Vulkanismus in Libyen

Einleitung

In Libyen gibt es vier Vulkangebiete:

1. Gharian-Komplex (Alter: Basalte 52 – 3,5 Ma / Phonolithe 40,7 – 37,9 Ma)
2. Jebel as-Sawda (Alter: 12,3 – 10,5 Ma)
3. Jebel Haroudj (Alter: 5,33 Ma – subrezent / rezente Fumarolentätigkeit)
4. Jebel Nuqay / Jebel Eghei (Alter: Miozän/Pliozän)(Klitzsch, 1967, 1968; Piccoli, 1971; Busrewil & Wadsworth, 1980 a; Pawellek, 2007).

Bis auf den Gharian-Komplex liegen alle Vulkane Libyens in der Sahara. Der am besten bekannte, jüngste und am häufigsten besuchte Vulkan Libyens ist die Schildvulkan-Caldera des Wau an-Namus in der Sarir Tibesti (Zentralsahara). Der Jebel Haroudj bildet neben dem Tibesti das größte Vulkangebiet der Sahara.
Die Entstehung der libyschen Vulkangebiete hat zwei wesentliche Ursachen:

1.  Intensive Riftprozesse, die von Auseinanderbrechen des Pangäa-Kontinents ausgelöst wurden und sich mit Ruhephasen vom oberen Perm bis in das Miozän erstreckten (Pawellek, 2007).
2. Die Existenz eines lange Zeit stationären Mantleplumes (Hot Spot) unter der afrikanischen Platte, der mindestens ab der Unterkreide aktiv gewesen sein muss (Klitzsch, 1968).

Diese Annahme wird sowohl von der Existenz gewaltiger Flutbasalte in Libyen, als auch der chemischen Zusammensetzung der Laven mit meist sehr niedrigen SiO2-Werten gestützt (Piccoli, S. 329; Busrewil & Wadsworth, 1980 a).

Da Mantleplumes heißer sind als der sie umgebende obere Erdmantel, weisen sie eine geringere Dichte auf als dieser und können vom Mantel in die Kruste aufsteigen. Trifft der Plume-Kopf auf die Unterseite der Lithosphäre, wird diese teilweise aufgeschmolzen und damit ausgedünnt. Dies führt zur Extension bestimmter Krustenbereiche und in der Folge zur Bildung von Gräben (Rifts). Das aufsteigende Magma wird dabei nicht aus Kratern, sondern aus Spalten eruptiert, wobei seine Aufstiegswege entlang vorgezeichneter Bahnen innerhalb der Erdkruste, so genannter Tiefenstörungen, verlaufen. In Libyen ist dies ein System intrakontinentaler Schwellen und Rifts, das bereits im Paläozoikum (Unterkambrium bis Unterkarbon) angelegt wurde und ab der Unterkreide eine Reaktivierung erfahren hat (Klitzsch, 1968, 1970; Knetsch, 1950). Im Verlauf der meist effusiven Eruptionen wurde der kreidezeitliche bzw. eozäne Untergrund periodisch, innerhalb kürzester Zeit (Tage) weiträumig überflutet.
Alle vier Vulkangebiete Libyens befinden sich in oder am Rande tektonischer Gräben, die an Hochgebiete (Schwellen) angrenzen. Hierbei hat der Hun-Graben im Sirte Becken für den Vulkanismus die größte Bedeutung. Er erstreckt sich in NW-SE Richtung über eine Distanz von fast 2.000 Km, bei einer Breite von 25 – 40 Km und einer Sprunghöhe der Grabenwände von rund 300 m (Klitzsch, 1968).
Morphologisch überwiegen in den libyschen Vulkangebieten Flut- bzw. Plateaubasalte, denen jüngere Schildvulkane, Schlackenkegel, Maare und Pit-Krater aufsitzen. Letztere entstanden durch den Kontakt von Magma mit Grundwasser im Anschluss an die Bildung der Flutbasalte1. Ein erster Höhepunkt der Fördertätigkeit wurde an der Grenze Eozän / Oligozän (Gharian-Komplex) erreicht, ein zweiter im Miozän (Jebel as Sawda, Jebel Eghei) und ein dritter im Pliozän (Jebel Eghei, Jebel Haroudj). Verbindet man die Vulkangebiete Libyens mit einer Linie, wird deutlich, dass sie alle mehr oder weniger derselben Schwächezone angehören. Dabei liegen die ältesten Vulkane im NW, die jüngeren im SE.
 

Förderprodukte

Die Vulkane Libyens sind geologisch gesehen relativ junge, kontinentale Intraplattenvulkane, deren Entstehung in die Zeitspanne zwischen dem Eozän und dem Holozän bzw. der prä-historischen Vergangenheit fällt (ca. 55 Ma bis wenige 1.000 Jahre vor heute).
Ihre Förderprodukte gehören der atlantischen Sippe an, dabei handelt es sich um Basalte, Basanite, Tephrite, Phonolithe und Trachyte. Solche Gesteine sind typisch für kontinentale tektonische Grabenzonen. Basalte sind in Libyen fast immer Alkalibasalte, mit normativem Olivin und Pyroxen sowie Feldspäten. Feldspatvertreter (Nephelin, Leucit, Sodalith) finden sich u.a. in den Basaniten des Gharian-Komplexes. Die Basalte und Basanite weisen eine Tendenz zu Hawaiit (basaltartiges Gestein mit Plagioklas und Olivin, das typisch ist für Ozeaninseln) auf. Der Charakter aller libyschen Vulkanite ist alkalin, teilweise liegen Übergänge in den kalkalkalinen Bereich vor (Rittmann, 1981; Piccoli, 1971). Lediglich im Gharian-Komplex finden sich höher differenzierte Phonolithe und Trachtye. Phonolithe und Trachyte treten in Libyen morphologisch als Dome (Gharian-Komplex) in Erscheinung (Piccoli, 1971).
Morphologisch überwiegen in Libyen die Laven. Pyroklastite (Aschen, Lapilli und Tuffe) fehlen hingegen fast vollständig.

Jebel Haroudj

Die Haroudj ist das jüngste und mit einer Fläche von ca. 45.000 Km² zugleich das bedeutendste Vulkangebiet Libyens. Mehr als 1200 Einzelvulkane soll es hier geben (Richter, 1954). Karl-Friedrich Hornemann (1772 – 1801), der dieses Gebiet im Jahre 1798 auf seiner legendären Reise von Kairo nach Murzuq als erster Europäer durchquerte, beschrieb seine Eindrücke folgendermaßen:

„Wahrscheinlich hat das Gebirge sein jetziges zerrüttetes und schaudervolles Aussehen vulkanischen Ausbrüchen zu verdanken. Seine Höhe ist nirgends, selbst nicht auf den Gipfeln, sehr beträchtlich. Das ganze Gebirge ist von schmalen fruchtbaren Tälern durchzogen, deren Boden ein weißer Sand ist, in denen man aber auch hin und wieder Wasserplätze, einzeln stehende Bäume und reichliches Futter für die Thiere findet“. (Hornemann, 1802).

Der arabische Begriff „Al Haroudj“ bedeutet „Der Berg“. Die Masse der zwischen oberem Miozän und Holozän geförderten Gesteine ist den Basalten zuzurechnen. Jüngere Pyroklastite zeugen daneben von Eruptionsereignissen des hawaiianischen bis strombolianischen Typus (Klitzsch, 1968; Németh et al., 2003).
Der nördliche Teil des Jebel Haroudj wird als Haroudj al-Aswad (schwarze Haroudj oder „Black Mountain“) bezeichnet und nimmt etwa 6/7 des Gesamtterritoriums dieser Vulkanprovinz ein. Für den südlichen Teil hat sich die Bezeichnung Haroudj al-Abiyad (weiße Haruj oder Kalk-Haruj) eingebürgert. Hier konzentrieren sich in einem 70 x 7 Km breiten Streifen mehr als 120 Eruptionszentren (siehe Übersichtsskizze am Ende dieses Beitrages). Über den Vulkanismus dieses Gebietes war bis vor kurzem so gut wie nichts bekannt. Neuere Forschungen ungarischer Wissenschaftler (Németh et al., 2003 und 2004) belegen jedoch auch für dieses Gebiet zahlreiche interessante Vulkanbauten und einen bis in das Holozän hinein aktiven Vulkanismus.
Den äußersten Vorposten der Haroudj bildet der ca. 30 Km von ihrem Ostrand entfernte vulkanische Neck Gleb el Barut.

Bis in die 1960er Jahre hinein galt die Haroudj praktisch als nicht passierbar, obwohl von Desio (1936), Kanter (1940), Richter (1942) und Bellair, Freulon und Lefranc (1952) unternommene Pionierfahrten gezeigt hatten, dass zumindest Teildurchquerungen dieses riesigen Gebietes entlang der alten Karawanenpisten sowie der von Hornemann 1798 gewählten Route möglich sind (vgl. Richter, 1954). Erst durch die intensive Erdölexploration in den kreidezeitlichen Sedimenten des Sirte-Beckens wurde Näheres über die Haroudj, ihren morphologischen Aufbau und den petrografischen Charakter ihrer Gesteine bekannt (Klitzsch, 1968). Neben dem rezent bzw. subrezent tätigen Fumarolenfeld am Jebel Kebrit (Schwefelberg) erwiesen sich dabei die westlich des Ölförderfeldes „En Naga“ liegenden Einbruchskrater und Pit-Krater („Black Holes“), die teils durch Erosion, teils durch den Kontakt zwischen Magma und Grundwasser entstanden und Gegenstand einer von Verfasser im März 2007 initiierten Expeditionsreise waren, als besonders interessant (zu dieser Expeditionsreise und ihren Ergebnissen befindet sich ein gesonderter Beitrag in Vorbereitung).

Wau an Namus

Auch die Aktivität des Caldera-Schildvulkans Wau an-Namus, dessen Ausbrüche wahrscheinlich erst vor 5.000 bis 800 Jahren stattgefunden haben, belegt ein jüngeres Alter der Vulkantätigkeit in diesem Teil der libyschen Sahara.

Obwohl die letzte Eruption des Wau an-Namus trotz fehlender historischer Belege mit hoher Wahrscheinlichkeit in prä-historischer Zeit erfolgte und die Bildung der Caldera nicht mehr als 10.000 Jahre zurück liegt, wird dieser bemerkenswerte Vulkan in keiner offiziellen Statistik als „aktiv“ geführt (vgl. Simkin & Siebert, 1994). Bei den eruptiven Vorgängen, die vor wenigen tausend bis maximal etwa 800 – 1.000 Jahren zur Bildung des Schlackenkegels führten, wurde der Grundwasserspiegel angeschnitten, wodurch im Inneren der Caldera insgesamt vier verschiedenfarbige Seen entstanden, die vor allem Zugvögeln in diesem ultra-ariden Teil der Sahara eine vorübergehende Heimstatt bieten. Zur hochdiversen Vogelwelt des Wau an-Namus ist auf die von Hering in jüngster Vergangenheit durchgeführten Untersuchungen hinzuweisen (Hering, 2009). Neben Laven und Pyroklastika wurden durch den Wau an-Namus Vulkan auch Salzschlammströme gefördert, die vor allem an seiner Südwestseite aufgeschlossen sind. Hier finden sich auch mehrere Sekundärkrater („Salzkrater“) mit oligozänen Austernfaunen (Ostrea maximus sp.).
Aufgrund der inzwischen stark angewachsenen Frequentierung des Wau an-Namus durch den Wüstentourismus (Befahrung der Caldera mit 4WD`s und Motorrädern, Auf- und Abstiege in die Caldera auf nicht festgelegten Wegen, Besteigungen des Schlackenkegels, Aufsammlung von Olivin-Kristallen im Schlackenkegel, Vermüllung) hat dieser einzigartige Vulkan innerhalb von nur 15 (!) Jahren irreparable Schäden erlitten. Die wahrscheinlich größte gleichzeitige Ansammlung von Touristen erlebte der Wau an-Namus anlässlich einer totalen Sonnenfinsternis am 29.03.2006. Hier wird, wie an so vielen Orten dieses einmalig schönen Wüstenlandes deutlich, dass Natur- und Geotopschutz in Libyen trotz wachsender Touristenzahlen keine große Rolle spielen.
1 Libyen besitzt in der Zentralsahara bedeutende Vorkommen fossilen Grundwassers, das ein Relikt vergangener
Feuchteperioden darstellt.