Die Entstehung des Norddeutschen Beckens, ein Metamorphose ...

Die Entstehung des Norddeutschen Beckens –
ein Metamorphose-Modell
H.-J. Brink, Hannover
Zusammenfassung
In einer integrativen Analyse werden Metamorphoseprozesse in der aggregierten Kruste,
Potentialfeldanomalien, Temperaturfeld sowie die Subsidenzgeschichte zu einem Modell für die
Entstehung des Norddeutschen Beckens zusammengefasst, das beobachtete Phänomene wie
Stickstoffreichtum in Erdgasen permischer Sandsteine und die Struktur der Kruste mit theoretischen
Ableitungen verknüpft. Das so entstandene neue Modell zur Erklärung von „Geosynklinalen“, bei
dem geochemisch/ petrophysikalische Prozesse in der Unterkruste eine entscheidende Rolle spielen,
scheint global anwendbar zu sein. Es kann die Anwendung existierender tektonischer
Dehnungsmodelle zur Erklärung der Subsidenz von Sedimentbecken um eine intrinsische Variante
ergänzen.
Abb. 1: Zentraleuropäisches Beckensystem mit variszischem Vorlandbecken (gestrichelt mit Markierung der
Beckenachse), Norddeutschem (Südl.) Permbecken (durchgezogene Linie, mit Markierung der
Beckenachse), Niedersachsen Becken (gepunktete Line) und Nordseebecken (~Nordseeküste). Weitere
geographische Merkmale sind die Elbe, der Glückstädter Triastrog, das Dänisch-Norwegische (Nördl.)
Permbecken, die Variszische Deformationsfront, das Variszische Orogen, die Niederlande (NL), Dänemark
(DK) und Polen (PL).
Einleitung
Der deutsche Teil des zentraleuropäischen Beckensystems (Abb. 1) wird von den sich
überlagernden SW-NO-streichenden ober-karbonischen Senken des variszischen Vorlandbeckens,
unter denen Schelfgebiete mit Plattformkarbonaten des Unterkarbons und Devons vermutet werden

[1], [2], vom darüberliegenden elbparallel verlaufenden (südlichen) Perm(-Trias)becken
(Norddeutsches Becken), vom südlich angrenzenden Ost-West-streichenden Niedersachsen Becken
und vom Nord-Süd-streichenden Nordseebecken gebildet.
Die Entwicklung des Karbonbeckens wird der Flexur der Kruste als Folge der variszischen
Orogenese zugeschrieben, vergleichbar der Genese des süddeutschen Molassebeckens, das der
alpidischen Gebirgsbildung zugeordnet wird. Die Ursache des Permbeckens wird von den meisten
Autoren in Riftprozessen (transtensives Pull-apart-Becken, [3], [4]) des Rotliegenden gesehen und
mit einer Dehnung der Kruste verknüpft, die von magmatischen und vulkanischen Aktivitäten
begleitet wurde. Das spektakuläre, in der Oberkreide invertierte mesozoische Niedersachsenbecken
gilt ebenfalls als Dehnungsbecken [5], genauso wie das Nordseebecken [2]. In den Sedimenten aller
vier Becken wurden wirtschaftliche Mengen von Kohlenwasserstoffen gefunden.
Allerdings wurden nördlich einer elbparallel streichenden Linie in den Sedimenten des
Rotliegenden bisher nur unwirtschaftliche stickstoffreiche Gase nachgewiesen (Abb. 2). Die
Ursachen dieser hohen Stickstoffgehalte wurden vielfältig diskutiert (u.a. [6], [7]) und führten im
Endeffekt zur Aufgabe der Erdgasexploration des in Schleswig-Holstein liegenden
Beckenzentrums, das wegen der großen Tiefe als übermatur charakterisiert oder bar jeder
kohlehaltigen (terrestrischen!) karbonischen Muttergesteine eingeschätzt wurde.
Abb.2: Isopachen des
sedimentären Rotliegenden
(Intervallmaxima in m)
Das auf die Basis des Oberrotliegenden reduzierte Schwerefeld Norddeutschlands, das über
formationsabhängige Temperaturgradienten abgeleitete und für die Tiefe berechnete
Temperaturfeld sowie die gemessenen Anomalien des Magnetfeldes gestatten nun in einer
integrativen Betrachtung eine Analyse der Evolution des norddeutschen Permbeckens.
Modellierbare Ursachen und beobachtete Wirkungen wie Subsidenzgeschichte und Stickstoffgenese
werden dabei miteinander verknüpft und Beobachtungen aus dem Westsibirischen Becken, das wie
das Norddeutsche Becken auf einer aggregierten Kruste liegt [8], berücksichtigt. Darüber wird im
Folgenden berichtet.
Die Potentialfeldanomalien
Die von Brink et al.1994 [9] publizierte Karte der auf die Zechsteinbasis reduzierten Schwere
Norddeutschlands enthält für den Bereich Schleswig-Holstein noch die gravitative Wirkung des
mächtigen, salzreichen und daher gering dichten Oberrotliegendsedimentes. Unter

Berücksichtigung einer mächtigkeitsabhängigen Dichtefunktion (ρ in gr/cm³ = 2.70 - 0.25∆z, ∆z =
Mächtigkeit in km) sowie der Isopachen des Oberrotliegenden (Abb. 2), in die vorhandene
Bohrungsdaten und die Interpretation seismischer Profile einbearbeitet wurden, war eine
Berechnung der Schwerewirkung dieser Schicht und eine Reduktion der Bouguerschwere auf die
Basis des Oberrotliegenden möglich (Abb. 3). Da die durchschnittliche Dichte der in großer Tiefe
liegenden Oberkarbonsedimente bei ca. 2,7 gr/cm³ liegt und sich daher kaum von der der liegenden
oberkrustalen Gesteinen unterscheidet, sind die verbleibenden Schwerefeldanomalien (Abb. 4) nicht
mehr dem Sedimentpaket, sondern den Gesteinsschichten darunter zuzuordnen.
Abb.3: Basis des
sedimentären
Rotliegenden
Abb.4: Reduzierte
Schwere für Basis sed.
Perm (Intervallmaxima
in mgal)
Der Vergleich dieses reduzierten Schwerefeldes mit dem Magnetfeld (Abb. 5) [s.a.10] zeigt, dass es
unterschiedliche Ursachen für beide Potentialfelder geben muss, da in der Punktwolke der ortstreu
übereinandergetragenen Anomalienwerte keine Beziehung nachzuweisen ist (Abb. 6). Die Ursache
der Magnetfeldanomalien liegt mit Sicherheit oberhalb der Curietiefe, die durch die

Curietemperatur von 578°C für Magnetit definiert werden kann. Einige Lokationen im
Norddeutschen Becken mit Magnetfeldanomalien weisen wie in Bramsche oder Pritzwalk auch
entsprechende gravimetrische Anomalien auf [11], doch für die großräumige gravimetrische
Anomalie nördlich der Elbe, die von der Nordsee über Schleswig-Holstein bis nach Ostdeutschland
reicht, gibt es kein magnetisches Pendant. Die Ursache dieser gravimetrischen Anomalie muss
demnach mit hoher Wahrscheinlichkeit in den Gesteinsschichten unterhalb der Curietiefe zu suchen
sein. Wie sieht nun die Tiefenlage der Curietemperatur aus?
Abb.5:
Magnetfeldanomalien
(Intervallmaxima in rel.
Abb. 6: Relative Werte der magnetischen Anomalien des Norddeutschen Beckens, ortstreu aufgetragen über
die Werte der auf die Basis des sedimentären Perms reduzierten Bouguerschwere - strukturlose Punktwolke

langwellig gefilterter Daten (20 km Gitter, kleinräumige Anomalien geglättet), die keine Beziehung
zwischen gravimetrisch und magnetisch wirksamen regionalen Körpern erkennen lässt.
Das Temperatur- und Druckfeld
Mit den vorliegenden regionalen Tiefenkarten wichtiger geologischer Formationen
Norddeutschlands und den an Bohrungen gemessenen und dann gemittelten Temperaturgradienten
für jede Formation (Tabelle I) kann das stationäre Temperaturfeld an der Basis des
Oberrotliegenden abschätzungsweise berechnet werden (Abb. 7). Mit einem Temperaturgradienten
von 20-22.5°C/km für die darunter liegenden Gesteinsschichten, der auch der Annahme eines
durchschnittlichen Wärmeflusses von 45 mW/m² und einer Wärmeleitfähigkeit von 2-2.25 W/m°C
entspricht, kann bei einer Vorgabe von 578°C für die Curietemperatur deren Tiefenlage ermittelt
werden. Analog dieser Berechnung kann ebenfalls unter Berücksichtigung von
Formationsmächtigkeiten und den zugehörigen Dichten (Tabelle I) der lithostatische Druck für jede
beliebige Grenzfläche berechnet werden.
Tabelle I
Schicht
Temperatu Wärmeleitf. Dichte Seismische
rgradient W/m°C bei (gr/cm³) Geschwindigke
°C/km Wärmefluss von 45 (tw. it (m/s)
mW/m²
tiefenabh.)
Tertiär 30.60 1.47 1.95 - 2.50
Basis Tertiär bis Basis 19.74 2.28 2.35 - 2.53
Kreide
Basis Kreide bis Basis Trias 24.73 1.82 2.48 - 2.70
Salzstöcke 17.65 2.55 2.35
Zechstein 17.65 2.55 2.2
Rotliegendes 22.25 2.00 2.2 - 2.7
Paläozoikum (Karbon) 22.25 2.00 2.7 4500
Grünschiefer Fazies 22.25 2.00 2.7 6200
Amphibolit Fazies 20.00 2.25 3 6900
Granulit Fazies 20.00 2.25 3.3 (7800)
Erdmantel 20.00 2.25 3.3 (8000)

Abb.7: Temperatur an der
Basis des sed. Perms
(Intervallmaxima in C°)
Abb.8: Tiefenlage der
Curietemperatur (578°C) (
Intervallmaxima in m)
Die Curie-Tiefe
Für die auf Magnetitbasis berechnete Tiefenlage der Curietemperatur, die magnetisch wirksames
von magnetisch unwirksamem Gestein trennt, ergibt sich ein Verlauf, wie er in Abbildung 8
dargestellt ist. Ein Vergleich dieser Karte mit der Karte der auf Basis des Oberrotliegenden
reduzierten Schwere zeigt eine generelle Übereinstimmung. Das Gebiet nördlich der Elbe mit seiner
positiven Schwereanomalie weist eine Hochlage der Curietiefe auf, die ca. 2-3 km oberhalb des
Niveaus südlich der Elbe liegt. In einer Graphik, in der das reduzierte Schwerefeld und die
Curietiefe übereinander aufgetragen sind, werden eindeutige Korrelationen sichtbar (Abb. 9), die
auf eine 'physikalische' Beziehung beider Größen hindeuten. Hohe Schwerewerte korrelieren mit
geringen Curietiefen und umgekehrt. Die Gesteine unterhalb der Curietiefe müssen eine höhere
Dichte aufweisen, die die Ursache der positiven Schwerefeldanomalie nördlich der Elbe ist. Wie
kann diese Beobachtung erklärt werden?

Metamorphoseprozesse in der Unterkruste
Abb. 9: Relative Werte der
gravimetrischen Anomalien
des Norddeutschen Beckens
(auf die Basis des
sedimentären Perm
reduzierte Bouguerschwere),
ortstreu auf-getragen über
die abgeleiteten Tiefenwerte
der Curietemperatur von
578°C (20 km Gitter,
kleinräumige Anomalien
geglättet) - strukturierte
Punktverteilung, die eine
Beziehung zwischen
gravimetrisch wirksamen
regionalen Körpern und dem
Temperaturverlauf in der
Kruste erkennen lässt (hohe
Schwerewerte korrelieren
überwiegend mit geringen
Aus der plattentektonischen Rekonstruktion für den zentraleuropäischen Raum ist bekannt [4], dass
sich die Krustenschicht im Liegenden des Devons aus kaledonisch aggregierten altpaläozoischen
Gesteinen zusammensetzen muss, eventuell auch unter der Einbindung kleinerer Terrane wie Ost-
Avalonia [12]. Da das Gesamtbecken seit dem Devon im Durchschnitt etwa 10 km abgesunken ist
und keine Auffüllung eines tiefen ozeanischen Beckens vorliegt, wie aus der Existenz von
überwiegend kontinentalen oder im Flachwasser abgelagerten Sedimenten abzulesen ist, sind
Gesteine, die während des Devons in 10km Tiefe lagen, heute in ca. 20km Tiefe bei höheren
Drücken und Temperaturen anzutreffen und dürften zu Grünschieferfazies mit einer Dichte von ca.
2.7 gr/cm³ metamorphisiert sein. Äquivalentes muss für alle darunter liegenden Gesteine der
tieferen Kruste in einem ebenfalls von Temperatur und Druck abhängigen Metamorphosegrad
zutreffen.
Die Metamorphose dürfte in Norddeutschland in Tiefen bis ca. 30 km allerdings weniger vom
Druck als vielmehr von der Temperatur abhängig sein (Abb.10) [13]. Auffälligerweise liegt bei der
Curietemperatur von 578°C die Transformationsgrenze in der Metamorphose von
Grünschieferfazies zu Amphibolitfazies vor, verbunden mit einer Gesteinsdichtenzunahme um ca.
10% von 2.7 gr/cm³ auf 3.0 gr/cm³ und einer subsequenten Volumenreduktion um ebenfalls ca.
10%. Als Ursache der positiven gravimetrischen Anomalie nördlich der Elbe lässt sich somit ohne
weiteres die der temperaturabhängigen Undulation der Curietiefe folgende Transformation von
Grünschieferfazies in Amphibolitfazies zuschreiben.
Nach Boyd 2001 [14] tritt bei dieser Metamorphose eine Abgabe größerer Volumina von Stickstoff
mit einem hohen δ 15 N %o Wert auf (Abb.11), was die Isotopenverhältnisse des Stickstoffs in den
Permsedimenten der südlichen deutschen Nordsee [7] erklären könnte. Wenn im Beckenzentrum
ein großer Teil des beobachteten Stickstoffs aus der Krustenmetamorphose stammt, kann durchaus
darauf geschlossen werden, dass kein organisches Muttergestein vorliegen muss, das in einem
übermaturen Zustand ebenfalls als Stickstoffquelle in Frage kommen könnte. Dann gäbe es auch
keine frühe Generationsphase für Kohlenwasserstoffe zur Zeit der Trias, deren Migrationsprodukte
heute noch nördlich der Elbe zu explorieren wären [15]. Wie ist die heute vorliegende Undulation
der Curietiefe zu erklären und was hat sie mit der Subsidenz des Beckens zu tun, dessen Zentrum
mit der Aufwölbung der beschriebenen Metamorphosegrenze zusammenfällt?

Abb. 10: Generalisierte
Grenzen metamorpher Fazies (
nach Yardley, 1989 [13]) mit
Temperaturtiefenverlauf des
Norddeutschen Beckens,
Curietemperatur und Druckund
Temperatur-Moho
Projektionen. Auffällig sind
die hohe Temperatur- und
geringe Druckabhängigkeit der
Metamorphose für die Kruste
des Norddeutschen Beckens.
Abb. 11: Anteil und
Isotopenzusammens
etzung des
Stickstoffs in
kontinentalen
metasedimentären
Gesteinen ( nach
S.R. Boyd, 2001
[14] ). Die
Stickstoffisotopenw
erte im
Norddeutschen
Becken lassen sich
ohne weiteres dem
Metamorphoseproze
ss in der
Unterkruste, wo die
Grünschiefer Fazies
in Amphibolit
Fazies konvertiert
wird zuordnen
Der Subsidenzprozess
Vor der eigentlichen Bildung des nord-deutschen Permbeckens wurde die aggregierte Kruste als
Folge einer Zunahme des Wärmeflusses durch magmatische Intrusionen und Vulkanismus alteriert
[2]. Die damit verknüpften Riftprozesse sind allerdings in den Daten anders wiederzufinden als
theoretisch gefordert. Nach den üblichen Modellen über Krustendehnungsprozesse müsste als

Vorgänger der großflächigen beckenbildenden thermischen Subsidenz ein Grabensystem oder Pullapart-Becken
parallel zur Achse des Beckens entstanden sein. Dies wird zwar postuliert [3], [4] aber
nicht beobachtet. Vielmehr gibt es ein Netz von kleineren Rotliegendgräben, die eher orthogonal
zur Achse des Beckens streichen [16].
Für das an Kohlenwasserstoffen reiche Westsibirische Becken, das wie das Norddeutsche Becken
ebenfalls auf einer aggregierten Kruste gebildet wurde, lässt sich die abgeleitete 'tektonische'
Subsidenz mit den herkömmlichen Modellen nicht erklären, da die entsprechende Tiefenlage der
'Moho' (Krusten-Mantel-Grenze) nicht beobachtet wird [8]. Wenn also die geforderten
Dehnungsprozesse nicht oder anders als postuliert abgelaufen sind, welche Prozesse können dann
die Subsidenz beider Becken verursacht haben? Für das Norddeutsche Becken lässt sich aus dem
weiter oben Beschriebenen ein wirksames Modell ableiten. Greifen wir dafür auf zwei wichtige
Beobachtungen zurück. Die eine ist der Wärmeimpuls zu Beginn des Rotliegenden, die andere die
10%-ige Volumenreduktion durch Metamorphose von Grünschiefer- in Amphibolitfazies. Schon
eine eher geringfügige Zunahme des Wärmestromes um 10% ist in der Lage, die Tiefenlage der
Curietemperatur um ca. 2.5km anzuheben. Wenn diese Zunahme für den heutigen Raum nördlich
der Elbe zu Beginn des Rotliegenden einmal angenommen wird, hat sich die Metamorphosegrenze
von ca. 578°C in geringere Tiefen verschoben, was durch Reduktion des betroffenen
Gesteinsvolumens um ca. 10% zu einer Absenkung der Erdoberfläche von ca. 250m geführt hat.
Diese Depression wird subsequent mit Sediment aufgefüllt, das nach dem Airy-Prinzip die Kruste
weiter nach unten drückt und damit bisher nicht metamorphisierten Grünschiefer unterhalb der
Curietiefe und der Metamorphosegrenze schiebt, was wiederum ein Nachsinken der Erdoberfläche
mit einer nachfolgenden Sedimentation bedingt. Dieser im Laufe der Zeit abklingende Prozess
greift auch auf den Übergang von Unterkruste zu oberen Mantel über und muss dort einen
Metamorphose-prozess bei ca. 700°C in Gang setzen, bei dem die Amphibolitfazies bei einer auch
hier 10%-igen Volumenreduktion mit Gesteinsdichten von ca. 3.3 gr/cm³ granulitisch wird. Ob die
Granulitfazies noch zur Unterkruste oder schon zum oberen Mantel gehört, kann hier nicht geklärt
werden. Dazu bedarf es unter anderem eingehender Untersuchungen der seismischen
Geschwindigkeitsvariationen der Moho.

Abb. 12: Verknüpfung von
Metamorphose- und
Subsidenzprozess für eine
aggregierte Kruste unter
Einfluss einer
Wärmestromanomalie
Der Metamorphose- und Subsidenzprozess lässt sich im Detail und mathematisch wie folgt
beschreiben (Abb 12):
- vor 290 Mio. Jahren Wärmestromzunahme um ca. 10%, verbunden mit
Aufschmelzungsprozessen, Magmatismus und Vulkanismus,
- Curietiefe für Magnetit (578°C) steigt in einer ersten vorläufigen Abschätzung um ~2.5 km,

- Parallel Einsetzen der Metamorphose von Grünschieferfazies zu Amphibolitfazies
(Dichtezunahme von ca. 2.7 auf ca. 3.0 gr/cm³) und weiter auf 3.3 gr/cm³ (Granulitfazies) für die
~700°-Isotherme,
- Durch Dichtezunahme Volumenreduktion um ca. 2 x 10% und Subsidenz (Y) von 2 x ~250m,
- Auffüllung der Depression mit Sediment, mittlere Dichte 2.35 gr/cm³,
- Durch Sedimentauflast zusätzliche (Airy-) Subsidenz von 2 x ~625m (= 2 x 250m x 2.35/(3.3-
2.35), (~ 2.5 x 2 x 250 m) mit Manteldichte = 3.3gr/cm³),
- Metamorphose von ~625 m Kruste (2.7 nach 3.0 gr/cm³) und ca. ~625 m Unterkruste/Mantel (3.0
nach 3.3 gr/cm³),
- Volumenreduktion von betroffener Kruste und Unterkruste/Mantel um jeweils ~10% ( 2 x 62.5
m),
- Auffüllung mit weiteren Sedimenten von ~125m Mächtigkeit,
- Durch diese Sedimentauflast weitere Subsidenz von ~437.5m (2 x (~ 2.5 x 62.5m),
- Metamorphose von ~437.5 m (Kruste und Unterkruste/Mantel zusammen)
...Reduktion...Auflast...Subsidenz...usw...,
Mit Anstieg Curie- ( Metamorphose-) Tiefe = h (m), Volumenreduktion durch Dichtezunahme = k
(%),
- Faktor für Beckensubsidenz (S*) f = ~3.5 (Metamorphosesubsidenz (Y n ) + 2.5 x Y n (Airy)),
- a = 2 x k x h (k ~ 0.1 jeweils für Kruste und Unterkruste/Mantel, 2.7 gr/cm³ Grünschieferfazies -
3.0 gr/cm³ Amphibolitfazies - 3.3 gr/cm³ Granulitfazies),
- b = f x 2 x k ,
folgt:
- Gesamtsubsidenz durch Metamorphose Y = Σ Y n = a x ( 1 + b + b² + b³ +....b n ) für Kruste und
Unterkruste/Mantel zusammen und als Funktion der normierten Zeit 'n',
- S* = 3.5 x Y = 3.5 x a x (1-b n )/(1-b),
- n → ∝, S* = 7 x k x h /(1 - 7 x k) = 2.33 x h (für k = 0.1),
- h = 0.43 x S* bzw. h = z x ∆ Q / Q (Q= Wärmefluss, ∆ Q = Wärmeflusszunahme, z =
ursprüngliche Curietiefe),
- für die repräsentativ genommene Subsidenztiefe des Norddeutschen Beckens von 5500 m bedeutet
das ein Anstieg von Curietiefe und 700°C-Isotherme um jeweils 2400 m und bei einer
ursprünglichen Curietiefe von vielleicht 26 km (siehe Abb. 8 und 9) eine erforderliche
Wärmeflusszunahme von ca.9 %.
Im Endeffekt führt der durch eine initiale Wärmeflusszunahme verursachte Metamorphoseprozess
in Kruste und im oberen Mantel zu einer vergleichsweise exponentiellen Subsidenz (Abb. 13), wie
sie vielerorts beobachtet und bis dato nur den Folgen von Dehnungsprozessen der Kruste
zugeschrieben wird. Aus dem exponentiellen Subsidenzverlauf einzelner Sedimentbecken (Abb. 14)
mit aggregierter Kruste als Unterlage lassen sich die Halbwertszeiten der Beckenbildung und die als
ursächlich angenommene Anhebung der Curie- und Metamorphosetiefe abschätzen. Dies ist in
Tabelle II wiedergegeben. Dass metamorphe Reaktionen vor allem im oberen Mantel die
Beckensubsidenz beeinflussen können, haben auch Petrini et al. 2002 [17] beschrieben.
Tabelle II

Sedimentbecken Beginn der repräsentative Halbwertsze Exponentialfakt Anstieg der
Subsidenz maximale it in Mio. or 'a'
Curie-Tiefe
vor Mio. Versenkung Jahren (Subsidenz S = (=0.43 x S*) in
Jahren S* in m
S*e -at ) m
Norddeutsches 290 5500 70 0.01 ~2400
Perm-Becken
[18]
Dänisch- 260 6000 70 0.01 ~2600
Norwegisches
Becken, nach [2]
Westsibirisches 230 5500 55 0.012 ~2400
Becken [8]
Songliao- 160 10000 28 0.025 ~4300
Becken (China)
[19]
Ghaba Salz 630 10000 140 0.005 ~4300
Becken (Oman)
[20]
Turpan-Becken
(China) [21]
255 11000 70 0.01 ~4700
Abb. 13: Subsidenzmodell des Norddeutschen Beckens mit erfolgreicher Anpassung des Metamorphose-
Airy-Versenkungsprozesses durch eine exponentielle Funktion. Die ermittelte Halbwertszeit von ca. 70
Millionen Jahren wird nach einer normierten Metamorphosezeit von t = 1.8 (::n) erreicht ( ca. 2 Schritte der
abklingenden sich wiederholenden Abfolge: Volumenreduktion durch Metamorphose - Auflast durch neue
Sedimente -Airy- Subsidenz ). Sie gestattet die Abschätzung der initialen Reaktionsgeschwindikeit der
ablaufenden Metamorphose mit ~7oom / 70 Mio. Jahre = ~1cm / 1000 Jahre.

Abb. 14: Beobachtete repräsentative Subsidenz (S) des Norddeutschen Beckens (bezogen auf Tiefenniveau
heute = 0 m), die exponentiell modellierte Absenkung ( S = S* x e -at ) und die Differenz. Die ins Präperm
bis in das Devon hinein modellierte Subsidenz (Maximum bei 10600m), die im Wesentlichen der Flexur der
Kruste durch das variszische Orogen zugeschrieben wird, passt sich der folgenden modellierten
Metamorphose-Airy-Subsidenz nahtlos und mit gleicher Halbwertszeit an. Die Differenzkurve repräsentiert
überlagernde kurzzeitigere diskontinuierlich ablaufende metamorphe Reaktionen bzw. regionaltektonische
oder geodynamische Prozesse (u.a. extensionales Triadisches Rifting und hoher oberkretazischer
Meeresspiegel, beide verknüpft mit einer Zunahme des zur Verfügung stehenden Sedimentationsraumes).
Abb.15. Tiefenlage (m)
der 700°C Isotherme
(Temperatur-Moho!? )

Die Moho
Zum Verständnis der Beckensubsidenz kann, wie oben beschrieben, eine Analyse der
Informationen über die Moho beitragen. Die wichtigsten Informationen über die Moho sind ihre
Tiefenlage sowie die Dichten und seismischen Geschwindigkeiten der Gesteine oberhalb und
unterhalb dieser Grenze. Für die Moho in Norddeutschland gibt es allerdings widersprüchliche
Aussagen, je nachdem, ob auf die Ergebnisse der Refraktionsseismik, der Reflexionsseismik und
manchmal auch eher spekulativ auf die Gravimetrie zurückgegriffen wird [22], [23], [24]. Nach
dem oben skizzierten Metamorphosemodell dürfte die Moho in Norddeutschland primär eine
geochemische Grenze darstellen, die durch temperatur- und druckabhängige Prozesse eingestellt
wird, die u.a. von den physikalischen Eigenschaften des gesamten komplexen Oberbaus abhängen.
Sollte die Moho der 700°C Isotherme entsprechen, ergäbe sich eine Tiefenlage in Norddeutschland
wie in Abbildung15 dargestellt. Entspricht sie eher einer Druckgrenze, hier von ca. 973 MPa wie
für die stabilen Verhältnisse der West-Schleswig-Holsteinischen Plattform [25] abgeleitet, so wird
auch die Tiefenlage der Curietemperatur mit ihrem Metamorphoseeffekt wichtig und es ergibt sich
unter der Annahme der verschiedenen Gesteinsdichten der Kruste ein Mohoverlauf wie in
Abbildung 16 wiedergegeben. Beide Karten zeigen untereinander und zur seismisch abgeleiteten
Mohokarte [23] signifikante Abweichungen. Auffällig ist, das die im Zentrum des Glückstädter
Triastroges in Schleswig-Holstein interpretierte Moho-Hochlage, der ein reflexionsseismisches
Profil zu Grunde liegt [3], weder in der Temperatur- noch in der Druck-Moho erscheint und dort
eher eine lokale Depression zeigt. Da auch die seismische Moho nicht eindeutig definierbar zu sein
scheint [22], ist die Vermutung durchaus gerechtfertigt, dass die Moho in Norddeutschland eine
petrophysikalische Prozessgrenze mit zeitlicher Abhängigkeit darstellt und nicht durch eine
stationäre, zeitlich invariante Grenzfläche definiert werden kann (Abb.17a,b).
Der Wärmespot
Abb.16: Tiefenlage (m)
der 973 MPa Isobare
(Druck-Moho!? )
Wenn schon eine eher geringe Änderung des Wärmestromes die Entwicklung einer Geosynklinale
wie die Beckenbildung in Norddeutschland bzw. Zentraleuropa zur Folge haben kann, sollte die
Spur der Wärmestromanomalie, die während des Perms gewirkt hat, eingehender untersucht
werden. Bei der Großräumigkeit der Anomalie, die von England bis Polen und von Norwegen bis
Norddeutschland gereicht hat, darf eine tiefe Ursache bis weit in den Erdmantel hinein vermutet
werden. Die Zeitlichkeit dieser großräumigen Ursache war sicherlich nicht nur auf das Perm

eschränkt, sondern dehnte sich in den geologischen Zeiträumen davor und danach aus. Um ihre
Spur zu finden, muss auf plattentektonische Rekonstruktionen zurückgegriffen werden. Unter der
Annahme, dass die Wärmeanomalie ähnlich wie ein vulkanischer Hot-Spot oder 'Plume' im
Erdmantel relativ fest verankert ist, können die darüber gewanderten lithosphärischen Platten
Informationsträger über deren länger dauernde Existenz sein. Mit plattentektonischen
Rekonstruktionen [4], [26] lässt sich, wie in Abbildung 18 dargestellt, für das heutige Europa und
Afrika die Spur der permischen Wärmeanomalie verfolgen. Sie begann im Devon im nördlichen
Rußland, erreichte im Perm Norddeutschland bei damals ca. 20° Nord, wanderte über den alpinenmediterranen
Raum nach Nordafrika, verweilte von Jura bis Kreide im Bereich der Syrte-Bucht,
und liegt heute dort, wo im Tschad der Tibesti-Hot-Spot [27] bei heute ca. 20° Nord lokalisiert
wird. Entlang der Spur traten neben der Beckenbildung in Norddeutschland, das vermutlich
bedeutenste Ergebnis dieser Anomalie, impulsartig ca. alle 60 Millionen Jahre magmatische
Aktivitäten auf [4], [28]. Liegt die entscheidende Ursache der Entwicklung des norddeutschen
(südlichen) Permbeckens, das mit der dem Dänisch-Norwegischen (nördlichen) Permbecken eine
genetische Einheit bildet [2], in dem Wirken des 'Wärmespots' nach seinem Übergang vom stabilen
baltischen Schild zur aggregierten zentraleuropäischen Kruste, könnten der Spur auch weitere
morphologische Einheiten zugewiesen werden. Diese wären durch Veränderungen krustaler
Eigenschaften früh angelegte geologisch/tektonische Merkmale, die u.a. die Ostsee mitgestaltet
haben. Die Spur des Ostafrikanischen-Rift-Hotspots zur Gegenprobe verfolgt, liefert einen
ähnlichen Verlauf. Im Devon hat die Position des heutigen Hot-Spots die Lokation des Pripyat-
Dniepr-Donets - Beckens passiert. Dieses Becken und der ursächliche Graben gelten als ein
Beispiel für ein kontinentales Riftbecken, dessen Post-Rift-Versenkung allerdings nicht allein mit
einem konventionellen Dehnungsmodell erklärt werden kann [29]. Hier könnte zusätzlich eine
Metamorphose-Komponente wirksam gewesen sein, wie die Unterkrustenstruktur vermuten lässt.
Abb 17a: Norddeutsche Kruste zur Zeit des
Perm, West-Ost-Modellschnitt
entlang der Nord- und Ostseeküste mit
- (1) Karbonsenken im Westen und
Osten
- (2) bei flacher Moho (~ 30 km)
isostatischer Ausgleich der
Beckenhochlage nördlich der Elbe
durch mächtige Mittelkruste
(Grünschiefer)
- (3) Wärmeflusszunahme bedingt
Anstieg der Moho mit
Aufschmelzungsprozessen in
Kruste und Mantel und
subsequentem Magmatismus (4)
und Vulkanismus (5)
- (6) Beginn des Anstiegs der
Curietiefe um ca. 5 km,
Metamorphose von Grünschiefer
Fazies zu Amphibolit Fazies,
Freisetzung von Stickstoff

Abb 17b: Norddeutsche Kruste heute,
West-Ost-Modellschnitt
entlang der Nord- und Ostseeküste mit
- (1) Karbonsenken im Westen
und Osten
- (2) Permisches Beckenzentrum
im Bereich der Elbe
- (3) Glückstädter Triastrog im
Zentrum
- (4) Reste magnetisch
wirksamer magmatischer
Intrusionen auf den
Hochschollen des Troges
oberhalb der Curietiefe
- (5) Permische Curietiefe zur
ungefähren heutigen Moho
konvertiert
- (6) isostatische Moho im
Beckenzentrum (Glückstädter
Triastrog) in Tiefenposition!?
- (7) Permische Moho zu einer
Grenzfläche zwischen
metamorphen und
ursprünglichem Mantel
k i !?
Abb. 18 Die Spuren (?)
des Tibesti-Hot Spots
(Tschad Mantel `Plume`,
heute ca. 20° Nord) [26],
[27] mit permischem
Vulkanismus in
Norddeutschland (Paläo
20° Nord) und des
Ostafrikanischen Rift-Hot-
Spots mit devonischem
Vulkanismus im Donetsder
Graben nach
plattentektonischen
Rekonstruktionen und
Angabe vulkanischer
Ereignisse [4], [28], die
sich im Durchschnitt ca.
alle 60 Millionen Jahre
impulsartig wiederholen.
Auffälliger Weise
scheinen die Spuren auch
auf den heute vorliegenden
Küstenverlauf wichtiger
Meere Einfluss gehabt zu
haben, will man den
Wegen entlang der Ostsee
und des Roten Meeres
keinen Zufall zuordnen

Ausblick
Die vorliegende Arbeit zeigt, dass die Erkenntnisse über das zentraleuropäische
Beckensystem noch unzureichend sind und weitere intensive Forschung nötig ist, um die
komplexen Bildungsbedingungen und die globale Bedeutung der wichtigsten Prozesse zu
verstehen. Die für das Verständnis der Erdöl- und Erdgasgenese erforderliche Analyse der
Temperaturgeschichte lässt mit dem skizzierten Metamorphoseansatz für das eine oder andere
Sedimentbecken sicherlich Variationen zu, die eine Erweiterung der bestehenden Modelle
darstellt. Wie im Norddeutschen Becken vorliegend, bietet die Analyse der auf die
Sedimentbeckenbasis reduzierten Schwere sowie des krustalen Temperaturaufbaues einen
Einstieg in die Evaluation der Subsidenzgeschichte. Ähnliche Analysen sind sicherlich auch
für andere Regionen der Erde möglich, wie der Vergleich unterschiedlichster Sedimentbecken
belegt.
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