Geophysik des Oberrheingrabens im känozoischen Riftsystem Europas

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1 Johannes Gutenberg - Universität Mainz Geophysik des Oberrheingrabens im känozoischen Riftsystem Europas Abb.1: Morphologische Übersicht über die nähere Umgebung des Oberrheingrabens, Quelle: Heinz, Christian Matrikelnummer: Schulte, Daniel Matrikelnummer: Wagner, Christoph Matrikelnummer: heinzchr@students.uni-mainz.de schulted@students.uni-mainz.de wagnerch@students.uni-mainz.de

2 Einleitung: Das europäische känozoische Riftsystem durchzieht West- und Zentraleuropa und verläuft zwischen Mittelmeer und Nordsee auf einer Länge von 1100 km. Es folgt der Mittelmeer- Mjösen Zone, einer zusammenhängenden Schwächezone im Grundgebirge die sich vom südlichen Teil Norwegens bis nach Südfrankreich erstreckt. Es handelt sich um ein kontinuierliches System von Riftstrukturen - bestehend aus dem Rhône-Graben in Süd- Frankreichund dem Oberrhein-Graben in Süd-West-Deutschland. Dieser teilt sich Am nördlichen Ende an einer triple junction in die in nördlicher Richtung verlaufende Hessische Senke und daran anschließend den Leine Graben und in die in nord-westlicher Richtung verlaufende Niederrheinische Bucht auf die in den Zentralgraben der Nordsee mündet. Die Lage der verschiedenen Gräben ist unter anderem auf die Reaktivierung der spätvariskischen Störungssysteme zurückzuführen (Prodehl et al. 1995). Das auffälligste Segment des europäischen känozoischen Riftsystems ist der Oberrheingraben in Süd-West- Deutschland. Er erstreckt sich von Basel in der Schweiz bis nach Frankfurt über 310 km Länge und hat eine mittlere Breite von 36km. Im Süden ist der Rheingraben auf der Westseite von den Vogesen und im Osten durch den Schwarzwald begrenzt. Im mittleren Abschnitt des Grabens sind die Schultern nicht sehr hoch, während sich im nördlichen Teil wiederum der Pfälzerwald im Westen und der Odenwald im Osten als hohe Schultern topographisch stark hervorheben. Die höchste Stelle befindet sich jedoch im südlichen Schwarzwald. Die obere Kruste des heutigen Rheingrabens ist aus drei verschiedenen Einheiten zusammengesetzt: das herzynische (variskische) Grundgebirge, die überlagernde mesozoische Abdeckung und als jüngste Einheit, die känozoischen Sedimentfüllungen. Das herzynische Grundgebirge ist durch Erosion in den Vogesen, dem Schwarzwald, dem Odenwald und zum Teil im Pfälzer Wald aufgeschlossen. Es besteht aus präkambrischen Gneisen, gefalteten paläozoischen Sedimenten, und Graniten sowie vulkanischen Gesteinen karbonischen Alters (Prodehl et al. 1995). Tektonisch ist der Rheingraben im Norden durch die seit dem Paläozoikum aktive Hunsrück- Taunus-Störung begrenzt, während er im Süden bei Basel durch eine Ost-West verlaufende Störung abgeschnitten wird. Durch eine Transformstörung ist der Oberrheingraben tektonisch mit dem südfranzösischen Teil des Riftsystems verbunden. Seit dem oberen Perm unterlag das kratonische Basement einer einheitlichen Subsidenz und damit verbundenem Sedimenteintrag. Anhand seismischer Daten konnte für die Sedimente des gesamten Mesozoikums eine Mächtigkeit von 1,5 km festgestellt werden (Prodehl et al.

3 1995). Diese Formationen zeigen viele Verwerfungen durch vertikale Bewegungen und Störungen. Die oberste Schicht ist der gefüllte sedimentäre Trog des Rheingrabens, welche Ablagerungen des mittleren Eozän bis zum Quartär umfasst. Die Entwicklung begann mit leichten Absenkungen im unteren bis mittleren Eozän. Während des späten Eozäns und frühen Oligozäns kam es durch stärkere Absenkungen im Süden, zu marinen Einbrüchen aus dem Westalpinen Vorlandbecken (Prodehl et al. 1995). Geophysikalische Beobachtungen und Ergebnisse: Seit 1965 wird der Rheingraben systematisch mit zahlreichen seismischen Verfahren untersucht. Besonders zu erwähnen ist das Kooperationsprojekt von ECORS und DEKORP im Jahre Hierbei wurden mittels hochauflösender Reflexionsseismik zwei Profile über den nördlichen und den südlichen Rheingraben angelegt. Dieses Projekt wurde in den nächsten Jahren durch weitere Untersuchungen ergänzt. Durch kombinierte Reflexions- und Refraktionsseismik hat man heute die Lage der Moho relativ genau bestimmt. Sie weist eine deutliche Aufwölbung im Bereich des Grabens auf, reicht dort also höher als in den Bereichen der Grabenschultern. Dies ist typisch für intrakontinentale Riftsysteme. Des Weiteren konnte im Bereich des Schwarzwaldes der Aufbau der tiefern Kruste genauer ermittelt werden. Diese zeigt eine feine Struktur aus dünnen Schichten mit abwechselnd hoher und niedriger seismischer Geschwindigkeiten, was auch schon durch Fuchs (1970) vorgeschlagen aber nicht bewiesen werden konnte. Durch gravimetrische Messungen konnte das Aufwölben der Moho ebenfalls nachgewiesen werden. Im Bereich der Grabenschultern liegt sie in einer Tiefe von 32 km, unter dem Graben in nur 25 km Tiefe. Das damit verbundene Ausdünnen der Kruste schreiben Rousset et al. (1993) allerdings einer Zeit vor dem Einsetzen des känozoischen Riftings zu. Die Seismizität des Rheingrabens ist im Vergleich zu anderen kontinentalen Riftsystemen sehr gering und variiert beträchtlich mit der Zeit. Während der mittlere Teil eher ruhig ist sind die nördlichen und südlichen Sektionen verhältnismäßig aktiv. Des Weiteren wurde von West nach Ost über den Graben eine ansteigende Anzahl an Erdbeben und deren Tiefe festgestellt. Eine Gegend mit besonders starker seismischer Aktivität liegt im Bereich des Hohenzollerngrabens, zwischen Rheingraben und dem Urach Vulkan. Dort werden seit 1911 relativ starke Beben in N-S Ausbreitung beobachtet. Der zentrale tektonische Mechanismus ist wohl eine links-laterale Blattverschiebung (Prodehl et al. 1995).

4 Larroque und Laurent erarbeiteten 1988 eine Spannungsfeldentwicklung vom Eozän bis heute. Diese zeigt während des Eozäns ein relativ einheitliches Spannungsfeld mit S hmax in N- S Orientierung, welches im Oligozän allmählich in ein extensionales Regime wechselt (siehe Abb.2). Abb.2: Entwicklung des Spannungsfeldes im Rheingraben vom Eozän bis heute. Die schwarzen Pfeile repräsentieren die Richtung und gleichzeitig die Intensität der horizontalen Kompressionsspannung σ 1, die ungefüllten Pfeile geben die Richtung der Spannung σ 3 in Extensionszonen an. Quelle: Larroque und Laurent, 1988 Nur im Süden kommen vereinzelt noch Bereiche kompressionaler Spannungen vor. Eine zweite Phase der Extension begann im frühen Miozän. Im Süden entstand allerdings durch die Platznahme des Juras eine N-S Kompression. Seit dem Miozän hat sich das heutige moderne Spannungsfeld gebildet und zeichnet sich durch eine in NW bis NNW orientierte maximale horizontale kompressive Spannung von S hmax aus. Dieser Spannungszustand ist auch in großen Teilen Westeuropas, die vom känozoischen Riftsystem beeinflusst sind, vorzufinden. Der zentrale Mechanismus ist wie oben schon erwähnt eine Mischung aus links-lateralen Blattverschiebungen und Abschiebungen, während letztere im Norden vorherrschen. Des Weiteren ist eine im Uhrzeigersinn rotierte Änderung der Hauptspannungsrichtung von Nord nach Süd um ca. 40 zu beobachten Im Rheingraben wurden zudem auch enorme Wärmeanomalien ausgemacht (siehe Abb. 3). Diese haben einen Wärmefluss von bis zu 140 mw/m². Der Mittelwert für Deutschland liegt zwischen 70 und 81 MW/m². Sie sind meist kleiner als ein Kilometer im Durchmesser und ihre Intensität nimmt mit der Tiefe zu. Lokale Grundwasserzirkulation trägt durch konvektiven Wärmetransport zur Bildung dieser Anomalien bei. Diese Wärmeanomalien werden seit einigen Jahrzehnten zur geothermischen Stromproduktion genutzt, wie beispielsweise in Soultz-sous-Forêts.

5 Weitere geophysikalische Messungen, wie die der Geodäsie zeigen, dass das Gebiet des Oberrheingrabens weiterhin aktiv ist. So kommt es in vielen Bereichen der Grabenschultern zu Hebungen bzw. Senkungen von Beträgen die kleiner als ein Millimeter pro Jahr betragen. Abb.3: Temperaturkarte Deutschlands: Dargestellt ist die Temperaturverteilung in 2000m Tiefe. Quelle: LIAG Struktur und Interpretation: Sämtliche geophysikalischen Untersuchungen in den letzten Jahrzehnten ließen erkennen, dass das pilzartige Aufsteigen der Asthenosphäre nur auf die unmittelbare Nähe des Rheingrabens begrenzt ist. (Siehe Abb.4) Abb.4: geophysikalischer Schnitt durch den südlichen Rheingraben. Erklärungen: M = Moho, vertikal stehende Strichlinie = Lithosphäre- Asthenosphäre-Grenze, Zahlen geben seismische Geschwindigkeiten an, LVZ = low velocity zone, ULVZ = ultra low velocity zone. Quelle: Prodehl et al. 1995

6 Die oberflächen-nahe Rifstruktur zeichnet sich durch eine Asymmetrie aus, die sowohl die sedimentäre Füllung als auch den kristallinen Untergrund betrifft. Diese Asymmetrie wird im südlichen Rheingraben auf der Westseite durch eine listrische Abschiebung kontrolliert (siehe Abb.5). Die Hauptsubsidenz ist, wie die Mächtigkeiten der tertiären syn-rift Sedimente wiederspiegeln, stark an die Störung an der Westgrenze gekoppelt. Die tertiären Sedimente dünnen nach Osten hin aus und sind im zentralen Teil des Grabens durch konjugierte Abschiebungen durchschnitten. (Abb. 5b) Abb.5: Interpretiertes Profil des Rheingrabens: a) nördliches Profil, b) südliches Profil. Quelle: Brun et al An der Ostgrenze sind sie durch eine flache Antiklinale deformiert (Brun et al., 1992). Die tertiäre Grabenfüllung hat nahe der östlichen Hauptstörung eine maximale Mächtigkeit von 3400 m. Diese nimmt nach Westen hin stückweise bis auf 300m ab. Die variierende Struktur wie sie in den Sedimenten sichtbar ist, setzt sich ebenso im Untergrund fort. Die tiefe Kruste weist ebenfalls eine starke Asymmetrie auf. Über den Graben hinweg fällt die Kruste-Mantel Grenze leicht nach Osten ein: km unter dem Graben, 26 km unter dem Schwarzwald und 28 km unter dem schwäbischen Jura (Prodehl et al., 1995). Das offensichtliche Ausdünnen der Kruste unter dem Graben, was wahrscheinlich auf subkrustale physikochemische Prozesse zurückzuführen ist, wurde ebenfalls durch seismische Verfahren nachgewiesen (siehe Abb.4) (Prodehl et al. 1995).

7 Der obere Mantel weist in einer Tiefe von 40 bis 50 km P-Wellengeschwindigkeiten von 8,4 bis 8,6 km/s auf. Westlich der Vogesen hat man Geschwindigkeiten von 8,2 km/s gemessen, was für den oberen Mantel eher normal ist. Die Eigenschaften des oberen Mantels in Süd- West-Deutschland scheinen demnach anormal zu sein. Wenderoth (1978) folgerte daraus, dass asthenosphärisches Material in die Lithosphäre unter dem Graben eingedrungen ist, was er als krustalen Effekt beschreibt. Seine Daten scheinen mit magnetotellurischen und geomagnetischen Beobachtungen von Scheelke (1974), Winter (1974) und Reitmayr (1975) überein zu stimmen. Panza et al. (1980) folgerten, dass sich die Lithosphären-Asthenosphären Grenze bis auf 50km unter dem Rheingraben aufgewölbt hat. Dies wurde allerdings nicht durch neuere teleseismische Untersuchungen bekräftigt. Schlussfolgerungen: Das känozoische Riftsystem West- und Zentraleuropas kann als passives Riftsystem betrachtet werden, zumindest in sofern, wenn man seine Entwicklung auf spannungsinduzierte lithosphärische Extension zurückführt. Die magmatischen Gesteine belegen, dass die Schmelzen von der unteren Lithosphäre und der oberen Asthenosphäre stammen und somit einen Ursprung von Mantel Plumes, die vom tiefen Mantel aufsteigen, ausschließen. Während den spät Eozänen und Oligozänen anfänglichen Riftingphasen, könnten kompressionale Vorland-Spannungen, die von der pyrenäischen und möglicherweise auch von der alpinen Kollisionszone ausstrahlten, eine Rolle in der extensionalen Reaktivierung der permo-karbonen Bruchsysteme gespielt haben. Demnach war die Lage der Gräben schon vordefiniert. Allerdings wird die spät Oligozäne- früh Miozäne südwärtige Ausbreitung dieses Riftsystems als Anzeichen eines neuen extensionalen kinematischen Spannungsregimes angesehen, welches das Aufbrechen des heutigen Kontinents ankündigt (Ziegler, 1992). Die Subsidenz der zahlreichen Segmente des europäischen känozoischen Riftsystems wurde durch häufige Wechsel im Spannungsregime, die vermutlich auf das Wechselspiel von Kompression und Extension und auf rifttypische thermische Hebung zurückzuführen sind, gesteuert. Thermische Hebung kann entweder durch fortschreitende Ausdünnung der Lithosphäre (Rheinisches Schiefergebirge) oder durch Intrusionen in intra-lithosphärische Bereiche (Vogesen-Schwarzwald-Massiv Central) herbeigeführt werden.

8 Quellen: BRUN, J.P.; WENZEL F. (1991): Crustal scale structure of the southern Rhine Graben from ECORS-DEKORP seismic reflexion data. Geology, 19: BRUN J.P.; GUTSCHER, M. A (1992): Deep crustal structure of the Rhine Graben from ECORS-DEKORP seismic reflection data: a summary; Tectonophysics 208 FUCHS, K. (1990): On the determination of velocity depth distributions of elastic waves from the dynamic characteristics of the reflected wave field. Z. Geophys. 36: FRANKE ET AL. (1990): Crustal structure of the Rhenish Massif: results of the deep seismic reflection lines DEKORP 2-North and 2-North-Q, Geol. Rdsch. 79: GEYER O.F.; GWIMMER M.P. (1968): Einführung in die Geologie von Baden-Würtemberg, 2nd ed. Schweizerbart, Stuttgart 228 pp. LARROQUE J.M ; LAURENT P.M. (1988): Evolution of the stress field pattern in the south of the Rhine Graben from the Eocene to the present; Tectonophysics 148 PANZA ET AL. (1980): The gross structure of the lithosphere-asthenosphere system in Europe from seismic refraction surface and body waves. PANGEOPH, 118: PRODEHL C.; MUELLER ST.; HAAK V. (1995): The European Cenozoic rift system; Continental Rifts: Evolution, Structure, Tectonics. Elsevier, Amsterdam, pp Reitmayr G. (1975): An Anomaly of the Upper mantle below the Rhine Graben, studied by the inductive response of natural electromagnetic fields. J. Geophys., 41: Rouesset et al. (1993): Structure of the southern Rhine Graben from gravity and reflection seismic data, Tectonophysics 221: SCHEELKE I. (1972): Magnetotellurische Messungen im Rheingraben und ihre Deutung mit zweidimensionalen Modellen. Gamma, 20. Inst. Geophys. Tech. Univ. Braunschweig: 199 pp. WENDEROTH R. (1978): Laufzeitanomalien teleseismischer P-Wellen im Gebiet des Oberrheingrabens. Diploma thesis, Geophys. Inst., Univ. Karlsruhe: 170 pp. Winter R. (1974): A model for the resitivity distribution from geomagnetic deep soundings: In: Approches to taphrogenesis. Schweizbart Stuttgart: pp ZIEGLER P.A. (1992): European Cenozoic rift system, Geodynamics of Rifting, Volume I. Case History Studies on Rifts: Europe and Asia. Tectonophysics, 208: