Der Oberrheingraben - Wildermuth

Der Oberrheingraben
Inhalt
1. Lage…………………………………………………………Seite 2-3
2. Entstehung……………………………..……………………Seite 4-5
3. Füllung des Oberrheingrabens………………………………Seite 5-6
4. Der Oberrheingraben heute und in 250 Millionen Jahren - Wilson
Zyklus……………………………………………….………Seite 6-7
5. Intraplattenvulkanismus am
Oberrheingraben…………………………………….………Seite 7-8
Constanze Hofmann, KS 1
1. Lage
Der Oberrheingraben erstreckt sich mit einer Spanne von etwa 300km und einer
durchschnittlichen Breite von 35km von Basel (Schweiz) bis nach Frankfurt am Main.
Begrenzt wird der südliche Oberrheingraben im Westen durch die Vogesen (Frankreich) und
im Osten durch den Schwarzwald, die Haardt und der Kraichgau begrenzen den mittleren
Teil. Am Nordende liegt im Westen das Mainzer Becken und im Osten der Odenwald.
Durch tektonische Verschiebungen sind die Grabenflanken etwa 4000m bis 5000m
auseinandergedriftet, die Westflanke hat sich nach Südwesten, die Ostflanke nach Nordosten
bewegt.
Abbildung 1: Prof. Dr. Gregor
C. Falk: Terra, Physische
Geographie. Ernst Klett Verlag,
2010, S.38
Der Gesamtverwerfungsbetrag zwischen der Füllung des Grabens und der Grabenflanke
beträgt an der östlichen Grabenseite bis zu 4000 Meter, an der westlichen – bedingt durch
eine geringere Heraushebung von Vogesen und Pfälzer Wald – bis zu 3000 Meter.
Die Dicke der Erdkruste unter dem Graben beträgt etwa 24km, was etwa 6km weniger
bedeutet als in der Umgebung mit etwa 30km.
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Der Graben ist Teil des Europäischen Känozoischen Grabensystems, welches sich mit einer
Reichweite von etwa 1100km durch West-und Zentraleuropa erstreckt.
Dieses Grabensystem liegt auf der Mittelmeer-Mjösen-Zone, eine zusammenhängende
Schwächezone, die sich vom Mittelmeer her über Marseille, den Oberrheingraben und der
Eifel bis zum Mjøsa-See im Süden Norwegens durchzieht.
Abbildung 2: Mai 2016. Web. URL.
<http://www.oberrheingraben.de/
Tektonik/EKG.htm>, 11.02.2017
Mitten durch den Oberrheingraben fließt der Rhein.
Der Fluss hat allerdings keinen Einfluss auf die Entstehung des Oberrheingrabens genommen.
Der Rhein entstand nämlich erst nach dem Beginn der Grabenbildung.
Daher kann der Oberrheingraben wissenschaftlich gesehen nicht als Tal bezeichnet werden,
da Täler von Flüssen ausgewaschen oder von Gletschern ausgeschabt werden.
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2. Entstehung
Die Entstehung des Oberrheingrabens, die vor etwa 45 Millionen ihren Anfang nahm, ist bis
heute trotz oder gerade wegen der vielen verschiedenen Untersuchungsergebnisse nicht ganz
geklärt.
Es werden unterschiedliche Aspekte zur Entstehung der Grabenbildung betrachtet,
beispielsweise, dass der Graben als Reaktion des stabilen Hinterlandes auf die alpine
Gebirgsbildung entstanden sein könnte.
Eine sehr gängige Modellvorstellung der Entstehung des Oberrheingrabens dürfte das
Zugversagen-Modell sein.
Abbildung 3: Mai 2016. Web. URL
<http://www.oberrheingraben.de/
Ursachen/Ursachen.htm>,
15.11.2016
Die Entstehung des Europäischen Känozoischen Grabensystems fand etwa zeitgleich wie die
Bildung der Alpen statt, daher lässt sich vermuten, dass die Entstehung des Europäischen
Känozoischen Grabensystems mit der Entstehung der Alpen in Verbindung steht.
Die alpine Orogenese begann mit der Kollision der europäischen und der apulischen Platte.
Dies hatte zur Folge, dass die Lithosphäre im Bereich der Alpen abgesenkt wurde. Es kam
schließlich zur Aufwölbung des Mantels unter Mitteleuropa, was eine Verdünnung von ca.
50km der Lithosphärenplatte mit sich brachte.
Dem Modell aus Abbildung 1 nach konnte die nun ausgedünnte harte subkrustale Lithosphäre
(oberer Teil des oberen Mantels) von außen wirkenden Zugkräften (Kräfte die auf die
Erdkruste einwirken -> Abb. 1) nicht mehr Stand halten und ist in Folge dessen gerissen.
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Durch den hierdurch entstandenen Riss konnte weiches Gestein aus dem unteren Teil des
oberen Erdmantels (Asthenosphäre) dringen. Die Schmelze drang so weit nach oben, bis es
sich über den oberen Teil des oberen Erdmantels (Grenze Erdmantel zur Erdkruste)
aufschichtete.
Durch diese Aufschichtung kam es schließlich zur Aufwölbung der darüber liegenden Kruste.
Aufgrund der Aufwölbung entstanden Spalten an der Erdoberfläche. Zwischen diesen Spalten
rutschte nun ein ziemlich mächtiger Teil der Erdoberfläche ein, dadurch entstand der
keilförmige Graben.
Grabenbrüche werden des Weiteren in sogenannte „aktive Rifts“ und „passive Rifts“
unterteilt.
Bei der zuerst genannten Variante wird die Lithösphäre durch einen aufsteigenden Hot Spot
erwärmt; in folge dessen wird diese angehoben und durch Aufschmelzen verdünnt. Auf diese
Weise kommt es zur Spaltenbildung in der Erdkruste, die das Absinken von Erdmasse zur
Folge hat. Die aktiven Rifts entstehen also über Mantle plumes. (z.B. der Große Afrikanische
Grabenbruch)
Da der Oberrheingraben nicht aufgrund eines aufsteigenden Hot Spots entstanden ist, wird er
als „passives Rift“ bezeichnet. Hier entsteht der Bruch in der Erdkruste als Reaktion auf
tektonische Kräfte, die ihren Ursprung meist aus plattentektonischen Prozessen der näheren
Umgebung (z.B. Gebirgsbildungen) nehmen.
2. Füllung des Oberrheingrabens
Als Platzbereitung für die einsinkende Erdmasse erhoben sich Zeitgleich zum Einsenken des
Grabens die Grabenschultern (Vogesen und Schwarzwald) und wichen auseinander. Auf diese
Weise gelangten die zuvor verdeckten Gesteinsschichten aus den Tiefen der Erdkruste an die
Erdoberfläche und das jüngere Gestein der ehemaligen Erdoberfläche sank in die Tiefe.
Abbildung 4: 2016. Web. URL. <http://
www.regionatur.ch/Orte/NaturraeumeFlusslandschaften/OberrheinischeTiefebene>, 11.02.2017
In der entstandenen Senke sammelten sich mit der Zeit mehrere tausend Kubikkilometer Ton,
Sand, Kies und Mergel.
Auch lag mehrmals im Graben ein Meer. Wenn dieses austrocknete, blieben Salzschichten
zurück, die abgebaut werden konnten. Unter den Sedimenten waren auch organische
Sedimente; aus diesen konnte mit Hilfe der vorhandenen Wärme in großen Tiefen Erdöl und
Erdgas entstehen. Da diese eine recht geringe Dichte aufweisen, drangen das Erdöl und das
Erdgas bis zu undurchlässigen Schichten nach oben und bildeten so Erdöl- und
Erdgaslagerstätten. Der Oberrheingraben gehört zu einer der größten
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„Kohlenwasserstoffprovinzen“ Deutschlands. Es wird geschätzt, dass sich unter dem
Oberrheingraben ca. 9,4 Millionen Tonnen Erdöl befinden.
Heute ist die gesamte Grabenebene insgesamt mit über 3000 Meter mächtigen tertiären und
quartären Sedimenten befüllt.
Während der Graben immer tiefer einsinkt (zurzeit schon mindestens 20km eingesunken) und
die Umgebung sich immer mehr erhebt, spielen zeitgleich Faktoren wie die Verwitterung und
fließendes Wasser eine bedeutende Rolle. Auf diese Weise wurde das Abtragen von Gesteinen
mit Hilfe von beispielsweise Wind oder Flüssen in Gang gesetzt.
Durch dieses Abtragen wird es im Laufe der Zeit (innerhalb mehrerer Millionen Jahren) zu
einer Einebnung des Gebiets kommen.
4. Der Oberrheingraben heute und in 250 Millionen Jahren - Wilson-Zyklus
Da auch heute immer wieder eine tektonische Aktivität der Region rund um den
Oberrheingraben in Form von leichten Erdbeben festgestellt wird, deutet es darauf hin, dass
der Graben immer noch ein aktiver Grabenbruch ist.
Der Oberrheingraben befindet sich im zweiten Stadium des Wilson-Zyklus` (1970) ( John
Tuzo Wilson (1908-1993) ), dem „Grabenbruch-Stadium“. Das erste Stadium, das
„Ausgangsstadium“ dieses Zyklus`, beschreibt die Ruhephase einer kontinentalen Platte.
Der Wilson-Zyklus zeigt die Abfolge von plattentektonischen Vorgängen, die zum zyklischen
Ausbreiten und Verengen von Ozeanen führt. Dieser Zyklus ist in acht verschiedenen Phasen
unterteilt und dauert etwa 250 Millionen Jahre.
In dem Zyklus werden nur theoretische Vorgänge aufgezeigt, die Realität weicht oftmals ein
wenig von der Theorie ab.
Abbildung 5: Dezember 2014.
Web. URL <http://herr-kalt.de/
unterricht/2014-2015/nkgeo2016/
reliefsphaere/plattentektonik>,
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Das nächste Stadium, welches der Oberrheingraben erreichen wird, ist das
„Meeresstadium“. In diesem weitet sich der Graben weiter aus und es kommt zur
Überflutung durch angrenzende Meere.
Im „Ozeanstadium“ (vierte Phase) weitet sich der Meeresboden immer weiter auf und durch
Seafloor-Spreading kommt es zur Neubildung von ozeanischer Kruste.
Der Schließungsprozess des Wilson-Zyklus beginnt mit der fünften Phase, dem
„Subduktionsstadium“. In dieser Phase wird die ozeanische Platte unter die kontinentale
subduziert, hier beginnt die Umkehrung der Ozeanerweiterung zur Ozeaneinengung. In der
Subduktionszone kommt es zu Vulkanismus und Tiefseerinnen.
In der fünften Phase, dem „Restmeer-Stadium“ nähern sich die beiden Kontinente und
engen dabei den Ozean ein, es entsteht ein Meeresbecken. Durch das Aufschieben und
gleichzeitige Falten des Meeresbodens kommt es zur Gebirgsbildung.
Im vorletztem Stadium, dem „Kollisionsstadium“, kollidieren, aufgrund der vollendeten
Subduktion der ozeanischen Platte, zwei Kontinente miteinander. Bei dieser Kollision kommt
es zu einer stark ausgeprägten Gebirgsbildung.
In der letzten Phase des Zyklus`, dem „Endstadium“, wird das Faltengebirge abgetragen und
es kommt wieder zu einer verhältnismäßig ebenen kontinentalen Platte. Von diesem Stadium
aus kann der Zyklus wieder von Neuem beginnen.
5. Intraplattenvulkanismus am Oberrheingraben
Durch die Bildung von Spalten, die sich im Erdinneren durch den Grabenbruch bildeten, kam
es zur Druckentlastung des heißen Gesteins im Erdmantel. So konnte genug Schmelze in der
Asthenosphäre gebildet werden, das an der ausgedünnten Erdkruste an die Erdoberfläche
gelangen konnte. Da der Vulkanismus mitten in einer Kontinentalplatte auftritt, handelt es
sich hier also weder um Seafloor-Spreading noch um Subduktionsvulkanismus, hier herrscht
ein Intraplattenvulkanismus.
Auch die Entstehung des Kaiserstuhlvulkans, der im südlichen Teil des Oberrheingrabens
liegt, im mittleren Miozän vor etwa 16 Millionen Jahren erfolgte auf diese Weise. Der
Ausbruch des Kaißerstuhlvulkans wurde von einer Erosionsphase mit starker explosiver
Förderung von Tuffen und Tuffbrekzien (pyroklastisches Gestein: ca. 25 % - 75 %
vulkanische Bomben und Blöcke, Rest Lapili und/oder vulkanische Asche) begleitet. Die
Eruptivgesteine und Tuffe beinhalteten vorwiegend melilithführende Olivin-Nephelinite
(dunkles, rötliches, hartes Gestein; Nephelinit: extrem feines Vulkangestein) mit
Bestandteilen des Grund- und Deckgebirges. Heute beträgt die Höhe des Vulkans aufgrund
von Erosions- und Verwitterungsprozessen nur noch etwa 555m über dem Meeresspiegel,
damals ragte der Gipfel noch einige hundert Meter höher hinaus.
Vulkane brachen allerdings nicht zwingend im Graben selbst aus sondern teilweise sogar
mehrere Kilometer weiter entfernt.
Wie lässt sich das nun erklären?
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Abbildung 6: 23. März 2014.
Web. URL. <www.gfzpotsdam.de>, 11.02.2017
Deutsche Wissenschaftler vom Helmholtz-Zentrum Potsdam erklären dies auf folgende
Weise:
Die Erdkruste wird im Graben durch den Bruch ausgedünnt und parallel dazu gewichtsmäßig
entlastet. Dadurch kommt es zu einer Änderung des Spannungsverhältnisses in der Erdkruste.
Die Folgen sind das Bilden von schräg nach oben führenden Kanälen seitlich vom Graben.
Durch diese Kanäle gelingt es dem Magma nun bis an die Erdoberfläche aufzusteigen.
Weiterführend erläutert GFZ-Forscher Francesco Maccaferri: „Unser Modell zeigt, dass
Vulkanismus an Spreizungszonen auf zwei unterschiedliche Arten auftreten kann. Im Fall von
flachen, breiten Grabenbrüchen tritt das Magma direkt oberhalb der tiefsitzenden
Magmaquelle an der Erdoberfläche aus, während im Fall von tiefen, schmalen Grabenbrüchen
das Magma ausserhalb der Grabenschultern austritt.“
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