Einleitung

[Mehrfach-Zitate auf ein Bild werden auf deren Merkmale zurückzitiert]

Die Entwicklung der Krustenseismik und die Beiträge der Institute in der Bundesrepublik Deutschland zur Erforschung der Erdkruste bis Mitte der siebziger Jahre ist von Schulze (1974) und Giese et al. (1976) beschrieben worden. Dieser Beitrag soll einen kurzen Überblick über die Entwicklung seit der Mitte der siebziger bis Mitte der neunziger Jahre geben. Auch wenn während dieses Zeitraumes der Einsatz der Steilwinkelseismik in der Krustenforschung stark zunahm, z.B. im Rahmen von DEKORP, wurden doch weiterhin zahlreiche und z.T. recht umfangreiche refraktionsseismische Projekte durchgeführt. Neben der Bearbeitung regionaler Fragestellungen standen auch methodische Entwicklungen der Weitwinkelseismik im Vordergrund des Interesses. Über die DEKORP-Aktivitäten wird in einem anderen Beitrag dieser Publikation berichtet. Auf die marinen Projekte der Krustenseismik wird hier nur eingegangen, wenn diese in Kombination mit landseismischen Messungen stattfanden.

Die deutschen Aktivitäten in der Krustenseismik in den letzten 20 Jahren sind u.a. dadurch geprägt, dass sie sich immer mehr auf das europäische und aussereuropäische Ausland ausdehnten. Es versteht sich von selbst, dass derartige Projekte nur im Rahmen internationaler Kooperation realisiert werden können. Der Umfang der deutschen Beteiligung an krustenseismischen Messsungen war in den letzten beiden Jahrzehnten so gross, dass es in dieser knappen Beschreibung nur möglich ist, einen Einblick in diese Aktivitäten zu geben.

Finanziell gefördert wurden die Projekte im wesentlichen durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft im Rahmen von Normalverfahren, Schwerpunktprogrammen und Sonderforschungsbereichen. Finanzielle Förderung erfuhren krustenseismische Messungen auch durch das Bundesministerium für Forschung und Technologie (BMFT, jetzt Bundesministerium für Bildung, Wissenschaft, Forschung und Technologie, BMBF). Auch die Europäische Gemeinschaft unterstützte im Rahmen verschiedener Projekte krustenseismische Programme in Europa.

Instrumentelle Basis für diese Messungen bildete bis Ende der achtziger Jahre die in der zweiten Hälfte der sechziger Jahre entwickelte Registrierapparatur vom Typ MARS 66, die auch von anderen europäischen Instituten verwendet wurde (Berckhemer 1970). So war es möglich, für Grosseinsätze, z.B. beim EGT-Projekt, bis zu 160 einheitliche Apparaturen bereitzustellen. Seit Anfang der neunziger Jahre kommen digitale Apparaturen in grösserem Umfang zum Einsatz. Das GeoForschungsZentrum Potsdam (GFZ) konnte für den Gerätepool über 120 PDAS- bzw. RefTek-Stationen anschaffen, die nun für grössere Projekte zur Verfügung stehen. Die grosse Anzahl einheitlicher Stationen erlaubt Beobachtungen mit einem dichten Stationsabstand und damit die Gewinnung von Datenmaterial hoher Qualität, so dass die Entwicklung und die Anwendung völlig neuer Interpretationsmethoden erforderlich wurde.

Refraktionsseismik im Rahmen geowissenschaftlicher Grossprojekte

In den sechziger Jahren wurden in allen Regionen Europas Refraktionsmessungen in grossem Umfang mit dem Ziel durchgeführt, in einer ersten Übersicht die groben Strukturen der Erdkruste und des oberen Mantels zu erforschen. So hatte bereits Mitte der sechziger Jahre die Erforschung der Erdkruste in West- und auch Osteuropa einen hohen Stand erreicht (Literatur für Mitteleuropa: Schulze 1974, Gbese et al. 1976, Bormann et al. 1989). Von Beginn der siebziger Jahre an konnte die Planung weiterer Messungen auf der Basis dieser Ergebnisse auf bestimmte Fragestellungen und Regionen ausgerichtet werden. Hier sind in erster Linie die folgenden Grossprojekte zu nennen:

- Vertikalbewegungen und ihre Ursachen am Beispiel des Rheinischen Schildes,

- das Kontinentale Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland (KTB),

- Stoffbestand, Struktur und Entwicklung der kontinentalen Unterkruste,

- das Deutsche Reflexionsseismische Programm (DEKORP),

- Spannung und Spannungsumwandlung in der Lithosphäre,

- Deformationsprozesse in den Anden und

- Orogene Prozesse, ihre Quantifizierung und Simulation am Beispiel der Varisziden.

Von besonderer Bedeutung ist das Projekt "Europäische Geotraverse" (EGT) gewesen. Die Ergebnisse dieses grossen internationalen und interdisziplinären Projektes wurden von Blundell et al. (1992) in einer umfassenden Monographie beschrieben.

Varisziden und Kaledoniden

Im Rheinischen Schiefergebirge wurde in der zweiten Hälfte der siebziger Jahre ein umfangreiches refraktionsseismisches Untersuchungsprogramm durchgeführt (Abb. 1, RM). Die Krustenmächtigkeit ist hier mit 29 bis 30 km recht konstant (Mechie et al. 1983). Die interne Krustenstruktur ist jedoch sehr komplex (Mooney u. Prodehl 1978, Giese et al. 1983). Umfangreiche ergänzende Messungen in Südwestdeutschland im Übergangsbereich von Rhenoherzynikum zu Saxothuringikum fanden 1982 statt (Enderle et al. 1996a). Den entscheidenden Durchbruch zum Verständnis der Struktur der Oberkruste im Rhenoherzynikum im Sinne von 'thin-skinned tectonics' brachten die DEKORP-Messungen in den achtziger Jahren (DEKORP Research Group 1990).

Im Rahmen der KTB-Voruntersuchungen wurden in der ersten Hälfte der achtziger Jahre ausgedehnte reflexionsseismische und refraktionsseismische Messungen im Schwarzwald und der Oberpfalz durchgeführt (Abb. 1, SW, OP). Für die Oberpfalz ist die Entdeckung des anomalen Hochgeschwindigkeitskörpers von Erbendorf in etwa 12 km Tiefe als wichtigstes Ergebnis zu nennen (Gebrande et al. 1989). Das NW-SE verlaufende Weitwinkel-Profil durch die KTB-Lokation in einer neuen Interpretationstechnik zeigt Abb. 2 (Simon et al. 1996). Im Schwarzwald konnte durch Vergleich der Steil- und Weitwinkelmessungen neue Erkenntnisse zur Feinstruktur der unteren Kruste gewonnen werden (Gajewski u. Prodehl 1987, Luschen et al. 1989). Als Ergänzung dürfen die seismischen Messungen im süd- und südwestdeutschen Raum (Abb. 1, SWD) angesehen werden (Gajewskl et al. 1987).

Gleichzeitig zu den Steilwinkelmessungen von DEKORP wurden in zahlreichen Profilabschnitten parallel laufende Weitwinkelmessungen mit dem Ziel durchgeführt, Geschwindigkeitsinformationen zu gewinnen.

Im Rahmen der EGT-Aktivitäten wurde im Jahre 1986 ein ca. 800 km langes N-S-Profil von Schleswig-Holstein bis zum Alpenrand mit insgesamt acht Sprengpunkten vermessen (Abb. 1, EGT; EUGEMI Working Group 1990, Aichroth et al. 1992, Ansorge et al. 1992). Auch wenn die groben Züge der Krustenstniktur Mitteleuropas durch vorangegangene Aktivitäten bereits bekannt waren, so zeigen die neuen Daten eine Reihe von Detailstrukturen in den verschiedenen Zonen des mitteleuropäischen Variszikums. So sind z.B. im Saxothuringikum zwei Zonen erhöhter Geschwindigkeit in 10 und 20 km Tiefe von tektonischer Bedeutung.

In der ehemaligen DDR wurden in Sachsen und Thüringen ebenfalls umfangreiche refraktionsseismische Messungen durchgeführt (Abb. 1, ST). Einen knappen Überblick über diese Aktivitäten und ihre Ergebnisse geben Bormann et al. (1989), Schulze u. Bormann (1990) und Schulze u. Luck 1992). Grundsätzlich ergibt sich ein ähnliches Bild der Krustenstruktur wie in den westlichen Bundesländern, die Krustenmächtigkeit variiert auch hier zwischen 28 und 32km.

Innerhalb der Saxothuringischen Zone bildet das Granulit-Gebirge in Sachsen einen sog. 'Metamorphic Core Complex', d.h. ein Krustenfragment, das aus grösserer Krustentiefe an die Erdoberfläche aufstieg. Im Jahr 1995 wurden hier Steil- und Weitwinkelmessungen durchgeführt, um insbesondere die oberflächennahen Strukturen zu erforschen (Abb. 1, GG). In den oberen 10 km konnten unter dem Granulitkomplex Andeutungen für erhöhte Geschwindigkeiten erkannt werden (Enderle et al. 1996b).

Die Nordeutsche Tiefebene wurde mit zwei grossen Refraktionsprofilen überzogen. Das erste Profil wurde 1975/76 vermessen, das zweite wurde im Rahmen der EGT-Messungen im Jahre 1986 beobachtet (Abb. 1, ND, EGT). Trotz der grossen Sedimentmächtigkeiten von bis zu 10 km zeigt die Erdkruste keine entsprechende Verdickung, ihre Mächtigkeit beträgt auch hier nur 28 bis 30 km (EUGEMI Working Group 1990, Aichroth et al. 1992, Prodehl u. Aichroth 1992, Reichert 1993). Im Umfeld von Rügen wurden 1994 und 1996 kombinierte See- und Landmessungen ausgeführt, um die Struktur der Trans-European Fault Zone zu untersuchen (Abb. 1, RG). Ein kombiniertes Steil- und Weitwinkelprofil wurde 1996 zwischen Rügen und der Elbe vermessen, um u.a. Detailinformationen über die tiefere Kruste und über das gravimetrische und magnetische Hoch von Pritzwalk zu gewinnen (Abb. 1, MB).

Das dichte Netz von Refraktionsprofilen in Mitteleuropa ermöglicht es, die Frage der Anisotropie des oberen Mantels zu stellen. Aus der Interpretation des sehr umfangreichen und einmaligen Materials der Pn-Einsätze aus süddeutschen Profilen resultiert für den obersten Mantel eine signifikante Anisotropie der Wellengeschwindigkeiten (Enderle et al. 1996a). Abb. 3 zeigt, die Verteilung und die Anisotropie der P-Wellengeschwindigkeit im obersten Mantel im Tiefenbereich zwischen 30 und 40 km. Aus der Achsenrichtung der grösseren Geschwindigkeiten (N 31^° E) lassen sich Hinweise auf mögliche Fliessvorgänge im oberen Mantel ableiten (Fuchs 1983).

Zur Erforschung der Anisotropie des oberen Mantels wurde 1991 auf der Iberischen Halbinsel das spezielle ILIHA-Experiment durchgeführt (Abb. 4, SP). Mögliche Anisotropie-Effekte sind hier angedeutet (HJHA DSS GROUP 1993).

Mit einem N-S-Profil (Abb. 4, UK), das von Schottland durch England bis zur Kanalküste verläuft, wurde der Krustenbereich vom Nordrand der Varisziden bis zu den Kaledoniden untersucht (Bamford et al. 1976, Bamford et al. 1979). Die Krustenstruktur der variszischen Front in SW-Irland wurde im Jahr 1996 im Rahmen des Projektes VARNET untersucht (Abb. 4, VA).

Russische Tafel und Ural

Der Ural, der vor etwa 400 Mill. Jahren entstand, bildet die östliche Begrenzung der europäischen Plattform. Im Unterschied zu den etwa gleich alten variszischen Gebirgszonen in Westeuropa zeigt der Ural noch heute eine bis zu 60 km mächtige Gebirgswurzel bei schwacher Topographie. Diese und andere Fragestellungen waren der Anlass, im Jahre 1995 durch den südlichen Ural im Rahmen einer internationalen Kooperation das kombiniertes Steil- und Weitwinkelprofil URSEIS zu realisieren. Einzelheiten der Krustenstruktur konnten erkannt werden, und die Existenz der variszischen Gebirgswurzel wurde bestätigt. Zur Überraschung konnte auch in 150 km Tiefe eine deutliche Reflexion registriert werden (Oncken, pers. Mittig. 1996).

Bereits im Jahre 1991 fand im Woronesch-Massiv, 400 km südlich von Moskau, das deutsch-russisches Gemeinschaftprojekt ASTRA statt (Abb. 4, AS), das u.a das Problem der Anisotropie und des Scherwellen-Splitting in der tieferen Kruste und im obersten Mantel untersuchen sollte (Lüschen 1992).

Baltischer SchUd

Umfangreiche refraktionsseismische Messungen fanden auf dem Baltischen Schild statt. (Abb. 4, FL). Rückgrat dieser Untersuchungen ist das FENNOLORA-Profil (FL), das im Jahre 1979 beobachtet wurde (Guggisberg et al. 1991). Ergänzungen fand dieses Profil im Norden durch das POLAR-Profil (PP) und im Süden durch das Profilnetz EUGENO-S (ES). Die Krustendicke nimmt von 35 km in Südschweden auf 50 km in Nordschweden zu. Auf Grund der guten Beobachtungsverhältnisse konnten auch Phasen aus dem oberen Mantel beobachtet werden. Bis 100 km treten mehrere Zonen verringerter Geschwindigkeit auf, die zeigen, dass der oberste Mantel eine deutliche petrologische Strukturierung aufweisen muss.

Abb. 5. zeigt den Lithosphärenschnitt längs der EGT (Deckblatt des Buches von Freeman et al. 1990 nach Blundell), in dem im nördlichen Profilabschnitt die Strukturierung der Lithosphäre zu erkennen ist. Das FENNOLORA-Profil wurde nach Süden durch den Ostteil der damaligen DDR bis nach Böhmen verlängert.

Weitere refraktionsseismische Untersuchungen zur Struktur der Lithosphäre des Baltischen Schildes fanden in Litauen im Jahre 1995 im Rahmen einer Kooperation mit ost- und westeuropäischen Staaten statt, mit der Aufgabe, den Übergang vom Baltischen zum Ukrainischen Schild zu erforschen (Abb. 4, LI).

Die jungen Gebirge im Mittelmeerraum und den angrenzenden Regionen

In einer Folge internationaler Projekte wurden in einem Zeitraum von etwa 30 Jahren eine grosse Zahl von refraktionsseismischen Messungen in den Alpen und in weiteren mediterranen Orogenen einschliesslich der angrenzenden Gebiete durchgeführt.

Nachdem in den sechziger Jahren eine Reihe von Querprofilen durch die Ost- und Westalpen beobachtet wurden, entstand der Plan, diese Einzelprofile durch ein Alpenlängsprofil zu verbinden. Dieses grosse W-E-Profil, von der Schweiz an den Rand der ungarischen Tiefebene verlaufend, wurde 1975 im Rahmen einer internationalen Zusammenarbeit beobachtet (Abb. 4, AL). Die Daten gaben nicht nur Aufschluss über Details der intrakrustalen Diskontinuitäten, sondern es war möglich, auch tiefere Phasen aus dem oberen Mantel zu registrieren und zu interpretieren (Miller et al. 1982).

Das südliche Segment der EGT quert die Schweizer Alpen, die westliche Poebene, den Nordapennin, das Ligurische Meer, die Kontinentalfragmente Korsika und Sardinien, den Kanal zwischen Sardinien und Tunesien und endet südlich der Atlas-Ketten auf der Afrikanischen Plattform (Abb. 4, EGT). Somit überspannt dieser Abschnitt sehr unterschiedlich gebaute Einheiten mit extremen Variationen der Lithosphärenstrukturen.

Die EGT-Messungen verhalfen, in Verbindung mit den Reflexionsprofilen durch die Schweiz, der Vorstellung zum Durchbruch, dass sowohl die Kruste der Alpen als auch die des Apennin extrem asymmetrisch aufgebaut sind (Valasek et al. 1991, Gese et al. 1992, Heitzmann et al. 1991, Pfiffner 1992). In den Südalpen ist die Kruste der Adria-Platte unter Subduktion des Penninischen Ozeans der europäischen Platte aufgeschoben worden. Die im Innenbogen der Westalpen entdeckte Überschiebungsstruktur setzt sich also nach Osten fort. Ein ähnliches Bild bietet sich im Nordapennin. Die Moho-Diskontinuität der Adria-Platte lässt sich von der Poebene abtauchend bis in 50 km Tiefe bis unter die Ligurische Küste verfolgen. Sie wird hier von der dünnen Kruste (20 bis 25 km) des ligurischen Bereiches überlagert und überschoben (Abb. 6).

Im Rahmen einer sehr engen und langjährigen Kooperation mit italienischen und auch französischen Institutionen wurde die Apennin-Halbinsel einschliesslich Sizilien mit einem Netz refraktionsseismischer Profile überzogen (Abb. 4, IT, EGT). Die Messungen begannen 1968 auf Sizilien und erstreckten sich in den folgenden zwei Jahrzehnten bis in den Ligurischen Apennin.

Grundsätzlich zeigt sich längs des gesamten Apennins eine recht einheitliche Struktur, die aber im Detail von Region zu Region wechseln kann. Die Kruste des Vorlandes der Adriatischen Platte verdickt sich von 30 auf 40 bis 50 km in Richtung auf den Apennin. In den inneren Zonen des Apennin, also etwa entlang der Küste, geht die Krustenmächtigkeit sprunghaft auf 20 bis 25 km zurück. Bei günstigen Umständen lässt sich unter der dünnen Kruste eine zweite Kruste-Mantel-Grenze erkennen (Giese 1984, Giese et al. 1982).

Kreta, Attika und der Peleponnes waren Zielgebiete refraktionsseismischer Untersuchungen in den Helleniden (Abb. 4, GR). Auch in diesen Regionen zeigt sich in den zentralen Zonen eine Krustenverdickung auf 40 bis 50 km, während die internen Zonen eine deutlich verringerte Krustenmächtigkeit von 20 bis 25 km aufweisen (Makris 1978).

Den an der Mittelmeerküste liegenden Rif- und Teil-Atlas sind, weiter südlich auf der Afrikanischen Platte liegend, der Mittlere und der Hohe Atlas vorgelagert. Es war das Ziel refraktionsseismischer Messungen Ende der siebziger und Mitte der achtziger Jahre, die Krustenstruktur dieser ungewöhnlichen Gebirgszüge zu untersuchen (Abb. 7, AT). Der Mittlere und der Hohe Atlas weisen Krustenmächtigkeiten von ca. 35 km auf. Lediglich unter dem Hohen Atlas konnte eine gewisse Verdickung der Erdkruste auf 39 km erkannt werden (Wigger et al. 1992).

Im Jahre 1978 wurde die Krustenstruktur im östlichen Mittelmeer zwischen Zypern und der Nordküste des Sinai untersucht. Die Struktur Zyperns selbst ist durch die Obduktion ozeanischer Kruste charakterisiert (Abb. 7, ZS). Dennoch wird diese Kruste als kontinental angesprochen. Auch der Erathostenes Seamount wird von einem kontinentalen Fragment unterlagert. Dagegen existiert zwischen diesem Seamount und dem der Nordküste des Sinai ozeanische Kruste.

Im Jahre 1975 wurden refraktionsseismische Messungen im Zagrosgebirge im SW-Iran unter Ausnützung von Minensprengungen durchgeführt (Abb. 7, CA). Als wesentliches Resultat ergab sich für die internen Zonen dieses Orogens eine Krustenmächtigkeit von nur 30 km. Die externe Zone des Zagrosgebirges mit seinem thrust- und fold-belt zeigt eine deutliche Krustenverdickung auf über 50 km. Der Sprung der Krustenmächtigkeit lässt sich mit der Zagros-Überschiebungszone korrelieren, die die internen thick-skinned tectonics von den externen thin-skinned tectonics trennt (Giese et al. 1984).

Himalaya und Tibet

Im Rahmen einer internationalen Kooperation wurden Anfang der neunziger Jahre Steil- und Weitwinkelmessungen im Himalaya und in Tibet durchgeführt mit dem Ziel, die Natur der hier extrem verdickten Kruste zu erforschen. In etwa 35 km Tiefe konnte eine Grenzfläche erkannt werden, die als Überschiebungsbahn zweier Krusteneinheiten gedeutet wird. Etwa 75 km tief liegt die Basis der unterschobenen indischen Kruste (Mechie et al. 1996).

Mittel- und Südamerika

Mittel- und Südamerika sind Regionen, in denen deutsche Geowissenschaftler seit vielen Jahrzehnten aktiv sind. Von besonderem Interesse sind hier die Kollisionsstrukturen zwischen ozeanischen Platten im Westen und kontinentalen Platten bzw. Fragmenten im Osten.

In den siebziger Jahre wurden in West-Kolumbien im Rahmen einer internationalen Zusammenarbeit refraktionsseismische Messungen mit dem Ziel durchgeführt, den Übergang zwischen der ozeanischen und der kontinentalen Kruste zu untersuchen (Abb. 8, CO). Unter der Küstenkordillere konnte die abtauchende ozeanische Lithosphäre nachgewiesen werden. Unter der Zentralkordillere beträgt die Krustenmächtigkeit 40 bis 45 km (Meiiner et al. 1976).

Seit Mitte der achtziger Jahre wurden umfangreiche refraktionsseismische Messungen in den zentralen Anden durchgeführt (Abb. 8, CA). Genutzt wurden die zahlreichen Sprengungen in verschiedenen Kupferminen; zur Ergänzung des Netzes wurden aber auch eigene Bohrlochsprengungen und Seeschüsse verwendet. Heute überdeckt ein weitmaschiges Netz von Refraktionsprofilen den Bereich von der Pazifischen Küste bis zum Ostrand der Anden zwischen 21° und 24° S. Um den Übergang zur ozeanischen Nazca-Platte zu untersuchen, wurde 1995 das kombinierte See-Land-CINCA-Experiment mit Steil- und Weitwinkelmessungen durchgeführt (Abb. 8, CI). Ergänzt wurden diese Beobachtungen durch tomographische Studien der passiven Seismologie, die insbesondere die Oberfläche der abtauchenden Platte abbilden.

Die Krustendicke unter der Westkordillere und dem Altiplano beträgt wenigstens 70 km, es wurden aber auch überkritische Reflexionen aus etwa 90 km Tiefe registriert. Die extreme Verdickung der Erdkruste, die erst in den letzten 30 Mill. Jahren erfolgte, ist hinsichtlich der Entstehung im Fore- und Backarc unterschiedlich zu sehen. Die seismischen Messungen zeigen unter der Ostkordillere (Backarc)

eine sehr markante intrakrustale Diskontinuität, die in Verbindung mit tektonischen Überlegungen als Unterkruste einer überschobenen Krusteneinheit gedeutet wird. Das heisst, hier ist die Krustenverdickung durch tektonische Stapelung zu erklären. Ein ganz anderes Bild zeigen die seismischen Messungen im Forearc. Hier lief die tektonische und magmatische Entwicklung anders als im Backarc-Bereich ab. Die Krustenverdickung ist hier als underplating-Prozess zu sehen (WiGGER et al. 1991, 1994). Im Herbst 1996 wurde im Rahmen des DEKORP-2000 ein etwa 400 km langes kombiniertes Steil- und Weitwinkelprofil entlang 21° S von der Küste bis zum Ostrand des Altiplano beobachtet (ANCORP, Abb. 8, AN).

Im Rahmen einer internationalen Zusammenarbeit wurden im Jahre 1995 kombinierte onshore-offshore Messungen in Costa Rica durchgeführt (Abb. 8, CR). Es ist zu erwarten, dass hier die Kollisionsstrukturen anders ausgebildet sind als in den Anden.

Im Jahre 1975 wurde am Ostrand des Brasilianischen Schildes ein refraktionsseismisches S-N-Profil unter Ausnutzung der Sprengungen in der Eisenerzmine Itabira vermessen (Abb. 8, BR). Auch hier zeigt sich eine deutliche inverse Geschwindigkeitsstrukturierung, die darauf hinweist, dass auch schon im Präkambrium krustale Horizontaltektonik wirksam war. Die Krustenmächtigkeit am Ostrand des Brasilianischen Schildes beträgt 40 km (Giese u. Schutte 1975).

Südliches Afrika

Im Damara-Orogen in Namibia wurden im Jahre 1975 entlang dreier Profile refraktionsseimische Messungen durchgeführt (Abb. 7, DA). Es wurden Krustenmächtigkeiten bis zu 50 km gemessen. Auf dem Kalahari-Profil wurde sogar in 60 km Tiefe eine tiefe Moho-Diskontinuität gefunden, die als Relikt einer Gebirgswurzel angesehen wird (Baffir et al. 1983). Zur Erforschung dieses passiven Kontinentalrandes wurden im Jahr 1995 kombinierte See- und Landmessungen vor der Küste Namibias durchgeführt (Abb. 7, NA).

Kontinentale und ozeanische Riftzonen

Neben den Kollisionsstrukturen in jungen und alten Orogenzonen stand die Erforschung der Lithosphäre in Riftzonen mit unterschiedlichen Entwicklungsstadien im Mittelpunkt des Interesses. Auch hier wurden wieder im Rahmen internationaler Zusammenarbeit zahlreiche Regionen untersucht. Ein ausgezeichneter Überblick findet sich in Olsen (1995) mit den Beiträgen von Prodehl et al. (1995).

In Mittel- und Westeuropa gibt es zwei ausgeprägte Grabensysteme: Der Rheingraben in SW-Deutschland (Abb. 1, RG) und das Rhöne-Limagne-Graben-System in Zentral-Frankreich (Abb. 4, RL, FR). In beiden Regionen wurden in französisch-deutscher Kooperation umfangreiche seismische Messungen durchgeführt (Prodehl et al. 1995).

Unter dem südlichen Rheingraben zeigt sich eine signifikante Krustenverdünnung auf 22 bis 24 km, die auf Konto der unteren Kruste geht (Fuchs et al. 1987). Im Limagne-Graben in Zentral-Frankreich und im südlichen Rhönegraben ist die Kruste von 30 km auf 25 km verdünnt.

Umfangreiche refraktionsseismische Messungen fanden im afro-arabischen Riftsystem statt (Prodehl u. Mechie 1991). Der Jordan-Graben und der westliche Küstenbereich des Roten Meeres (Abb. 7, JG, RS) bilden die nördliche Untersuchungsregion (Ginzburg et al. 1979, El-Isa et al. 1987). Im Zusammenhang mit diesen Messungen müssen auch die Untersuchungen auf dem Arabischen Schild und im Umfeld des Roten Meeres gesehen werden (Mechie et al. 1986). Im Grabenbereich selbst ist die Kruste-Mantel-Grenze durch eine breite Übergangszone zwischen 26 und 34 km gekennzeichnet, unter den Grabenschultern wurde eine Krustenmächtigkeit von 40 km gemessen.

Die Afar-Senke in Äthiopien war das Untersuchungsobjekt refraktionsseismischer Messungen im Jahre 1972 (Abb. 7, AF). In der nördlichen Afar-Senke ist die Kruste signifikant auf 15 bis 20 km verdünnt, während die Mächtigkeit im südlichen Bereich 25 km beträgt. Die Geschwindigkeit im oberen Mantel ist deutlich auf etwa 7,5 km/s verringert (Berckhemer et al. 1975, Makris u. Ginzburg 1987).

Im Ostafrikanischen Grabensystem in Kenia (Abb. 7, KE) als typisches Beispiel einer kontinentalen Riftstruktur fanden in den achtziger und neunziger Jahren sehr umfangreiche Messungen unter Anwendung aktiver und passiver seismischer Methoden statt (Prodehl et al. 1994, KRISP Working Group 1995). Unterhalb des Grabens zeigt sich eine signifikante Krustenverdünnung gegenüber den Grabenschultern. Im Norden beträgt die Krustenmächtigkeit nur 20 km, nach Süden nimmt sie längs der Grabenachse auf 35 km zu. Die Geschwindigkeit im oberen Mantel ist auch hier wieder deutlich auf 7,5 km/s reduziert.

Ein ozeanisches Riftsystem wurde im Jahre 1977 auf Island untersucht (Abb. 4, IS). In 10 bis 15 km Tiefe wird eine Geschwindigkeit von 7,0 km/s erreicht. Die Existenz einer kontinentalen Kruste wird ausgeschlossen. Eine Mantel-Geschwindigkeit wird ab 50 bis 60 km Tiefe vermutet (Gebrande et al. 1980). Seeseismische Messungen ergänzten diese Untersuchungen.

Methodische Entwicklungen

Die Entwicklungen der Computertechnik und der digitalen Datenerfassung haben auch in der Refraktions- und Weitwinkelseismik Eingang gefunden. Neue Methoden wurden für das Processing und die Interpretation der seismischen Daten erarbeitet. So wurden zwei- und dreidimensionale Raytracing-Programme entwickelt, die nicht nur Laufzeiten, sondern auch Amplituden modellieren können. Ebenso wurden Inversionsverfahren zur Interpretation von Wellenfeldern unter Einbeziehung von Streuungseffekten entwickelt. An dieser Stelle sei nur auf eine Entwicklung verwiesen, die von Gebrande und Mitarbeitern erarbeitet wurde und die sich als sehr erfolgreich für die Darstellung von Wellenfeldem aus Weitwinkelmessungen erwiesen hat (Simon et al. 1996). Ein Beispiel dieses Verfahren der "true-amplitude prestack method" zeigt die Abb. 2.

Abschliessende Bemerkungen

Diese kurze Schilderung der deutschen Aktivitäten auf dem Gebiet der Refraktionsseismik sollte in erster Linie aufzeigen, welche Fragestellungen in welchen Regionen bearbeitet wurden. Es muss auch ganz klar gesagt werden, dass diese Erfolge nur im Rahmen einer engen und freundschaftlichen internationalen Kooperation möglich waren. Der Wettstreit zwischen Steil- und Weitwinkelseismik ist in der Weise beigelegt, dass heute soweit wie möglich beide Methoden in sich ergänzender Weise gemeinsam eingesetzt werden.

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