Plattentektonik. Wolfgang Frisch
7).
Der Oberrheingraben erstreckt sich von Basel bis Frankfurt über 300 km und stellt nur einen Abschnitt in einem größeren Bruchsystem dar, das von der Rhônemündung bis in die Nordsee zieht (Abb. 3.5). Er weist parallel verlaufende Randstörungen und eine ziemlich konstante Breite von etwa 36 km auf. Die begrenzenden Störungen fallen nahe der Oberfläche zwischen 55 und 85°, meist aber zwischen 60 und 65° zur Grabenmitte hin ein, gegen die Tiefe werden sie meist etwas flacher. Die Dehnung quer zum Graben beträgt knapp 5 km [Illies 1974]. Die Krustenausdünnung beträgt maximal etwa 6 – 7 km: Um den Kaiserstuhl im Südteil des Grabens ist die Krustendicke bis auf 24 km verringert (Abb. 3.6, 3.7). Der Graben befindet sich in der Achse einer längs gestreckten Aufwölbung, die ihren Ausdruck in den Grabenschultern findet. Die Grabenschultern neigen sich mit 2 – 4° vom Graben weg, fallen aber zum Graben hin infolge der abschiebenden Grabenrandstörungen wesentlich steiler ab. Die Grabenränder sind durch Bruchstaffeln geprägt, so dass eine Grabenrandzone entstand, in der über dem metamorphen Sockel noch Reste der ursprünglichen Sedimentauflage erhalten sind, die auf den Grabenschultern gänzlich der Erosion zum Opfer gefallen ist (Abb. 3.6).
Abb. 3.6: Blockbild des Oberrheingrabens. Im Bereich des Kaiserstuhls, eines miozänen Vulkans, ist die Kruste am dünnsten. Während die obere Kruste durch abschiebende Brüche gekennzeichnet ist, wird die tiefere Kruste duktil (durch plastische, bruchlose Verformung) gedehnt.
Abb. 3.7: Hebungs- und Senkungsbeträge der Grabenschultern und des Grabeninneren. Die farbigen Bereiche zeigen die Höhenbzw. Tiefenlage der Erosionsfläche an (in Metern über bzw. unter dem Meeresspiegel), die vor der Grabenbildung im frühen Tertiär entstand. Die grünen Linien geben die Tiefenlage der Krustenbasis (Moho) in Kilometern unter dem Meeresspiegel wieder.
Abb. 3.8: Entwicklungsgeschichte des südlichen Oberrheingrabens im Bereich des Kaiserstuhls [Schreiner 1977].
Die heutigen Erdbebenherde liegen fast durchwegs in weniger als 15 km Tiefe. Dies deutet darauf hin, dass die bruchhaften Störungen in dieser Tiefe ausklingen, darunter werden die Krustengesteine duktil und somit bruchlos verformt. Duktile Verformung von quarzreichen Gesteinen (die meisten Gesteine der kontinentalen Ober- und Mittelkruste sind quarzreich) setzt ab ca. 300 °C ein, weil Quarz dann auf Beanspruchung durch plastische Verformung reagiert. Seismische Daten weisen darauf hin, dass die untere Kruste unter dem Oberrheingraben eine horizontale Schichtung aufweist, die als ein Ausdruck plastischen Auseinanderfließens gewertet wird [Illies 1974].
Seismische und Schweredaten zeigen, dass im Erdmantel unterhalb der Krustenbasis eine Anomalie aus Gesteinen mit relativ geringer Dichte besteht. Dies sind heiße und vermutlich teils geschmolzene Mantelgesteine, die aufgrund ihrer geringeren Dichte aufsteigen und letztlich den Vulkanismus, der mit der Grabenbildung zusammenhängt, speisen. Dies deutet auf das Bestehen eines Mantelkissens hin, das für die Aufwölbung der Kruste verantwortlich ist (Abb. 3.6).
Die Bildung des Grabens mit den ersten Dehnungsbrüchen und einem damit verbundenen Vulkanismus beginnt vor etwa 45 M. J. im Eozän, als die ersten Sedimente auf der sich einsenkenden Grabenscholle abgelagert wurden. Dehnende Kräfte quer zur Grabenachse ermöglichten das Öffnen des Grabens.
Die Aufwölbung an der Oberfläche spannt heute mehr als 200 km quer zur Grabenachse. Die Hebung der Grabenschultern ist unterschiedlich und beträgt im Süden des Grabens mehr als 2 km. Die vor-tertiäre Einebnungsfläche, die hier inzwischen erodiert ist, würde im Bereich des Feldbergs (südlicher Schwarzwald) und des Großen Belchens (südliche Vogesen) heute auf über 2500 m über dem Meer liegen (Abb. 3.7). Im Südteil des Grabens ist auch die Sprunghöhe, d. h. die vertikale Versetzung zwischen Grabenschultern und Grabentiefstem am höchsten. Sie beträgt ca. 5 km, während sie im Nordteil des Grabens noch 4 km übersteigt. Im Nordteil sind die Grabenschultern aber kaum ausgeprägt, dafür ist die Eintiefung des Grabens insgesamt größer. Die tertiäre Sedimentfüllung ist hier bis über 3 km mächtig. Dadurch ergibt sich ein deutlicher topographischer Gradient des Grabens parallel zu seiner Längsachse. Wie weiter unten ausgeführt wird, erfolgte die Einsenkung im Nordteil des Grabens deutlich später als im Südteil.
Die Geschichte des Oberrheingrabens
Der Oberrheingraben ist mit fast 20 000 km3 an tertiären Sedimenten aufgefüllt [Roll 1979]. Diese sind vielfach Abtragungsgesteine aus dem Bereich der Grabenschultern. An den Rändern des Grabens finden sich daher oft grobe klastische Ablagerungen wie Konglomerate oder unreife Sandsteine, während gegen die Grabenmitte hin feinere klastische Sedimente wie Siltsteine oder Tonsteine, aber auch Kalke, Dolomite und Mergel sowie Eindampfungssedimente (Salze) auftreten. Marine Ingressionen schufen zeitweise vollsalinare Verhältnisse, die durch Süßwassereintrag über Flüsse immer wieder in brackische oder durch Abschnürung des Meeresbeckens unter warmem Klima und begrenzter Süßwasserzufuhr in übersalzene Bedingungen übergingen. Im letztgenannten Fall wurde das Wasser durch Eindampfung an Salzen übersättigt, und es kam zur Ausfällung von Gips, Anhydrit, Steinsalz oder den wertvollen Kalisalzen. Die Kalisalze sind in Wasser besonders leicht löslich und werden daher erst bei starker Konzentration, also in einem weit fortgeschrittenen Stadium der Eindampfung, ausgefällt. Wegen der geringen Dichte und der hohen Mobilität der Eindampfungssedimente stiegen diese, nachdem sie von dichteren Gesteinen überlagert worden waren, als Diapire auf. Manche Diapire reichen heute bis nahe an die Oberfläche und stehen mit quartären Schichten in Kontakt.
Die Heraushebung der Schultern setzte im Südteil des Grabens im Eozän ein (Abb. 3.8). Zu dieser Zeit herrschten Gerölle des Oberjuras in den Konglomeraten am Grabenrand vor, Gesteine des Mittleren Juras waren noch selten. Oberjura-Sedimente bildeten die höchste Schichtgruppe der Sedimentauflage des Schwarzwalds und der Vogesen. Im Eozän entstand bereits eine Sprunghöhe von über 1000 m zwischen Graben und Schultern. Im Unteroligozän überwiegen dann Gerölle aus Schichten des Mittleren Juras, auch ältere Gesteine treten in den Konglomeraten bereits auf. Dies zeigt die allmählich tiefer greifende Erosion an den Grabenschultern an, die zunehmend gehoben wurden. Das Relief nahm zu, so dass es zu wildbachartigen Ablagerungen kam.
Der Einbruch des Grabens führte zu den erwähnten marinen Ingressionen, die sowohl von Süden als auch von Norden her erfolgten. Im Obereozän griff das Meer für kurze Zeit von der Molassezone der Schweizer Alpen im Süden ein. In der Folge kam es zu ersten Salzablagerungen. Auch im Oligozän gab es marine und brackische Episoden. Eindampfungssedimente bildeten sich in zwei Horizonten im Unteroligozän, sie schließen die Kalisalze mit ein. Zeitweise bestand im Oligozän eine Meeresverbindung von der Molassezone über den Oberrheingraben und die Hessische Senke bis in das vergrößerte Nordseebecken in Norddeutschland, was zu einer einheitlichen, wenig differenzierten Sedimentation im Graben führte. Während der Verbindung zur alpinen Molassezone wurden Sedimente aus den aufsteigenden Alpen durch Strömungen bis in den südlichen Grabenbereich verfrachtet [Kuhlemann et al. 1999]. Die Konglomeratschüttungen nahmen zu dieser Zeit von den Schultern her ab, was auf eine Verringerung der Grabenaktivität und des Reliefs hinweist. Im Oberoligozän klang im südlichen Teil des Grabens die Absenkung allmählich aus, während sich weiter nördlich ausgedehnte Süßwasserseen bildeten.
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