Читать книгу Die Geologie Europas - Graham Park - Страница 23

Neue Ozeankruste entsteht nicht nur durch Dehnung der ozeanischen Lithosphäre an Mittelozeanischen Rücken, sondern auch innerhalb der kontinentalen Lithosphäre an sich dehnenden Riftzonen, wie in Grafik 1.7A gezeigt. Dieser Dehnungsprozess wird oft direkt mit der Existenz eines Mantel-„Hotspots“ unterhalb des Rifts in Verbindung gebracht. Die Ostafrikanischen Gräben sind ein bekanntes Beispiel hierfür. Der Vorgang kann wie folgt beschrieben werden: Der Aufstieg von heißem Mantelmaterial verursacht zuerst eine Aufwölbung der Kruste. Aufgrund der damit verbundenen Dehnung entstehen Spalten, auf denen Magma in die Riftzone eindringen kann. Schließlich führt fortwährende Dehnung zu einer Trennung und dem Auseinanderdriften der kontinentalen Kruste, wobei neue ozeanische Kruste in dem geöffneten Raum entsteht. Auf diese Weise zerbrechen selbst Großkontinente, und die Bruchstücke bewegen sich als neue Kontinente auseinander – einer der fundamentalen Prozesse der Plattentektonik im Verlauf der Erdgeschichte. Die neuen Kontinentalränder werden als passive Kontinentalränder bezeichnet (Grafik 1.7B), die im Unterschied zu den aktiven Kontinentalrändern keine bedeutsame tektonische oder magmatische Aktivität mehr aufweisen, nachdem sie von der ursprünglichen Bruchzone ein Stück weggedriftet sind.

Passive Kontinentalränder entwickeln einen charakteristischen Verband von magmatischen und sedimentären Gesteinen, deren Schichtenfolge es erlaubt, zwischen ehemals aktiven und passiven Kontinentalrändern zu unterscheiden. Typische Sedimente eines passiven Kontinentalrandes reichen von Karbonaten (Kalksteinen, Dolomiten usw.) auf kontinentalen Schelf- und Plattformgebieten über klastische Ablagerungen wie Sand- und Siltsteine am Kontinentalhang bis hin zu feinkörnigen Tonsteinen sowie gebänderten Hornsteinen der Tiefsee (Grafik 1.7B). Während der Anfangsstadien des Aufbrechens kommt es zu Abschiebungen, typischerweise als Staffel von Gräben und Halbgräben am neu entstandenen Kontinentalrand, wie in Grafik 1.7B gezeigt wird, wobei sich im Frühstadium klastische Ablagerungen an den Bruchstufen absetzen. Durch diese Abschiebungen wird die Kruste ausgedünnt und gedehnt. Ist die Trennung vollzogen, hört die magmatische Aktivität innerhalb der Kontinentalkruste auf. Weitere Dehnung erfolgt durch die neu gebildete ozeanische Platte.

Grafik 1.7 Kontinentales Rifting und die Bildung eines passiven Kontinentalrands. A. Die kontinentale Kruste wird gestreckt, ausgedünnt und über einen Mantel-„Hotspot“ angehoben, von wo Intrusionen und Vulkanismus innerhalb der Riftzone erzeugt werden. B. Die kontinentale Kruste weicht auseinander und ermöglicht die Bildung neuer ozeanischer Kruste; der gedehnte Kontinentalrand sinkt ab und wird von Sedimenten überdeckt – typischerweise Karbonate auf dem Schelf, klastische Abfolgen auf dem Hang, Tone und gebänderte Hornsteine auf dem tiefen Ozeanboden.