Plattentektonik. Wolfgang Frisch

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СКАЧАТЬ entlang von Abschiebungen. Durch die Dehnung werden Kruste bzw. Lithosphäre entsprechend ausgedünnt. Durch die Ausdünnung der Kruste wird die Erdoberfläche abgesenkt und es entsteht die Oberflächenform des Grabens.

      Wird ein 30 km breiter Krustenstreifen einer 30 km dicken Kruste um 5 km gedehnt, dann besitzt der gedehnte Krustenabschnitt nur noch eine durchschnittliche Dicke von 25,7 km (eine solche Situation ist im südlichen Oberrheingraben in etwa verwirklicht). Wenn die gesamte Lithosphäre eine ursprüngliche Mächtigkeit von 100 km hatte, ist der ursprünglich 30 km breite Streifen nach der Dehnung im Schnitt nur noch 85,7 km dick. Durch den Aufstieg heißer Asthenosphäre würde allerdings der untere Teil des lithosphärischen Mantels in Asthenosphäre umgewandelt werden. Lithosphärischer Mantel und Asthenosphäre bestehen aus dem gleichen Material, die Asthenosphäre ist nur heißer und enthält geringe Schmelzanteile. Die Grenze ist also eine thermische und eine Zustandsgrenze bei ca. 1300 °C und nicht eine Materialgrenze. Deshalb kann lithosphärischer Mantel durch Temperatur erhöhung in Asthenosphäre umgewandelt werden und umgekehrt.

      Die ursprüngliche Aufwölbung, hervorgerufen durch ein heißes und damit relativ leichtes Mantelkissen, führt zur Erosion an den Grabenschultern, unter denen die Kruste somit ebenfalls eine Mächtigkeitsreduzierung erfährt. Nach Wegfallen der Wärmequelle folgt durch das Abkühlen und Schwererwerden des Mantelkissens eine thermische Subsidenz, die die Einsenkung verstärkt und über die Grabenränder hinausgreift, zumal das Mantelkissen meist die zwei- bis dreifache Breite des Grabens aufweist. Alte, inaktive Grabenbrüche können daher morphologisch unauffällige Schultern haben.

       Aktive und passive Grabenbrüche

      Der topographische Querschnitt durch einen Grabenbruch (Abb. 3.2) erklärt sich aus der Entstehung als Dehnungszone. Man unterscheidet aktive und passive Grabenbrüche oder Rifts (Abb. 3.3). Bei einem aktiven Grabenbruch entstehen durch Aufdomung der Asthenosphäre (z. B. über einem Heißen Fleck) erste Dehnungsstrukturen in der darüber liegenden Lithosphäre, die sich durch die Abschiebungen in der Oberkruste und die Grabenbildung an der Erdoberfläche bemerkbar machen. Wenn die Kruste generell unter Zugspannung steht, wird sich der Graben senkrecht (oder auch schräg, wenn die Bruchzone vorgegebenen Schwächestrukturen in der Kruste folgt) auf die Haupt-Zugspannungsrichtung ausbilden und in der Folge weiter öffnen. Die Dehnung der Kruste erfolgt bei einem aktiven Grabenbruch in deren tieferem, duktilem Teil und im lithosphärischen Mantel über einen wesentlich breiteren Bereich als in der spröden Oberkruste (Abb. 3.3). Die Aufwölbung der Erdoberfläche ist bei aktiven Rifts entsprechend der weit gespannten Asthenosphären-Aufwölbung ebenfalls breit und kann mehrere hundert Kilometer betragen.

      Bei passiven Grabenbrüchen ist die Zerrung der primäre Faktor. Die Dehnung ist auch in der tieferen Kruste und im lithosphärischen Mantel zuerst einmal auf die schmale Zone des Rifts begrenzt (Abb. 3.3). Dies kann bis zum Durchreißen des lithosphärischen Mantels führen, so dass Asthenosphärenmaterial bis an die Untergrenze der Kruste aufdringen und dort ein Mantelkissen bilden kann, das die Kruste aufwölbt [Turcotte & Emerman 1983]. Die oberflächliche Aufwölbung beschränkt sich somit auf die unmittelbare Grabenzone. Letztlich kann die Zerrung der Lithosphäre aber auch hier zu einer breiteren Aufdomung der Asthenosphäre und der darüber liegenden Lithosphäre führen. So kann sich ein passives in ein aktives Rift entwickeln, ohne dass das passive Stadium noch nachweisbar wäre. Tatsächlich scheinen die meisten heutigen Grabenbruchsysteme aktive Rifts darzustellen. Vermutlich greifen beide Prozesse, Aufdomung und Krustendehnung ineinander, so dass die primäre Ursache der Grabenbildung oft nicht erkennbar ist und die Frage nach ihr eher ein Henne-Ei-Problem darstellt. Dennoch gilt, dass starke Aufwölbung der Asthenosphäre starke magmatische Aktivität und breite Grabenschultern bewirkt. Passive Grabenbrüche sind hingegen arm an Magmatismus, und die Grabenschultern greifen nicht so weit aus.

      Das asymmetrische Modell wurde für die Basinand-Range-Provinz entwickelt, könnte aber auch für bestimmte Rifts oder bei der Bildung von Passiven Kontinenträndern Gültigkeit haben. Es geht anstelle von steil stehenden Störungen von einer flach einfallenden Abscherungsfläche aus, die die Kruste von einer Grabenflanke bis an die Lithosphärenbasis durchschneidet (Abb. 3.4b). Im obersten Krustenstockwerk münden steil stehende Abschiebungen ein.

      In diesem Modell wird die Kruste an anderer Stelle gedehnt und ausgedünnt als der lithosphärische Mantel. Dort, wo die Kruste ausgedünnt wird, kommt es zur Absenkung der Erdoberfläche, weil leichte Kruste durch den schweren Mantel verdrängt wird. Im Bereich der Ausdünnung des lithosphärischen Mantels hingegen wölbt sich die Oberfläche leicht auf, weil lithosphärischer Mantel von der etwas leichteren Asthenosphäre ersetzt wird. Beide Zonen überlappen sich. Beim symmetrischen Modell fallen sie zusammen, doch wirkt sich die Absenkung durch die Krustenausdünnung stärker aus, weil der Dichteunterschied zwischen Kruste und Mantel sehr viel größer ist als zwischen lithosphärischem und asthenosphärischem Mantel.

      Das asymmetrische Modell konnte in keinem Grabenbruchsystem glaubhaft nachgewiesen werden, kann aber bei breiten Dehnungsfeldern wie der Basin-and-Range-Provinz in den westlichen USA eine gute Erklärung der Entstehung liefern. Solche asymmetrischen Dehnungsbereiche sind mit dem Aufstieg metamorpher Dome verbunden, auf die weiter unten eingegangen wird.

Sedimente und Lagerstätten in Gräben

      Als Sedimente treten in Grabenbrüchen meist unreife terrestrische Bildungen auf, die von kurzen Flüssen über die Steilseite der Grabenschulter an geliefert werden. Unreif heißt, dass die leicht ver witternden Minerale wegen des kurzen Transportwegs nicht vollständig zerstört werden und es daher auch nicht zu einer weitgehenden Anreicherung von Quarz kommt, der besonders transportbeständig ist. Fluviatile Sedimente in Gräben sind daher vielfach Konglomerate und Arkosen (Sandsteine, die reichlich Feldspat enthalten), bei weiterem Transport auch normale Sandsteine. In Seen kommt es zur Ablagerung toniger Sedimente oder auch salzhaltiger Schichten, wenn in ariden oder semi ariden Gebieten Seen abflusslos sind. Salzige Seen treten im Ostafrikanischen Grabenbruchsystem auf.

      In Gräben kann auch das Meer eingreifen. Marine Sedimente von Gräben sind meist Tonsteine, Mergel (Ton-Kalk-Gemenge) oder Kalksteine. Hohe Verdunstung von teilweise oder vollständig abgeschnürten Meerwasserbecken in ariden Klimaten führt zur Salzkonzentration im Wasser und schließlich zur Salzausfällung. Salzlagerstätten treten daher oft in Schichtfolgen von Gräben auf und zeigen, wie im Oberrheingraben, marine Ingressionen an. Wenn sich ein Graben zu einem schmalen Ozean entwickelt, wie dies beim Roten Meer der Fall ist, dann markieren Salzlagerstätten die Basis der marinen Schichtfolge.

Abb. 3.4: a) Symmetrisches und b) asymmetrisches Modell für die Entstehung eines Grabenbruchs. Als „Moho“ (Moho rovic ˇi´c-Fläche) wird die Grenzfläche zwischen Kruste und Mantel bezeichnet.

      Weitere wichtige Lagerstätten in kontinentalen Gräben stellen Erdöl- und Erdgasvorkommen dar. Die behinderte Wasserzirkulation in einem schmalen Graben meer führt dazu, dass am Meeresboden durch die Bodenbewohner der freie Sauerstoff weitgehend oder vollständig verbraucht wird. In der Sedimentsäule fehlt dann der Sauerstoff zur Verwesung und vollständigen Zersetzung der abgestorbenen Organismen. Es kommt zur Anreicherung von organischer Substanz in den Sedimenten, die dadurch eine dunkelgraue oder schwarze Farbe erhalten. Durch Versenkung dieser Faulschlämme infolge von Überlagerung durch jüngere Sedimente gelangen sie schließlich in das sogenannte Erdölfenster, einen Temperaturbereich zwischen СКАЧАТЬ