Читать книгу Die Physische Geographie Deutschlands - Ludwig Zöller - Страница 18

Im Zuge des Projektes „Kontinentale Tiefbohrung“ (KTB) wurden auch intensive Umfelduntersuchungen durchgeführt. Apatit-FT-Alter von oberflächennahen Proben der westlichen Böhmischen Masse sind nach gruppierten Altersklassen in Abbildung 3.1 dargestellt (Hejl et al. 1997).

Dabei fällt auf, dass die jüngsten Alter (49 bis 65 Millionen Jahre) sich im Bereich des Steinwaldes (südliches Fichtelgebirge) und des nördlichsten Oberpfälzer Waldes gruppieren, Alter zwischen 65 bis 85 Millionen Jahre nördlich und östlich davon im Fichtelgebirge und im Stiftland. Alter zwischen 85 und 110 Millionen Jahren treten nur im westlichen Fichtelgebirge auf und die höchsten Alter zwischen 125 und 200 Millionen Jahren nur in der „Zone Erbendorf-Vohenstrauß“ (ZEV) im Oberpfälzer Wald. Die Spurlängenverteilung weist ebenfalls Unterschiede auf: Manche Proben zeichnen sich durch eine nahezu ideale Gaußsche Verteilung um 15 μm Länge aus, was auf eine sehr kurze Verweildauer in der PAZ (110 bis 60 °C) und somit eine rasche Abkühlung durch Denudation schließen lässt. Andere Proben wie etwa Proben aus der ZEV fallen durch Asymmetrie der Spurlängen zugunsten verkürzter Spuren infolge längerer Verweildauer in der PAZ auf. Von besonderem Interesse ist eine Probe (Nummer 300a in Hejl et al. 1997) aus dem geomorphologisch recht hoch liegenden (bis 700 Meter ü. M.) oberkretazischen Albenreuther Schotter im Hessenreuther Forst direkt westlich der Fränkischen Linie. Mit etwa 100 Millionen Jahren liefert sie ein Abkühlalter an der Grenze Unter-/Oberkreide. Die Spurlängenverteilung ist stark asymmetrisch und als einzige Probe weist sie sogar Spurlängen von 4 bis 5 μm auf. Nach starker oberkretazischer Erosion im Herkunftsgebiet (Böhmen) und der Ablagerung muss das Orthogneissgeröll noch einmal bis in die PAZ, das heißt mehr als 2 Kilometer tief, versenkt worden sein. Die etwa 2 Kilometer mächtige oberkretazisch-alttertiäre Sedimentüberdeckung muss in den letzten 30 Millionen Jahren wieder erodiert worden sein. Das erfordert eine vorangegangene starke Heraushebung des Albenreuther Schotters.

Abb. 3.1 Räumliches Verbreitungsmuster der Apatit-Abkühl-Alter von oberflächennahen Proben der westlichen Böhmischen Masse nach Altersgruppen im Umfeld der Koninentalen Tiefbohrung (KTB, nach Heyl et al. 1997) und Abgrenzung von Krustenblöcken mit vergleichbarer Abkühlungs-/Denudationsgeschichte (aus Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Mit dem Steinwald und seinem südlichen und östlichen Umfeld (einschließlich KTB) haben sich Bischoff et al. (1993) detaillierter beschäftigt. Die Apatit-FT-Alter zeigen eine interessante räumliche Differenzierung mit auffälligem Bezug zur regionalen Geomorphologie und Geologie. Zunächst sind die mittleren FT-Alter in der Steinwald-Region jünger als die übrigen Alter im Umfeld der KTB (62 bis 69 Millionen Jahre). Innerhalb der Steinwald-Region lassen sich zwei Blöcke unterscheiden, ein südwestlicher (mittlere Alter zwischen 52 und 44 Millionen Jahren) und ein nordöstlicher (mittlere Alter zwischen 53 und 64 Millionen Jahren). Das höchste Alter im Steinwald ergab sich am Rumpfflächenrest der „Platte“ (946 Meter ü. M., höchste Erhebung), während die Alter vom südöstlichen Steilabfall der „Platte“ zu einer Rumpffläche um 600 Meter ü. M. mit ungefähr 54 Millionen Jahren und 56 Millionen Jahren deutlich jünger werden. Im Bereich der ausgedehnten Rumpffläche bei Friedenfels (um 500 Meter ü. M.) liegen die mittleren Alter wieder etwas höher um 60 Millionen Jahre. Die Verjüngung der Alter am Steilabfall lässt auf eine beschleunigte Denudation und Abkühlung dort schließen.

Abb. 3.2 Zwei verschiedene Abkühlungsmodelle für das Fichtelgebirge und den Steinwald (bearbeitet nach Hejl & Wagner 1990).

Bischoff et al. (1993) haben auch versucht, aus den Spurlängen der projected lenghts (projizierte Längen von confined tracks, eingeschlossenen Spaltspuren, die schräg zur Mikroskopierebene verlaufen) über eine statistische Modellierung 60 °C-Abkühlalter zu errechnen. Spätere Diskussionen haben ergeben, dass dieser Ansatz keine verlässlichen exakten Alter liefert, dennoch enthält er eine thermochronologische Information, die unter Berücksichtigung regionalgeologischer Gegebenheiten für die Geomorphogenese bedeutsam sein kann. (U, Th, Sm)/He-Alter, die für die Unterschreitung der 60 °C-Isotherme geeigneter wären, liegen aus der Region leider nicht vor. Die von Bischoff et al. (1993) dargestellten scheinbaren 60 °C-Abkühlalter bestätigen den für die Apatit-FT-Alter dargestellten räumlichen Trend, sprechen darüber hinaus aber für ein südwest-nordost-gerichtetes Störungsmuster der Neotektonik.

Vor einer morphotektonischen Interpretation der FT-Daten aus dem Steinwald mussten Abkühlungsmodelle auf Grundlage regionalgeologischer Gegebenheiten diskutiert werden (Abb. 3.2). Modell A geht von differentieller Hebung und Denudation bei gleichbleibendem geothermischem Gradienten aus, Modell B hingegen von gleichbleibender Hebung bei schwankendem geothermischem Gradienten. Nach Modell B müsste unter dem Steinwald ein gegenüber den angrenzenden Gebieten der westlichen Böhmischen Masse etwa auf den doppelten Betrag gesteigerter geothermischer Gradient angenommen werden, der durch eine bedeutende tertiäre Intrusion unter dem Steinwald erklärbar wäre. Zwar sind im Oberoligozän und im Untermiozän Vulkane wie der Große Teichelberg bei Pechbrunn an der Ostflanke des Steinwaldes eruptiert, ein stark erhöhter geothermischer Gradient unter dem gesamten Steinwald lässt sich damit aber kaum begründen. Folglich wurde das Abkühlungsmodell A bevorzugt.

Abb. 3.3 Tektonisches Modell des Steinwaldes. Ein konstanter geothermischer Gradient von 30 °C/km liegt zugrunde. Die Abbildung zeigt die Lage der heutigen Oberfläche vor etwa 20 Millionen Jahren und vor etwa 40 Millionen Jahren (aus Bischoff et al. 1993).

Bei der tektonischen Modellierung des Steinwaldes (Abb. 3.3) anhand eines Profils von der Platte bis zur Fichtelnaab flossen die oben als weniger verlässlich eingestuften 60 °C-Abkühlalter ein. Deshalb sind die ermittelten mittleren Hebungsraten und die Tiefenlagen der heutigen Oberfläche vor 20 Millionen Jahren und vor 40 Millionen Jahren aus heutiger Sicht eher als Anhaltspunkte und weniger als exakte Werte anzusehen. Die präbasaltische Oberfläche (etwa 500-Meter-Rumpffläche), die bei Thumsenreuth von einem ins Untermiozän datierten Lavastrom bedeckt ist, müsste nach der Modellierung vor 20 Millionen Jahren noch 1 Kilometer tiefer gelegen haben (Bischoff 1993). Die relative Position der Schollen zueinander bleibt aber unberührt, wenn für alle 60 °C-Abkühlalter der gleiche systematische Fehler vorausgesetzt wird. Es zeigt sich dann, dass tatsächlich an der steilen Südostabdachung des Steinwaldes die heutige Oberfläche vor ungefähr 20 Millionen Jahren am tiefsten lag, dort also seitdem die stärkste Denudation infolge von Hebung stattgefunden hat. Diese Geländestufe ist also eher eine Bruchstufe als eine Rumpfstufe. Diese Zone liegt in der südwestlichen Verlängerung des Eger-Rifts. Diese zunächst widersprüchlich erscheinende Feststellung wird nach Peterek (2012) durch ein Aufspreizen des Eger-Rifts nach Südwesten erklärt (Abb. 3.4).

Abb. 3.4 Schematische Nordwest-Südost-Profilschnitte durch das Eger-Rift im böhmischen Teil (A) und im bayerischen Teil (B; aus Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Die in diesem Zusammenhang wichtigsten Ergebnisse von Bischoff (1993), der erstmals in Deutschland die Spaltspur-Methode zur Klärung kontroverser Fragen der Mittelgebirgsgeomorphologie einsetzte, sind zusammengefasst:

▷ Der Steinwald stellt keine Piedmonttreppe nach W. Penck dar.

▷ Die jüngsten FT-Alter, damit die stärkste Denudation (infolge Hebung) wird am Abfall des Gipfelplateaus (800-Meter-Rumpffläche) zur 500-Meter-Rumpffläche festgestellt.

▷ Die räumlich-zeitliche Anordnung der FT-Alter spricht für ein Schollenmosaik aus nordwest-südost- und südwest-nordost-gerichteten Blöcken. Das Relief trägt eher den Charakter einer Rumpfschollentreppe als einer Rumpftreppe.

▷ Die stärkste neogene Hebung erfolgte in Südwestverlängerung des Eger-Grabens.

▷ Der Steinwald ist kein hydrographisches Zentrum; die Fichtelnaab hat ein antezedentes Durchbruchstal durch den westlichen Steinwald eingeschnitten.

▷ Die alttertiäre Ausgangsform dürfte in Übereinstimmung mit Louis (1984) eine Rumpffläche mit Inselbergen (z.B. „Platte“) gewesen sein.

Die Fränkische Linie ist nach den neueren Ergebnissen als eine wichtige Nahtstelle Mitteleuropas anzusehen. Erkenntnisse aus dem KTB-Projekt für die Genese der Landschaft am Westrand der Böhmischen Masse zur Süddeutschen Großscholle sind zusammengefasst nach Emmermann 1995:

▷ Die „Zone Erbendorf-Vohenstrauß“ (ZEV) erlebte ab 380 Millionen Jahre eine schnelle Heraushebung, vor 370 Millionen Jahren war sie schon auf weniger als 300 °C abgekühlt.

▷ Starke mehrphasige Deformationen erfolgten im Spröd-Duktil-Übergangsbereich (250 bis 300 °C) und danach im Sprödbereich.

▷ Mehrfache Reaktivierung des Fränkischen Lineaments erfolgte seit dem Permokarbon.

▷ Danach folgten noch Phasen rascher Heraushebung an der Fränkischen Linie, besonders in der Unteren Trias (ca. 245 Millionen Jahre) und der Oberen Kreide (ab ca. 100 Millionen Jahre).

▷ Das Fränkische Lineament erscheint dabei als frontale Rampe eines Schuppenstapels, der wohl von einem duktilen Abscher-Horizont bei 9 bis 10 Kilometer Tiefe aufstieg.

▷ Die ZEV ist ein steil gestellter, tief reichender (> 9 Kilometer) Krustenblock an einer ehemaligen (vorvariszischen bis variszischen) Suturzone,

▷„… der in einem Ausmaß von Bruchtektonik betroffen wurde, wie es bisher für ein anorogenes Intraplattenmilieu nicht für möglich gehalten wurde“ (Emmermann 1995, S. 119).

Auf neuere Vorstellungen zur Ursache dieser Bruchtektonik seit der Oberkreide wird weiter unten noch eingegangen. Zunächst wird, nachdem für den Steinwald (südliches Fichtelgebirge) eine Piedmonttreppe abgelehnt wurde, auf neuere morphotektonische Forschungen durch Peterek im übrigen Fichtelgebirge hingewiesen (Abb. 3.5). Interessant ist, dass auch Peterek (2012) ähnlich wie W. Penck eine Aufwölbung annimmt. Diese setzt jedoch viel später ein als bei Penck, und in ihrem Zentrum liegt der Steinwald und nicht das Hohe Fichtelgebirge.

An dieser Stelle sei auf eine bemerkenswerte geomorphologische Erscheinung in den Graniten des Hohen Fichtelgebirges hingewiesen, die auch von anderen Granitgebirgen Mitteleuropas bekannt ist: die Felsburgen aus großen, oft randlich abgerundeten Blöcken. Schon Johann Wolfgang von Goethe, der seit 1785 mehrfach das Fichtelgebirge besuchte, stellte Gedankengänge zu ihrer Entstehung an, die in Grundzügen bis heute Bestand haben (Abb. 3.6). Entlang von Klüften und Spalten verwittert der ansonsten harte Granit zu Grus und schließlich zu Ton (Kaolinit). Diese Verwitterungsprodukte werden leicht ausgewaschen und lassen Hohlräume zurück, an denen die Blöcke verstürzen oder abgleiten können oder in gelockerter Lagerung aufeinander liegen bleiben. Die Bedeutung von Klimawandel für die Entstehung von Felsburgen und Blockströmen hat Wilhelmy (1958) in einer ausführlichen und bis heute wertvollen Studie herausgestellt. Die Tiefenverwitterung erfolgte danach unter feucht-heißem tropischem Klima (auch als Silikatkarst bezeichnet), während trockeneres Klima ebenso wie kaltes Klima die Auswaschung der Verwitterungsprodukte begünstigte und die ehemals subterran (unter der Oberfläche) durch die Verwitterung entstandenen Blöcke („Wollsackblöcke“) freilegte. Unter Periglazialbedingungen im Quartär konnten die Blöcke durch Solifluktion hangabwärts wandern und Blockströme bilden. Reste der kaolinitreichen Mesozoisch-Tertiären Verwitterungsrinde (MTV) sind im Fichtelgebirge heute noch in Beckenlagen oder auf reliefarmen Rumpfflächen in bis zu mehreren Dekametern Mächtigkeit erhalten, während sie in höheren Aufragungen weitestgehend abgetragen sind und nur die ehemals an der Verwitterungsfront zum festen Gestein gelegenen Blockanreicherungen als Zeugen dieser intensiven Tiefenverwitterung erhalten blieben. In tiefen jungen Taleinschnitten finden sich keine derartigen Felsburgen mehr, wodurch sie als Vorzeitformen charakterisiert werden.

Abb. 3.5 Entwicklung im bayerischen Teil des Eger-Rifts zwischen Fichtelgebirge und Oberpfälzer Wald, a) ausgedehnte Rumpffläche (mit intensiver Kaolinisierung der Oberflächen und Inselbergen) im Eozän, b) Einsetzen erster Krustenbewegungen und intensiven Vulkanismus an der Wende Oligozän/Miozän, c) nach dem Höhepunkt vulkanischer Aktivität Verstärkung der Krustenaufwölbung und differenzielle Blockbewegungen, d) heutige Reliefsituation, Störungszonen werden teilweise vom Relief geschnitten (Fußflächen; aus Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Abb. 3.6 Der „Goethefelsen“ am Ochsenkopf im Fichtelgebirge, Foto und Strichzeichnung von J. W. v. Goethe anlässlich seines ersten Besuches am Ochsenkopf am 1. Juli 1785 (Geotop-Nr. 472R004; Quelle: Bayerisches Landesamt für Umwelt).

Die tektonische und geomorphologische Entwicklung an der Fränkischen Linie seit dem Mesozoikum wird in zwei Querprofilen über diese Nahtstelle hinweg verdeutlicht (Abb. 3.7 a und b). Im südlichen Profil (Abb. 3.7 a) bedecken triassische und jurassische Sedimente die Fränkische Linie (FL), die am Ende der Jurazeit vor 135 Millionen Jahren an der Oberfläche nicht erkennbar ist. Ab der Oberkreide macht sich die Aufschiebung an der FL in Heraushebung der westlichen Böhmischen Masse bemerkbar. Starke Abtragung schlägt sich in bis zu mehrere Hundert Metern mächtigen terrestrisch-limnischen Sedimenten der Oberkreidezeit nieder, darunter die Konglomerate des Hessenreuther Forstes direkt vor der FL. Die kompressive Tektonik an der FL setzt sich im Vorland, der Bruchschollenzone fort und die Kreidesedimente des Hessenreuther Forstes werden nach Nordosten verkippt und bis zu 2 Kilometer tief versenkt. Im Oligozän/Miozän tritt Vulkanismus hinzu. In den letzten zirka 20 Millionen Jahren erfolgte beachtliche Abtragung, die am Beispiel des Vulkanstiels des Rauhen Kulms auf etwa 250 Meter beziffert werden kann.

Abb. 3.7 Profile von der Frankenalb über die Fränkische Linie ins Grundgebirge, a) südlicheres Profil über den Hessenreuther Forst (aus Peterek 2007), b) nördlicheres Profil im Raum Goldkronach (aus Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Abb. 3.8 Neotektonisches Modell des westlichen Eger-Rifts und Umgebung: 1 = dominierende Richtung der Extension, 2 = Počátky-Plesná-Erdbebenzone, 3 = vertikale Blockbewegungen (– Senkung, + Hebung), 4 = topographische Kulmination infolge Hebung der Flanken des Eger-Rifts, 5 = Orientierung der maximalen horizontalen Hauptnormalspannung, 6 = regionale Abdachung, schwarze Linien = wichtige Störungen, CB = Cheb-(Egerer) Becken, CFMB = Zentrales Fichtelgebirgsbecken, DB = Domažlice-Becken, EG = Eger-Graben, FL = Fränkische Linie, KTB = Kontinentale Tiefbohrung, MLF = Marienbader Störung, NUPB = Nordoberpfalz Becken, SL=Kaiserwald (Slavkovský les; aus Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Im nördlichen Profil erfolgte ebenfalls bis zum Ende des Juras und dann wieder während der Oberkreide Sedimentation. Schon am Ende der Oberkreide (ca. 65 Millionen Jahre) machte sich aber die etwa parallel zur FL verlaufende Kulmbacher Störung (KS) als Aufschiebung bemerkbar, weshalb schon vor etwa 20 Millionen Jahren die mesozoischen Sedimente östlich der KS bis auf die Trias abgetragen waren. Auch danach bis heute fanden an der FL und den Störungen der Oberfränkischen Bruchschollenzone (wie der KS) beträchtliche tektonische Bewegungen statt. Reste der oberkretazischen Sedimente sind daher heute auf das Gebiet westlich der Hollfelder Störung (HS) begrenzt.

Das Fränkische Lineament und das Eger-Rift stellen die bedeutendsten Faktoren für die morphotektonische Entwicklung seit der Oberkreidezeit an der mitteleuropäischen Nahtzone zwischen Böhmischer Masse und Süddeutscher Scholle dar. Die ursprüngliche Vorstellung von W. Penck über die Bildung einer Piedmonttreppe im Fichtelgebirge lässt sich nach den neueren Erkenntnissen nicht aufrechterhalten. Brüche habe das Bild modifiziert. Damit ist aber nicht automatisch gesagt, dass alle im heutigen Landschaftsbild der Bruchschollenzone, der FL und der westlichen Böhmischen Masse auftretenden Stufen Bruchstufen darstellen. Zumindest in einigen Fällen muss auch die Möglichkeit von Bruchlinienstufen in Betracht gezogen werden, in der Bruchschollenzone mit ihren mesozoischen Gesteinen auch Schichtstufen.

Abb. 3.9 Morphogenetisch-morphotektonisches Modell für das Zentrale Fichtelgebirge. Im Alttertiär hatte sich ein Flachrelief (Rumpffläche) mit einzelnen Inselbergen (z.B. Schneeberg) entwickelt, welches von einer mächtigen kaolinitischen Verwitterungsdecke (Saprolith) überzogen wurde (A). Diese dürfte der von Felix-Henningsen (1990) im Rheinischen Schiefergebirge bearbeiteten Mesozoisch-Tertiären Verwitterungsrinde (MTV) entsprechen, deren Bildung dort nachweislich bis in die Kreidezeit zurückreicht. An der Wende Oligozän/Miozän setzte im Fichtelgebirge Vulkanismus mit begleitender tektonischer Verstellung des Ausgangsreliefs ein (B). Postvulkanisch erfolgte eine jüngere flächenhafte Überprägung (Pedimentation) des Reliefs, bei der der Saprolith teilweise erodiert und ebenso wie ältere Verbiegungen des Reliefs und Störungen gekappt wurde (C). Es bilden sich Resistenz- und Pedimentationsstufen, teilweise auch noch Bruchstufen (Peterek in Zöller & Peterek 2012).

Nach jahrelangen Untersuchungen wurde ein neotektonisches Modell für das westliche Eger-Rift und seine Umgebung entwickelt. Auch im Fichtelgebirge sind danach differenzierte Hebungs- und Senkungsgebiete auszumachen (Abb. 3.8), darunter das Zentrale Fichtelgebirgsbecken. Unter Zugrundelegung dieses neotektonischen Modells kann die geomorphologische Entwicklung des zentralen Fichtelgebirges wie in den Abbildungen 3.8 und 3.9 dargestellt zusammengefasst werden.