Occurrence of maar-diatreme volcanoes

GeoLines 

15 (2003)

76

GeoLines 

15 (2003)

77

1975). In addition, Kilian Crater is a trachytic maar (with a small 

spine of trachyte in its centre), and a number of the trachytic 

domes of the Chaîne des Puys became emplaced, in a second, 

magmatic phase, inside an initial trachytic maar (Camus 1975).

Karstic  limestones.  Special  remark  has  to  be  made  on 

karstic limestone environments. The Miocene olivine melilitite 

Swabian Alb  Volcanic  Field  in  southern  Germany  formed  on 

karstic  Upper  Jurassic  limestones  (Fig.  3)  which  were  karstic 

already  in  Miocene  time  (Lorenz  1979,  1982a).  Out  of  about 

350  monogenetic  volcanoes  there  formed  almost  only  maar-

diatreme  volcanoes.  The  Eisenrüttel  in  all  probability  was 

a lava lake occupying an initial maar (Keller et al. 1990). And 

the Grabenstetten  dyke  could  have  supplied  scoria  cones  and 

some lava flows (Lorenz 1982a). All other localities represent 

maar-diatreme volcanoes (Lorenz 1979, 1982a), thus there was 

so much karst groundwater that the ultrabasic magma had hardly 

a chance  to  reach  the  surface  without  interacting  explosively 

with groundwater. Other karstic limestone areas which support 

maar-diatremes are found in the northern Hegau Volcanic Field 

(Keller et al. 1990), in the Causses, Massif Central, France, and 

in several kimberlite volcanic provinces in China (Zhang et al. 

1989).  The diamondiferous  Mbuji  Mayi  kimberlite  maar-dia-

treme volcano in Kasai, Congo, also formed within a sedimentary 

series containing karstic limestones (Demaiffe et al. 1991).

Late intrusives and extrusives. Magnetic traverses across 

most maars in the West Eifel (Büchel 1984, 1987, 1988, 1993), 

however, demonstrate that about 40 % of the maars are associ-

ated with local magnetic anomalies of higher intensity than the 

rest of the near-surface diatreme fill and crater fill. These highs 

point to local magmatic deposits underneath the present crater 

floors indicating that, at the end of the phreatomagmatic maar-

diatreme activity, magma must have intruded these diatremes 

to near-surface levels. In many instances magma probably also 

erupted magmatically onto the former crater floor, the scoria or 

lava lake being now covered by post-eruptive deposits (Büchel 

1984).  The  gravimetric  and  magnetic  investigation  of  the 

Pulvermaar by Diele (2000a, b) also points to a late magmatic 

activity in that particular crater.

Maar  lakes. After  the  eruptions  ended,  the  maar  craters 

filled with groundwater and surface water because the craters 

undercut the previous level of the valley floors (Fig. 1). Only 

the youngest maars still contain a lake, especially when they 

are large enough and cut off from a potential influx of fluvial 

sediments. The older and the smaller younger maar-crater lakes 

are filled by post-eruptive sediments of various kinds and the 

maar craters ultimately change into “dry” maar craters.

Scoria cones or lava lakes with an initial maar. Zones 

of structural weakness also exist underneath the valley slopes 

and on Tertiary and Pleistocene plateau areas between the val-

leys,  as,  e.g.,  in  the  Eifel  (Lorenz  and  Büchel  1980,  Büchel 

1984).  Judging  from  the  volcanoes  formed  on  these  zones 

they were less hydraulically active than those underneath the 

valleys. When in the West Eifel ultrabasic magma rose along 

or cut across hydraulically active zones of structural weakness 

outside the valleys, this also resulted frequently in phreatomag-

matic activity and formation of maar-diatreme volcanoes. At 

almost all of these localities (with the exception of the three 

above mentioned maars), an initial maar-forming phreatomag-

matic  phase  was  followed  by  a  magmatic  phase  which  pro-

duced a scoria cone in the initially formed maar (Fig. 4). This 

volcano  type  was  called  scoria  cone  with  an  initial  maar  by 

Lorenz  and  Büchel  (1980).  Some  initial  maars  are  relatively 

Fig. 3.  A diagram showing the relationship between centres 

of diatremes and valley pattern (perennial streams or 

dry valleys) in the Swabian Alb. The Swabian Alb is 

underlain by karstic limestones of Upper Jurassic age. 

The centres of diatremes are taken from Maeussnest 

1974.

Fig. 4.  Tephra-ring deposits from the Hasenberg volcano in 

the  Quaternary  West  Eifel  Volcanic  Field  (Lorenz 

and Büchel 1980). Typical maar tephra rich in Lower 

Devonian  rock  clasts  (sandstones,  slates)  formed  in 

an initial phreatomagmatic phase and is overlain by 

scoria formed by the following magmatic phase. Thus 

a scoria cone formed within an initial maar. Hammer 

for scale.

---

GeoLines 

15 (2003)

76

GeoLines 

15 (2003)

77

small in size and others are comparatively larger which implies 

that at the various sites there was relatively shorter or longer 

availability  of  groundwater  and  thus  shorter-  or  longer-lived 

explosive phreatomagmatic activity prior to a change over to 

magmatic activity which occurred when magma still kept ris-

ing while little or no groundwater remained available. In the 

West Eifel, outcrop-dependent, out of about 200 scoria cones, 

approximately two thirds show an initial maar phase. The large 

number of maars and initial maars (and phreatomagmatic phas-

es within scoria cones) in the West Eifel – and also in the East 

Eifel Volcanic Field with a smaller number of maars but a large 

number of initial maars (Schmincke 1977) – points out that the 

shear availability of groundwater in hydraulically active zones 

of structural weakness is very conducive to phreatomagmatic 

explosive activity when magma rises along or intersects such 

zones of structural weakness.

Root zones in hard-rock aquifers. The root-zone explo-

sion  chambers  discussed  above  are  formed  by  shock  waves 

generated by the thermohydraulic explosions. Thus the energy 

imparted  to  the  hard  rocks  surrounding  the  site  of  explosion 

produces  intensive  fragmentation  of  the  surrounding  country 

rocks.  Radially  outward,  the  newly  generated  fractures  will 

decrease in number per unit rock volume but the existing joints 

and  faults  may  become  slightly  widened  because  the  shock 

waves seem to lead to a slight decrease in rock density in the 

immediate surroundings of diatremes (Diele 2000a, b) imply-

ing a slight reorientation of blocks with respect to each other. 

Opening of other hydraulically active zones of structural weak-

ness in the near vicinity of the main zone of structural activity 

will give access to new sources of groundwater even when the 

amount of water is not large. Thus the thermohydraulic explo-

sions create new access of groundwater to the explosion sites 

(Lorenz 2000a, c, Lorenz and Zimanowski 2000, Lorenz and 

Kurszlaukis  in  press). At  the  maars  on  the  valley  floors,  the 

hydraulically  active  zone  of  structural  weakness  underneath 

the valley floor in all probability will still represent the main 

conduit for groundwater to the explosions, as at these maars the 

thermohydraulic explosions are active from the beginning to 

the end of the eruptive activity. Away from the valleys, howev-

er, there is almost always a change over from phreatomagmatic 

maar eruptions to magmatic scoria production.

Soft-rock environment

A  soft-rock  environment  implies  unconsolidated  sediments 

which are water-saturated up to, or close to, the surface. The 

lack of cement makes all coarser sediments (sands, pebble beds, 

unconsolidated breccias) a pore aquifer with a high permeabil-

ity.  Syn-sedimentary  or  post-sedimentary  but  pre-diagenetic 

volcanic activity in areas underlain by water-saturated uncon-

solidated  sediments  occurs  in  continental  rift  zones,  molasse 

basins, late orogenic basin-and-range provinces or coastal sedi-

mentary deposits. 

Well-known  late  orogenic  basin-and-range-type  grabens 

exist in southeastern, central, western and southwestern Europe 

in  the  late  Variscan  basin-and-range  province  (Lorenz  and 

Nicholls  1976,  1984). These  grabens  contained  more  or  less 

thick  accumulations  of  water-saturated  unconsolidated  sedi-

ments and most grabens also saw syn-sedimentary volcanism 

Fig. 5.  Typical bedded upper-level pyroclastic deposits from 

the  Rödern  diatreme  in  the  Carboniferous-Permian 

Saar-Nahe Basin, SW Germany (Lorenz 1971, 1972). 

Juvenile clasts are well visible. The matrix between 

the  juvenile  clasts  contains  many  individual  mine-

ral  grains  derived  from  the  Carboniferous-Permian 

country  rocks  which  at  the  time  of  volcanism  were 

water-saturated and unconsolidated. Thus the Carboni-

ferous-Permian sediments at the time of synsedimen-

tary  volcanism  in  the  Saar-Nahe  Basin  represented 

a typical soft sediment environment. The left tephra 

became oxidized and the right tephra became reduced 

during the diagenesis. In the left tephra, imbrication 

of juvenile clasts indicates deposition by base surges.

Fig. 6.  A block of feldspar-bearing sandstone which synerup-

tively subsided in the Rödern diatreme in the Carbo-

niferous-Permian Saar-Nahe Basin, SW Germany (Lo-

renz 1971). The inside of the block contains dykelets 

and stringers of tephra containing juvenile ash grains 

and lapilli (bright in colour) showing that the present-

ly  indurated  sandstone  block  was  not  indurated  yet 

at the time the diatreme formed in the Carboniferous-

Permian times. Thus, at the time of diatreme forma-

tion, the block subsided in the diatreme as a block of 

unconsolidated sand.

---