The Bohemian Massif is the largest coherent surface outcrop of the Variscan basement in central Europe. The investigation area of this study, the western Bohemian Massif, is situated at the junction of three Variscan structural units: the Saxothuringian in the north, the Teplá-Barrandian and Moldanubian units in the south. The Palaeozoic suture between the Saxothuringian and Teplá-Barrandian/Moldanubian units has been reactivated since the Upper Cretaceous/Tertiary as part of the European Cenozoic Rift System. This led to the evolution of the 300 km long and 50 km wide ENE-WSW trending Eger (Ohře) Rift. The western part of the Eger Rift is known for geophysical and geological phenomena such as the occurrence of earthquake swarms, CO2 dominated free gas emanations of subcontinental lithospheric mantle signature in mineral springs and mofettes, Tertiary/Quaternary volcanism and neotectonic crustal movements. To explain the observed phenomena, several possible scenarios have been suggested: a small-scale mantle plume, lithospheric thinning beneath the Eger Rift, and presently ongoing magmatic processes near the crust-mantle boundary, including magmatic underplating. This thesis focuses on the seismic structure of the lithosphere and upper mantle beneath the western Eger Rift area with the aim of investigating deep-lying possible causes of the phenomena observed at surface. For the investigation, data of the international passive seismic experiment BOHEMA carried out in 2002/2003 was used. The BOHEMA network consisted of 61 permanent and 84 temporary stations and was centred on the western Eger Rift. The resulting large data set allowed a high resolution P and S receiver function study using P-to-S and S-to-P converted waves, respectively, to map seismic discontinuities in the lithosphere and upper mantle. Data from an earlier passive seismic experiment was additionally used to complement the BOHEMA data set. The results of the analysis are described in this thesis from top to bottom . A high resolution Moho depth map of the investigated area could be obtained from more than 5000 P receiver function traces. It shows crustal thicknesses of 27 to 31 km in the Saxothuringian unit, 30 to 33 km in the Teplá-Barrandian and 34 to 39 km in the Moldanubian unit east of the Bavarian Shear Zone, which generally agrees with earlier results from seismic studies. A dominant feature in the Moho depth map is an area of thin crust of about 26 to 28 km beneath the western Eger Rift with irregular internal geometry. This apparent Moho updoming was already observed with less resolution in a previous receiver function study. It corresponds well with the area of CO2 degassing fields, the region of earthquake swarm occurrence and the location of Quaternary volcanoes at surface. The Moho depth values have an estimated uncertainty of ± 2 km. Furthermore, the first map of average crustal vp/vs ratios is presented for the investigated area. The mean values associated with structural units of the Variscan orogen vary between 1.69 and 1.75. For individual locations the variations are larger (between 1.66 and 1.81). In the area of Moho updoming and CO2 gas emanations, additional phases were observed in the P receiver function data: a positive phase at about 6 s delay time, followed by a strong negative phase at about 7 to 8 s. A mapping of the occurrence of these additional phases showed that they form a coherent structure centred on the western Eger Rift. The phases can be modelled by a discontinuity at 50 km suggested by results of seismic reflection and refraction investigations and a velocity decrease at 65 km depth. The velocity decrease might perhaps be explained by local asthenospheric updoming and/or a confined body of partial melt. S receiver functions were used to investigate the base of the lithosphere as a second, independent method. If the velocity reduction observed at 8 to 14 s delay time is interpreted as the lithosphere- asthenosphere transition, the data show lithospheric thickness of 80 to 90 km beneath the Saxothuringian and the northern Teplá-Barrandian unit. Towards the south, the thickness strongly increases in the Moldanubian unit to 115 to 135 km, which corresponds well with results of previous studies. The data of the transition from the thinner Saxothuringian/Teplá-Barrandian lithosphere to the thicker Moldanubian lithosphere show a doubling or broadening of the negative signal, which could point to either an abrupt increase of lithospheric thickness, or a very steep slope, or possibly even a structure from palaeosubduction within the lithosphere of this part of the investigated area. However, asthenospheric updoming beneath the contact of the Saxothuringian and Moldanubian units, centred beneath the western Eger Rift as suggested in P receiver function data, cannot be stated from S receiver functions. Two scenarios are suggested to explain the occurrence of the negative phase in the P and S receiver functions at different depths: (1) The negative phases in the P and S receiver functions represent two distinct velocity reductions. A thin low velocity layer is detected by P receiver functions in the lithospheric mantle at approximately 65 km depth that cannot be resolved by S receiver functions. The velocity reduction observed in S receiver function data might be interpreted as the lithosphere-asthenosphere transition. (2) The negative phases in the P and S receiver functions represent in principle the same negative velocity gradient (the lithosphere-asthenosphere transition), but strongly influenced by the different frequency contents of the P and S waves and by the possible nature of the transition from high to low velocities with increasing depth. Both scenarios imply a thin region of strongly decreased seismic velocity at about 65 km depth which might be associated with the occurrence of partial melt in this depth range. The P-to-S converted waves from the discontinuities of the mantle transition zone at 410 and 660 km depth show slightly increased delay times compared to the IASP91 global reference model. However, the thickness of the mantle transition zone is not affected and thus points to normal temperatures in the mantle transition zone and increased vp/vs ratio somewhere in the upper mantle above the mantle transition zone. Furthermore, a coherent converted phase is observed in P receiver functions that might be attributed to the discontinuity at 520 km depth.
Das Böhmische Massiv bildet das größte zusammenhängende Gebiet anstehenden variskischen Grundgebirges in Mitteleuropa. Das Untersuchungsgebiet dieser Arbeit, das westliche Böhmische Massiv, befindet sich an der Nahtstelle dreier variskischer Struktureinheiten: dem Saxothuringikum im Norden, und dem Teplá- Barrandium und Moldanubikum im Süden. Die paläozoische Sutur zwischen Saxothuringikum und Teplá-Barrandium/Moldanubikum wurde durch das Europäische Känozoische Riftsystem seit der Oberkreide/Tertiär reaktiviert. Dies führte zur Entstehung des 300 km langen und 50 km breiten, ENE-WSW streichenden Eger (Ohře) Rifts. Der westliche Teil des Eger Rifts ist bekannt für geologische und geophysikalische Phänomene wie das Auftreten von Erdbebenschwärmen, CO2-dominierte Gasaustritte aus Mineralquellen und Mofetten mit subkontinentaler lithosphärischer Mantelsignatur, tertiären/quartären Vulkanismus und neotektonische Krustenbewegungen. Um die beobachteten Phänomene zu erklären, wurden verschiedene Szenarien vorgeschlagen: ein kleinräumiger Mantelplume, verringerte Lithosphärenmächtigkeit unter dem Eger Rift und gegenwärtig aktive magmatische Prozesse nahe der Kruste-Mantel-Grenze einschliesslich magmatischem underplating. Die vorliegende Arbeit befasst sich mit der seismischen Struktur der Lithosphäre und des oberen Erdmantels unter dem westlichen Eger Rift. Ziel ist die Untersuchung möglicher tiefliegender Ursachen der an der Oberfläche beobachteten Phänomene. Dafür wurden Daten des internationalen passiven seismischen Experiments BOHEMA genutzt, welches 2002-2003 durchgeführt wurde. Das BOHEMA-Stationsnetz bestand aus 61 Permanent- und 84 Mobilstationen, die im und um das westliche Eger Rift zentriert lagen. Der daraus hervorgehende große Datensatz erlaubte eine hochauflösende P und S Receiver Function Analyse, um seismische Diskontinuitäten in der Lithosphäre und im oberen Erdmantel mittels P-zu-S bzw. S-zu-P konvertierter Wellen zu kartieren. Zur Ergänzung konnten Daten eines früheren passiven seismischen Experiments genutzt werden. Die Ergebnisse der Untersuchung werden in der vorliegenden Arbeit "von oben nach unten" beschrieben. Eine hoch aufgelöste Mohotiefen-Karte des Untersuchungsgebietes wurde aus der Bearbeitung von mehr als 5000 Einzelspuren abgeleitet. Sie zeigt im Saxothuringikum Krustenmächtigkeiten von 27 bis 31 km, im Teplá-Barrandium 30 bis 33 km, und im Moldanubikum östlich des Bayrischen Pfahls 34 bis 39 km. Das stimmt generell gut mit bisherigen Ergebnissen seismischer Untersuchungen überein. In der Mohotiefen-Karte fällt ein Bereich dünner Erdkruste (26 bis 28 km) unter dem westlichen Eger Rift mit asymmetrischer Struktur auf. Diese sich andeutende Mohoaufwölbung wurde bereits mit geringerer Auflösung in einer früheren Receiver Function Untersuchung beobachtet. Das Gebiet der Mohoaufwölbung stimmt gut mit dem Gebiet der CO2 Entgasungsfelder, Erdbebenschwärme und dem Auftreten zweier quartärer Vulkane an der Erdoberfläche überein. Die ermittelten Werte für die Mohotiefe haben eine Unsicherheit von ± 2 km. Des weiteren wurde die erste Karte durchschnittlicher krustaler vp/vs-Verhältnisse des Untersuchungsgebietes erstellt. Die Durchschnittswerte für Struktureinheiten des variskischen Orogens variieren zwischen 1,69 und 1,75, Einzelwerte variieren stärker (zwischen 1,66 und 1,81). Im Gebiet der Mohoaufwölbung und CO2 Gasaustritte wurden zusätzliche Phasen in den P Receiver Functions beobachtet: eine positive Phase bei etwa 6 s Verzögerungszeit, gefolgt von einer starken negativen Phase bei 7 bis 8 s Verzögerungszeit. Diese zusätzlichen Phasen treten in einem zusammenhängenden Bereich des Untersuchungs-gebietes auf, der sein Zentrum wiederum unter dem westlichen Eger Rift hat. Die Phasen können durch eine Diskontinuität in 50 km Tiefe, die in früheren seismischen Untersuchungen beobachtet wurde, und eine Geschwindigkeitsabnahme in 65 km Tiefe modelliert werden. Die Geschwindigkeitsabnahme könnte durch eine lokale Aufwölbung der Asthenosphäre und/oder das Auftreten partieller Schmelzen erklärt werden. Um die Dicke der Lithosphäre mit einer zweiten, unabhängigen Methode zu untersuchen, wurden S Receiver Functions analysiert. Dabei wurde bei 8 bis 14 s Verzögerungszeit eine Geschwindigkeitsreduktion beobachtet, die als Lithosphären- Asthenosphärengrenze interpretiert werden kann. Die Lithosphärenmächtigkeit beträgt demnach unter dem Saxothuringikum und dem nördlichen Teplá-Barrandium 80 bis 90 km. Nach Süden nimmt die Lithosphärenmächtigkeit stark zu und beträgt unter dem Moldanubikum 115 bis 135 km, was generell gut mit den Ergebnissen früherer Arbeiten übereinstimmt. Die Daten am Übergang von der dünneren Saxothuringischen/Teplá-Barrandischen zur dickeren Moldanubischen Lithosphäre zeigen eine Verdopplung bzw. Verbreiterung des negativen Signals. Das könnte entweder auf einen stufenartigen oder sehr steilen Anstieg der Lithosphärendicke oder möglicherweise auf eine Paläosubduktionsstruktur hinweisen. Allerdings konnte in den S Receiver Functions keine Aufwölbung der Asthenosphäre unter dem westlichen Eger Rift, wie sie in P Receiver Functions vermutet wurde, beobachtet werden. Zwei Szenarien könnten das beobachtete Auftreten einer negativen Phase in P und S Receiver Functions in unterschiedlichen Tiefen erklären: (1) Die negativen Phasen in P und S Receiver Functions bilden zwei unterschiedliche Geschwindigkeitsverringerungen ab. Eine dünne Niedriggeschwindigkeitsschicht in etwa 65 km Tiefe wird von den P Receiver Functions aufgelöst, während sie von S Receiver Functions nicht aufgelöst werden kann. Die Geschwindigkeitsverringerung, die in den S Receiver Functions abgebildet wird, wird dagegen als Lithosphären-Asthenosphärengrenze interpretiert. (2) Die negativen Phasen in P und S Receiver Functions bilden im Prinzip die gleiche Geschwindigkeitsverringerung ab (die Lithosphären- Asthenosphärengrenze), allerdings beeinflusst von den Eigenschaften dieser Zone und dem unterschiedlichen Frequenzgehalt von P- und S-Wellen. Auch in diesem Fall müsste es einen dünnen Bereich mit starkem negativen Geschwindigkeitsgradienten in 65 km Tiefe geben, in dem auch partielle Schmelzen auftreten könnten. Die P-zu-S konvertierten Wellen von den Diskontinuitäten der Mantelübergangszone in 410 und 660 km Tiefe zeigen leicht erhöhte Verzögerungszeiten im Vergleich zum IASP91 Standard-Erdmodell. Die Dicke der Mantelübergangszone ist allerdings unverändert und weist daher auf normale Temperaturen in der Mantelübergangszone und ein erhöhtes vp/vs Verhältnis in einer Schicht oberhalb der Mantelübergangszone hin. Weiterhin wurden Anzeichen für die Existenz einer Diskontinuität in 520 km Tiefe beobachtet.
