Discovery of the first Quaternary maar in the Bohemian Massif, Central Europe, based on combined geophysical and geological surveys

The area under investigation (

Figs. 1, 2

) is located at the NW corner

of the Bohemian Massif. According to

Fiala and Vejnar (1997, 2004)

and

Richter and Stettner (1993)

, the crystalline schists of the local

Variscan basement comprise a succession of psammo-pelitic, carbo-

natic, and volcanogenic rock sequences of an Upper Cambrian to

Ordovician age. The crustal segment of the surroundings shows large

areas with Variscan intrusives dominated by granites (eastern

surroundings of the area: Karlovy Vary and Zandov plutons, western

surroundings: Mitterteich and Flossenbürg Granites).

During Late Eocene the Eger Rift started to evolve. According to

Kämpf et al. (2005

and citations therein), the following steps of

Cenozoic alkaline volcanic activities were recognized in the western

part of the Eger Rift:

1. Early Oligocene

–Early Miocene (31–20 Ma): volcanic activity of the

Rift in (i) the eastern and central part

— the České Středohoří Mts.

and the Doupovské Hory Mts., (ii) the western Eger Graben and the

adjacent Kru

šné Hory/Erzgebirge Mts. and the Smrčiny/Fichtelge-

birge area (24

–20/15 Ma), (iii) the westernmost continuation of the

rift as far to the Frankonian Lineament/northern Oberpfalz area

(29

–19 Ma).

2. Middle to Late Miocene (16.5

–8.3 Ma): volcanic activity synchro-

nous with the graben formation dated by its pre-Middle Miocene?

(

N11.7 Ma) up to Late Pliocene sedimentary fill.

3. Middle Pleistocene (0.7

–0.3 Ma): two volcanoes (scoria cones) in

the Cheb Basin area, Komorní h

ůrka/Kammerbühl and Železná

h

ůrka/Eisenbühl.

The Cheb Basin, a small (c. 265 km

2

) intracontinental basin, is

located in the western Eger Rift. The basin was formed during the Late

Tertiary as a result of the reactivation of three fault zones (N

–S

trending Regensburg

–Leipzig–Rostock zone, the ENE–WSW trending

Eger Graben faults and the NNW

–SSE trending faults of the Cheb-

Doma

žlice Graben) by continental rifting (

Bankwitz et al., 2003

a,b

and citations therein).

Presently, the area is characterized by remarkable geodynamic

activity and possibly magmatic unrest. It is known as one of the most

active earthquake swarm regions in continental rifts worldwide with

thousands of small and intermediate magnitude swarm earthquakes

(ML

b5) (

Fischer and Horálek, 2003; Neunhöfer and Hemmann, 2006;

Ibs-von Seht et al., 2008

). Primarily, earthquake swarms are a pecu-

liarity of volcanic regions and mid-ocean rifts; however at present, the

western Eger Rift is classi

fied as a non-volcanic region in Central

Europe. The earthquake activity seems to be connected with small, but

active surface movements related to tectonic stress evolution (

Mrlina

and Seidl, 2008

). The seismicity is furthermore correlated in space and

time with signi

ficant CO

2

dominated degassing at the surface in

mofettes and mineral springs (

Bräuer et al., 2003; Kämpf et al., 2007

).

For the

first time, a hidden magmatic activity in the eastern part of the

Cheb Basin has been traced by

3

He/

4

He characteristics from repeated

gas sampling between 1993 and 2005 (

Bräuer et al., 2005; 2008a, b

).

Various lithospheric studies indicate an updoming of the lithosphere

–

asthenosphere boundary (LAB) to approximately 80

–90 km depth, a

velocity anomaly at the base of the lithosphere between 50 and 65 km

depth, an updoming of the Moho (up to 26 km from approx. 31 km in

the surroundings) or thickening of the lower crust (rift pillow?) at the

base of the crust (

Mrlina, 1980, Hofmann et al., 2003; Hrubcová et al.,

2005; Geissler et al., 2005; 2007; Heuer et al., 2006; 2007; Babu

ška

and Plomerová, 2008

).

Fig. 1. Location map of the western Eger Rift area (after

Geissler et al., 2004

and Ibs-von Seht et al.,

2008

). Black full and dashed lines: fault zones; triangles: Quaternary volcanoes of

Železná hůrka (ZH) and Komorní hůrka (KH); red circle: location of Mytina Maar; white circles: seismicity (ML N0.5) from 1962 to 1999 (

Neunhöfer, 2000

); stars: locations of main

focal zones; yellow ellipse: main area of active CO

2

emissions sites; full and dashed lines: fault zones; Upper right: position of the study area (red square) within the European

volcanic province (after

Wilson & Downes, 1991

). Abbreviations are as follows: MLFZ, Mariánské Lázn

ě fault zone; PPZ, Pocatky–Plesna zone; TFZ, Tachov Fault zone; Cheb–Dom.

Graben, Cheb

–Domažlice Graben; MC, Massif Central; AM, Armorican Massif; BM, Bohemian Massif; MN, Moldanubian; RH, Rhenohercynian; ST, Saxothuringian.

98

J. Mrlina et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 182 (2009) 97

–112

---

The working area is located at the southern periphery of the

Cheb Basin between the Mýtina village (north) on territory of the

Czech Republic and the Neualbenreuth village (south) on the German

side (

Fig. 2

). From NW to SE the crystalline basement consists of

phyllites, quartz phyllites and quartzite lenses bearing mica schists of

Upper Cambrian age belonging to the Cheb

–Dyleň Crystalline Unit

(

Fiala and Vejnar, 1997; Tonica et al., 1998

). The NNW

–SSE trending

valley between the depression of the assumed maar and the Kozly

village (

Fig. 2

) is marked by a fault zone/quartz vein structure,

belonging to the Tachov fault of late Hercynian age. The

Železná hůrka

scoria cone is also located at the Tachov fault (ca. 700 m SE of the

proposed maar).

2. Statement of problem

Our paper comprises the third step of our study of Quaternary

volcanism at the southern rim of the Cheb Basin, western part of the

Eger Rift.

In the

first step,

Geissler et al. (2004)

studied an app. 4 m thick

pro

file of volcaniclastic deposits in a temporary trench near Mýtina.

The only known nearby volcano at that time was

Železná hůrka/

Eisenbühl (

Reuss, 1852; Proft, 1894; Lochmann, 1961; Kämpf et al.,

1993; Schwarzkopf, 1997

) in about 1.5 km distance from the trench.

Geissler et al. (2004)

found geological indications for the possible

existence of another source of volcanic material surrounding Mýtina

than just

Železná hůrka — they assumed an unknown maar structure.

A morphological depression of ca. 500 m in diameter and 50 m in

depth was proposed as a potential maar structure (see

Fig. 10

in

Geissler et al., 2004

).

In the second step,

Mrlina et al. (2007)

tested the hypothesis from

Geissler et al. (2004)

by geophysical (gravity and magnetic) pro

filing of

an N

–S directed area of 200 m×1200 m, which crossed the mor-

phological depression. The gravity map showed a striking isometric

gravity low of about

−2.3 mGal in the centre of the morphological

depression, whereas the magnetic map exhibited a positive anomaly up

to 200 nT related to the same source. These distinct geophysical

anomalies were the

first in-situ proof of the assumed maar. The age of

the Mýtina tephra was dated on phlogopite and olivine-nephelinite rock

matrix by

40

Ar

–

39

Ar laser dating. The average Ar

–Ar age is 288±17 Ka

(Mid Pleistocene). In the trench, the magmatic (juvenile) component

increases from about 12% to 32% in the tuff layer at the base, whereas it is

about 60% in the tephra layer at the top without systematic trend in time.

In summary,

Mrlina et al. (2007)

concluded that a Quaternary maar

structure is most likely, but without drilling the

final evidence was still

lacking.

In order to provide such evidence for a maar structure near Mýtina,

we started a systematic aerial geophysical (gravimetric, magnetic and

geoelectric) mapping of the area approximately 1 km × 1 km with the

assumed maar structure in the centre. Finally, an exploratory drilling

near the centre of the gravity anomaly by wire line technique was

conducted in 2007 (borehole MY-1). The geophysical and drilling

results represent the principal content of this paper. Additional to our

common interest in the neovolcanic evolution of the western Eger

Rift, a strong motivation was directed to palaeoclimate reconstruc-

tions, if maar sediments were present.

3. Geophysical investigations

In the last years the effectiveness of gravity and magnetic inves-

tigations of maar-diatreme structures in Central Europe, namely in the

Eifel, Bavaria, Saxony, W and N Bohemia, was demonstrated among

others by

Mrlina et al. (1989)

;

Büchel and Pirrung (1993)

;

Gabriel

(2003)

;

Kroner et al. (2006)

; and

Mrlina and Cajz (2006)

. In other

regions, for example the explosive craters in the Coastal Mts., Syria, a

successful localization of volcanic channels was also based on gravity

and magnetic measurements (

Mrlina and Rychtar, 1990

). Similar

geophysical surveys were applied to study maar structures in New

Zealand by

Cassidy et al. (2007)

. Based on previous experience, gravity,

magnetics and geoelectrics were selected for detailed mapping of the

assumed maar structure near Mýtina.

3.1. Geomorphology of the area

In order to demonstrate the position of the investigated struc-

ture and the character of the geomorphology, we built a detailed

DEM (Digital Elevation Model) based on SRTM90 data with approx.

90 m × 90 m sampling, supplemented by elevation data of all

geodetically observed points that we measured during geophysical

surveys. Detailed editing was necessary to the data as the SRTM

values were randomly offset by up to 20 m.

In

Fig. 2

the unique shape of the morphological depression under

study can easily be recognized. This almost circular structure is located

on top of the

first hilly block to the south of the limit of the Cheb Basin.

Further to the SE (

Fig. 1

) there is the massif of Dyle

ň (940 m a.s.l.) as

part of the

Český Les morphological unit prolonged to the south along

the Czech-German border.

The diameter of the depression between Mýtina and Neualben-

reuth is about 500 m and the relative depth is 50 m (

Figs. 2, 3

). The

depression opens to NNW into the valley of the Kozly brook. The valley

may have its origin due to a fracture/fault within the Tachov Fault

Zone (TFZ),

Fig. 1

. The TFZ was de

fined and discussed e.g. by

Mahel

et al. (1984)

,

Tonica et al. (1998)

, and

Bankwitz et al. (2003)

.

Three principal geomorphologic directions can be recognized in

the surrounding region (

Fig. 2

). Firstly, the NNW

–SSE drainage system

Fig. 2. Two views of topography (DEM) of the Mýtina surrounding region. Left: 3D view from south, view inclination 77°, sunlight from west. Morphological features show general

drainage trends with prevailing direction NNW

–SSE, perpendicular ENE–WSW, and N–S. Mýtina depression is in the centre, on top of a hilly massif (orange to ochre colour). Right:

top view of gray scale DEM (sunlight from NW) with drainage system indicated by blue, red and green dashed lines. 1

— Železná hůrka volcano, 2 — CO

2

emmission site, 3

—

exploratory trench in Mýtina (

Geissler et al., 2004

), 4

— morphological depression of the assumed maar.

99

J. Mrlina et al. / Journal of Volcanology and Geothermal Research 182 (2009) 97

–112

---