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Michael Gummert

• The East African Rift System (EARS) was initiated in the Eocene epoch between 50 and 21 Ma probably due to the influence of mantle plumes that caused volcanism, flood basalts and rifting extensions in Ethiopa and the Afar region. As a result of magmatic intrusions and adiabatic decompression melting within the lithosphere caused by the impact of the Kenya plume, there was a southward propagation of the EARS of about 30 – 15 Ma from Ethiopia to Kenya, which coincide with the occurrence of volcanism. The EARS developed towards the south along the margins of the Tanzania Craton between 15 and 8 Ma. Previous findings of low-velocity anomalies within the upper mantle and the mantle transition zone indicate an upwelling of hot mantle material in the vicinity of the Afar region and the East African Rift. This study includes the analysis of P- and S-receiver functions in order to determine further impacts on the lithosphere from below. The aim was to determine the topographic undulations of further boundary layers and to identify their variability owing to the rifting processes and the formation of the EARS. The study area included the Tanzania Craton and the surrounding rift branches of the East African Rift System. The region of the Rwenzori Mountains can be analysed in detail because of the large dataset of the RiftLink project. The use of the P-receiver function technique and the H-K stacking method enabled to determine different vP /vS ratios depending on the tectonic setting in the Rwenzori region: Rift shoulders (vP /vS =1.74), Albert Rift segment (vP /vS =1.80), Edward Rift segment (vP /vS =1.87) and Rwenzori Mountains (vP /vS =1.86). To determine the topography of the Moho, it is necessary to take into account the thickness of the sedimentary layer, the surface topography, the azimuthal variations in crustal thickness and the impact of local anomalies. After correcting these effects on the Moho depths, significant variations in Moho topography could be determined. The Moho depths range from 29 to 39 km beneath the rift shoulders of the Albertine Rift. Within the rift valley, the crustal thickness varies between 25 – 31 km in the Edward Rift segment and 22 – 30 km in the Albert Rift segment. An averaged crustal thickness of about 26 km within the rift valley indicates the lack of the crustal root beneath the Rwenzoris. Similar variations in crustal thickness were determined by using an automatic procedure for analysing S-receiver functions that was developed in this study. The S-receiver functions are created by applying a rotation criterion in order to rotate the Z, N and E components into the L, Q and T components. It is necessary to perform trial rotations using different incident and azimuth angles to determine the correct rotation angles. The latter are identified by the use of the rotation criterion, including the amplitude ratio of the converted Moho signal to the direct S/SKS-wave signal. The L component is rotated correctly in the direction of the incident shear wave in the case of the maximum amplitude ratio. After analysing the frequency content of the receiver functions in order to sort out harmonic and long-periodic traces, the individual Moho signals are checked for consistency in order to remove atypic signals. To increase the signal-to-noise ratios on the traces, the S-receiver functions are stacked. For this purpose, the signals of the direct shear waves must originate from similar epicenters. On the basis of similar ray paths, the receiver functions show comparable waveforms and converted signals. To perform the stacking procedure, it is necessary to merge the datasets of the adjacent stations in order to obtain a sufficient number of receiver functions. This analysis is based on the assumption that the incident seismic waves arriving at the adjacent stations penetrate to some extent the same underground structures in the case of similar wave propagation paths. This approach accounts for the fact that the converted signals do not result exclusively from the piercing points at the boundary layers. Further signals originate from the conversions at the boundary layer within the Fresnel Zone. The piercing points are derived from the significant signals in the receiver functions. Depending on the order of arrival of the converted phases on the traces, the signals are attributed to the theoretical discontinuities DIS1, DIS2, DIS3 and DIS4. However, partly due to the low signal-to-noise ratios on the traces, it is difficult to identify the real conversions on the traces and to ensure that the converted signals are attributed to the correct boundary layers. For this reason, it is necessary to check the consistency of the conversion depths among each other. In the case of inconsistent conversion depths, the corresponding signals are either adjusted to another seismic boundary layer or removed from the dataset. To verify the functionality of the automatic procedure and to determine the resolvability with respect to two boundary layers, several models are tested including horizontal and dipping discontinuities. To resolve distinct discontinuities, their depths must differ by at least 60 km, otherwise, due to similar depth ranges of the different boundary layers, the converted signals cannot be separated from each other. As a consequence, the converted signals that originate from different discontinuities are attributed to a single one. Further tests including break-off edges of seismic discontinuities are performed to check the attributions of the converted signals to the discontinuities. Owing to the varying number of boundary layers, the converted signals cannot be attributed to the discontinuities according to the order of their arrivals on the traces. It is necessary to correct their attributions to the seismic discontinuities in order to resolve the boundary layers. The crust-mantle boundary and further discontinuities within the lithospheric mantle are investigated by applying this automatic procedure. Depending on the tectonic setting, the conversion depths of the Moho range from about 30 – 45 km beneath the western rift shoulder to 20 – 35 km within the rift valley up to 30 – 40 km beneath the eastern rift shoulder. The long wavelengths of the shear waves hamper the correct identification of the converted phases in the S-receiver functions. With respect to the relative differences in conversion depth, the topographic undulations of the crust-mantle boundary are consistent with the Moho depths derived from P-receiver functions. In contrast to the Rwenzori region, it is difficult to resolve completely the trend of the Moho in the remaining area of the East African Rift due to the small dataset provided by IRIS. The results exibit an increase in crustal thickness to up to 45 km in the region of the Cenozoic volcanics such as Virunga, Kivu, Rungwe and Kenya. The greatest Moho depths of more than 50 km are located near Mount Kilimanjaro. In addition to the Moho, the analysis of the S-receiver functions revealed two further boundary layers at depths of 60 – 140 km and 110 – 260 km, which are associated with a mid-lithospheric discontinuity and the lithosphere-asthenosphere boundary, respectively. The shallowest conversion depths of the LAB are focussed to small-scale regions within the rift branches, namely the northern Albertine Rift, the Chyulu Hills and the Mozambique Belt, which are located around the Tanzania Craton. The larger thickness of the lithosphere beneath the cratonic terrain indicates that the Tanzania Craton is not significantly eroded. However, there are indications that the lithosphere beneath the craton and the rift branches is penetrated by ascending asthenospheric melts to depths of up to 140 and 60 km, respectively. The top of the ascending melts is associated with the occurrence of the mid-lithospheric discontinuity. The shallowest conversion depths of this boundary layer (60 – 90 km) are related to the rifted areas of the EARS and the Cenozoic volcanic provinces, which are located along the Albertine Rift, the Kenya Rift and the Rukwa-Malawi rift zones. The deepest conversion depths of up to 140 km are related to the Rwenzori Belt, the Ugandan Basement Complex and the interior of the Tanzania Craton.
• Diese Arbeit umfasst die Analyse von P- und S-Receiver-Functions zur Bestimmung von seismischen Diskontinuitäten innherhalb der Lithosphäre im Untersuchungsgebiet des Ostafrikanischen Riftsystems (EARS). Die Untersuchungen fokussieren sich anfänglich auf die Bestimmung der Variabilität und Auflösbarkeit der Krusten-Mantelgrenze in den Regionen entlang des nördlichen Albertine-Rifts. Des Weiteren werden mittels S-Receiver-Functions tiefere Diskontinuitäten innerhalb der Lithosphäre analysiert. Ziel der Untersuchung ist die Bestimmung von Niedriggeschwindigkeitszonen sowie von Variationen der lithosphärischen Mächtigkeit, die infolge von Riftprozessen und durch die Präsenz des Tansania-Kratons vermutet werden. So soll eine Verbindung zwischen den seismischen Grenzschichten und den Prozessen im Erdinneren gefunden werden, die zur Bildung des EARS geführt hat. Letzteres begann im Eozän vor 50–35 Mio. Jahren infolge des Einflusses des Kenia-Plumes, der Flutbasalt-Vulkanismus in der Afar-Region sowie beginnende Riftprozesse im Roten Meer verursachte (Berhe et al. 1987; Ebinger et al. 1993; Omar and Steckler 1995; George et al. 1998). Das Auftreten des Afar-Plumes an der Erdoberfläche wird mit Vulkanismus, Flutbasalten in Äthiopien sowie der Hauptphase der Extension im Roten Meer vor 30–21 Mio. Jahren in Verbindung gebracht (Berhe et al. 1987; Omar and Steckler 1995; Hofmann et al. 1997). Die Ausbreitung des EARS in Richtung Süden von Äthiopien nach Nord- und Zentralkenia um 30–15 Mio. Jahren ging einher mit dem Auftreten von Vulkanismus, der vermutlich durch den Einfluss des Kenia-Plumes verursacht wurde (George et al. 1998; Nyblade and Brazier 2002; Wolfenden et al. 2004). Infolge magmatischer Bewegungen und adiabatischer Dekompressionsschmelzen innerhalb der Lithosphäre kam es zur Riftbildung sowie zum Vulkanismus entlang des EARS (Ebinger and Sleep 1998). Die Entwicklung des Rifts entlang der Grenzen des Tansania-Kratons zwischen 15 und 8 Mio. Jahren wurde durch bestehende Schwächezonen der Lithosphäre, laterale magmatische Bewegungen sowie durch einen Transfer von Extensionsspannung durch die kratonische Lithosphäre begünstigt (Ebinger 1989; Ring et al. 1992; Ring and Betzler 1995; Ebinger and Sleep 1998; Klerkx et al. 1998; Nyblade and Brazier 2002). Der Ursprung der Riftprozesse und des Vulkanismus in Ostafrika ist vermutlich begründet in einer Aufwölbung des Mantels oder eines Aufstiegs von Plumes unter Äthiopian und/oder Kenia (Lithgow-Bertelloni and Silver 1998; Ritsema et al. 1999; Gurnis et al. 2000; Nyblade and Brazier 2002; Benoit et al. 2006; Montelli et al. 2006; Huerta et al. 2009; Rychert et al. 2012 und Referenzen darin). Funde von Niedriggeschwindigkeitszonen innerhalb des oberen Mantels und der Mantelübergangszone weisen auf einen Aufstieg von heißem Mantelmaterial hin im Umfeld der Afar-Region sowie des Ostafrikanischen Rifts (z.B. Nyblade et al. 2000; Owens et al. 2000; Ritsema and van Heijst 2000; Benoit et al. 2006; Park and Nyblade 2006; Huerta et al. 2009). Hinweise auf einen Zusammenhang zwischen dem Afrikanischen Superplume unter Südafrika sowie den Hotspots unterhalb des Kenianischen Rifts und der Afar-Region liefern ähnliche Geschwindigkeitsanomalien unter Äthiopien, Tansania und Südafrika (Lithgow-Bertelloni and Silver 1998; Ritsema et al. 1999; Gurnis et al. 2000). Auf Grundlage jener bekannten Mantel-Anomalien im EARS werden nun weitere Untersuchungen durchgeführt hinsichtlich der Einflüsse auf die darüber liegende Lithosphäre. Das gesamte Untersuchungsgebiet umfasst eine Fläche von ca. 2200000 km2 und reicht von 28◦ bis 40◦ E sowie von 3◦ bis −12◦ N. Dabei umfasst es den Tansania-Kraton, den ugandischen Komplex, den Rwenzori-Gürtel, das Rwenzori-Gebirge, die Virungaand Kivu-Vulkangebiete, den Tanganjikasee, die Kibaran- und Ubendian-Gürtel, das Rukwa-Malawi-Rift, den Usagaran-Gürtel, den Mosambik-Gürtel, das Kenia-Rift sowie die umgebenen Vulkangebiete. Die Untersuchungen der lithosphärischen Strukturen im Gebiet des EARS basiert auf der Verwendung des RiftLink-Datensatzes sowie weiterer Daten von IRIS. Um den Verlauf der seismischen Diskontinuitäten in dem großflächigen Untersuchungsgebiet auflösen zu können, werden alle zugänglichen seismischen Aufzeichnungen der letzten 20 Jahre zusammengetragen. Trotz alledem ist die Größe des Datensatzes beschränkt aufgrund der relativ geringen Anzahl von seismischen Stationen, kurzer Aufzeichnungszeiträume sowie zum Teil beschränkter Daten. Aufgrund der teilweisen schlechten Qualität der Spuren wird der Umfang des Datensatzes im Verlauf des Prozessings weiter reduziert. Bei der Analyse der P-Receiver-Functions ist das Untersuchungsgebiet auf die Rwenzori-Region beschränkt. Durch die Verwendung des RiftLink-Datensatzes, der eine ausreichende Zahl von Receiver-Functions ermöglicht, können deutliche Unterschiede in der krustalen Mächtigkeit zwischen dem Rifttal und dem Rwenzori-Gebirge sowie den Riftschultern des Albertine-Rift bestimmt werden. Unter Verwendung von P-Receiver-Functions und der H-K-Stapelungsmethode ist es zudem möglich variierende vP /vS-Verhältnisse in den unterschiedlichen tektonischen Regimen zu bestimmen: Riftschultern (vP /vS =1,74), Albert-Rift-Segment (vP /vS =1,80), Edward-Rift-Segment (vP /vS =1,87) und Rwenzori-Gebirge (vP /vS =1,86). Die höchsten vP /vS-Verhältnisse stehen wahrscheinlich im Zusammenhang mit aufsteigendem asthenosphärischen Material oder Dekompressionsschmelzen. Zur Bestimmung der Moho-Topographie müssen die Mächtigkeit des Sediments, die Oberflächentopographie, azimutale Variationen der Krustenmächtigkeit sowie lokale Anomalien innerhalb der Kruste berücksichtigt werden. Letztere treten in Form einer lokalen Niedriggeschwindigkeitszone innerhalb der mittleren Kruste in der Nähe des Edward-Sees auf. Die hohen vP /vS-Verhältnisse von bis zu 1,99 weisen auf partielle Schmelzen hin, die starke Geschwindigkeitsabnahmen der Schwerwellen zur Folge haben. Das Sediment innerhalb des Rifttals erreicht die größten Mächtigkeiten mit 6,6 km im Albert-Rift-Segment und 3,4 km im Edward-Rift-Segment. Nach der Korrektur dieser Effekte können deutliche Variationen der Moho-Topographie bestimmt werden. Die Moho-Tiefen reichen von 29 bis 39 km unterhalb der Riftschultern des Albertine-Rifts. Die krustale Mächtigkeit innerhalb des Rifts variiert zwischen 25–31 km im Edward-Rift-Segment und 22–30 km im Albert-Rift-Segment. Eine mittlere krustale Mächtigkeit von 26 km unterhalb des Rwenzori-Gebirges gibt keinen Hinweis auf eine Krustenwurzel. Die Ausdünnung der Kruste sowie die tiefen Riftbecken weisen darauf hin, dass zumindest ein Teil der Hebung des Rwenzori-Gebirges durch eine Wölbung der Kruste begründet ist (Sachau et al. 2013). Zur Analyse von tieferen Diskontinuitäten innerhalb des lithosphärischen Mantels werden die S-Receiver-Functions verwendet. Im Vergleich zur manuellen Analyse der Receiver-Functions soll ein schnelleres und objektiveres Prozessing der Daten mittels eines automatischen Analyseverfahrens ermöglicht werden. Zunächst werden die registrierten Z, N und E Komponenten unter Verwendung eines Rotationskriteriums in die L, Q und T Komponenten rotiert (Kapitel 5.3.1). Um die Rotationswinkel zu bestimmen, werden die Amplitudenverhältnisse des Moho-Signals zum direkten S/SKS-Wellen-Signal nach diversen Proberotationen bei verschiedenen Einfallswinkeln und Azimutwinkeln miteinander verglichen. Die korrekten Rotationswinkel werden anhand des größten Amplitudenverhältnisses bestimmt, basierend auf der Annahme, dass im Fall der Rotation der L Komponente in Richtung der einfallenden Scherwelle deren direktes Signal minimal ist. Das direkte S/SKS-Signal der Scherwelle wird auf die Q Komponente separiert. Um die Richtigkeit der Rotationsprozedur zu verifizieren, werden die Topographien der Diskontinuitäten mit den Konversionstiefen früherer Studien verglichen (Wölbern et al. 2012). Die rotierten Receiver-Functions werden in Bezug auf deren Frequenzgehalt analysiert, um harmonische und langperiodische Spuren zu identifizieren und diese aus dem Datensatz zu entfernen (Kapitel 5.3.2.1). Im Weiteren werden die Datensätze der einzelnen seismischen Stationen im Hinblick auf hinreichende Moho-Signale in den Receiver-Functions überprüft (Kapitel 5.3.2.2). Zu diesem Zweck wird ein mittleres Moho-Signal bestimmt, bestehend aus den Signalen in den einzelnen Spuren. Nach Prüfung der Übereinstimmung der einzelnen Moho-Signale mit derem Mittelwert werden die widersprüchlichen und unzureichenden Signale aus dem Datensatz entfernt. Um die Signal-Rausch-Verhältnisse in den Spuren zu verbessern, werden die Receiver-Functions ähnlichen Ursprungs gestapelt (Kapitel 5.3.2.3). Unter der Annahme ähnlicher Strahlwege bei ähnlichen Epizentren sollten die entsprechenden Receiver-Functions vergleichbare Wellenformen und ähnliche konvertierte Signale der seismischen Diskontinuitäten aufweisen. Aufgrund der unzureichenden Verteilung der registrierten Erdbeben an einzelnen Stationen ist es notwendig die Datensätze benachbarter Stationen zusammenzufassen, um eine Stapelung der Spuren zu ermöglichen (Kapitel 5.3.2.4). Die gemeinsame Analyse der Datensätze basiert auf der Annahme, dass die einfallenden seismischen Wellen an benachbarten Stationen zu einem gewissen Maß die gleichen Untergrundstrukturen durchdringen unter der Bedingung von ähnlichen Ausbreitungswegen. Dieser Ansatz ist darin begründet, das die konvertierten Signale nicht ausschließlich aus den Schnittpunkten der seismischen Pfade mit den Grenzschichten resultieren. Das Signal beinhaltet weitere Konversionen, welche innerhalb der Fresnelzone erfolgen. Im Fall von benachbarten Konversionspunkten und sich überschneidenden Fresnelzonen gehen die konvertierten Signale zum Teil aus den gleichen Untergrundstrukturen hervor. Somit können bei Verwendung von Datensätzen benachbarter Stationen unter der Bedingung von ähnlichen Strahlwegen der Scherwellen ähnliche Untergrundstrukturen durchdrungen werden. Um die Auflösung der Krusten-Mantelgrenze zu gewährleisten, werden für die gemeinsame Analyse der Datensätze die Stationen verwendet, die sich innerhalb einer Entfernung von bis zu 22 km befinden. Da diese Distanz dem Fresnelzonen-Radius in einer Tiefe von etwa 35 km entspricht, werden die entsprechenden Moho-Signale an den verschiedenen Stationen aus ähnlichen Strukturen hervorgehen und sich die Fresnelzonen großflächig überschneiden. ...