Plattentektonik. Wolfgang Frisch
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wenn in den anderen zwei die kontinentale Kruste durchgerissen ist und sich neue ozeanische Kruste bildet. Dafür spricht auch die begrenzte seismische Aktivität im heutigen Rift.
Geophysikalisch sind die ostafrikanischen Gräben neben der geringen seis mischen Aktivität durch negative Schwerewerte und stellenweise hohen Wärmefluss ausgezeichnet. Unter den Gräben liegt eine 1500 km breite Aufwölbung der Asthenosphäre, die die Lithosphäre im Kenia-Rift in Form einer 20 km breiten Intrusion, welche bis in eine Tiefe von nur 3 km unter der Graben sohle vorgedrungen ist, fast durchtrennt hat (Abb. 3.14). Die Intrusion macht sich im Schwereprofil durch eine kleine positive Anomalie innerhalb der breit angelegten negativen Anomalie bemerkbar. Die negative Anomalie spiegelt ein weiträumiges Massendefizit wider, das durch die Aufwölbung der Asthenosphäre hervorgerufen wird. Im Übrigen hat die Grabenbildung vor den großräumigen Aufwölbungen begonnen. Somit dürfte das Ostafrikanische Rift als passives Grabenbruchsystem entstanden sein, das in ein aktives umgewandelt wurde.
Das Rote Meer – vom Rift zur Drift
Das Rote Meer weist einen Streifen ozeanischer Kruste von bis zu 100 km Breite auf, der sich durch die Abspaltung Arabiens von Afrika entlang einer im jüngeren Tertiär neu entstandenen konstruktiven Plattengrenze gebildet hat (Abb. 3.16). Hier ging das Riftstadium in das Driftstadium über. Das Rote Meer ist somit ein Ozean im Entstehen. Den ozeanischen Streifen durchzieht ein bis über 2000 m Wassertiefe aufweisender zentraler Graben, der die Plattengrenze markiert. Diese ist wegen der geringen Auseinanderdrift und der Nähe der Kontinentlithosphärischer ränder noch nicht als Mittelozeanischer Rücken im morphologischen Sinn entwickelt.
Abb. 3.14: Blockbild des Ostafrikanischen Grabenbruchsystems. Der Schnitt durch das Zentralafrikanische und das Kenia-Rift zeigt die starke Ausdünnung des lithosphärischen Mantels, die eine negative Schwereanomalie bedingt [Baker & Wohlenberg 1971]. 1 Gal (Galilei) = 1cm/s2 (Einheit der Beschleunigung). 1 mGal = 10–3 Gal.
Die Afar-Senke
Die Afar-Senke bildet ein dreieckiges Tiefland (Abb. 3.15). Sie ist das Zentrum des dreiarmigen Grabensterns, in dem das Ostafrikanische Grabensystem (Äthiopisches Rift), das Rote Meer und der Golf von Aden zusammenlaufen. In der Afar-Senke ist der Übergang zwischen einem kontinentalen Grabenbruch und einem sich öffnenden Ozean zu sehen. Unter der Region befindet sich ein aufsteigender Manteldiapir, über dem die kontinentale Kruste stark ausgedünnt und zerstückelt ist. Dies geht so weit, dass zwischen einzelnen kontinentalen Krustenschollen bereits neue ozeanische Kruste gebildet wurde. Inwieweit bereits durchgehende Streifen von Ozeanboden bestehen, ist umstritten. Die Region liegt über dem Meeresspiegel und ist damit der direkten Beobachtung zugänglich, was in den 1970er-Jahren, nach der festen Etablierung der plattentektonischen Theorie, zu einem Ansturm von Forschergruppen führte.
Zahlreiche Störungsbündel, die in dem ariden Gebiet auf Satellitenbildern gut zu erkennen sind, durchziehen die Senke. An diesen Störungen, die zum Teil als offen stehende Spalten ausgebildet sind, fließen periodisch basal tische Laven aus, welche in ihrer Zusammensetzung tholeiitischen Basalten von Mittelozeanischen Rücken ähnlich sind. Schmale Streifen quasiozeanischer Kruste werden an mehreren Spreizungsachsen, die ein kompliziertes Mikroplatten-Mosaik verursachen, gebildet (Abb. 3.15). Die tektonischvulkanische Aktivität ist im Inneren des Grabensystems konzentriert, das durch rasche horizontale und vertikale Schollenbewegungen gekennzeichnet ist. Die Krustendicke, die im Hochland von Äthiopien 30 bis 40 km beträgt, dünnt in der nördlichen Afar-Senke auf weniger als 16 km aus [Makris et al. 1975]. Die Danakil-Berge stellen einen stehen gebliebenen dickeren Krustenblock mit über 20 km Dicke dar, weshalb sie nach dem Prinzip der Isostasie topographisch ein Bergland bilden. Sie gehören der kleinen, in ihren Umrissen teilweise schlecht definierten Danakil-Platte an. Die Danakil-Depression, ein unter dem Meeresspiegel liegender Landstrich, markiert einen Abschnitt dieser Plattengrenze (Abb. 3.15 unten). Im zentralen Teil des südlichen Roten Meeres ist die Kruste nur 6 km dick, was normaler ozeanischer Kruste entspricht.
Abb. 3.15: Strukturelemente des Afar-Dreiecks. Zwischen der Arabischen Platte und der durch das Äthiopische Rift in einen nubischen und einen somalischen Bereich geteilten Afrikanischen Platte bildete sich in ausgedünnter kontinentaler Kruste ein Schollenmosaik heraus, das die kleine Danakil-Platte enthält. Zwischen den Schollen liegen schmale Spreizungsachsen, an denen basaltische Gesteine aufdringen, die in der Danakil-Depression die Kruste durchtrennen (Profil).
Die Plattendivergenz beträgt im südlichen Roten Meer 1,4 cm im Jahr und nimmt nach NW hin ab (Abb. 3.17). Sie wird im Golf von Aqaba in die Transformstörung des Jordangrabens übergeleitet (Kap. 8). Der Golf von Aden ist ein schon etwas weiter fortgeschrittenes ozeanisches Becken mit einem Mittelozeanischen Rücken, der nach Osten im offenen Indischen Ozean seine Fortsetzung findet. Die Ausbreitungsgeschwindigkeit entlang dieses Rü ckens nimmt in östlicher Richtung auf 7 cm/Jahr zu (Abb. 1.2). Die Spreizung des Ozeanbodens erfolgt im Roten Meer und im Golf von Aden in die gleiche Richtung, nämlich SWNO, obwohl die Spreizungsachsen beider Meere sehr unterschiedlich ausgerichtet sind.
Das Rote Meer durchschneidet den gegen Ende des Präkambriums vor rund 600 Millionen Jahren zu neuer kontinentaler Kruste konsolidierten Arabisch-Nubischen Schild (Kap. 12). Im Bereich des Roten Meeres liegen über dem Präkambrium vielfach terrestrische oder brackische Sedimentgesteine der Oberkreide und des frühen Tertiärs. Im Oligozän begann die Grabenbildung, gegen Ende des Oligozäns vor 25 Millionen Jahren setzte im Afar-Dreieck, das als Teil des Roten Meeres gelten kann, mit basaltischen Eruptionen heftige vulkanische Aktivität ein. Im Mit tel- bis Obermiozän bildeten sich durch Meerwasser, das vom Mittelmeer her in den Grabenbruch eindrang, der nach Süden blind endete, infolge der hohen Verdunstung und des geringen Süßwasserzuflusses bis über 3 km mächtige Salzablagerungen.
Ausbreitung von Ozeanboden mit einer Rate von 1 – 2 cm/J. begann im südlichen Roten Meer erst im Pliozän vor rund 5 Millionen Jahren. Die Verbindung zum Indischen Ozean erfolgte ebenfalls erst im Pliozän. Durch die totale Trennung der kontinentalen Krustenschollen von Afrika und Arabien verlagerte sich die tektonische Aktivität vom Grabenrand in die neue Spreizungsachse im Grabenzentrum, wo sich in der neuen ozeanischen Kruste der schmale zentrale Graben bildete: Es entstand ein Graben-in-Graben-System (Abb. 3.16). Die äußeren Grabenschultern wurden damit tektonisch ruhig gestellt.
Im zentralen Grabenspalt treten Senken mit Wassertiefen bis über 2000 m auf, die wegen ihrer ungewöhnlichen, Lagerstätten bildenden Vorgänge, die zur Ablagerung von erzreichen Sedimenten führte, berühmt sind. Die Wassertemperaturen steigen in den Senken in mehreren Sprüngen auf über 60 °C, die Salzgehalte auf über 30 % an [Brewer et al. 1969]. Die heißen Salzlaugen sind aufgrund ihrer hohen Dichte in den Senken gefangen. Auf deren Boden lagerten sich Tonschlämme ab, die reich an Eisen-, Kupfer- und Zink-Sulfiden, Eisen- und Mangan-Oxyden sowie Sulfaten (Anhydrit) sind und zudem Blei-Sulfid, Gold und Silber enthalten. Die Buntmetallgehalte der Schlämme können über 10 Gewichtsprozent betragen und sind deshalb theoretisch von wirtschaftlichem Interesse, das aber durch die schwierige und kostenaufwendige Gewinnung entscheidend