Occurrence of maar-diatreme volcanoes

GeoLines 

15 (2003)

72

GeoLines 

15 (2003)

73

bedded  tephra  beds  of  the  tephra  ring  represent  the  proximal 

tephra deposits and point to the number of eruptions of the maar-

diatreme volcano. From the foot of the tephra ring, very thinly 

bedded tephra extend outwards in a thin veneer for up to a few 

hundreds of km and represent the distal tephra deposits.

Size  of  diatremes.  Geophysical  exploration  and  drilling 

as well as investigation of the country-rock clasts in the maar 

tephra give evidence that maars are underlain by diatremes (e.g., 

Hawthorne 1975, Lorenz and Büchel 1980, Lorenz 1982a, Bü-

chel 1984, 1987, 1988, Büchel et al. 1987). Exposed diatremes 

may be several tens of metres to over 1.5 km wide and less than 

100 m to over of 2.5 km deep. In hard rocks as is known from 

diamondiferous kimberlite mines in South Africa they frequently 

dip inward at average angles of 82° (Hawthorne 1975). The dia-

treme fill consists of volcaniclastics, subsided blocks of country 

rocks and a variable amount of intrusive rocks. The volcaniclas-

tics themselves comprise:

1. phreatomagmatic  tephra  beds  in  the  upper  diatreme  levels, 

especially in the larger diatremes, with characteristics as oc-

curring in the tephra ring, and 

2. reworked pyroclastics in the upper but more prominently in 

the lower diatreme levels, derived from the tephra ring and 

the walls of the maar crater. 

3. In  addition,  the  diatreme  fill  contains  phreatomagmatic  te-

phra occupying various vertically orientated channels which 

represent enlarged original feeder vents through which the 

tephra clouds were rising to the surface. 

4. The diatreme may also contain large blocks and rock slices of 

country rocks subsided from higher stratigraphic, resp. high-

er structural levels compared to the country rocks in the dia-

treme walls.

Historic maars. Despite the frequency of maar-diatreme volca-

noes in volcanic fields and other volcanic environments, only 

very  few  maar-diatremes  formed  in  historic  times. The  most 

recent ones are the Nilahue maar, resp. Carran, which formed 

in Chile in 1955 (Müller and Weyl 1956, Illies 1959), Iwo Jima, 

Japan, formed in 1957 (Corwin and Foster 1959), the Ukinrek 

Maars,  which  formed  in Alaska  in  1977  (Kienle  et  al.  1980, 

Self  et  al.  1980,  Büchel  and  Lorenz  1993,  Ort  et  al.  2000) 

and the Westdahl maar which formed on the Aleutian Islands 

in 1978 (Wood and Kienle 1990). The maars best studied du-

ring and after their eruptions were the Ukinrek Maars (Kienle 

et al. 1980, Self et al. 1980, Büchel and Lorenz 1993, Ort et 

al. 2000). The Ukinrek West Maar formed within 3 days; its 

crater  was  finally  175 m  wide  and  35 m  deep.  Ukinrek  East 

Maar formed in the following 8 days and, after its syneruptive 

growth, reached a diameter of 340 m and a depth of 70 m. Both 

Fig. 1.  Schematic diagram of a maar-diatreme volcano show-

ing its feeder dyke, root zone, overlying cone-shaped 

diatreme (with the lower level showing unbedded volca-

niclastics and the upper level showing a saucer-shaped 

structure  with  primary  pyroclastic  beds  interbedded 

with  beds  derived  from  reworking  of  mostly  tephra-

ring pyroclastic beds), an unconformity in the bedded 

sequence because of a collapse phase, feeder vents in 

the centre of the diatreme, the maar crater with its pos-

teruptive  background  sediments  and  debris  flow  and 

turbidite beds, as well as the proximal tephra ring and 

the distal tephra veneer. Scale: width equals depth.

Fig. 2.  Schematic  growth  of  a  maar-diatreme  volcano.  Du-

ring phreatomagmatic explosions the associated shock 

waves fragment the country rocks in what becomes 

an  explosion  chamber  and,  less  intensively,  the sur-

rounding country rocks. A number of such explosion 

chambers form the irregular-shaped root zone. The dia-

treme and the maar crater grow by downward  pene-

tration  of  the  root  zone  and  consequent  phases  of 

collapse, resulting in a larger and deeper diatreme and 

a larger and deeper maar crater. Scale: width equals 

depth.

---

GeoLines 

15 (2003)

74

GeoLines 

15 (2003)

75

craters were filled more (East Maar) or less (West Maar) with 

a lake. Judging from the comparison of the life span of active 

scoria cones and maars and their respective sizes, it is highly 

conceivable that maars with large diameters and high depths of 

the respective maar crater were active for months or even years 

and that maars grow in size the longer they are active (Lorenz 

1985, 1986).

Formation of maar-diatreme volcanoes

The phreatomagmatic model. The complex process chain in 

the formation of maar-diatreme volcanoes has been analysed in 

a number of recent papers (Lorenz 1985, 1986, 1998, 2000a–c, 

Zimanowski 1986, 1992, 1998, Lorenz et al.1990, 1994, 1999, 

2002, Fröhlich et al. 1993, Zimanowski et al. 1995, 1997a–c, 

Büttner  and  Zimanowski  1998,  Ort  et  al.  2000,  Lorenz  and 

Kurszlaukis  in  press)  and  thus  will  be  reviewed  only  briefly 

here.

In  principal,  the  maar-diatreme  volcanoes  form  when 

magma,  irrespective  of  its  chemistry  (Lorenz  et  al.  1994), 

rises through the feeder dyke and, close to surface, interacts 

explosively with groundwater. The interacting magma–ground-

water  volume  leads  to  brittle  fragmentation  of  the  involved 

magma  volume  and  the  consequent  shock  waves  generated 

by these thermohydraulic explosions have the quality to frag-

ment the surrounding country rocks (Zimanowski et al. 1997c, 

Kurszlaukis et al. 1998, Zimanowski 1998, Lorenz et al. 1999, 

2000,  2002,  Lorenz  and  Zimanowski  2000).  The  generation 

of  water  vapour  from  the  interacting  groundwater  leads  to 

further  fragmentation of  the  magma  surrounding  the  interact-

ing  magma–groundwater volume  and  to  the  rise  towards  the 

surface  of  the  eruption  cloud  thus  generated. At  the  surface, 

further decompression of the eruption cloud towards ambient 

pressure and consequent condensation of large amounts of wa-

ter vapour lead to fallout of the dominant part of the tephra and 

its deposition on the crater floor and on the surrounding surface 

by base surges, ballistic transport and some minor tephra fall. 

Depending on the pre-eruptive topography and interstitial water 

derived from the phreatomagmatic eruptions and/or from rain-

fall, the tephra-ring deposits may collapse during crater growth 

and form lahars, thus thicker accumulations on the crater floor. 

If  deposited  on  steep  relief  outside  the  crater,  these  deposits 

may also form lahars in nearby valleys or in other depressions. 

The distal tephra deposits in the near vicinity of the tephra ring 

may still contain base-surge material and some ballistics but 

going outwards, depending on the wind activity, ash falls (and 

rapidly  decreasing  lapilli  falls)  from  eruption  clouds  drifting 

away from the maar crater rapidly dominate the distal deposits. 

These distal deposits may extend up to several hundreds of km 

away from the maar crater.

The primary thinly bedded base surge, ballistic and tephra-

fall deposits inside the diatreme are interbedded with thick te-

phra beds that represent redeposited tephra, i.e. sediments, vol-

canogenic debris flows and mudflows. These lahars are derived 

from the moist thinly bedded pyroclastic beds by syneruptive 

collapse of arcuate slices of the tephra ring onto the inner crater 

walls and consequent flow onto the floor of this depocentre.

The actual thermohydraulic explosions occur at the top end 

of  the  feeder  dyke  and  result  in  a  near-spherical  fragmented 

space,  the  so-called  explosion  chamber  (Fig. 1  and 2;  Lorenz 

2000a, c, Lorenz and Zimanowski 2000, Lorenz and Kurszlau-

kis  in  press).  Partial  evacuation  of  the  clasts  and  fragmented 

dyke magma from the region of the explosion chamber by the 

rising eruption cloud leads to a mass deficiency above the feeder 

dyke. Downward penetration of the explosion site (Lorenz 1985, 

1986, 1998) leads to a series of interconnected explosion cham-

bers one below another and in part also laterally next to each 

other (following mostly the trend of the feeder dyke) and thus to 

the irregularly shaped root zone (Fig. 2). The total mass deficit 

in  this  root  zone  ultimately  leads  to  increasing  rock  mechani-

cal instability of the overlying country rocks and the diatreme. 

After  this  instability  exceeds  a  critical  value,  a  collapse  of 

the overlying rock volume into the root zone takes place in order 

to  compensate  the  mass  deficit.  The  collapsing  material – in 

response  to  the subsiding  volume  of  rocks  overlying  the  root 

zone – represents a cone of subsidence like a sinkhole; i.e., the 

diatreme  previously  overlying  the  root  zone  top  end,  with  its 

lowermost  part  reaching  into  the  root  zone,  collapses  further 

down into the root zone and by this process engulfs the top part 

of the root zone (Lorenz and Kurszlaukis in press). The root zone 

consequently looses its former upper levels. Since the zone of 

subsidence propagates upward towards the Earth’s surface, the 

Earth’s surface also has to subside and a crater of subsidence 

origin is consequently formed: the maar crater (Fig. 2). Renewed 

explosions, further downward penetration of the root zone and 

more eruptions result in a subsequent phase of increasing mass 

deficit  and  collapse.  As  long  as  magma–groundwater  interac-

tion continues, these repeated collapse phases result in repeated 

growth phases of the conically shaped diatreme and also in re-

peated growth of the maar crater (Fig. 2).

From  the  first  collapse  phase  onwards  the  maar  crater 

represents  a  depocentre  collecting  crater-wall  debris  falling 

and flowing onto the crater floor. As long as the maar crater is 

rather small, the growth of the crater results in undercutting of 

crater-walls and of the inner parts of the overlying tephra ring. 

Collapsing country rocks, i.e. rock falls, rock slides, scree, and 

lahars from collapsing arcuate slices of the tephra ring will col-

lect on the crater floor. From a certain size of the maar crater 

onwards  the  crater  floor  will  also  represent  a  depocentre  for 

pyroclastic deposits, i.e., base surge and impact as well as a few 

tephra fall deposits. Thus primary tephra beds, country rock de-

bris of various kind, and reworked tephra will form alternating 

beds on the crater floor and jointly subside towards depth in 

the growing diatreme and consequently they will get overlain 

by further primary pyroclastic deposits and sediments derived 

by collapse of the tephra-ring deposits and underlying country 

rocks. Note that the site where bedded tephra occur now in a 

diatreme is the site reached after subsidence and not the site 

where they had been deposited originally.

The magmatic model. It has to be stated, however, that – in 

contrast  to  this  author’s  model – a  number  of  authors  favour 

a magmatic  model  especially  for  the  formation  of  kimberlite 

and carbonatite maars and diatremes and relate their formation 

to very volatile-rich magmas and aspects of explosive exsolution 

---