erstreckt sich vom Rhein bis zur Wittlicher Senke. Sie grenzt im Süden und Südwesten an die Südeifel, im Westen an die luxemburgischen und belgischen Ardennen und im Norden an die Nordeifel mit dem Hohen Venn. Im Osten bildet der Rhein die geografische Grenze.
Die Vulkaneifel wird naturräumlich in drei Teile gegliedert: Vulkanische Westeifel (Verbandsgemeinden Wittlich-Land, Daun, Gerolstein ohne die Gemarkung Nohn), Vulkanische Hocheifel (Verbandsgemeinden Adenau, Kelberg, Ulmen und Gemarkung Nohn), Vulkanische Osteifel (Verbandsgemeinden Brohltal, Vordereifel, Mendig, Maifeld, Pellenz) Die Zentren der Vulkaneifel bilden die Region um Daun, Ulmen und Manderscheid und die Gebiete im Landkreis Mayen-Koblenz.
Die gesamte Vulkaneifel erstreckt sich über ein Gebiet von etwa 2000 km² und wird von mehr als 200.000 Menschen bewohnt (Stand 2007).
Berge Zu den Vulkanen der Eifel gehören – sortiert nach Höhe in Meter (m) über Normalhöhennull (NHN), nachstehend nach der Zeit des Vulkanismus geordnet: Ernstberg (auch: Erresberg; 701,4 m), Landkreis Vulkaneifel – West, Scharteberg (691,4 m), Landkreis Vulkaneifel; mit Sendemast des Sender Eifel (SWR) – West, Prümscheid (674,6 m), Landkreis Vulkaneifel – nicht vulkanisch (gleichnamiger Quarzitrücken, auf dem auch Scharteberg und Dietzenley aufsitzen), Hochkelberg (674,4 m), Landkreis Vulkaneifel; mit Sendemast auf der Südkuppe – Tertiär, Nerother Kopf (651,7 m), Landkreis Vulkaneifel; mit Burgruine Freudenkoppe – West, Dietzenley (617,6 m), Landkreis Vulkaneifel; mit hölzerner Aussichtswarte – West, Arensberg (ca. 590 m), Landkreis Vulkaneifel – Tertiär, Hochsimmer (587,9 m), Landkreis Mayen-Koblenz – Ost, Gänsehals (575,3 m), Landkreis Mayen-Koblenz – Ost, Engelner Kopf (575,1 m), Landkreis Ahrweiler (bei Kempenich-Engeln) – Ost, Hochstein (563 m), Landkreis Mayen-Koblenz – Ost, Steineberger Ley (557,8 m), Landkreis Vulkaneifel; mit Vulcano Infoplattform (Aussichtsturm) – Tertiär, Rockeskyller Kopf (554,6 m), Landkreis Vulkaneifel – West, Hoher List (549,1 m), Landkreis Vulkaneifel; mit Observatorium Hoher List – West, Wartgesberg (ca. 475 m), Landkreis Vulkaneifel (bei Strohn) – West, Veitskopf (428,1 m), Landkreis Ahrweiler; nahe Laacher See; mit Aussichtsturm Lydiaturm – Ost, Ettringer Bellberg (427,5 m), Landkreis Mayen-Koblenz (südlich Ettringens) – Ost, Karmelenberg (372,5 m), Landkreis Mayen-Koblenz – Ost, Mayener Bellberg (363,2 m), Landkreis Mayen-Koblenz (nördlich Mayens) – Ost, Nastberg (317,4 m), Landkreis Mayen-Koblenz (bei Andernach-Eich) – Ost, Korretsberg (295,0 m), Landkreis Mayen-Koblenz (bei Kruft) – Ost. → Siehe auch: Liste von Bergen und Erhebungen der Eifel
Vulkanische Landschaftsformen mini|Basaltsäulen in der Ettringer Lay
Die Landschaft der Vulkaneifel ist durch die Formen des jungen Vulkanismus geprägt. Vulkankrater, mächtige Bims- und Basalt-Ablagerungen und Maare erzeugen eine abwechslungsreiche Landschaft, die eindrücklich von den geologisch sehr jungen Ereignissen erzählen.
Die vulkanischen Formen der Eifel lassen sich anhand ihres Alters unterscheiden. Die wesentlich älteren Vulkanbauten der Hocheifel sind bereits stark erodiert, während die jüngeren Vulkanbauten der West- und Osteifel oft noch gut erhalten sind. Vor allem die weichen Tuff-Ablagerungen der Vulkanausbrüche, die sehr leicht abgetragen werden, sind hier noch weit verbreitet.
Die meisten der Vulkanbauten der Hocheifel sind als isolierte Kuppen vereinzelt oder in Reihen der mehr oder minder flachen Hochfläche aufgesetzt. Diese Kuppen haben einen kreisrunden oder elliptischen Grundriss. Im Zentrum der Kuppen liegen oft keulen- oder scheibenförmige Basaltkörper, die von Tufflagen umgeben sind. Dabei handelt es sich um Schlotfüllungen, die als Härtling von der Erosion freigestellt wurden. Der in Schlackenkegeln oder Tuffdecken eingedrungene Basalt bildete bei der langsamen Erstarrung säulenförmige Abkühlungsgefüge (Lavasäulen), die mit ihren Längsachsen senkrecht zu den Außenflächen der Basaltvorkommen angeordnet sind. Größere Lavaströme der Hocheifelvulkane sind nicht bekannt.Meyer 1986, S. 272 f.
Die jüngeren Vulkanbauten der West- und Osteifel bestehen vor allem aus Schlackenkegeln, deren Flanken oft an einer oder mehreren Stellen durchbrochen sind. Die Vulkane besitzen oft mehrere Ausbruchszentren, die zu einem komplexen Vulkangebäude verschmolzen sind, und bedecken mit ihren Lavaströmen und Auswurfmassen den älteren Untergrund fast vollständig. Viele Vulkane besitzen einen zentralen Krater, von dem Lavaströme ausgehen. Zahlreiche Vulkanschlote besitzen jedoch keinen Vulkanbau oder Krater mehr und sind nur mit speziellen geologischen und geophysikalischen Methoden aufzuspüren.Meyer 1986, S. 305 f.
Ausgehend von den zentralen Vulkanbauten haben sich in West- und Osteifel Lavaströme über mehrere Kilometer ausgebreitet. Sie haben des Öfteren vorhandene Täler benutzt und diese dadurch versperrt, so dass sich der Bach oder Fluss einen neuen Weg suchen musste. Beispiele dafür finden sich im Nettetal oder im Ueßtal bei Bad Bertrich. mini|Tephra-Schichtungen in einem Steinbruch bei Weibern im Brohltal Von großer Bedeutung sind die Tuffdecken der Osteifel. Die Vulkane haben durch wiederholte Ausbrüche über weite Flächen mehrere Meter mächtige pyroklastische Ablagerungen abgesetzt, die vor allem im Neuwieder Becken erhalten geblieben sind, sich jedoch in Resten auch überall in der Osteifel und in Teilen des Westerwalds finden lassen. Die pyroklastischen Ströme der Vulkane haben ähnlich wie die Lavaströme ganze Täler ausgefüllt, so etwa im Brohltal nördlich des Laacher Sees, wo die Ablagerungen Trass genannt werden.
Teil der Vulkanbauten sind oft die Vulkankrater. Diese runden, schüsselförmigen Vertiefungen haben sich in der Nähe oder über dem Schlot eines vulkanischen Ausbruchs gebildet, entweder durch die Freiräumung des Schlotes durch vulkanische Explosionen oder durch das Einbrechen der Deckschichten einer durch den Ausbruch leer geräumten Magmakammer.
mini|Das Weinfelder oder Totenmaar, eines der drei Dauner Maare Die Krater, die bei einer Wasserdampfexplosion entstanden sind, werden Maare genannt. Sie sind von einem flachen Wall aus vulkanischen Auswürfen umgeben. Die jüngsten von ihnen sind nur wenig älter als 11.000 Jahre. Beispiele für Eifelmaare sind etwa das Weinfelder Maar, die Schalkenmehrener Maare oder das Pulvermaar. Die Maare sind nicht nur eine eigentümliche Landschaftsform der Vulkaneifel, sondern auch ein wertvolles Archiv der Landschafts- und Klimageschichte. In ihnen lagerten sich Sedimente ab, in denen die Aschen anderer Vulkanausbrüche und die Überreste von Tieren und Pflanzen erhalten blieben, welche Rückschlüsse auf das damals herrschende Klima erlauben. Die meisten Maare finden sich in den äußeren Regionen der vulkanischen Westeifel.
Von ähnlicher Entstehung wie die Maare sind die auch in der Vulkaneifel vorhandenen Diatreme. Ihnen fehlen Kraterwälle und See; es handelt sich um vulkanische Durchschlagsröhren, die auf ein einzelnes Ereignis zurückgehen. Beispiele finden sich im Raum Virneburg.
Durch das Einbrechen einer Magmakammer entstandene Kraterformen werden Caldera genannt. Sie besitzen meist deutlich größere Ausmaße als die Maare. Beispiele für Calderen sind der Laacher See, der Wehrer Kessel und der größtenteils von Tuffdecken verhüllte Riedener Kessel.
Vulkanische Aktivität Der Vulkanismus der Eifel begann vor 50 Millionen Jahren im Tertiär und hielt bis in die geologische Gegenwart an. Er schuf zahlreiche landschaftsbestimmende Vulkanbauten, Lavaströme und ausgedehnte Decken vulkanischer Auswurfsmassen aus Tuff und Bims, die schon seit der Römerzeit die Grundlage einer bedeutenden Abbautätigkeit zur Gewinnung von Baustoffen bilden.
Ursachen des Vulkanismus in der Eifel Der Vulkanismus in der Eifel (und dem gesamten Rheinischen Massiv) wurde und wird aus Schmelzreservoiren der unteren Kruste und des oberen Mantels gespeist. Er ist ein Zusammenspiel von Auftrieb im oberen Mantel, tektonischer Beanspruchung und bereits existierenden lithosphärischen Strukturen und Suturzonen, die während der variszischen Gebirgsbildung entstanden sind, bei der mehrere kleinere kontinentale Terrane und Becken (Saxothuringische Zone, Mitteldeutsche Kristallinzone, Rhenoherzynische Zone) akkretiert und verkürzt wurden.
Unterhalb der quartären Vulkanfelder befindet sich eine 100 km breite seismische Anomalie im oberen Erdmantel und eine breitere Region des Moho-Upwellings, weswegen immer wieder ein plumenartiger Auftrieb von asthenosphärischen und lithosphärischen Mantelgestein vorgeschlagen wurde, der möglicherweise noch tiefere Wurzeln in einem unteren Mantelplume hat. Die quartären und tertiären Vulkanfelder treten zwar innerhalb eines Ost-West verlaufenden Gürtels auf, wie es für eine typische Hot-Spot-Spur zu erwarten wäre, jedoch kann das zeitliche Muster der vulkanischen Aktivität nicht durch die unidirektionale Bewegung eines tiefen Mantelplumes erklärt werden. Außerdem hat die Mantelplume-Hypothese für die Eifel weitere Probleme, die den Eifelplume zumindest ungewöhnlich machen würden: So ist das Volumen des an der Oberfläche ausgestoßenen Magmas im Vergleich zu etablierten Intraplatten-Hotspot-Vulkanen gering, die Quelle der basanitischen Laven wird aufgrund der Geochemie als flach angenommen und die Verteilung der Vulkane innerhalb einzelner Felder einem NW-SO Trend, der sich von der W-SW-Bewegung des angenommenen tiefen Mantelplumes unterscheidet.
Auch die Vorstellung von heißen, aufgeschmolzenen "Magmakammern" wird zunehmend angezweifelt und es werden vermehrt kalte Reservoire mit niedrigem Schmelzanteil in der unteren Kruste und im oberen Mantel („Mush-Reservoire“) postuliert. Nach dem Mush-Konzept entwickelt sich ein Reservoir im oberen Mantel und in der unteren Kruste zunächst durch wiederholte Intrusionen von Dikes und Sills über längere Zeiträume, möglicherweise entlang bereits bestehender Schwächestrukturen. Solange die Ruhezeit der Sill-Intrusionen viel kürzer ist als die Gesamtdauer der Basaltablagerung, wird die langfristige Entwicklung durch die durchschnittliche Ablagerungsrate gesteuert.
Als Alternative zur Plume-Hypothese werden Modelle des Vulkanismus als lithosphärische Reaktion (Mantel-Upwelling) auf eine asthenosphärische thermische Instabilität, oder die regionalskalige Reorganisation des Mantelflusses nach der Alpenkollision in Erwägung gezogen.
Vulkanismus der Hocheifel mini|Die Landskrone bei Bad Neuenahr, Rest eines Tertiärvulkans