Vulkaneifel

Raum und Kennzeichen

Die Vulkaneifel ist eine bis 699,8 m ü. NHN hohe Region in Rheinland-Pfalz. Sie gehört zur Eifel und zeichnet sich durch ihre besonders enge Verbindung mit dem Vulkanismus aus. Charakteristisch sind Eifelmaare, Vulkanbauten, Lavaströme, Vulkankrater und die Caldera des Laacher Sees. Große Teile der Region liegen im Naturpark Vulkaneifel. Die Region ist nicht deckungsgleich mit dem Landkreis Vulkaneifel, der bis Ende 2006 Landkreis Daun hieß.

Die Vulkaneifel erstreckt sich vom Rhein bis zur Wittlicher Senke. Im Süden und Südwesten grenzt sie an die Südeifel, im Westen an die luxemburgischen und belgischen Ardennen, im Norden an die Nordeifel mit dem Hohen Venn; im Osten bildet der Rhein die geografische Grenze. Naturräumlich wird sie in drei Bereiche gegliedert:

• Die Vulkanische Westeifel umfasst unter anderem die Verbandsgemeinden Wittlich-Land, Daun und Gerolstein.
• Die Vulkanische Hocheifel umfasst unter anderem Adenau, Kelberg, Ulmen und die Gemarkung Nohn.
• Die Vulkanische Osteifel umfasst unter anderem Brohltal, Vordereifel, Mendig, Maifeld und Pellenz.

Zentren der Region sind die Räume Daun, Ulmen und Manderscheid sowie Gebiete im Landkreis Mayen-Koblenz. Die gesamte Vulkaneifel ist etwa 2000 km² groß und wird von mehr als 200.000 Menschen bewohnt (Stand 2007).

Der Ernstberg ist mit 701,4 m der höchste Berg der Vulkaneifel; im einleitenden Überblick wird die Höhe der Region dagegen mit bis zu 699,8 m ü. NHN angegeben. Weitere bedeutende Erhebungen sind der Scharteberg (691,4 m), der Hochkelberg (674,4 m), der Nerother Kopf (651,7 m), der Hochsimmer (587,9 m), der Gänsehals (575,3 m), die Steineberger Ley (557,8 m), der Rockeskyller Kopf (554,6 m), der Hohe List (549,1 m), der Veitskopf (428,1 m), der Ettringer Bellberg (427,5 m), der Karmelenberg (372,5 m), der Mayener Bellberg (363,2 m), der Nastberg (317,4 m) und der Korretsberg (295,0 m). Einige Erhebungen sind nicht vulkanisch, etwa der Quarzitrücken Prümscheid (674,6 m).

Vulkanische Landschaftsformen

Die Landschaft entstand vor allem durch jungen Vulkanismus. Vulkankrater, Bims- und Basaltablagerungen sowie Maare prägen das Landschaftsbild. Das Alter der Vulkanformen lässt sich an ihrem Erhaltungszustand erkennen: Die wesentlich älteren Vulkanbauten der Hocheifel sind stark erodiert, während die jüngeren Bauten der West- und Osteifel oft gut erhalten sind. Weiche Tuffablagerungen, also durch Vulkanismus entstandene Gesteinsablagerungen, wurden besonders leicht abgetragen.

Die Hocheifel besitzt vor allem einzelne oder reihenförmig angeordnete Kuppen auf einer Hochfläche. Im Zentrum liegen häufig keulen- oder scheibenförmige Basaltkörper, die von Tuff umgeben sind. Es handelt sich um ehemalige Schlotfüllungen, die als widerstandsfähige Gesteine durch die Erosion freigelegt wurden. Langsam erstarrender Basalt kann säulenförmige Abkühlungsgefüge, sogenannte Lavasäulen, bilden. Größere Lavaströme der Hocheifelvulkane sind nicht bekannt.

Die jüngeren Vulkanbauten der West- und Osteifel bestehen vor allem aus Schlackenkegeln. Ihre Flanken sind häufig durchbrochen. Mehrere Ausbruchszentren können zu einem komplexen Vulkangebäude verschmelzen. Viele Vulkane besitzen einen zentralen Krater, von dem Lavaströme ausgehen; manche Vulkanschlote haben jedoch keinen sichtbaren Vulkanbau oder Krater mehr und lassen sich nur mit geologischen und geophysikalischen Methoden nachweisen. Lavaströme breiteten sich über mehrere Kilometer aus, nutzten teilweise vorhandene Täler und versperrten sie. Beispiele liegen im Nettetal und im Ueßtal bei Bad Bertrich.

In der Osteifel sind mächtige Tuffdecken besonders wichtig. Wiederholte Ausbrüche lagerten mehrere Meter mächtige pyroklastische Ablagerungen ab, also aus vulkanischen Auswurfstoffen bestehende Schichten. Pyroklastische Ströme füllten Täler aus, beispielsweise das Brohltal. Die dortigen Ablagerungen werden Trass genannt.

Vulkankrater sind runde, schüsselförmige Vertiefungen in der Nähe oder über einem Schlot. Sie können durch Explosionen oder durch den Einsturz von Deckschichten über einer entleerten Magmakammer entstehen. Krater, die durch Wasserdampfexplosionen entstanden sind, heißen Maare. Sie besitzen meist einen flachen Wall aus vulkanischen Auswürfen und können einen See enthalten. Beispiele sind das Weinfelder Maar, die Schalkenmehrener Maare und das Pulvermaar. Die jüngsten Maare sind nur wenig älter als 11.000 Jahre. Ihre Sedimente bewahren Aschen, Tier- und Pflanzenreste und bilden deshalb ein Archiv der Landschafts- und Klimageschichte.

Diatreme ähneln Maaren, besitzen aber keinen Kraterwall und keinen See. Sie sind vulkanische Durchschlagsröhren, die auf ein einzelnes Ereignis zurückgehen; Beispiele gibt es im Raum Virneburg. Besonders große Kraterformen, die durch den Einsturz einer Magmakammer entstehen, heißen Calderas. Beispiele sind der Laacher See, der Wehrer Kessel und der größtenteils von Tuffdecken verhüllte Riedener Kessel.

Entstehung und regionale Entwicklung

Der Vulkanismus der Eifel begann vor 50 Millionen Jahren im Tertiär und reicht bis in die geologische Gegenwart. Er wird aus Schmelzreservoiren der unteren Erdkruste und des oberen Erdmantels gespeist. Als Ursachen werden das Zusammenspiel von Auftrieb im oberen Mantel, tektonischer Beanspruchung und älteren lithosphärischen Strukturen und Suturzonen angesehen. Diese Strukturen entstanden während der variszischen Gebirgsbildung.

Unter den quartären Vulkanfeldern liegt eine etwa 100 km breite seismische Anomalie im oberen Erdmantel sowie eine breitere Zone des sogenannten Moho-Upwellings. Deshalb wurde ein plumenartiger Auftrieb von Mantelgestein vorgeschlagen. Die Mantelplume-Hypothese ist jedoch problematisch: Das ausgestoßene Magmavolumen ist im Vergleich zu typischen Intraplatten-Hotspots gering, die Quelle der basanitischen Laven wird aufgrund ihrer Geochemie als flach angesehen, und das zeitliche Muster der Aktivität passt nicht zu einer einfachen, gerichtet fortschreitenden Hot-Spot-Spur. Außerdem verlaufen Vulkanfelder teilweise in einer NW-SO-Richtung, während sich der angenommene tiefe Mantelplume von Westen nach Südwesten bewegen würde. Zunehmend werden statt heißer, vollständig aufgeschmolzener Magmakammern kalte Reservoire mit niedrigem Schmelzanteil, sogenannte Mush-Reservoire, angenommen. Als weitere Erklärungen gelten eine Reaktion der Lithosphäre auf thermische Instabilität im Asthenosphärenmantel oder eine regionale Veränderung der Mantelströmung nach der Alpenkollision.

In der Hocheifel gab es bereits im frühen Tertiär Vulkanausbrüche. Zwischen Ulmen und Adenau entstand auf einer Länge von etwa 30 km ein Schwerpunkt des Vulkanismus. Gefördert wurden fast ausschließlich Basalte, daneben durch magmatische Differentiation entstandene Andesite, Latite und Trachyte. Größere Lavaströme und ausgedehnte Aschedecken fehlen. Insgesamt sind etwa 350 verstreute tertiäre Vorkommen bekannt; eine regelmäßige Verteilung gibt es nicht. Die Gesteinsarten sind dagegen ringförmig nach ihrem Quarzanteil angeordnet, mit den quarzreichsten Gesteinen im Zentrum. Der Hocheifelvulkanismus erlosch vor ungefähr 15 bis 20 Millionen Jahren. Beispiele sind der Arensberg bei Hillesheim und der Dächelsberg bei Oberbachem.

Der Vulkanismus der Westeifel begann vor etwa 700.000 Jahren im Raum Daun, Hillesheim und Gerolstein. Es entstand eine etwa 50 km lange, von Nordwesten nach Südosten verlaufende Kette aus ungefähr 100 Schlackenkegeln und Kratern zwischen Bad Bertrich und Ormont. Zu den Vulkanbauten zählen der Wartgesberg, die Vulkangruppe von Manderscheid, der Radersberg, der Steffelnkopf und der Goldberg. In der Westeifel gibt es mehr als 50 Maare, von denen heute noch acht mit Wasser gefüllt sind. Weitere 80 ehemalige Ausbruchszentren sind nur mit besonderen Untersuchungsmethoden nachweisbar. Die Gesteine sind sehr quarzarm und umfassen unter anderem Phonolithe, Basanite, Tephrite und Foidite. Die jüngsten Ereignisse waren die Entstehung des Pulvermaars vor 20.000 Jahren und des Ulmener Maars vor etwa 11.000 Jahren.

In der Osteifel begann der Vulkanismus vor etwa 500.000 Jahren im Raum des heutigen Laacher Sees. Er breitete sich bis ins Neuwieder Becken und über den Rhein nach Osten aus. Drei Phasen lassen sich unterscheiden: Zunächst entstanden im Raum des Riedener Kessels Tuffe und Laven basaltischer und phonolithischer Zusammensetzung. In der längsten Phase bildeten sich zahlreiche Basaltvulkane, Schlackenkegel, Tuffdecken und kilometerlange Lavaströme. In der letzten Phase wurden ausschließlich Tuffe gefördert, darunter Lapillituffe und feinkörniger Trass. Diese Phase endete mit dem Ausbruch des Laacher-See-Vulkans. In der Osteifel waren die Mengen an Basaltlava, Bims und Aschentuff deutlich größer als in der Westeifel.

Der Ausbruch des Laacher-See-Vulkans und die Zukunft

Der Ausbruch des Laacher-See-Vulkans fand etwa 10.980–10.960 v. Chr., also vor etwas mehr als 13.000 Jahren, statt. Nach der Entleerung der Magmakammer brach der Vulkanbereich ein; dadurch entstand eine Caldera, in der sich später der heutige Laacher See bildete.

Bei dem Großausbruch wurden Lavafetzen, Bomben, Lapilli und Asche ausgeworfen. Am Ringwall lagerten sich bis zu 30 m mächtige gebänderte Tuff-, Bims- und Ascheschichten ab. In 15 km Entfernung bei Neuwied am Rhein sind sie noch 6 m mächtig. Feinstaub gelangte in der oberen Atmosphäre bis nach Bornholm und Norditalien und ist dort in Bodenhorizonten als dunkler Streifen nachweisbar. Mindestens zwei Megatonnen Schwefel wurden in die Stratosphäre transportiert.

Innerhalb kurzer Zeit wurden rund 16 km³ vulkanische Lockermassen ausgestoßen. Das entspricht etwa der fünffachen Fördermenge des Vesuvs bei seinem Ausbruch im Jahr 79 n. Chr. Die größte Verheerung verursachten pyroklastische Ströme, die vor allem in das Brohltal abflossen. Dort hinterließen sie bis zu 60 m hohe Ablagerungen aus porösem Gestein; die 50 m hohe Wingertsbergwand zeugt davon. Der Ausbruch förderte nahezu doppelt so viel Material wie alle 300 Schlackenkegel der Ost- und Westeifel zusammen. Die Zahl der Todesopfer ist unbekannt. Am Fuß der Kettiger Höhe bei Weißenthurm wurden jedoch Reste eines menschlichen Skeletts in den Basisschichten der Laacher-See-Bimstuffe gefunden.

Heute zeigen Mofetten, also natürliche Austritte vulkanischer Gase, Mineralquellen und einige Kaltwassergeysire, dass vulkanische Erscheinungen weiterhin vorhanden sind. Der letzte Ausbruch liegt in der Osteifel etwa 13.000 und in der Westeifel etwa 11.000 Jahre zurück. Nach aktuellen Untersuchungen füllt sich die Magmakammer unter dem Laacher See wieder; ein nächster Ausbruch wird jedoch erst in mehreren tausend Jahren erwartet. Die Eifel besitzt in Deutschland das höchste relative Potenzial für künftige magmatische Aktivitäten. In der Osteifel tritt Vulkanismus episodisch auf: Auf einen größeren plinianischen Ausbruch folgen mehrere kleinere Ausbrüche im Abstand von Hunderten bis Tausenden Jahren, danach kann eine Pause von bis zu 150.000 Jahren eintreten. In den vergangenen 500.000 Jahren gab es mindestens drei solche Perioden. Ob der Laacher-See-Ausbruch eine neue Episode eingeleitet hat, ist möglich, der Zeitpunkt neuer Schlackenkegel oder Maare aber nicht vorhersagbar.

Wirtschaft, Tourismus und Vermittlung

Der Eifelvulkanismus ist wirtschaftlich und wissenschaftlich bedeutsam. Die weiträumige Bedeckung der nacheiszeitlichen Landschaft durch die Laacher-See-Tephra konservierte den Zustand des Eifelgebiets vor 13.000 Jahren und ermöglicht seine Erforschung.

Bims und Tuff werden beziehungsweise wurden als Baustoffe genutzt. Die Römer bauten die Bimslagerstätten im Tagebau und unter Tage ab und verwendeten das Material für Mörtel und Bausteine. Im 19. und besonders im 20. Jahrhundert entwickelte sich eine bedeutende Bimssteinindustrie. Rund 40 Prozent der Bausteine, die für den Wiederaufbau der Bundesrepublik nach dem Zweiten Weltkrieg verwendet wurden, stammten aus dem Bimstuff-Gebiet des Laacher Vulkans. 1845 entwickelte Ferdinand Nebel ein Verfahren zur Herstellung von Leichtbausteinen aus gemahlenem Bims und Kalkmilch. Die Vorkommen sind heute weitgehend erschöpft; mit der Annäherung des Abbaus an die Ausbruchszentren nimmt wegen des höheren Nebengesteinanteils auch die Qualität ab.

Der Tourismus ist ein wichtiger Wirtschaftsfaktor. Die Schwerpunkte liegen bei Vulkanismus, Natur, Wandern, Radfahren und Gesundheit. Die Region verfügt über ein dichtes, gut beschildertes Wanderwegenetz mit Eifelsteig, Lieserpfad, Vulkaneifelpfaden und Traumpfaden. Für Radwanderer gibt es unter anderem den Maare-Mosel-Radweg, die Vulkan-Rad-Route Eifel, den Kosmosradweg, die Mineralquellen-Route und den Eifel-Ardennen-Radweg. Sportlich anspruchsvoller sind der Trailpark mit einem 750 km langen Streckennetz und die Koulshore. Die naturnahe Landschaft kann als therapeutische Landschaft wirken und zur Salutogenese, also zur Entstehung und Erhaltung von Gesundheit, beitragen. Daun, Manderscheid und Bad Bertrich sind anerkannte Kurorte.

Zwei Geoparks vermitteln die geologische Bedeutung der Region: der Natur- und Geopark Vulkaneifel als UNESCO Global Geopark und der Nationale Geopark Laacher See. Zum Vulkanpark der Osteifel gehören unter anderem das Besucherzentrum an der Rauschermühle, der Rauscherpark, vier Routen mit insgesamt 26 Stationen, das Deutsche Vulkanmuseum Mendig – Lava-Dome, das Römerbergwerk Meurin, Terra Vulcania in Mayen und das Deutsche Bimsmuseum in Kaltenengers. Der Geysir Andernach ist der weltweit höchste Kaltwassergeysir. Der Vulkanpark Brohltal/Laacher See informiert mit fünf Wanderrouten, dem Geologieerlebnisgarten in Engeln und der Museumsinsel in Weibern über Vulkanismus und Tuffabbau. In der Westeifel gehören unter anderem der Geopfad Hillesheim, die Vulkanroute, der Vulkanerlebnispfad bei Strohn, das Vulkanmuseum Daun, das Vulkanhaus in Strohn und das Maarmuseum Manderscheid zu den Bildungsangeboten. Die Deutsche Vulkanstraße verbindet 39 wichtige geologische, kulturhistorische und industriegeschichtliche Sehenswürdigkeiten und verknüpft die beiden Nationalen Geoparks der Eifel.