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Der aktuelle Wissensstand zu den Rinnenfüllungen in der Nordschweiz ist in Expertenberichten (z.B. Dr. von Moos AG 2010, Dr. von Moos AG 2009) zuhanden des ENSI und in Aktennotizen dargelegt. Das Alter der Rinnenfüllungen, soweit in Kiesgruben aufgeschlossen, reicht nach derzeitigem Wissen mindestens bis 250 000 Jahre zurück (pers. Mitt. H. Graf, F. Preusser). Weitere Datierungen von Rinnenfüllungen sind seitens der Universität Bern in Arbeit (Nagra- und Nationalfonds-finanziertes Forschungsprojekt).
a)
Die Übertiefung von Rinnen durch glaziale Tiefenerosion ist etabliertes Wissen, da sie nicht durch Oberflächenabstrom von Wasser sondern nur unter Eisüberlagerung erfolgen kann. Umstritten ist weiterhin der Beitrag des Gletschereises zur Rinnenübertiefung, da der Felsuntergrund übertiefter Rinnen meist von Grundmoräne bedeckt ist. Der genaue Zeitrahmen und die Prozessraten der Übertiefung im Verlauf der Kaltzeiten sind nicht bekannt, nur die Gesamteintiefung und der späteste Zeitpunkt der primären Eintiefung im harten Felsuntergrund. Der späteste Zeitpunkt wird durch das Mindestalter der ältesten Verfüllung festgelegt, also 250 000 Jahre in den externen (westlichen) Ausläufern der Rinnen.
Eine alternative Erklärung für Übertiefungen wäre im Mittelland eine zeitweilige tektonische Hebung quer zu den Rinnen und eine spätere Absenkungen am gleichen Ort.
Störungssysteme in Streichrichtung des Bodensee-Grabens (östlich Neuhauser Störung), schräg zum Verlauf der Hochrhein-Rinne, sind zwar vorhanden, aber es besteht angesichts des NW- bis NNW-ausgerichteten Stressfeldes (Reinecker et al. 2010) kein Grund, eine Umkehr der schwachen lokalen Absenkungsbewegungen anzunehmen. Die flachwellige mögliche Faltung des Alpenvorlandes in Oberschwaben nördlich des Bodensees, die sich in Feinnivellements andeutet (NAB 07-27), ist in der Ostschweiz nicht nachweisbar und eine zeitweilige Umkehr tektonischer Bewegungen ist nicht anzunehmen (Reinecker et al. 2010).
Die Entstehung der Klettgau-Rinne geht überwiegend auf fluviale Erosion zurück. Ihr Felsuntergrund weist ein gleichmässiges und geringes Gefälle von Neuhausen nach Tiengen auf und ist von ca. 70 – 90 Meter mächtigen Ablagerungen der Riss-Kaltzeiten und vermutlich auch älteren Kaltzeiten verfüllt. Diese Rinne könnte rein fluvial durch den Rheinvorläufer entstanden sein. Die Konsequenzen dieser Möglichkeit sind erheblich, da das geringe Gefälle auf die Vorflut bei Laufenburg eingestellt ist. Da das Klettgau durch glaziale Sedimente der Riss-Eiszeiten – an der Basis möglicherweise über 300 000 Jahre alt – plombiert ist, und das geringe Gefälle der Klettgau-Rinne kontinuierlich weiter bis Laufenburg zu verfolgen ist, wäre bei Laufenburg seither praktisch keine Eintiefung im Fels erfolgt. Vertikale tektonische Bewegungen haben zwischen der Dinkelsberg-Scholle (Westen) und der Neuhauser Störung (Osten) die Deckenschotter des Hochrheingebiets nicht versetzt (Kock 2008). Dann hätte der Rhein in den Warmphasen zwischen den Eiszeiten gerade den Schutt der jeweils letzten Kaltzeit ausgeräumt und kaum in den Fels geschnitten. Entsprechend wäre die zukünftig zu erwartende Tieferlegung der Vorflut bei Laufenburg, bei Annahme eines natürlichen Wechsels aus Kalt- und Warmzeiten, minimal.
Die Klettgau-Rinne ist sicher bereits im Frühquartär fluvial angelegt worden, da in ihrem Verlauf Tiefere Deckenschotter (gemäss ENSI – Überlegungen zwischen 1.2 und 0.8 Millionen Jahre alt) einige Zehnermeter über dem heutigen Talniveau abgelagert worden sind. Die Eintiefung vom Basisniveau der Tieferen Deckenschotter bis auf die Felssohle 80-90 m unter dem heutigen Talniveau (also um ca. 110 m) hat demnach zwischen 0.8 und 0.4 (0.3) Million Jahren stattgefunden, da die komplexe Füllung der Rinne möglicherweise mehr als 300 000 Jahre alt ist. Da die fluviale Eintiefung im Altquartär (ca. 110 m zwischen ca. 2.1 und ca. 1.2 Millionen Jahren) ca. 0.13 mm pro Jahr beträgt, ergäbe sich im Mittelquartär (0.78 – 0.12 Millionen Jahren; vermutlich aber bis 0.4 Millionen Jahren, s.o.) eine Eintiefungsrate von durchschnittlich ca. 0.25 – 0.3 mm pro Jahr, plus der Eintiefung zur Basis der Tieferen Deckenschotter. Es ist daher plausibler, die beschleunigte Tiefenerosion überwiegend durch subglaziale Tiefenerosion zwischen 0.8 und 0.4 Millionen Jahren, z.B. in der Grössten Eiszeit (MEG), zu erklären. Es fällt auf, dass in der Felsoberfläche der Klettgau-Rinne bislang keine Übertiefungen nachgewiesen wurden, wie sie im Bereich östlich und südlich von Schaffhausen typisch sind.
Die Situation in der Hochrhein-Rinne unterhalb von Schaffhausen ist schwieriger zu beurteilen, da die ältesten Füllungen auf der Basis der heutigen Datenlage nur bis in die vorletzte Eiszeit zurückreichen. Der kontinuierliche Tiefenverlauf der Rinnen westlich von Schaffhausen gegenüber der Übertiefung im Molasseuntergrund östlich von Schaffhausen deutet aus Sicht des ENSI darauf hin, dass die Molasse als relativ weicher Felsuntergrund durch subglaziales Wasser breiter und lokal tiefer ausgeschürft wurde als der im Klettgau anstehende Malmkalk.
b)
Das ENSI hält es für gesichert, dass die komplexe Verfüllung der glazialen Rinnen nördlich der Thurtal-Rinne und der Hochrhein-Rinne östlich von Schaffhausen eine Ausräumung durch Kaltzeiten im natürlichen Eiszeitzyklus unwahrscheinlich macht. Die Erhaltung der Lockersedimente in den glazial übertieften Rinnen zeigt, dass die effiziente Übertiefung der Täler am nördlichen Alpenrand (Häuselmann et al. 2007) und vermutlich auch im Molassevorland in einer frühen Phase des Mittelpleistozäns erfolgte und sich in der Folge (späteres Mittelpleistozän) in die Alpen talaufwärts verlagerte. Der veränderte Gradient der inneralpinen Täler und der Rinnen im Alpenvorland bewirkte offenbar, dass die externen Enden der Vorlandrinnen nicht weiter vertieft, sondern dauerhaft verfüllt wurden. Die Thurtal-Rinne nimmt gemäss heutigem Kenntnisstand eine Sonderstellung ein, da ihre heutige Form des Felsuntergrundes im östlichen und mittleren Teil anscheinend erst in der vorletzten Eiszeit gestaltet worden ist, da ältere Schotter durch Tiefenerosion im Ausmass von 150 bis 200 m abgeschnitten worden sind (Dr. von Moos AG 2010). Eine allgemeingültige Aussage zur Thurtal-Rinne müsste im tiefsten Trog am Westende der Rinne validiert und durch eine Bohrung und Datierungen überprüft werden. Der westliche Teil dieser Rinne ist in der letzten Eiszeit anscheinend nicht völlig ausgeräumt worden, da dort kompaktierte Sande in Bohrungen, die den Felsuntergrund nicht erreichten, angetroffen wurden.
Hinweise auf eine natürliche Tiefenbegrenzung der Tiefenerosion ergeben sich aus Sicht des ENSI aus der mit ca. 300 – 400 m relativ bescheidenen Eismächtigkeit (Züricher Weinland) in der vorletzten Eiszeit. Die tiefsten Rinnen Norddeutschlands und der Nordsee in Lockersedimenten greifen etwa 500 m tief (M. Frechen, persönliche Mitteilung) und entstanden unter einer Eisbedeckung von vermutlich über 1 000 m (z.B. Rinne bei Gorleben, ca. 380 m tief, angenommene Überlagerung in der vorletzten Eiszeit 900 m). Die Bedeutung eines Aufschwimmens von Gletschern auf Grundwasser bei zunehmender Rinnenübertiefung und dadurch verringerte Erosionseffizienz wäre als Ursache zu diskutieren. Bei grösserer Gletschermächtigkeit wie am Südostende des Bodensees (Eisoberfläche bei ca. 1200 m ü.NN. Schlüchter et al. 2009), Eisdicke ca. 1 700 m,) besteht ein deutlich höheres Potenzial für Tiefenerosion (ca. 500 m, Haeberli 2004). Erosionsmodellierungen in homogenem Untergrund des Antarktischen Schelfs weisen auf eine Rückwärtsverlagerung glazialer Rinnen und eine praktisch konstante Tiefenlage der Rinnen auf dem Schelf (Nagra-Workshop 28.4.-1.5.2010) hin. Die Verlagerung des starken Gefälles hin zum Nährgebiet des Gletschers vermindert offenbar die Erosion im Zehrgebiet und fördert die Ablagerung von Sediment, so wie es in den relativ fernen Rinnen des Alpenvorlands zu beobachten ist. Das ENSI geht von der Naturbeobachtung gewisser Mindestabstände von subglazialen Entwässerungsrinnen aus (Selbstorganisation) und stellt fest, dass vorhandene Rinnen in der Regel wiederholt von Gletschern benutzt worden sind.
Hinsichtlich der Lagerung von HAA im Standortgebiet Zürich Nordost folgert das ENSI, dass von der Thurtal-Rinne und der abzweigenden flachen Marthalen-Rinne eine potenzielle Gefährdung des südlichen Anteils des Standortgebiets ausgehen könnte und daher ein angemessener Abstand zur tiefen Thurtal-Rinne und eine Sicherheitszugabe in der Tiefenlage unter der Marthalen-Rinne einzuhalten ist. Das ENSI hält die potenzielle Gefährdung mit der geforderten Tiefenlage des Lagers von > 700 m unter Terrain (das heisst 200 m u.NN.) für angemessen berücksichtigt. Die Anlage einer neuen Rinne zwischen der Marthalen-Rinne und Schaffhausen bei Wildensbuch (Dr. von Moos AG 2010) hält das ENSI nach detaillierter Abwägung aufgrund des geringen Abstandes einer solchen Rinne von existierenden Rinnen und der geringen Wahrscheinlichkeit der nötigen Vorprägung durch eine fluviale (Schmelzwasser-) Rinne durch Moränenabdämmung des Thurtals und des Hochrheintals im Bereich des Cholfirstes (Denkschrift von E. Müller zuhanden des ENSI 2010, Vortrag an der TFS-Fachsitzung „Glaziale Tiefenerosion“, Protokoll Beilage 8) für denkbar, aber unwahrscheinlich. Das Szenario einer möglichen Rinnenvorprägung durch Schmelzwasser wird in seinen Folgen durch die Aufschotterung und Verfüllung des Hochrheintals begrenzt, die mit einem Gletschervorstoss bis zum Cholfirst einhergehen würde. Das aktuelle Niveau des Rheintals wäre also ein zu tiefer Bezugshorizont als Vorflut einer solchen Schmelzwasserrinne. Zudem ist angesichts der Reliefverhältnisse im Züricher Weinland zwar die Bildung eines Schmelzwasser-Tors im Moränenriegel selbst, aber im vorgelagerten Flachland eher die Bildung eines Sander-Schwemmfächers als einer Rinne zu erwarten. Das Szenario nimmt in der Folge an, dass eine vorgeprägte Rinne, wenn denn eine gebildet würde, in einer weiteren Eiszeit von Gletschereis erweitert und vertieft werden könnte. Eine direkte glaziale Rinnenanlage quer durch das Standortgebiet in einem einzigen Eiszeitzyklus erscheint dem ENSI noch weniger wahrscheinlich, da das Relief des Cholfirstes und südlich angrenzender Moränen den potenziellen Eisstrom aufteilen sollte.
Referenzen
Dr. von Moos AG (2009): Sachplan Geologische Tiefenlager (SGT) Etappe 1: Beurteilung der glazialen Tiefenerosion im Rahmen der Festlegung der geologischen Standortgebiete, Expertenbericht Dr. von Moos AG Beratende Geologen und Ingenieure, Zürich
Dr. von Moos AG (2010): Schottersysteme zwischen dem Thurtal und Schaffhausen, Expertenbericht Dr. von Moos AG Beratende Geologen und Ingenieure, Zürich
Haeberli W. (2004): Eishaus + 1’000’000a: Zu Klima und Erdoberfläche im Zürcher Weinland, während der kommenden Million Jahre, Expertenbericht
Häuselmann P., Granger D.E., Jeannin P.-Y., Lauritzen S.E. (2007): Abrupt glacial valley incision at 0.8 Ma dated from cave deposits in Switzerland. Geology 35, 143–146.
Kock S. (2008): Pleistocene terraces in the Hochrhein area – formation, age constraints and neotectonic implications. Basel, 99 p.
NAB 07-27: Auswertung von wiederholten Präzisionsnivellements im südlichen Schwarzwald, Bodenseeraum sowie in angrenzenden schweizerischen Landesteilen, Nationale Genossenschaft für die Lagerung radioaktiver Abfälle, Nagra Arbeitsbericht, Wettingen, 2007.
Reinecker J., Tingay M., Müller B., Heidbach O. (2010): Present-day stress orientation in the Molasse Basin. Tectonophysics 482, 129-138.
Schlüchter C.E., Bini A., Buoncristiani J.-F., Couterrand S., Ellwanger D., Felber M., Florineth D., Graf H.R., Keller O., Kelly M., Schoeneich P. (2009): Die Schweiz während des letzteiszeitlichen Maximums (LGM) 1:500’000., Bundesamt für Landestopografie swisstopo, Wabern