Geologische und tektonische Entwicklung von Mauritius / Vulkanismus auf La Réunion
Madeleine Dubiel, Bastian Bauer, Katrin Wolfer


Phasen der geologischen Entwicklung
auf Mauritius

Geologische und tektonische Entwicklung von Mauritius

Die Insel Mauritius liegt im Indischen Ozean etwa 800 km östlich von Madagaskar. Sie hat eine Fläche von 1.865 km² bei einer Länge von 65 km und einer Breite von 47 km. Sie gehört zur Inselgruppe der Maskarenen, zusammen mit ihrer circa 180 km entfernten Nachbarinsel Reunion. Die Bildung beider Inseln basiert auf Vulkanismus durch einen Hot Spot. Dabei werden heiße basaltische Magmen aus dem Erdmantel nach oben in die Lithosphäre transportiert. Beim Lavaaustritt im marinen Bereich entstehen Seamounts, die beim Wachstum über den Meeresspiegel hinaus zu Inseln werden. Durch die tektonisch verursachte Bewegung der Lithosphärenplatte überden ortsfesten Hot Spot hinweg werden Inselketten gebildet, wie die der Maskarenen. Mauritius begann vor 10 Mio. Jahren auf einer Unterwasserplattform als Schildvulkan zu wachsen. Dies geschah in vier Phasen (siehe Abb.)Die älteste Phase stellt die so genannte Brekkzien-Serie dar, die im Zeitraum von 10 bis 5 Mio. Jahren vor heute gebildet wurde. Vor etwa 8 Mio. Jahren tauchte Mauritius dann aus dem Meer auf. Vor 7,6 bis 5 Mio. Jahren folgte die Alte Lava Serie, die ebenfalls einen Vulkanschild formte. Daran schloss sich eine 1,5 Mio. dauernde destruktive Phase an, während der die Erosion angreifen und das Relief formen konnte. Zwischen 3,5 und 1,7 Mio. Jahren vor heute bildete sich die Frühe Lava Serie und schließlich folgte die Rezente Lavaserie. Diese kann noch unterteilt werden in die mittlere Serie, die vor 0,7 bis 0,5 Mio. Jahren entstand, und die jüngste Serie, die
vor 100.000 Jahren bis 20.000 Jahren gebildet wurde. Danach erlosch die vulkanische Tätigkeit auf Mauritius. Die Frühe Lavaserie und die Rezente Lavaserie bildeten keine vollständigen Schichtvulkane aus, sondern füllten die älteren Negativformen auf.
Die verschiedenen Aktivitätsphasen waren immer wieder durch Ruhephasen unterbrochen, in denen es zu intensiver Erosion kam. In den jüngsten vulkanischen Serien wurde Lava aus 26 Kratern entlang einer Nord- Nord-Ost – Süd-Süd- West-Achse (Grand Bassin, Trou aux Cerfs, Curepipe Point, Bar le Duc, L’Escalier, Forbach Hill) gefördert. Noch heute sind Reste der Förderschlote erkennbar, wie Trou aux Cerfs. Das Gestein, das bei dem Vulkanismus hauptsächlich auftrat, war Basalt in unterschiedlicher Variation.


Geologische Karte von Mauritius (Atlas of Mauritius)
Die älteren Serien sind vor allem in den hügeligen Bereichen der Insel im Norden, Nord-Osten und Süd- Osten zu finden. Aufschlüsse der mittleren Serien sind im südwestlichen Teil der Insel zu finden. Die jüngeren Serien treten hauptsächlich auf dem zentralen Plateau und in den Ebenen auf. Grundsätzlich vollzieht sich die Reliefgenese vulkanischer Schilde in drei Phasen, die nach dem jeweils dominierenden Erosionsprozess benannt werden. Zunächst kommt es zu der Zerschneidung des vulkanischen Schildes durch fluviale Prozesse. Aufgrund der hohen Wassergängigkeit des vulkanischen Gesteins dauert es jedoch Jahrtausende, ehe sich ein oberflächlicher Abfluss etablieren kann, während chemische Verwitterung sehr viel schneller angreifen kann. Es bildet sich ein radiales Entwässerungssystem konsequenter Flüsse. Bei den geradlinig verlaufenden Flüssen überwiegt zunächst die Tiefenerosion, so dass Kerbtäler eingeschnitten werden und den Vulkanschild in Zylindersegmente teilen. Im weiteren Verlauf gewinnen die Prozesse der Hangrückverlegung an Bedeutung. Die Kerbtäler werden lateral erweitert und die Zylindersegmente verkleinert. Es entstehen scharfe Grate, die wiederum weiter erniedrigt werden. Schließlich wird die Erosion bestimmt durch den Lösungsabtrag und die ursprüngliche Schildform sukzessive eingeebnet.

 

Vulkanismus auf La Réunion

Die Insel La Réunion gehört zur Inselgruppe der Maskarenen und geht auf vulkanische Aktivität zurück. Der Vulkanismus, dem die Insel seine Entstehung erdankt, wird jedoch nicht durch eine Plattengrenze bestimmt, sondern beruht auf einem Hot Spot. Die Hotspot-Hypothese wurde 1963 von Tuzo WILSON entwickelt und später von James MORGAN (1972) erweitert und verallgemeinert. Die Theorie geht von einem im Mantel fest verankerten Schmelzbereich aus, der aufsteigendes Material aus Tiefen des Erdmantels an die Erdoberfläche befördert Diese Manteldiapire sind ca. 200 °C heißer als der sie umgebende Mantel. In einem schmalen zylinderförmigen Bereich steigt das aufgeschmolzene Material nach oben, durchdringt die Lithosphäre und fließt an der Oberfläche als Lava aus.


Schematischer Aufbau des Piton des Neiges (MONTAGGIONI, L. 1988)
Diese auch als Plumes bezeichneten Gebilde sind im Mantel stationär verankert und somit unabhängig von den Lithosphärenplatten. Die Quelle des Hot Spots
muss sich in tiefen Bereichen des Erdmantels befinden. Als sicher gilt die Tatsache, dass Hot Spots relativ ortsfest sind. Dies wird beim Betrachten der vulkanischen Inselketten deutlich. Je weiter die Insel vom aktuellen Vulkanismus entfernt ist, desto älter ist sie. Entfernt sich eine Insel zu weit vom Hot Spot, reißt die Verbindung zum Manteldiapir ab und die Aktivität ist beendet. Das Hot Spot-System von Réunion stellt eines der größten linearen Hot Spot- Systeme der Erde dar . Es reicht von den Dekkan-Trapps über die Malediven, die Tschagos Inseln, den Saya de Malha Bänken des südlichen Maskarenenplateaus bis nach Mauritius und La Réunion. Der Indische Ozean wurde zwischen auseinanderstrebenden Kontinenten geboren. Am Boden des Indischen Ozeans erstrecken sich verschiedene Vulkangebirge. Die entstandenen Rücken bilden einen etwas zerknautschten dreiarmigen Stern, dessen Zentrum 2.200 km östlich von Madagaskar liegt. Von dort aus treiben die Afrikanische-, die Antarktische-, die Indo-Australische und die Arabische Platte auseinander. Nach geologischen Zeitbegriffen ist der Indische Ozean sehr jung. Vor rund 200 Millionen Jahren zerfiel der Superkontinent Pangäa in einen Nordkontinent „Laurasia“ und einen Südkontinent „Gondwanaland“.
Als die Kontinente weiter zerbrachen wuchs zwischen ihren Bruchstücken der Indische Ozean heran. Den Beginn der Vulkankette, die den Maledivenrücken und somit die Insel La Réunion bildeten, sehen Geologen auf dem Dekkan-Plateau in Indien, wo vor rund 65 Millionen Jahren enorme Lavamassen aus der Erde brachen. Zwischen den Trapp- Basalten des Dekkan und dem aktiven Hot Spot von La Réunion besteht eine Verbindung in Form von submarinen Vulkaninseln. Mit Hilfe der Paläomagnetik wurde herausgefunden, dass der Dekkan-Trapp etwa 30° südlich gebildet wurde, also unweit der heutigen Lage von Réunion. Die gesamte Kette , die sich über 5.000 km hinzieht, wird dem Hot Spot unter La Réunion zugeschrieben. Auf Réunion bildete dieser Hot Spot zwei Vulkanberge, den Piton des Neiges vor ca. 5 Millionen Jahren und den Piton de la Fournaise vor ca. 53.000 Jahren, heraus.
Piton des Neiges
Mit 3.070 m ist der Piton des Neiges der höchste Berg bzw. Vulkan der Insel. Seine Entstehung liegt etwa 5 Millionen Jahre zurück und erfolgte vorerst submarin. Vor ca. 2,1 Millionen Jahren erhob sich die Insel mit dem Piton des Neiges aus dem Meer. Er bildete sich durch 4 Förderphasen. 1. Phase: Sie ist gekennzeichnet durch das Entstehen der submarinen Basis.

Die Entstehungsphasen des Piton de la Fournaise (schematisch) (MONTAGGIONI, L. 1988)
 Diese Gesteine sich noch heute im geologisch tiefsten Bereich der Insel, also den durch Erosion zerschnittenen Cirques zu finden. Dabei handelt es sich hauptsächlich um sehr dunkle und olivinreiche Basaltagglomerate und basaltische Breccien. Dieses Basement wird auch als „Older Oceanite Series“ (UPTON 1982) bezeichnet und wird von zahlreichen Intrusionen durchzogen. Die Gesteine sind stark zeolithisiert, d. h. sekundär umgewandelt. Die Intrusionen, die in den Cirques teilweise zu Tage treten, sind Plutonite. Es handelt sich hierbei um Peridotit, Gabbro, Monzonit und Syenit. 2. Phase: Die unter subaerischen Bedingungen stattfindende Phase „Younger Oceanite Series“ begann vor ca. 2,1 Millionen Jahren und hielt bis ca. 450.000 Jahre vor heute an. Gefördert wurden Basalte, Olivinbasalte und Ozeanite. Die Eruptionen waren durch ruhiges Ausfließen der Laven gekennzeichnet. Sie erschufen einen ersten großen Schild, dessen Gipfel auf über 4.000 m Höhe über NN geschätzt wird (REINL 1986). Die Gesteine dieser Phase bilden den Kern des Massives und stehen unter anderem noch im Norden der Insel zwischen St. Denis und dem Cirque de Mafate an der Oberfläche an. Auch die Bildung der ersten Caldera mit einem Durchmesser von 30 km fällt möglicherweise in diese Phase. In der Folgezeit kam die vulkanische Aktivität für 100.000 Jahre zu einer reliefbildenden Ruhepause. 3. Phase: Diese Phase dauerte von 350.000 Jahren bis 70.000 Jahren vor heute und brachte vor allem Andesite, Trachyte und Basalte an die Oberfläche. Diese Gesteine resultieren aus der fortgeschrittenen Differentiation des Magmas. Die durch explosive Eruptionen gekennzeichnete Phase, auch als „Differntiated Series“ bezeichnet, erschuf einen neuen, zweiten Schildvulkan, dessen Gipfelhöhe wiederum auf ca. 4.000 m über NN geschätzt wird (REINL 1986). Die überwiegende Fläche der Hänge des heutigen Piton des Neiges besteht aus Gesteinen dieser Phase. In dieser Eruptionsphase kam es auch zur Bildung einer zweiten Caldera, mit einem Durchmesser von rund 15 km und 400 bis 600 m Tiefe. 4. Phase: Diese vierte und letzte Phase des Ausbruchszyklus war relativ kurz. Der jetzige Gipfel des Piton des Neiges stellt den zum Stromboli-Typ zählenden Vulkankegel dieser Eruption dar.

Piton de La Fournaise
Die effusiv geförderten Laven des Piton de la Fournaise resultieren aus Eruptionen des hawaiianischen Typs. Hierbei handelt es sich um Basalte und Ozeanite. Die Entstehung vollzog sich in 4 Eruptionsphasen. Phase 1 begann submarin vor 530.000 Jahren und endete vor etwa 290.000 Jahren mit der Entstehung einer
ersten großen Caldera, der Caldera des Rempart (FRETZDORFF 1997).Nach einer etwa 70.000 Jahre langen Aktivitätspause, begann Phase 2 vor ca. 220.000 Jahren. Das Ende wird auf etwa 41.000 Jahre vor heute festgelegt. In der nachfolgenden vulkanischen Ruhephase kam es zur Bildung des Caldera des Sables, der zweiten Caldera, deren westliche Begrenzung der Rempart de la Plainedes Sables darstellt (FRETZDORFF 1997). Eruptionsphase 3 begann vor etwa 19.000 Jahren und endete etwa 4.500 bis 3.500 Jahre vor heute (FRETZDORFF 1997). In ihrem Verlauf verfüllte sich die Caldera des Sables. Am Ende dieser Phase steht die Bildung der dritten und letzten Caldera, der Caldera Enclos Fouqué . Ihr Einbrechen stellt den Übergang zur vierten noch aktiven Phase dar (MONTAGGIONI 1988). Der rezente Vulkanismus der Phase 4 ist durch eine regelmäßige alle 1 bis 2 Jahre auftretende Aktivität gekennzeichnet und beschränkt sich auf das Innere der Caldera Enclos Fouqué, die sich geringfügig vergrößerte. Der heutige Piton de la Fournaise beinhaltet zwei Zentralkrater, zum einen den 1791 entstandenen Cratére Bory, zum anderen den östlich davon gelegenen 1.100 m x 750 m großen Cratére Brulant oder Cratére Dolomieu, der zwischen 1931 und 1934 entstand. Hier befindet sich die Zone der Hauptaktivität des Vulkans, wobei sich viele Eruptionen an kleineren Parasitärkratern (Adventivkratern) und Spalten der Zentralkrater oder innerhalb der Calderen zutragen. Die geförderten Laven sind Pahoehoe-Laven und Aa-Laven, deren Ströme sich teilweise bis an die Küste ziehen . Gespeist wird der heutige Vulkan von einem Magmareservoir 1 bis 3 km unterhalb des zentralen Kegels (FRETZDORFF 1998).

Überwachungsnetz Piton de la Fournaise ( www. educeth.ch/stromboli)

Überwachung des Vulkanes
Seit 1979 existiert in der Plaine des Cafres das Observatorium „Vulkanoloquie“, welches zum Institut für Physik von Paris gehört. 1980 wurden erste Elemente
eines Überwachungsnetzes installiert. Heute umfasst das Netz ca. 50 Stationen mit ca. 100 Messinstrumenten Mit diesem Netz werden zwei große Ziele verfolgt. Zum einen dient es der Erforschung der Funktionsweise und der Entwicklung von Vulkanen. Zum anderen sollen damit eine Überwachung der Aktivität des Piton de la Fournaise sowie die Beobach-tungen seiner Ausbrüche und Lavaergüsse erfolgen. Die Überwachung wird durch 4 Netze gewährleistet:

- das seismologische Netz
- das Netz zur Beobachtung von Verformungen
- das Radonnetz
- das Magnetnetz.

Die Signale, die durch die Instrumente empfangen werden, gelangen über Relais ins Observatorium und werden dort ausgewertet. Durch die Aktivität des Fournaise kam es im Laufe der Jahre immer wieder zu neuen Ausbruchsstellen.
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