eschweizerbartxxx

*Anschrift der Autoren:Dipl.-Geol. Nadine Seib (nadine.seib@uni-jena.de), Prof. Dr. Jonas Kley (jonas.kley@uni-jena.de), Dipl.-Geol. Jewgenij Torizin (torizin@web.de), Dipl.-Geol. Ina Zander (ina.zander@uni-jena.de), Dipl.-Geol. Andreas Goepel (andreas.goepel@uni-jena.de), Prof. Dr. Georg Büchel (georg.buechel@uni-jena.de), Institut für Geowissenschaften, Friedrich-Schiller-Universität Jena, Burgweg 11, D-07749 Jena.

Z. dt. Ges. Geowiss., 159/4, S. 657–670, 10 Abb., 2 Tab., Stuttgart, Dezember 2008 Artikel

DOI: 10.1127/1860-1804/2008/0159-06571860-1804/0159-0657 $ 6.30

© 2008 E. Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, D-70176 Stuttgart

Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

Nadine Seib, Jonas Kley, Jewgenij Torizin, Ina Zander, Andreas Goepel & Georg Büchel*

Seib, N., Kley, J., Torizin, J., Zander, I., Goepel, A. & Büchel, G. (2008): Identifi kation vulkanischer Formen in einem digi-talen Geländemodell (DGM) der Westeifel. [Identifi cation of volcanic landforms in a Digital Terrain Model (DTM) of the Westeifel.] – Z. dt. Ges. Geowiss., 159: 657–670, Stuttgart.

Kurzfassung: Ein Digitales Geländemodell (DGM 50) der westlichen Eifel (6°26’ E bis 7° 22’ E und 50° 2’ N bis 50° 22’ N) wurde mit Methoden der Fernerkundung und digitalen Reliefanalyse bearbeitet, um die känozoischen Vulkanfelder zu analysieren. Die Formcharakteristiken bekannter Vulkane wurden als Grundlage für die statistische Analyse der DGM-Da-ten und die Hervorhebung der Vulkanformen verwendet. Durch die Bearbeitung konnten fast alle bekannten quartären und ein Teil der tertiären Vulkane abgebildet werden. Daneben wurden ähnliche Strukturen hervorgehoben, die zum Teil mit einiger Sicherheit noch nicht erkannte Vulkane darstellen. Die beschriebenen Verfahren erlauben es, die Lage und Form von Vulkanen aus Fernerkundungsdaten schnell und weitgehend vollständig zu erfassen. Sie eignen sich damit besonders für noch wenig erforschte und schwer zugängliche Gebiete, liefern aber selbst in eingehend untersuchten Vulkanfeldern wie der Westeifel noch neue Aspekte.

Abstract: A Digital Terrain Model (DGM 50) of the Westeifel area (6°26’ E to 7° 22’ E and 50° 2’ N to 50° 22’ N) was processed with methods of remote sensing and digital image analysis in order to investigate the Cenozoic volcanic fi elds. The morphological characteristics of known volcanoes were taken as the basis for a statistical analysis of the DTM data aimed at highlighting volcanic structures. The resulting images reveal nearly all known Quaternary and part of the Tertiary volcanoes. Apart from these, similar structures are accentuated which in part are very likely to represent volcanoes not rec-ognized before. The methods described here allow to rapidly and almost completely determining the locations and shapes of volcanoes from remote sensing data. They are thus particularly suited for poorly investigated and inaccessible areas, but yield new aspects even in intensely studied volcanic fi elds such as the Westeifel.

Schlüsselwörter: Digitale Höhenmodelle, Fernerkundung, GIS, Eifel, Vulkanismus, Maare

Keywords: digital terrain models, remote sensing, GIS, Eifel, volcanism, maars

1. Einleitung

Das känozoisch gebildete Vulkanfeld der Westeifel sitzt dem variszisch deformierten Untergrund des Rheinischen Schildes auf (Büchel & Mertes 1982, 1994, Mertes 1983, Murawski et al. 1983, Meyer 1988, Schminke 2004, Fekiacova et al. 2006; Abb. 1). Die heutige Landschaft der Eifel ist von ihrer langen Entwicklungsgeschichte geprägt. Es spiegeln sich in der Morphologie zum Teil die NE–SW verlaufenden Falten wider, die während der variszischen Orogenese gebildet wurden (325–300 Ma im Rheinischen Schiefergebirge; On-cken et al.2000). Der Einfl uss der variszischen Struktur auf die Oberfl ächenform wird in Abbildung 1 besonders deutlich am Südostrand des Rheinischen Schildes sichtbar. Die vor-herrschenden Kluftsysteme wurden vermutlich zum Ende

der Faltung oder bei der Exhumierung der Gesteine parallel und senkrecht zu den Faltenachsen angelegt. Seit dem späten Paläozoikum wurde die Oberfl äche des Rheinischen Massivs weitgehend eingeebnet (Garcia-Castellanos et al. 2000). Im heutigen Relief sind noch Reste alter Pedimentfl ächen zu sehen. Weitere Störungssysteme wurden in der Folgezeit un-ter mehrmaliger Änderung des tektonischen Regimes (Dèzes et al. 2004, Ziegler & Dèzes 2005, 2006) angelegt, zeigen sich aber morphologisch nur wenig. Die von vulkanischer Aktivität geprägten Landschaftsformen heben sich von allen anderen Reliefformen durch ihre ringförmigen oder radialen Strukturen ab. Die Erosionsvorgänge verwischen teilweise die jungen Vulkanformen im Gebiet und heben Strukturen des Untergrundes hervor, so z. B. die Kluftsysteme und die Falten. Devonische Kalksteine und die nahezu fl achlie-

eschweizerbartxxx

658 Nadine Seib et al.

genden triassischen Sedimentgesteine neigen zur Bildung spezieller Erosionsformen, die sich durch ihre weniger eng-ständige Gliederung von denen des übrigen Gebiets unter-scheiden.

Starke Vegetation und Bodenbedeckung erschweren im Gelände die detaillierte Kartierung vulkanischer Formen. Die ersten erkannten Vulkane waren deshalb solche mit be-sonders deutlichen Restformen. Dazu gehörten Schlacken-kegel, die wegen ihrer Verwitterungsresistenz positive Reli-efformen bilden, relativ junge Maare mit gut erhaltenem Außenwall sowie tertiäre Basaltgänge und Relikte tief abge-tragener Diatreme. Zahlreiche weitere Maare wurden später auf topografi schen Karten anhand sogenannter Kesseltäler lokalisiert und durch magnetische Messungen bestätigt (Lo-renz & Büchel 1980, Büchel 1984).

Maare, die stark erodiert und von quartären Sedimenten überdeckt sind, zeigen sich nur schwach im Relief und sind ohne Hilfsmittel schwer zu erkennen. In dieser Arbeit ver-wenden wir Methoden der Fernerkundung und der digitalen Bildbearbeitung, um in einem Digitalen Geländemodell (DGM) mittlerer Aufl ösung (40 m x 40 m) Vulkanformen

von anderen Reliefformen visuell zu trennen. Die neuen DGM-Daten und die Möglichkeiten der digitalen Bearbei-tung erlauben es, die für Maare charakteristischen Relief-formen statistisch hervorzuheben. Für die Analyse müssen zunächst diejenigen Hauptmerkmale der vulkanischen Struk-turen ausgewählt werden, die für die digitale Datenverarbei-tung verwendet werden können.

2. Die Vulkanform als Suchkriterium

Das Vulkanfeld der Westeifel setzt sich zusammen aus 273 (257 sichere und 19 fragliche bzw. vermutete) Eruptions-zentren, die überwiegend durch kleinere Schlackenkegel, Lavaströme und unterschiedlich große Maare repräsentiert werden. Untergeordnet treten Tuffringe, Schlackenringe und Tuffschlote auf. (Die Anzahl und Zuordnung der Vul-kantypen folgt einer unveröffentlichten Kompilation von A. Goepel, die früher publizierte Aufnahmen [Büchel & Mertes 1982, Büchel 1994] erweitert). Über die Hälfte der 68 Maare in der Westeifel entstanden in Folge kontinuier-

Abb. 1: Lage des Vulkanfeldes der Westeifel im variszischen Rheinischen Massiv. Schattierte SRTM 90-Höhendaten überlagert mit geolo-gischer Karte (verändert nach digitaler geologischer Karte; Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe 2003, Zitzmann & Grünig 1987). Eruptionszentren der Westeifel nach Büchel & Mertes (1982), Eruptionszentren der Hocheifel nach Huckenholz & Büchel (1988), Eruptionszentren der Osteifel nach Viereck (1984). Weiße Isolinien zeigen die Hebung des Rheinischen Massivs (in m) während der letzten 800 000 Jahre (Schäfer et al. 2005). Quelle der SRTM-Daten: http://srtm.csi.cgiar.org.

Fig. 1: Location of the western Eifel volcanic fi eld within the Variscan Rhenish Massif. Shaded SRTM 90 elevation data overlaid with geological map (modifi ed from digital geological map; Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe 2003, Zitzmann & Grünig 1987). Eruption centers of the Westeifel volcanic fi eld after Büchel & Mertes (1982); eruption centers of the Hocheifel volcanic fi eld after Huckenholz & Büchel (1988); eruption centers of the Osteifel volcanic fi eld after Viereck (1984). White contour lines denote uplift of the Rhenish Massif (in m) during the last 800 000 years (Schäfer et al. 2005). Source of the SRTM data: http://srtm.csi.cgiar.org.

eschweizerbartxxx

659Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

licher phreatomagmatischer Eruptionen. Die andere Hälfte zeigt kleine Schlackenkegel innerhalb des Kraters oder am Kraterrand, die in der Hauptphase (z. B. Schönfelder Maar, Pulvermaar) oder Schlussphase der Vulkanaktivität (z. B. Geeser Maar) gebildet wurden (Büchel 1993). Ein Maar ist ein vulkanischer Kegel mit einem schalenförmigen Krater von bis zu zwei Kilometer Durchmesser (Lorenz 2003), der sich in das umgebende voreruptive Substrat und syn-eruptiv in den entstehenden ringförmigen Außenwall, den Tephra-Ring aus pyroklastischem Material, einschneidet (Abb. 2; Németh 2001, Büchel 1993). Büchel & Mertes (1982) unterschied fünf Erhaltungsstadien von Maaren (Abb. 2):

Die erste Form, das Initialstadium (Abb. 2a), ist durch einen geschlossenen, ringförmigen Wall charakterisiert, der einen scharfen Grat, steile Hänge von 20–35° Neigung und einen ausgeprägten Gefälleknick an seinem Außenrand zeigt. Dieser Form kann man innerhalb des Untersuchungsgebietes allenfalls das Pulvermaar zuordnen, obwohl die Gefällekni-cke und die Neigungen im Innenhang bereits deutlich abge-schwächt sind und quartäre Ablagerungen den tieferen Teil des Kraters aufgefüllt haben.

Die zweite Maarform (Abb. 2b) hat ebenfalls relativ steile Hänge, weist jedoch schon weichere Formen auf. Gut erhalten und erkennbar sind Fragmente des Außenwalls und Ringstrukturen des Kraters. Ebenso ist die ausgeprägte Nei-gungsänderung an der Basis und am Kraterrand des Maars zu beobachten. Gerade diese Form bildet die Grundlage zur Erkennung von Resten und Fragmenten weniger gut erhal-tener Maare. Beispiele dieser Form sind das Meerfelder Maar (mindestens 28 000 Jahre alt), sowie Weinfelder Maar, Gemündener Maar und Schalkenmehrener Maar (im Hoch-glazial der letzten Eiszeit entstanden).

Das dritte Erosionsstadium (Abb. 2c) hat das geringste topografi sche Relief. Stark abgetragene und von jüngeren Ablagerungen überdeckte Maare sind nahezu vollständig an die Umgebung angeglichen. Nur eine fl ache kreisförmige Vertiefung und schwach ausgeprägte ringförmige Senkungs-strukturen können noch auf das Vorhandensein eines Maars hinweisen (z. B. Jungferweiher-Maar).

Das vierte Stadium zeigt sich wieder deutlicher im Relief (Abb. 2d) und besitzt eigene Erkennungsmerkmale. Nach der vollständigen oder teilweisen Abtragung des Außenwalls wird die Form des Maars durch aktives Einschneiden von Tälern gegliedert, was die ursprüngliche Kreisform sehr stark verwischt. Das führt zur Bildung der sogenannten Kes-seltäler. Der ehemalige Tuffwall ist bei Kesseltälern nur noch in Resten erhalten bzw. bereits vollständig abgetragen. Eine Identifi zierung des topografi sch stark veränderten Maares bei der geologischen Kartierung ist deshalb schwierig (Bü-chel 1987). Allerdings ist das radiale Muster des Gewässer-netzes ein indirektes Kriterium für eine vulkanische Depres-sion (z. B. Geeser Maar).

Das fünfte Erosionsstadium (Abb. 2e) ist eine positive Reliefform, die einem spitzen Konus entspricht. Dieser ist häufi g annähernd kreisrund und hat relativ steile Hänge, ist

aber deutlich kleiner als die Maare. Diese Form tritt nur bei den tief erodierten tertiären Vulkanen auf.

Vier der fünf beschriebenen Erosionsformen bilden lo-kale Senken im Relief. Die fünfte ist durch eine lokale Erhe-bung charakterisiert. Auch Gänge, Schlackenkegel und Tuff-wälle oder ihre Fragmente bilden positive lokale Relief-formen. Die Mehrzahl der beschriebenen Vulkanformen ist durch kreisförmige und elliptische Strukturen oder Segmente davon charakterisiert. Die besser erhaltenen Formen weisen charakteristische Gefälleknicks auf. Stärker abgetragene Maare zeigen ein verzweigtes, spinnennetzartiges Flussnetz mit einer erhöhten Dichte der Wasserläufe pro Flächenein-heit und entsprechend erhöhter Häufi gkeit der Zusammen-fl üsse. Die ersten beiden Formen sind auch ohne zusätzliche Bearbeitung sehr gut in den DGM-Daten erkennbar. Das dritte und vierte Stadium kann nur durch Analyse der einzel-nen morphologischen Elemente deutlich dargestellt werden. Außer den Krümmungsformen sind hier auch radiale Ge-wässernetze von Bedeutung.

Abb. 2: Schema der posteruptiven Entwicklung eines Maars (Bü-chel 1993). a) Initialstadium; b) Seestadium; c) aufgefülltes Sta-dium; d) Ringwall und Kratersedimente erodiert; e) bis zur Wurzel-zone erodiert.

Fig. 2: Scheme of a maar volcano’s posteruptive evolution (Büchel 1993). a) initial stage; b) lake stage; c) fi lled stage; d) ring wall and crater sediments eroded; e) eroded down to the root.

eschweizerbartxxx

660 Nadine Seib et al.

3. Daten und Programme

Das Digitale Höhenmodell 50 (DGM 50) beschreibt das Re-lief der Erdoberfl äche durch ein regelmäßiges Punktraster, in dem jedem Rasterpunkt Lagekoordinaten und eine Höhe zu-geordnet sind. Das DGM 50 wurde 1990 aus den Höhenli-nien der topografi schen Karte 1 : 50 000 erzeugt und ist mit dem DHM M745 der Bundeswehr identisch. Es hat eine Hö-hengenauigkeit von ± 4–6 m, in Ausnahmefällen bis zu ± 25 m, bezogen auf ein 25 m x 25 m-Raster.

Die in dieser Arbeit verwendeten Daten stammen vom Bundesamt für Kartographie und Geodäsie. Die Daten wurden als ASCII-Datei geliefert und in ArcMap mit dem Kriging-Ver-fahren in Rasterdaten umgewandelt. Es handelt sich um ein thematisches Raster der Größe 45 km x 36 km mit den Koordi-

naten 6° 26’ ö. L., 7° 4’ ö. L.; 50° 22’ n. B., 50° 2’ n. B. Die Pixelgröße ist 40 m. Jedem Pixel ist ein Wert der Absoluthöhe zugeordnet. Die Statistik der Höhendaten zeigt Tabelle 1.

Die DGM-Daten (Transversal Mercator, Datum Bessel 1841) wurden im Wesentlichen mit den Programmen ENVI 4.3 (RSI) und ArcGIS 9.1 (ESRI) bearbeitet. Aus dem Paket ArcGIS wurden die Module 3D-Analyst, Spatial Analyst und ArcMap verwendet.

Tab. 1: Übersicht der statistischen Kennwerte des digitalen Höhen-modells.

Tab. 1: Overview of the statistical parameters of the DTM data.

Min Max Mittelwert Standardabweichung

132.8 699.0 470.7 68.4

Abb. 3: Lage der Maare, Tuffringe, Schlackenringe und Schlackenkegel in der Westeifel (Büchel 1994). Ebenfalls gezeigt sind die Kon-turen der tertiären Vulkane. Der Hintergrund ist eine Überlagerung des farbkodierten Höhenmodells mit dem halbtransparenten (40 %) geschummerten Relief. Man kann die Reliefformen gut erhaltener Maare und einige kesselförmige Strukturen erkennen.

Fig. 3: Location of maars, tuff rings, scoria rings and other volcanoes in the Westeifel (Büchel 1994). Also shown are contours of Tertiary volcanoes. Backdrop is a superposition of the colour-coded elevation model and the half-transparent (40 %) hillshade image. The relief forms of well-preserved maars and several bowl-shaped structures are discernible.

eschweizerbartxxx

661Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

4. Methoden und Ergebnisse

Die jüngeren, gut erhaltenen Maare (das zweite Erhaltungs-stadium) können relativ einfach, ohne großen Bearbeitungs-aufwand, aus den DGM-Daten sichtbar gemacht werden. Hier können einfachste Darstellungsmethoden wie Histo-grammtransformation (Soifer 2003) oder Falschfarben-Ko-dierung verwendet werden. Die Überlagerung des halbtrans-parenten, geschummerten Höhenmodells über den falschfar-ben-kodierten Originaldatensatz hebt diese Vulkanstrukturen deutlich hervor (Abb. 3).

Um die weniger gut erhaltenen Maare sichtbar zu ma-chen, wurden aufgrund der oben beschriebenen Charakteris-tiken schrittweise folgende Eigenschaften ausgewählt:– lokale Senken im Relief,– Rücken (Wälle) oder lokale Maxima der Höhe,– konvexe Flächen im oberen Hangbereich und konkave

Flächen an der Hangbasis (positive und negative Werte der Krümmungsprofi le; Abb. 4a, b),

– steile Hänge und fl acher Boden (Neigungswerte),– kreisförmige und elliptische Strukturen und ihre Seg-

mente,– radiale Strukturen.Die kombinierte Analyse der durch digitale Bearbeitung her-vorgehobenen Elemente erlaubt es, die bereits bekannten

Abb. 4: Schematische Darstellung von Krümmungsformen im Pro-fi l und in der Kartenansicht eines Maars. a) Ein Maximum der Krümmung ist ein positiver Extrempunkt der Krümmungsfl äche, an dem alle Nachbarwerte kleiner sind. Minimum ist ein negativer Ex-trempunkt der Krümmungsfl äche, an dem alle Nachbarwerte größer sind. Neigung (Slope) ist der gegen die Horizontale gemessene Winkel des Gefälles. b) Wölbung nach oben im Profi l (konvex im Profi l) oder nach außen in Neigungsrichtung im Plan (konvex in der Ebene) ist ein positiver Wert. Wölbung nach unten im Profi l (kon-kav im Profi l) oder gegen die Neigungsrichtung im Plan (konkav in der Ebene) ist ein negativer Wert.

Fig. 4: Schematic depiction of curvature types in the profi le and plan view of a maar. a) A curvature maximum is a positive extreme value where all neighbouring curvature values are more negative; a minimum is a negative extreme value where all neighbouring cur-vature values are more positive. Slope is the angle an inclined sur-face makes with the horizontal. b) Upward convex profi le curvature and plan curvature convex in slope direction have positive values; upward concave profi le curvature and plan curvature concave in slope direction have negative values.

Abb. 5: a) Neigungsraster des Höhenmodells. Neigungswerte über 10 Grad erscheinen hell. Gelber Pfeil zeigt auf eine Ringstruktur mit relativ steilen Flanken nordnordöstlich des Geeser Maars und von ähnlichem Durchmesser wie dieses. Ebenfalls hervorgehoben sind radiale Flusstäler mit steilen Flanken um den Pelmer Tuffring („Pelmer T.“ in Abb. 5b). b) Derselbe Ausschnitt im farbkodierten Höhenmodell (Lage in Abbildung 3). Der Namensteil „Maar“ ist hier und in folgenden Abbildungen als „M.“ abgekürzt. T = Tuff-ring, S.r. = Schlackenring. Lage des Ausschnitts in Abbildung 3.

Fig. 5: a) Slope raster of the elevation model. Slope values in excess of 10 degrees are highlighted. Arrow points at a steep-sided circular structure NNE of the Gees Maar and of similar diameter as the lat-ter. Also evident are radial valleys with steep fl anks surrounding the Pelm tuff ring (“Pelmer T.” in Fig. 5b). b) The same area of the colour-coded elevation model (Location in Fig. 3). “Maar” is ab-breviated as “M.” in this fi gure and following ones. T = Tuff ring, S.r. = Scoria ring. Location in fi gure 3.

eschweizerbartxxx

662 Nadine Seib et al.

Maare und darüber hinaus ähnliche Strukturen zu erkennen, die weitere, bisher noch nicht entdeckte Maare darstellen können.

4.1. „Slope“ (Neigung)

Die Neigung wird als erste Ableitung der Höhe berechnet (Wood 1996). Sie beschreibt die Änderung der Höhe über eine bestimmte Distanz und wird in Grad angegeben. Die Distanz ist in diesem Fall die Größe des Pixels. Ein Fenster von 3 x 3 Pixel Größe wurde für die Berechnung der Nei-gung in jedem Pixel benutzt. Horizontale Flächen des Ras-ters haben Null Grad Neigung.

Für Maare sind bestimmte Hangneigungswinkel von 25–30 Grad und ein fl acher Boden, der durch Wasser oder Sedi-mentfüllung entsteht, charakteristisch (Büchel 1984, Németh et al. 2001, Mertes 1983). Im GIS-Programm wurden für das

Neigungsraster verschiedene Abfragen gemacht, z. B. wur-den alle Werte über 25 Grad, oder Werte zwischen 20 und 10 Grad Neigung schrittweise ausgewählt. Diese Berechnung der Neigungen des Originaldatensatzes (DGM) erbrachte für die bekannten Maare meist Hangneigungen von 4–16 Grad und nur für einzelne junge Maare Neigungen zwischen 25 und 29 Grad. Die Abnahme der Hangneigung korreliert gut mit steigendem Alter der Maare. Je jünger ein Maar ist, desto größer ist seine Hangneigung. Ausnahmen sind Maare, die in sich eintiefenden Tälern entstanden.

Schrittweise Auswahl der Hangneigungen als Suchkri-terium kann ebenfalls einzelne Strukturen hervorheben (Abb. 5). So kann unmittelbar nordnordöstlich des Geeser Maars eine Ringstruktur mit Hangneigungen größer 10 Grad erkannt werden, die aber keiner bekannten vulka-nischen Struktur zugeordnet werden kann. Nordwestlich des Geeser Maars ist eine Struktur mit radial angeordneten Flusstälern zu beobachten, deren Hänge ähnliche Nei-

Abb. 6: Das Raster des residualen Reliefs und die Vulkane der Westeifel (Büchel 1994; s. Legende). Zur Berechnung des residualen Reliefs siehe Abbildung 7. Mit einem roten Punkt markiert sind Vulkane, die mit Magnetfeldmessungen entdeckt wurden. Der rechteckige Rahmen zeigt die Lage von Abbildung 8.

Fig. 6: The residual relief surface and the western Eifel volcanoes (Büchel 1994; see legend). See fi gure 7 for the method of calculating residual relief. Volcanoes detected by magnetic fi eld measurements are marked with a red dot. Box shows the location of fi gure 8.

eschweizerbartxxx

663Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

gungen von mehr als 10 Grad aufweisen. Im Zentrum die-ser Struktur liegt der Pelmer Tuffring (Abb. 5b). Weitere Neigungsanalysen wurden für die Fläche des residualen Reliefs durchgeführt. Diese Analysen werden weiter unten beschrieben.

4.2. Hervorheben lokaler Senken durch Berechnung eines residualen Reliefs

Zahlreiche Untersuchungen haben gezeigt, dass die Eifel sich in einem Stadium der aktiven Hebung befi ndet (Illies et al. 1979, Garcia-Gastellanos et al. 2000, Schäfer et al. 2005; Abb. 1). Dies führt zu einer beschleunigten Erosion der Vul-kanbauten und zur Umgestaltung ihrer ursprünglichen Form. In Tälern gelegene Maare wurden durch die Prozesse der Taleintiefung sehr ungleichmäßig angegriffen, so dass ihre Formen sich den umgebenden Erosionsformen angeglichen haben. Das erschwert ihre Identifi kation auf der topogra-fi schen Karte. Die Extrahierung lokaler Senken aus dem Ge-ländemodell hebt die möglichen Lagen überdeckter und ero-dierter Maare hervor (Abb. 6).

Um die Senken im Relief hervorzuheben, wurde eine neue geglättete Fläche erstellt, die sich an die höchsten Elemente des Reliefs, also Rücken (Grate) und Gipfel, anlegt. Diese Flä-che wurde in zwei Schritten konstruiert: Zunächst wurden alle Rücken mit Hilfe des ENVI-Moduls „Topographic features“ als abgesonderte Elemente extrahiert. Diese Bearbeitung ba-siert auf der zweiten Ableitung der Geländehöhe.

Für Rücken gilt:δ2z

> 0,δ2z

= 0, (Wood 1996).δx2 δy2

Das auf diesem Weg erhaltene Raster wurde dann mit Hilfe von ArcMap in Punkte umgewandelt. Allen Punkten, deren Werte ungleich Null waren, wurden Originalhöhen zugeord-net. Die weitere Interpolation der Punkte zu einer Fläche wurde mit der Methode des natürlichen Nachbarn durchge-führt (ArcGIS 3-D Analyst). Die Differenz zwischen der ge-glätteten und der unbearbeiteten Geländeoberfl äche liefert das residuale Relief (Abb. 7). Die so erhaltene Fläche wurde für die weitere Bearbeitung nach der folgenden Gleichung modifi ziert:

GN

= GL*10 + 470

wobei GN

die neue Fläche, GL die Differenz zwischen der ge-

glätteten Fläche und dem Höhenmodell und 470 der Mittel-wert des Höhenmodells ist (Tab. 1).

In Abbildung 8 wird die Darstellung des unbearbeiteten Höhenrasters durch Graustufen (Abb. 8a) mit der Darstel-lung des residualen Reliefs und verschiedenen weiteren Be-arbeitungen verglichen, um die unterschiedliche Verdeutli-chung bestimmter Merkmale zu demonstrieren. Das Raster des residualen Reliefs hebt neben den Maaren auch andere negative Landschaftsformen hervor, wie Flusstäler, mulden-förmige Relikte tertiärer Verwitterungsformen und andere Strukturelemente, die lokale Senken bilden. Die Flusstäler und die durch bevorzugte Verwitterung von Schwächezonen, Störungen und gering resistenten Gesteinen entstandenen Geländeeinschnitte sind jedoch meist schmal und linear, während für Maare isometrische Formen charakteristisch sind. Isohypsen des residualen Reliefs verdeutlichen die Form der Depressionen und erleichtern die Lokalisierung maarähnlicher Strukturen (Abb. 8b).

ca. 7-fach überhöht

Abb. 7: a) Drei Profi le durch die Flächen des residualen Reliefs (unten, weiße Linie), des Höhenmodells (graue Linie), und des geglätteten Höhenmodells (grüne Linie). Die Fläche des residualen Reliefs wird als Differenz zwi-schen dem Höhenmodell und dem geglätteten Höhen-modell berechnet. Lage der Profi le in Abbildung 3. b) 3D-Darstellung des geglätteten Höhenmodells (blass-grün) über dem Höhenmodell (grau schattiert). Blaue Punkte zeigen die Lage von Rücken, denen die geglättete Fläche angepasst wurde.

Fig. 7: a) The profi le of residual relief (below, white line) is obtained as the difference between a profi le of the el-evation model (grey line) and that of the smoothed eleva-tion model (green line). Locations of the profi les are shown in fi gure 3. b) 3D view of the smoothed elevation model (pale green) above the elevation model (gray shading). Blue dots indicate the positions of ridges over which the smoothed surface was draped.

eschweizerbartxxx

664 Nadine Seib et al.

eschweizerbartxxx

665Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

Weitere Möglichkeiten, bestimmte Formeigenschaften zu unterstreichen, bietet das in ENVI enthaltene Modul für die Reliefanalyse („Topographic Modeling“), das automa-tische Berechnungen von Neigung („Slope“), Ausrichtung der Hänge („Aspect“), Reliefschummerung („Shaded Re-lief“) und verschiedenen Krümmungsparametern („Con-vexity“ bzw. „Curvature“) durchführt. Für die Analyse der Vulkanformen haben sich besonders die Anwendungen „Slope“, „Shaded Relief“, „Profi le Convexity“ sowie „Mi-nimum Curvature“ und „Maximum Curvature“ bewährt.

Wie unter 4.1. beschrieben, wurden Neigungen sowohl für das Höhenraster (Abb. 8c) als auch für die Fläche des residualen Reliefs (Abb. 8d) berechnet. Um den Kontrast für kleinere Formen weiter zu erhöhen, wurde das Raster des residualen Reliefs dann auf Werte zwischen 0 und 430 be-grenzt (Abb. 8e). Der Vergleich aller drei Neigungsraster (Abb. 8c, d, e) zeigt die zunehmende Verdeutlichung von Formen mit lokal steilen Hängen.

4.3. „Profi le Convexity“ (Krümmung in der Fallrichtung)

Weitere Flächen wurden unter Verwendung des Moduls „Profi le Convexity“ erstellt. „Profi le Convexity“ wird für ein vertikales Profi l der Fläche in Richtung der stärksten Nei-gung („aspect“-Richtung) berechnet und gibt die Änderung der Neigung an. Sie entspricht der zweiten Ableitung der Höhe oder der ersten Ableitung der Neigung (Wood 1996,

Roberts 2001); ihre Maxima bilden Knickpunkte des Gefäl-les ab.

Raster der „Profi le Convexity“ wurden für das ursprüng-liche DGM, die Fläche des residualen Reliefs und die Fläche der Hangneigungen des residualen Reliefs erstellt. In den Abbildungen 8f, g, h sind die Ergebnisse der drei Methoden für denselben Ausschnitt des Untersuchungsgebietes darge-stellt. Ein Vergleich der Abbildungen zeigt deutliche Unter-schiede. So zeigt z. B. die Umgebung des Flusstals im W noch keine abgegrenzten Ringstrukturen in Abbildung 8f, doch in Abbildung 8g erscheinen einige auffallende dunkle Bereiche mit angedeuteter heller ringförmiger Umrandung. Diese Strukturen sind in Abbildung 8h noch wesentlich ver-stärkt. Abbildung 8h hebt den Rand des Dreiser Weiher-Maars am deutlichsten hervor und zeigt außerdem auf sei-nem Boden eine ringförmige Struktur, die mit dem Umriss konzentrisch ist. Vergleichbare Muster unterstreichen auch die ringförmigen Strukturen, die durch die Bearbeitung sichtbar gemacht wurden.

4.4. „Maximum Curvature“ (Maximale Krümmung)

Das „Maximum Curvature“-Verfahren ermittelt Hoch-punkte der „Profi le Convexity“-Fläche (vgl. Abb. 4a). Je-weils der höchste Grauwert innerhalb einer 3 x 3-Umge-bung der „Profi le Convexity“-Matrix bildet das lokale Ma-ximum. Die „Maximum Curvature“-Berechnung sondert

Abb. 8: Das Digitale Höhenmodell (DGM) und verschiedene Bearbeitungen. a) Raster der unbearbeiteten DGM-Höhendaten; DM = Drei-ser Weiher-Maar. b) Raster des residualen Reliefs mit Höhenlinien. c), d), e): verschiedene Neigungsraster: c) der DGM-Daten, d) des re-sidualen Reliefs, e) des residualen Reliefs für Werte 0–430. f), g), h): Raster der Profi le Convexity: f) des DGM, g) des residualen Reliefs, h) für das Neigungsraster des residualen Reliefs. i) Maximum Curvature des DGM. j) Rot-Grün-Blau-(RGB)-Farbkombination mit den Bändern R: Addition von Maximum Curvature und geschummertem Relief, G: residuales Relief, B: Profi le Convexity. Weitere Erläuterun-gen im Text.

Fig. 8: The digital terrain model (DTM) and different processing results. a) Raster of the original elevation data; DM = Dreiser Weiher Maar. b) Raster of the residual relief with contour lines. c), d), e) Different slope rasters of c) the DTM data, d) the residual relief, e) the residual relief for values from 0–430. f), g), h): Rasters of profi le convexity of f) the DTM data, g) residual relief, h) the slope raster of residual relief. i) Maximum curvature of the DTM. j) Red-Green-Blue-(RGB) combination with bands R: addition of maximum curvature and shaded relief, G: residual relief, B: profi le convexity. See text for further explanations.

eschweizerbartxxx

666 Nadine Seib et al.

automatisch die Rücken der erhaltenen Randwälle von Maaren aus, hebt aber auch Terrassenkanten und die Rän-der scharfer Einschnitte hervor. Besonders deutlich sicht-bare Strukturen von Kratern sind ein Hinweis auf relativ junges Alter. Diese Eigenschaft kann ähnlich wie die Hangneigungen zusätzlich zur Analyse der vulkanischen Aktivität der Region herangezogen werden. Die mit dieser Methode erhaltene Abbildung (Abb. 8i) ist jedoch nicht einfach zu interpretieren, weil das Bildmuster durch viele kurze, sich kreuzende Linienfragmente gestört wird. Die Kombination mit dem geschummerten Relief oder eine Ad-dition mit der „Profi le Convexity“-Fläche liefert eine ver-besserte Abgrenzung der Vulkanformen (Abb. 8j), wie im folgenden Abschnitt 4.5. gezeigt wird.

4.5. Kombination mehrerer Methoden

Die unterschiedlichen Bearbeitungsmethoden heben immer nur einzelne Eigenschaften der Maarformen visuell hervor. Kombinationen verschiedener Methoden sollten deshalb die beobachteten Effekte verstärken. Es wurde bereits gezeigt, dass die Berechnung der „Profi le Convexity“ für die Nei-gungsfl äche bestimmte, bis dahin nicht sichtbare Details des Reliefs hervorhebt. Ebenso führt die Addition des „Shaded Relief“-Rasters mit dem Raster der „Maximum Curvature“ zu noch stärker hervorgehobenen Kanten. Alle Analysen lie-ferten bessere Ergebnisse, wenn sie auf das Raster des resi-dualen Reliefs statt auf das des ursprünglichen Reliefs ange-wendet wurden. Eine Rot-Grün-Blau-(RGB)-Kombination der drei Raster für residuales Relief, dessen Neigung und Profi l-Konvexität hebt die bereits bekannten Maare beson-ders scharf hervor (Abb. 9). Das Raster des residualen Reli-efs betont dabei die allgemeine Lage negativer Reliefformen,

das Raster der Hangneigung hebt die Hänge der Maare her-vor und das Raster der Krümmung unterstreicht die Kon-turen und kleinere Formen innerhalb der Maare. Die Kombi-nation der drei Raster sollte am besten geeignet sein, um Reliefformen zu unterstreichen, die auf Maarrelikte zurück-gehen. Tatsächlich zeigen sich in Abbildung 9 neben den be-kannten Maaren weitere, ähnliche Strukturen, die bisher un-erkannte Vulkanbauten sein könnten.

Fast alle bekannten vulkanischen Strukturen sind in der RGB-Kombination (Abb. 9) abgebildet, obwohl sie, wie oben beschrieben, vom Boden aus zu einem erheblichen Teil nur geophysikalisch nachweisbar waren. Nur sehr wenige Maare und maarähnliche Vulkane wurden durch die Bearbei-tung nicht erfasst (Tab. 2; Nummern nach Büchel & Mertes 1982). Die nicht hervorgehobenen Formen sind entweder bis zur Bildung positiver Formen erodiert (vgl. Abb. 2e) oder bis zur Ebene aufgefüllt. Die Krater der Tuffringe (W’ Basberg [5], Kyllerberg [17], SE’ Bolsdorf [26], Burlich [91], SW’ Rockeskyll [89], SW’ Buerberg [175]) waren nach der Erup-tion nicht so tief wie die der Maare. Die Pyroklastika des Randes wurden schneller erodiert als der zentrale Förder-schlot. Das führt zur Reliefumkehr und zum Verschwinden der typischen Negativform. Der Nohner Schlackenring (93) ist ein komplexes Eruptionszentrum mit mehreren Schla-ckenkegeln innerhalb des Rings. Die meisten Maare und maarähnlichen Vulkane aus Tabelle 2 sind außerdem recht klein, mit weniger als 300 m Durchmesser. Das entspricht nur 6–7 Pixeln des Rasters. Wenn die Vulkanform komplex ist, reicht die Aufl ösung des Rasters nicht aus, um die Form präzise abzubilden.

Im Untersuchungsgebiet werden durch die Bearbeitung viele neue Strukturen sichtbar, die Maaren ähneln. Um nach-zuweisen, dass es sich um vulkanische Bildungen handelt, ist aber eine Geländeüberprüfung notwendig.

Tab. 2: Im bearbeiteten DGM nicht erfasste vulkanische Formen.

Tab. 2: Volcanic forms not depicted in the processed DTM.

Nr1 Lokalität Typ Alter Durchmesser(m) Ursache2

5 W’ Basberg Tuffring? Quartär 250 zu klein

17 Killenberg ? Tuffring? Quartär 280 zu klein und starke Kantenerosion

26 SE’ Bolsdorf Tuffring? Quartär 330 zu klein und starke Kantenerosion

89 SW’ Rockeskyll Tuffring Quartär 600 starke Kantenerosion

91 Burlich Tuffring Quartär 270 starke Kantenerosion

93 Nohn (SW’ Betteldorf) Schlackenring? Quartär 360 komplexe Form mit Schlackenkegeln

175 SW’ Buerberg Tuffring Quartär 340 zu klein

217 Kennfusser Maar? Maar Quartär 230 zu klein

237 Elfenmaar (T?) Maar Quartär 290 zu klein

239 Eichholzmaar Maar Quartär 240 zu klein und zu flach

1 Nummern nach Büchel & Mertes (1982) 2 Vermutete Ursache für das Nichterfassen

eschweizerbartxxx

667Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

Abb. 9: RGB-Farbkombination des gesamten Gebiets von Abbildung 3 mit den Bändern R: „Profi le Convexity“ des residualen Reliefs, G: Neigungsraster des residualen Reliefs und B: residuales Relief. Zahlen kennzeichnen durch die Bearbeitung nicht erfasste Maare und maarähnliche Vulkane. Nummerierung der Eruptionszentren nach Büchel & Mertes (1982). Vergleiche Tabelle 2. Der rechteckige Rahmen zeigt die Lage von Abbildung 10.

Fig. 9: RGB combination for the entire area of fi gure 3 with bands R: profi le convexity of residual relief, G: slope raster of residual relief and B: residual relief. Numbers denote maars and maar-like volcanoes not visible after image processing. Numbers according to Büchel & Mertes (1982). Compare with table 2. Box shows the location of fi gure10.

4.6. Erste Geländeüberprüfungen

Für die Geländeüberprüfung wurden Anomalieformen mit unterschiedlichem Umriss und von unterschiedlicher Deut-lichkeit ausgewählt. Hauptkriterien für die Auswahl waren (1) die Existenz einer wenigstens teilweise geschlossenen Senke in der Landschaft, (2) bogen- oder ringförmige Skulp-turfragmente am Rand und am Boden der Senke und (3) ein besonderes radiales Flussmuster. Das dritte Kriterium traf nicht auf alle ausgewählten Beispiele zu.

Mit einem Protonenmagnetometer wurden fünf der als mögliche Maare angesprochenen Anomalien aus Abbildung 9 in vorläufi ger Form im Gelände untersucht. An jeder Struk-tur wurden zwei sich kreuzende Profi le gemessen. Bei zwei Strukturen konnten Magnetfeldanomalien von etwa 900 nT und 350 nT ermittelt werden (Abb. 10). Diese deutlichen, zonierten Anomalien sind starke Indizien für das Vorhanden-sein verdeckter Maare. An beiden Orten wurden auch Lese-steine pyroklastischer Gesteine gefunden. In der dritten Struktur wurden vom Rand bis zur Mitte Differenzen von

eschweizerbartxxx

668 Nadine Seib et al.

Abb. 10: Drei vermutete Maare (gelbe Kreise), die aus der Analyse des DGM ermittelt wurden. Oben: RGB-Farbkombination mit den Bändern R: „Profi le Convexity“ des residualen Reliefs, G: Neigung des residualen Reliefs zwischen 0 und 430, B: residuales Relief. Unten: Im Gelände gemessene Profi le der magnetischen Totalintensität: 1) bei Essingen, 2) nordöstlich des Dreiser Weihers, 3) nordöstlich des Brücker Schlackenrings („Brücker S.r.“ oben). Hintergrund für 1, 2, 3 sind Satellitenbilder aus Google Earth (http://earth.google.de/).

Fig. 10: Three assumed maars (yellow circles) as identifi ed by the DTM analyses. Above: RGB combination with bands R: profi le convex-ity of residual relief, G: Slope of residual relief between z values 0 and 430, B: residual relief. Below: profi les of magnetic total intensity measured in the fi eld: 1) near Essingen, 2) northeast of Dreiser Weiher, 3) northeast of the Brück scoria ring („Brücker S.r.“ above). Back-ground of images 1, 2, 3 is from Google Earth (http://earth.google.de/).

180–250 nT gemessen. Die Messungen könnten aber in die-sem Fall durch Metallzäune und -gatter beeinfl usst sein. Hier wären zusätzliche Untersuchungen notwendig, um die Exis-tenz eines Maars zu bestätigen. Bei zwei weiteren Strukturen betrugen die magnetischen Anomalien nicht mehr als 5 nT. Das entspricht den bekannten Schwankungen im Bereich des Ausbisses devonischer Gesteine.

In verschiedenen Abbildungen (z. B. Abb. 8j) ist eine Vielzahl noch kleinerer rundlicher Strukturen zu beobach-ten, die zum Teil mit bereits bekannten vulkanischen For-men in Verbindung stehen. Einige davon sind jedoch unbe-kannter Natur. Nach den Feldbeobachtungen können min-destens drei Ursachen solcher Strukturen postuliert werden. Ein Teil von ihnen scheint kleine Täler abzubilden, die sich postvulkanisch in die Hänge bekannter und neu entdeckter Maare (z. B. Essingen; Abb. 10) eingeschnitten haben. Bei einem anderen Teil der kleinen Ringstrukturen handelt es sich um noch betriebene oder aufgelassene Steinbrüche.

Manche der Strukturen bilden schließlich enge Flussbie-gungen ab.

5. Diskussion und Schlussfolgerung

Mit den beschriebenen Bearbeitungen des DGM wird alleine anhand morphologischer Kriterien nach vulkanischen For-men gesucht. Es ist deshalb zu diskutieren, ob die neu ent-deckten Strukturen auch nichtvulkanische Bildungen sein können. Grundsätzlich können rundliche Senken und radiale Entwässerungsnetze außer durch Vulkanismus durch eine Reihe anderer geologischer und geomorphologischer Pro-zesse gebildet werden. Der variszische Untergrund der Eifel bietet verschiedene lineare Muster, aber keine ringförmigen Vorzeichnungen. Für das quartäre Relief kämen hauptsäch-lich periglaziale Formen in Frage. In dieser Umgebung kön-nen z. B. Defl ationswannen durch Windabrasion geschaffen

eschweizerbartxxx

669Identifi kation vulkanischer Formen in einem digitalen Geländemodell (DGM) der Westeifel

und später durch fl uviatile Erosion vergrößert werden. In Permafrost-Gebieten entstehen auch weitere runde Formen wie Pingos oder Tauseen (Thermokarst), die aber in der Re-gel ziemlich klein sind (unter 100 m Durchmesser). Das Hü-gelland der Eifel mit einer meist nur dünnen Lockermaterial-decke über Fels bietet insgesamt keine günstigen Bedin-gungen für die Entstehung solcher Formen. Andererseits gibt es in der Westeifel seit 49 Ma Vulkanismus (Huckenholz & Büchel 1988, Müller-Sohnius & Huckenholz 1989, Fekia-cova et. al. 2007) und die Dichte vulkanischer Zentren ist zum Teil sehr hoch. Aus diesem Grund liegt es nahe, zu ver-muten, dass viele Strukturen, die durch die Bearbeitungen des Höhenmodells sichtbar wurden, bisher noch nicht er-kannte Vulkane sind.

Aus den digitalen Bearbeitungen und Analysen des DGM ergeben sich neue Abbildungen, auf denen die be-kannten Vulkanbauten scharf hervorgehoben sind. Weitere Strukturen mit ähnlichen morphologischen Parametern las-sen die Existenz noch nicht entdeckter Vulkane vermuten. Eine erste Vermessung solcher Strukturen mit einem Pro-tonenmagnetometer ergab für zwei Lokalitäten starke Hin-weise auf die Existenz verdeckter Diatreme. Dieses vorläu-fi ge Ergebnis lässt vermuten, dass noch weitere bisher nicht bekannte Vulkane in der Westeifel entdeckt werden kön-nen. Die vorgestellten Methoden bilden im sehr eingehend untersuchten Vulkanfeld der Westeifel nahezu alle be-kannten Vulkane ab und liefern Hinweise auf weitere, vom Boden aus bisher unentdeckte Eruptionszentren. Diese Er-gebnisse aus dem Testgebiet lassen die beschriebenen Ver-fahren als sehr geeignet erscheinen, um in weniger gut er-forschten, schwer zugänglichen oder stark bewachsenen Vulkanfeldern die Ausdehnung, das Verteilungsmuster von Eruptionszentren und verschiedene Vulkantypen schnell und mit relativ hoher Genauigkeit aus digitalen Höhenmo-dellen abzuleiten.

6. Danksagung

Wir danken Lothar Viereck-Götte (Institut für Geowissen-schaften, Jena) für Daten, hilfreiche Diskussionen und Rat-schläge. Andreas Hoffmann (Jena) und Ulrich Asprion (Han-nover) halfen bei allen Arten von Rechnerproblemen. Leo Seib möchten wir für seine Hilfe bei den Geländearbeiten danken. Ulrich Schreiber (Essen) und einem anonymen Gut-achter danken wir für die Durchsicht des Manuskripts und viele Ratschläge, die uns halfen Text und Abbildungen zu verbessern.

7. Schriftenverzeichnis

Büchel, G. (1984): Die Maare im Vulkanfeld der Westeifel, ihr geo-physikalischer Nachweis, ihr Alter und ihre Beziehung zur Tek-tonik der Erdkruste. – Diss. Univ. Mainz: 385 S., Mainz.

Büchel, G. (1987): Geophysik der Eifel-Maare. 1. Erkundung neuer Maare im Vulkanfeld der Eifel mit Hilfe geomagnetischer Un-tersuchungen. – Mainzer geowiss. Mitt., 16: 227–274, Mainz (Geol. L.-Amt Rheinland-Pfalz).

Büchel, G. (1993): Maars of the Westeifel, Germany. – In: Negen-dank, J.F.W. & Zolitschka, B. (Hrsg.): Paleolimnology of Euro-pean maar lakes. – Lect. Notes Earth Sci., 49: 1–13, Berlin (Springer).

Büchel, G. (Hrsg.) (1994): Vulkanologische Karte der West- und Hocheifel 1 : 50 000, Koblenz (Landesvermessungsamt Rhein-land-Pfalz).

Büchel, G. & Mertes, H. (1982): Die Eruptionszentren des Westei-feler Vulkanfeldes. – Z. dt. geol. Ges., 133: 409–429, Hannover (Dt. geol. Ges.).

Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (2003 Bear-beitungsstand): Digitale Geowissenschaftliche Karte der Bun-desrepublik Deutschland. Grundlage: Geologische Karte der Bundesrepublik Deutschland 1:1 000 000 von A. Voges et al., 1993, Hannover.

Dèzes, P., Schmid, S.M. & Ziegler, P.A. (2004): Evolution of the European Cenozoic Rift System; interaction of the Pyrenean and Alpine orogens with the foreland lithosphere. – Tectono-physics, 389: 1–33, Amsterdam (Elsevier).

Fekiacova, Z., Mertz, D.F. & Renne, P.R. (2007): Geodynamic set-ting of the Tertiary Hocheifel volcanism (Germany); part I: 40Ar/39Ar geochronology. – In: Ritter, J.R.R. & Christensen, U.R. (Hrsg.): Mantle plumes – a multidisciplinary approach: 207–239, Berlin (Springer).

Garcia-Castellanos, D., Cloetingh, S. & Van Balen, R. (2000): Modelling the Middle Pleistocene uplift in the Ardennes-Rhen-ish Massif: thermo-mechanical weakening under the Eifel? – Global and Planetary Change, 27 (1–4): 39–52, Amsterdam (Elsevier).

Huckenholz, H.G. & Büchel, G. (1988): Tertiärer Vulkanismus der Hocheifel. – Fortschr. Mineral., 66, Beih. 2: 43–82, Stuttgart (Schweizerbart).

Illies, H., Prodehl, C., Schmincke, H.U. & Semmel, A. (1979): The Quaternary uplift of the Rhenish Shield in Germany. – Tectono-physics, 61: 197–225, Amsterdam (Elsevier).

Lorenz, V. (2003): Maar-diatreme volcanoes, their formation, and their setting in hard-rock or soft-rock environments. – Geo-Lines, 15: 72–83, Prag (Inst. Geol.); Hibsch 2002 Sympo-sium.

Lorenz, V. & Büchel, G. (1980): Die Kesseltäler der vulkanischen Westeifel; Nachweis ihrer Maargenese. – Mainzer geowiss. Mitt., 8: 173–191, Mainz (Geol. L.-Amt Rheinland-Pfalz).

Mertes, H. (1983): Aufbau und Genese des Westeifeler Vulkan-feldes. – Bochumer geol. geotechn. Arb., 9: 1–415, Bochum (Inst. f. Geol.).

Meyer, W. (1988): Geologie der Eifel; 2. Aufl.: 615 S., Stuttgart (Schweizerbart).

Müller-Sohnius, D. & Huckenholz, H.G. (1989): Kalium-Argon-Datierungen an tertiären Vulkaniten der Hocheifel (BRD). – Chem. Erde, 49 (2): 119–136, Jena (Fischer).

Murawski, H., Albers, H.J., Bender, P., Bremers, H.P., Dürr, S., Huckriede, R., Kauffmann, G., Kowalczyk, G., Meiburg, P., Müller, R., Ritzkowski, S., Schwab, K., Semmel, A., Stapf, K., Walter, R., Winter, K.P. & Zankl, H. (1983): Regional tectonic

eschweizerbartxxx

670 Nadine Seib et al.

setting and geologic structure of the Rhenish massif. – In: Fuchs, K., Gehlen, K. v., Mälzer, H., Murawski, H. & Semmel, A. (Hrsg.): Plateau uplift: 9–38, Berlin (Springer).

Németh, K. (2001): Long-term erosion-rate calculation from the Waipiata Volcanic Field (New Zealand) based on erosion rem-nants of scoria cones, tuff rings and maars. – Géomorphologie: relief, processus, environnement, 2001 (2): 137–152, Paris (Sedes).

Németh, K., Martin, U. & Harangi, S. (2001): Miocene phrea-tomagmatic volcanism at Tihany (Pannonian Basin, Hungary). – J. Volcan. Geotherm. Research, 111: 111–135, Amsterdam (Elsevier).

Oncken, O., Plesch, A., Weber, J., Ricken, W. & Schrader, S. (2000): Passive margin detachment during arc-continent collision (cen-tral European Variscides). – Geol. Soc. London Spec. Publ., 179: 199–216, London (Geol. Soc. London).

Roberts, A. (2001): Curvature attributes and their interpretation to 3D interpreted horizons. – First Break, 19: 85–100, Oxford (Blackwell).

Schäfer, A., Utescher, T., Klett, M. & Valdivia-Manchego, M. (2005): The Cenozoic Lower Rhine Basin – rifting, sedimenta-tion, and cyclic stratigraphy. – Int. J. Earth Sci. 94: 621-639, Berlin (Springer).

Schmincke, H.U. (2004): Volcanism: 324 S., Berlin (Springer).Soifer, V.A. (Hrsg.) (2003): Methods of computer image proces-

sing: 784 S., Fizmatlit (Moskau) (auf Russisch).Viereck, L. (1984): Geologische und petrologische Entwicklung

des pleistozänen Vulkankomplexes Rieden, Ost-Eifel. – Diss. Inst. Geol. Ruhr-Univ. Bochum: 337 S., Bochum.

Wood, J.D. (1996): The geomorphological characterisation of dig-ital elevation models. – PhD thesis Univ. Leicester, UK, http://www.soi.city.ac.uk/~jwo/phd.

Ziegler, P.A. & Dèzes, P. (2005): Evolution of the lithosphere in the area of the Rhine Rift System. – Int. J. Earth Sci., 94 (4): 594–614, Berlin (Springer).

Ziegler, P.A. & Dèzes, P. (2006): Crustal evolution of Western and Central Europe. – In: Gee, D. & Stephenson, R. (Hrsg.): Euro-pean lithosphere dynamics. – Geol. Soc. London Mem., 32: 43–56, London (Geol. Soc. London).

Zitzmann, A. & Grünig, S. (1987): Geologische Übersichtskarte 1 : 200 000, Blatt CC 6302 Trier, Hannover (Bundesanstalt fürGeowissenschaften und Rohstoffe).

Manuskript eingegangen: 01.08.2007Annahme zur Veröffentlichung: 05.02.2008