Occurrence of maar-diatreme volcanoes

GeoLines 

15 (2003)

74

GeoLines 

15 (2003)

75

of these volatiles, respectively to intensive fluidization proces-

ses (Clement 1982, Clement and Reid 1989, Kilham et al. 1998, 

Kirkley et al. 1998, Field and Scott Smith 1999, Scott Smith 

1999). The individual magmatic models vary quite remarkably. 

Nevertheless, it has to be realized that, regardless of the model 

on the formation of these maar-diatreme volcanoes, any model 

has to comply with the laws of physics and should be supported 

by respective experiments. With respect to the phreatomagmatic 

model, experiments show that kimberlite or carbonatite melts 

can  interact  explosively  with  water  (Kurszlaukis  et  al.  1998, 

Lorenz  et  al.  1999).  Experiments  supporting  the  magmatic 

model for the formation of maars and diatremes have not been 

performed yet.

Hard-rock and soft-rock environments of maar-dia-

treme volcanoes

Two  principally  different  environments  exist  with  respect  to 

the source of groundwater interacting with the dyke magma: 

groundwater  in  hard-rock  environments  and  groundwater  in 

soft-rock  environments.  Several  combinations  of  these  envi-

ronments are possible as will be discussed below.

Hard-rock environment

Joint aquifers. Hard rocks as such are more or less imperme-

able  with  respect  to  the  groundwater  flow  required  for  start-

ing  and  supporting  the  phreatomagmatic  explosive  activity 

of maar-diatreme volcanoes at the level of the top end of the 

respective feeder dyke. Hard rocks, however, are cut by joints 

and faults, many of which are hydraulically active. Thus hard 

rocks represent the so-called joint aquifers. Hydraulic activity 

of these zones of structural weakness varies in respect of their 

orientation relative to the respective stress field (Lorenz 1973, 

Lorenz and Büchel 1980, Büchel 1984, 1993). In regions where 

hard rocks are uplifted, the zones of structural weakness are 

more  hydraulically  active  and  more  readily  eroded  into  val-

leys  (Lorenz  1973,  1982b,  Lorenz  and  Büchel  1980,  Büchel 

1984). This is not to suggest that joints and faults outside the 

valley floors are not hydraulically active, but they are less so 

than  those  underlying  valley  floors.  The  particular  zones  of 

structural  weakness  that  result  in  valley  formation  are  used 

preferentially by water from many ordinary springs and from 

thermal, mineral, and CO

2 

springs on their way to the surface. 

Hydrogeology, balneology and economic use of CO

2 

make use 

of  this  relationship.  In  karstic  areas  like  the  Swabian Alb  in 

southern Germany, most sinkholes/dolines are located in valley 

floors also pointing to preferential hydraulic activity beneath 

the floors of former water courses (Lorenz 1982a, Lutz et al. 

2000).

The  classic  maar  region  of  the  world,  the  West  Eifel,  is 

underlain by Devonian shales, slates, sandstones, greywackes, 

limestones,  dolomites,  and  Lower  Triassic  sandstones,  thus 

hard  rocks  of  various  kind.  Because  of  the  Tertiary  and  es-

pecially  Quaternary  uplift,  the  Eifel  is  highly  dissected  by 

more or less deep valleys (Illies et al. 1979, Fuchs et al. 1983). 

Especially in areas underlain by Lower Devonian rocks there 

is not enough groundwater supply available for the local com-

munities in the area. Nevertheless, out of the c. 270 (except for 

3 phonolites) ultrabasic alkalibasaltic to foiditic monogenetic 

volcanoes  of  the  Quaternary  West  Eifel  Volcanic  Field  with 

the exception of 3 maars all other 67 maars are cut into val-

ley floors, many even at the head of a valley, no matter if the 

eruptive fissure at depth followed the respective valley trend 

or  cut  across  the  valley.  The  available  exposures  in  most  of 

these maars show that phreatomagmatic eruptions were active 

in these maar-diatreme volcanoes from the beginning to the end 

of their activity; at least this is what the tephra rings preserved 

from erosion indicate. It is very rare that magmatic eruptions 

were  active  between  the  phreatomagmatic  eruptions  (Lorenz 

and Zimanowski 2000). This relationship in the groundwater-

poor West Eifel also points to the fact that groundwater was 

available underneath the valley floors but it also demonstrates 

that the structural zones of weakness lying underneath the re-

spective valleys were hydraulically active enough to support 

the phreatomagmatic activity of the maar-diatreme volcanoes 

from the very beginning to the very end of the local eruptive 

activity.

Other  areas where  hard  rocks  form  the country rocks  and 

where maar-diatreme volcanoes are frequently localized in val-

leys  are,  e.g.,  volcanic  fields  in  the  Massif  Central  in  France 

(Camus 1975), the Swabian Alb in southern Germany (Fig. 3; 

Lorenz 1982a, Keller et al. 1990, Lutz et al. 2000), and the kim-

berlites in Lesotho, southern Africa (Nixon 1973, 1995). Despite 

the  fact  that  the  valleys  in  their  present  depth  and  shape  are 

younger  than  the  diatremes,  the  present  valleys  are  successor 

valleys of earlier valleys cut down on hydraulically active zones 

of structural weakness due to regional uplift. Thus if the present 

valleys are the result of erosion on hydraulically active zones of 

structural weakness then the maar-diatremes at their time of for-

mation in all probability formed on the same zones of structural 

weakness.

The Ukinrek East Maar erupted in 1977 on the saddle be-

tween two shallow little valleys following the trend of a fault 

zone  exposed  in  the  crater  walls  of  the  maar  (Büchel  and 

Lorenz 1993). And the Nilahue resp. Carran Maar in southern 

Chile erupted in 1955 in a valley and even collected intermit-

tently surface water from a small stream in its crater (Müller 

and Weyl 1956, Illies 1959). It has to be stated, however, that 

there  do  not  have  to  be  valleys  in  order  for  maar-diatreme 

volcanoes  to  form,  it  is  the  availability  of  groundwater  in 

hydraulically active zones of structural weakness which is re-

quired. Nevertheless, it is in uplifted areas that most of these 

hydraulically  active  zones  of  structural  weakness  get  shaped 

into valleys by erosion.

In  many  of  the Tertiary  volcanic  fields  of  Central  Europe 

which  formed  in  diverse  hard-rock  environments  (granitoids, 

gneisses, schists, basalts, sandstones, limestones, etc.) there exist-

ed a great many basic to ultrabasic maars and also initial maars, 

the latter with either scoria cones or lava lakes (Bussmann and 

Lorenz 1983, Lorenz 1985, 1998, Keller et al. 1990, Suhr and 

Goth 1996, 1999, Suhr 2000, Cajz et al. 2000). In the Quaternary 

volcanic  field  of  the  Chaîne  des  Puys  in  the Auvergne,  maars 

and initial maars are associated with the basic magmas (Camus 

---