Klima versus Tektonik

Claudia Twarz
Das Ostafrikanische Grabensystem
ENTWICKLUNG UND SEDIMENTE DES
OSTAFRIKANISCHEN GRABENSYSTEMS
Claudia Twarz,
Geologie 8. Semester, TU-Bergakademie Freiberg
ZUSAMMENFASSUNG
In dieser Arbeit wird das Ostafrikanische Grabensystem (EARS) als das klassische Beispiel eines
kontinentalen Rifts vorgestellt. Das EARS durchschneidet mit zwei Riftarmen den afrikanischen
Kontinent von Äthiopien im Norden bis Mozambique im Süden. Dabei durchquert es den
Ostafrikanischen Kraton, der maßgebend für die Lage, den strukturellen Charakter und die
sedimentäre Füllung des Rifts ist. Die Hauptriftstruktur sind große, bogenförmige Störungen, die
Halbgräben definieren und durch Transferzonen verbunden sind. Parallel dazu treten kleinere syn- und
antithetische Störungen auf. Die Sedimente des EARS sind vorrangig fluviatile und lakustrine
klastische Ablagerungen. Die Mächtigkeit und Zusammensetzung der Sedimente variiert stark durch
Klimaschwankungen und tektonische und vulkanische Aktivitäten. Die einzelnen Becken der
Riftzweige sind sehr unterschiedlich im Aufbau und der sedimentären Füllung. Während im
Westlichen Rift einfache, aber tiefkrustale Strukturen mit tiefen Becken und wenig Sedimentzufuhr
vorherrschen, ist das Östliche Rift sehr komplex aufgebaut sowie vulkanisch wesentlich aktiver. Das
initiale Rifting als Arm einer Tripple Junction mit Zentrum im Norden Äthiopiens begann im
Oligozän. Darauf folgen Phasen unterschiedlicher tektonischer und vulkanischer Aktivität und eine
mehrmalige Änderung der Extensionsrichtung. Das Rift ist rezent aktiv und könnte sich bei
anhaltender Extension zu einem neuen Ozean entwickeln.
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Das Ostafrikanische Grabensystem
EINFÜHRUNG
Das Ostafrikanische Grabensystem ist das
vielleicht am besten untersuchte rezente
kontinentale Rift auf der Erde (siehe Abb. 1).
Regional gehört es zum Afro-ArabischenRiftsystem, welches von Mozambique bis in
die Türkei verläuft. Das nördliche Ende des
EARS bildet das Afar Dreieck in Äthiopien.
Von dort durchquert es Ostafrika als eine
lange tiefe Depression mit steilen Flanken
über 35000 km bis zum Sambesi Fluss in
Mozambique. Der Riftboden liegt häufig unter
dem Meeresspiegel und ist durchschnittlich 1
bis max. 3 km tief eingeschnitten. Das Rift
setzt sich aus mehreren Becken mit lokalen
Mikroklimata und hydrologischen Milieus Abb1: Tektonische Karte von Ostafrika, zeigt historisch aktive Vulkane
zusammen und bildet einen N-S Korridor für (rote Dreiecke) und das Afar Dreieck (orange Fläche), USGS
sowie eine E-W Barriere gegen die Migration
von Lebewesen.
Das Gebiet spielte eine bedeutende Rolle in der Evolution. Von hier stammen die ältesten,
zahlreichsten und vollständigsten hominiden Funde der Welt. Es enthält auch die umfassendste und
am besten dokumentierte Paläoklimatik für die letzten 2,5 Ma von Afrika. Das geologische Interesse
reicht bis in das 19. Jh. zurück. Seit dem wurden zahlreiche Veröffentlichungen geschrieben, die das
ganze Spektrum der Geologie zum Thema haben. Das EARS ist zweifellos das beste Beispiel eines
aktiven Rifts und wird als Analog für die Interpretation älterer Extensionsbecken weltweit
herangezogen.
GEOMORPHOLOGIE
Das Ostafrikanische Grabensystem ist unterteilt in einen östlichen (Kenianisches- oder Gregory Rift)
und eine westlichen Zweig (Westliches Rift). Das Gregory Rift verläuft als einzelnes Tal mit einer
durchschnittlichen Breite von 50–80 km vom Afar Dreieck aus südwestwärts durch Äthiopien und
Kenia. Es durchschneidet bis zu 3000 m herausgehobenes Basement - den Afar Dom und den
Ostafrikanischen Dom. Dazwischen liegt die Turkana Depression mit dem gleichnamigen größten See
des Östlichen Rifts (siehe Abb. 2). Aufgrund der aufgewölbten Gebiete ist die Drainage weitgehend
vom Rift abgewandt. Die Seen, die zahlreich aber klein und flach auf dem Riftboden auftreten sind
ephemeral. Nördlich von Tansania endet das Gregory Rift in einer diffusen, über 150 km breiten
Basin- und Range Provinz und trifft nahe des Rukwa Sees in Tansania auf den westlichen Zweig.
Dieses ist durchschnittlich 40-50 km breit und verläuft von der Küste Mozambiques nördlich bis nach
Uganda. Auf dem Riftboden sind mehrere, bis zu 1500 m tiefe und damit zu den tiefsten der Erde
zählenden Seen zu finden. Die einzelnen See Becken des EARS sind durch vulkanische und
strukturelle Barrieren von einander isoliert.
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Das Ostafrikanische Grabensystem
Abb2: Verbreitung der topographischen Dome im
Zusammenhang mit Riftstrukturen im EARS,
MORLEY (1999)
PRÄ-RIFT GEOLOGIE
Die Geologie, durch die sich das Rift schneidet, hat einerseits auf die Strukturen, die sich entwickeln
können, als auch auf den Charakter der sedimentären Füllung Einfluss. Das EARS durchquert auf
seiner Länge eine Vielfalt an Gesteinen, wird aber durch seine Lage in einem der größten Kratone der
Welt (siehe Abb. 2) stark durch kristallines Basement beeinflusst. In Äthiopien sind die
präkambrischen Gesteine mit Paläometasedimenten und marinen, mesozoischen Gesteinen assoziiert.
Weiter südlich verschwindet die Bedeckung und beide Riftarme verlaufen direkt durch das Basement,
meist lokalisiert in jüngeren präkambrischen Metasedimenten, den mobile belts. Die Gesteine im
Westen des Westlichen Rifts sind relativ verwitterungsstabil, wodurch wenig klastisches Material in
das Riftbecken eingetragen wird. Im Süden, um den Malavisee, verändert sich die Geologie und
wechselt zu Permo-Triassischen Karoo Sedimenten. Diese Gesteine wurden durch Riftprozesse
(Karoorift) gebildet und setzten sich aus verschiedenen kontinentalen Sedimenten, ähnlich den
heutigen Ablagerungen zusammen. Die Kruste von Ostafrika stand mehrfach in seiner langen
Geschichte unter Stress, wodurch sich eine Vielzahl von strukturellen Tendenzen entwickelte, die bei
späteren Riftprozessen als vorgezeichnete Schwächezonen agieren.
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Das Ostafrikanische Grabensystem
STRUKTURGEOLOGIE
Die fundamentale Rifteinheit ist die Halbgrabenstruktur. Die Gräben werden auf einer Seite von einer
oder mehreren, oft en-echelon angeordneten, großen, bogenförmigen Störungen begrenzt. An diesen
Störungen, Border Faults genannt, findet Abschiebung mit mehr oder weniger stark ausgeprägter
strike-slip-Komponente statt. Die Versatzbeträge liegen durchschnittlich bei 2-3 km. Das Verhältnis
zwischen Länge der Störung und dem Versatz beträgt ca. 1:10 bis 1:20 (MORLEY, 1999). Zum anderen
Beckenrand hin treten synthetische, seltener antithetische Störungen mit immer kleiner werdenden
Versätzen auf. Die Halbgräben sind dadurch in viele gekippte störungsbegrenzte Blöcke unterteilt
(siehe Abb. 3).
Abb3: Profilschnitt durch das südliche Turkanagebiet, MORLEY (1999)
Die Ausbildung von Halbgräben kann folgendermaßen zusammengefasst werden: Während des
initialen Rifting entwickelt sich eine flache Depression mit Sets von gegensätzlich einfallenden
Störungen. Mit fortschreitenden Rifting kann es durch verschiedene Ursachen zur Deaktivierung eines
dieser Sets kommen, wodurch das Displacement nur noch am entgegengesetzten Störungssystem
stattfindet. Fortschreitende Extension und Subsidenz gibt dem Halbgraben seinen asymmetrischen
Charakter (siehe Abb. 4). Gründe für das Deaktivieren eines Störungssets können z.B. das
Abschneiden einer Störung durch eine andere, das Unterbrechen von Störungen durch magmatische
Intrusionen, oder die ungünstigere Lage in Stressrichtung sein.
Entlang der Riftachse treten mehrere topographische Barrieren auf, die die einzelnen Becken
hydrologisch isolieren. Diese Bereiche werden Transferzonen genannt und sind durch das Rifting
entstanden. Eine Transferzone ist definiert als eine Region, in der der Versatz von einer Struktur zu
einer oder mehreren anderen Strukturen übertragen
wird (MORLEY, 1999). In Riftsystemen handelt es sich
hierbei um die Verbindung verschiedener Störungen.
Diese Verbindung erfolgt im EARS nicht wie in
anderen Riftsystemen durch große cross-strike
Störungen. Hier sind diese Zonen meist diffus, mit
mehreren kleinen synthetischen oder antithetischen,
oblique-slip oder strike-slip Störungen (siehe Abb. 5a).
Oder es werden en-echelon angeordnete Border Faults
durch Rampen ohne definierte Störungen miteinander
verbunden (siehe Abb. 5b). Der Abstand zwischen den
Transferzonen kann zwischen 10 und 100erten km
liegen.
Am Grabenboden treten kurze (bis 1,5 km), parallele,
eng zusammen liegende Störungen mit Versätzen
<100 m auf. Dieses Phänomen wird Box Faulting
genannt und hat seine Ursache in jüngeren
Abb4: idealisiertes Profil der Entwicklung eines
Halbgrabens, MORLEY (1999)
Riftprozessen (SCHLÜTER 1997).
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Abb5a: Transferzonen, die aus mehreren kleinen Störungen gebildet werden, MORLEY (19999)
Abb5b: Transferzone mit Rampencharakter,
MORLEY (1999)
Die Versätze an den Border Faults variieren systematisch.
An den Enden der Störungen (tips) betragen sie nahe 0, hier
erfolgen strike-slip Bewegungen. Zum Zentrum hin nimmt
die Subsidenz zu und die Bewegungsrichtung ändert sich zu
dip-slip. Des weiteren ist es typisch für das EARS, dass die
„Polarität“ der Border Faults wechselt. D.H. sie liegen
abwechselnd auf der westlichen oder östlichen Seite des
Beckens (siehe Abb. 6). Diese Umpolung geschieht
normalerweise in den Transferzonen und gibt den Störungen
ihren typischen gebogenen Charakter. Über die präzise Natur
der Border Faults wird noch spekuliert. Aus
Seismikinterpretationen geht hervor, dass die Störungen
listrisch sind und in einem Detachment enden.
Erdbebenverteilungen beschreiben dagegen eher ein planares
Abb6: Karte der Border Faults im Tanganjika See
Muster mit spröder Deformation bis in Tiefen von 15 bis 20
und Turkana See, FROSTICK (1997)
km (SCHLÜTER, 1997).
Insgesamt hat die Geophysik viel zum Verständnis des Aufbaus und der Entwicklung des EARS
beigetragen. Seismikuntersuchungen zeigen, dass sich unter dem Rift eine Zone heißen Mantels von
geringer Dichte befindet, die sich viel weiter als die Riftschultern ausdehnt. Die Astenosphäre hat sich
stark aufgewölbt. Die Kruste ist unter der Riftachse auf bis zu 20 km ausgedünnt, während sie unter
den Riftschultern eine normale Dicke von 30-35 km besitzt. Aus Erdbebendaten geht hervor, dass das
Riftsystem nach Südwesten propagiert und dass die derzeitige Extensionsrichtung NW-SE beträgt
(siehe Abb. 7). Im Westlichen Rift kommen die Erdbeben insgesamt in einer größeren Tiefe, zwischen
20 und 40 km, und zahlreicher vor als im östlichen Zweig (siehe Abb. 8). Dort werden sie in Tiefen
zwischen 2-7 km registriert, haben jedoch eine weitaus höhere Energiefreisetzung. Damit ist die
Seismizität in beiden Rifts ungefähr gleich.
Orientierung, Charakter und Lokation der vorhandenen Strukturen ist vorrangig auf die
Entwicklungsgeschichte des Rifts und schon vorgezeichnete mechanische Anisotropien der Kruste
zurückzuführen. Auf diese beiden Punkte wird in den nächsten Abschnitten eingegangen.
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Abb7: vereinfachte Geologie und kinematische Analyse des
zentralen Gregory Rifts. Beachbälle A-E sind kompatibel mit
einer E-W Extension, während jüngere quartäre Störungen (F-I)
eine WNW-ESE bis NW-SE Extensionsrichtung zeigen,
SCHLÜTER (1997)
Das Ostafrikanische Grabensystem
Abb8: Karte der seismischen Energie in Ostafrika für die Periode 19631989 mit Isolinien für die totale Magnitude (MT) pro Einheitsblock 1°x
1°. MT=1: 6.5, 2: 6.0-6.4, 3: 5.5-5.9, 4: 5.0-5.4, 5: 4.5-4.9, 6: 4.0-4.4,
7: 4.0; SCHLÜTER (1997)
BASEMENTKONTROLLE
Das EARS ist entlang alter Störungssysteme lokalisiert, die durch das Rifting zum Teil reaktiviert
wurden (siehe Abb. 9). Die dominantesten Strukturen sind die präkambrischen duktilen
Schwächezonen des Afrikanischen Kratons, durch den das EARS verläuft. Der Kraton ist von mobile
belts
umgeben,
die
in
drei
Deformationsphasen zwischen 2,1 Ga-600 ka
gebildet wurden. Die beiden Zweige des Rifts
sind begrenzt auf diese orogenen Gürtel.
Kratone sind sehr homogen aufgebaut,
währenddessen
mobile
belts
viele
Schwächezonen aufweisen, die ein Rifting
Abb9: großmaßstäbliche
Kontrolle prä-existenter
erleichtern.
Andere
prä-existente
Strukturen auf das EARS,
Störungssysteme wurden an der PermMORLEY (1999)
Triasgrenze (Karoorift) und untergeordnet im
Laufe Jurassischen und Kreide/Paläogenen
Rifting angelegt. Die Reaktivierung der
Systeme hängt von der Stärke des Einfallens
und der Orientierung in Bezug zur
Stressrichtung ab.
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Das Ostafrikanische Grabensystem
SEDIMENTOLOGIE
Informationen zur sedimentären Füllung und –Prozessen im EARS stammen aus seismischen
Untersuchungen und der Feldarbeit.
Die Zusammensetzung und Mächtigkeit der Sedimentkörper im EARS variiert stark in der Zeit und
von Becken zu Becken. Zurückzuführen ist dies auf Unterschiede in der tektonischen und
vulkanischen Aktivität, sowie auf Klimaschwankungen. Aufgrund der ähnlichen Struktur der Becken
kann jedoch in größeren Maßstab ein Vergleich erfolgen.
In Riftsystemen allgemein sind durch hohe Erosionsraten bedingt durch uplift und block faulting
klastische Sedimente vorherrschend. Die Zusammensetzung im EARS ist einfach, es dominieren
lakustrine und fluviatile Sande, Ton- und Siltsteine (siehe Abb. 10). Untergeordnet treten Karbonate
und fossile Kohlen auf. Durch uplift des Untergrundes ist die Drainage größtenteils vom Becken weg
gerichtet. Die wenigen Flüsse die zur Riftachse hin entwässern sind peremial bis ephemeral. Entlang
den Beckenrändern haben sich alluviale Fans von max. 1 km Ausdehnung entwickelt. Durch die
topographischen Barrieren in den Transferzonen sind die einzelnen Becken hydrologisch isoliert. Es
treten kaum axiale Flusssysteme sondern Seen auf. Die Seen sind sehr unterschiedlich ausgebildet,
abhängig vom tektonischen Aufbau des Beckens, dem Grad an vulkanischer Aktivität und der
Niederschlags /Evaporationsrate. Die lakustrinen Sedimente variieren je nach Menge und Art des
Sedimenteintrags, dem Salzgehalt, der
Evaporationsrate, sowie der organischen
Produktivität. So sind die Seen im
Westlichen Rift gegenüber denen im
Östlichen wesentlich größer, tiefer und mit
Frischwasser gefüllt, wie z.B. der
Tanganjika See mit einer Fläche von 40000
km² und einer Tiefe von 1470 m. Das
hängt zum einen damit zusammen, dass die
tektonischen Strukturen einfach aufgebaut
sind. Wenige große Störungen bilden
zusammenhängende Becken mit hoher
Subsidenz. Zum anderen ist die
Niederschlagsrate
hoch
und
die
Sedimentzufuhr gering, da die Flüsse über
resistentes Basement verlaufen. Die Seen
des Gregory Rifts dagegen sind klein und
sehr flach, teilweise nur bis zu 10 m tief.
Ursache dafür ist der wesentlich
kompliziertere Aufbau des Riftzweiges aus
vielen Störungen und damit der Zerlegung
in mehrere kleine Becken. Des Weiteren ist
der Sedimenteintrag höher durch leichter
verwitterbares Gestein im Einzugsgebiet
der Flüsse. Viele der Seen sind sehr
salzhaltig
aufgrund
der
starken
Evaporationsund
niedrigeren
Niederschlagsrate, sowie dem Eintrag von
Salz aus höherer vulkanischen und
Abb10: Bohrung nördlich des Tanganjika Sees. Die Daten zeigen Ablagerungen
in einem fluviodeltaischen Environement, Morley (1999)
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hydrothermalen Aktivität in diesem Riftzweig.
Die Becken des EARS können in drei Bereiche unterteilt werden. Der Faulted Margin liegt an der
Seite des Beckens, der an die großen Border Faults grenzt. Die Topologie ist steil, nur wenige kleine
Flüsse und Fans sind vorzufinden und das abgelagerte Material ist grobkörnig. Im Zentrum der Seen
treten aufgrund seasonaler Regenfälle und/oder organischer Produktivität feinkörnige, laminierte
Ablagerungen auf, die von See zu See ihre eigene Charakteristik besitzen. Am Flexural Margin sind
die Sedimentkörper sehr komplex aufgebaut. Durch das flache Einfallen des Untergrundes können
Klimafluktuationen und Einflüsse von tektonischen Prozessen auf Seespiegelschwankungen und
Änderung des Flussgradienten leicht nachvollzogen werden. Die jeweiligen Ablagerungen und
Geometrien spielen eine wichtige Rolle für die Sequenzstratigraphie und die Rekonstruktion des
Paläoklimas.
Aufgrund der Asymmetrie der Becken ist die Subsidenz, und damit der Akkomodationsraum am
Faulted Margin am größten. Dadurch ist auch die Geometrie der Sedimentfüllung unsymmetrisch, die
Mächtigkeit einer Sequenz nimmt zum Faulted Margin zu. Es entstehen keilförmige Sedimentkörper.
Der Unterschied in der Mächtigkeit ist nach jeder tektonischen Aktivität stark ausgeprägt. Die
Sedimente lagern sich diskordant über die unterliegenden ab. Durch fortschreitende sedimentäre
Füllung
wird
dieser
Unterschied im
Idealfall langsam
bis
auf
null
verringert. Meist
ist dies jedoch
nicht der Fall, da
zu wenig Material
zur
Verfügung
steht und /oder
die
Subsidenz
schneller verläuft.
Anhand
dieser
Beobachtungen
können
die
Abb12: idealisiertes Profil für gekippte Fault Blocks mit stratigraphisch charakteristischen tektonoSedimentsequenzen
sedimentären Einheiten in Rifts, MORLEY (1999)
einzelnen
tektonischen Phasen zugeordnet werden, die jeweils durch Diskordanzen voneinander getrennt sind
(siehe Abb. 11). Prä-Rift Sedimente sind subhorizontal abgelagert. An der Grenze zu
Synriftsedimenten treten onlaps auf. Der Top der Synriftsedimente ist meist erosiv, darüber lagern sich
wieder subhorizontale Postriftsedimente ab (siehe Abb. 11).
Einzelne tektonische Phasen können nicht nur durch die Stärke der Ausbildung keilförmiger
Sedimentkörper unterschieden werden. Das Rift wechselt mit der Zeit seine Geometrie, Störungen
entstehen neu oder werden inaktiv, Transferzonen verschieben sich. Dadurch verändern sich die
Sedimentation und Drainage und es erfolgt ein signifikanter Wechsel im Ablagerungsmuster. Die
Zusammensetzung der Sedimente, die Stärke der Sedimentzufuhr, sowie die Wassertiefe der Seen
können sich verändern. Die fundamentale Annahme der Sequenzstratigraphie für letzteres ist, dass
sich im HST grobklastische Sedimente am Rand der Seen ablagern, die im LST wieder aufgearbeitet
und in tieferes Wasser transportiert werden. Rechnet man die klimatisch bedingten Schwankungen
zurück, kann die restliche Seespiegeländerung auf die Tektonik zurückgeführt werden. Klimatisch
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bedingte Schwankungen der Seentiefe können dadurch identifiziert werden, dass sie zyklisch und in
allen Becken gleichzeitig auftreten. Tektonische Prozesse rufen azyklische, spontane und regional
begrenzte Trans- und Regressionen hervor, die innerhalb eines Beckens zeitgleich entgegengesetzt
sein können. Durch Rotation eines Blockes z.B. tritt auf einer Seite des Sees Transgression und auf der
anderen Regression auf.
TEKTONISCHES MODEL
Es wird angenommen, dass das EARS einen Arm einer Tripel Junction mit Zentrum in der Afar
Region in Äthiopien darstellt (siehe Abb. 1). Das initiale Aufwölben und uplift des ArabischNubischen Schildes begann im Eozän, gefolgt von beginnender krustaler Extension,
Krustenverdünnung und Rifting in der Region des Roten Meeres und des Golfs von Aden im Oligozän
und frühen Miozän (PETTERS, 1991). Im EARS führen im Oligozän beginnende horizontale
Bewegungen zu dichter NW-SE gerichteter Frakturierung, charakterisiert durch strike-slip und
Ausbildung einer flachen aber breiten Depression in der westlichen und Aufdomung der östliches
Region. Die Öffnung von tension gashes gibt Raum für den ersten Vulkanismus, vorrangig im Bereich
des heutigen Gregory Rifts. Nach dieser Initialisierung beginnt im Miozän das typische Rifting mit der
Ausbildung von großen Abschiebungen, Subsidenz des Riftbodens und uplift entlang der
Riftschultern, begleitet von Magmatismus.
Insgesamt können drei große Riftphasen mit verstärkter tektonischer Aktivität unterschieden werden.
Dazwischen, in Zeiten relativer Ruhe, kam es kaum zur Ausbildung neuer großer Strukturen oder
Vulkanismus. Im Gregory Rift liegt die erste Phase zwischen 16 und 14 Ma und betrifft nur den
nördlichen und zentralen Bereich des heutigen Rifts. Zwischen 7 und 4 Ma propagierte das Rift nach
Süden und ab 1,9 Ma entwickelt sich das Box Faulting. Im Westlichen Rift treten erst um 12 Ma die
ersten Vulkanite auf. Um 10 Ma beginnt das erste größere Rifting. Die zweite verstärkte Aktivität war
um 3 Ma, die letzte seit ca. 13 ka. Im Gegensatz zum östlichen Rift propagiert das Westliche nicht von
einem Bereich aus in eine Richtung, sondern es entstanden simultan mehrere isolierte Riftsegmente,
die im Laufe der Zeit zusammenwuchsen (MORLEY, 1999). Auch der Vulkanismus ist hier wesentlich
weniger stark ausgeprägt. Insgesamt ist das Westliche Rift aufgrund seines etwas jüngeren Alters
strukturgeologisch einfacher mit nur wenigen großen Störungen aufgebaut.
Die Extension wird seit Beginn des Rifting auf ca. 10 bis 40 km in zentralen Bereichen geschätzt
(MORLEY, 1999). Das würde 0,5-2 cm pro Jahr entsprechen und liegt damit unter den Werten heutiger
Mittelozeanischer Rücken (2-10 cm/a), was sicherlich auf das junge Alter zurückzuführen ist.
Die Paläostressrichtung hat sich mehrmals im Laufe der Geschichte des Rifts geändert (siehe Abb. 7).
Zwischen ca. 12 und 6 Ma verlief sie NE (ENE) – SW (WSW), von ca. 6 bis 0,4 Ma drehte sie nach EW und seit 0,4 Ma liegt sie in NW (NNW) – SE (SSE) Richtung. Als Ursache für die letzte Änderung
wird ein Steigen der push Komponente der Rotes Meer / Golf von Aden Region angenommen
(SCHLÜTER, 1997), die vorhergehenden sind bis jetzt ungeklärt. Wahrscheinlich existieren noch mehr
Richtungsänderungen und Variationen innerhalb der einzelnen Perioden, die geologischen Zeugnisse
sind jedoch zu unvollständig.
Die treibende Kraft, die zu Ausbildung und Fortschreiten des Rifting führte, unterliegt noch immer
starken Diskussionen. In Betrachtung werden alle möglichen aktiven und passiven
Extensionsprozesse, wie Aufdomen durch Mantelkonvektion, Hot Spot Aktivität oder push Einflüsse
anderer Regionen gezogen (siehe Abb. 13). Für ein aktives Rifting sprechen Prozesse wie frühzeitiges
aufdomen und sehr hoher Wärmefluss. Großräumig auftretender intensiver Vulkanismus existiert
schon in der Anfangsphase und konzentriert sich auf eine über die Zeit gleich bleibende Region. Bei
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Das Ostafrikanische Grabensystem
Abb13: Schematische Darstellung des aktiven und passiven Riftprozesses, FROSTICK (1997)
passiven Rifting entwickelt sich zunächst eine topographische Depression, ein uplift erfolgt erst zu
einem späteren Zeitpunkt. Typisch ist ein geringer und variabler Vulkanismus bezogen auf Ort und
Zeit. Das EARS zeigt Merkmale beider Extensionsarten. Das östliche Rift, das den schon früh
entstandenen Kenianischen und Äthiopischen Dom durchschneidet und durch starken Vulkanismus
geprägt ist, würde für aktives Rifting sprechen. Im westlichen Arm tritt jedoch kaum Vulkanismus auf,
der Wärmefluss ist gering und im Anfangsstadium wurde zunächst eine Depression gebildet. Heute
wird allgemein angenommen, dass das Rift aktive und passive Komponenten aufweist. Es ist
bewiesen, dass sich rezent Hot Spots unter dem Rift befinden. Unsicher ist, ob sich diese erst durch
externe Kräfte gebildet haben oder schon länger bestehen. Die Plume können auch ein passives Rifting
verstärkt oder erst ausgelöst haben durch aufheizen an Schwächezonen. Denn passives Rifting wird da
entstehen, wo aktive Regionen im Mantel existieren. Für ein aktives Rifting spricht die Tatsache, dass
Afrika heute im globalen Spannungsfeld unter Kompression steht. Effekte von weit entfernten
Kollisionszonen sind unrealistisch. Es ist jedoch wahrscheinlich, dass das Stressfeld Rotes Meer /Golf
von Aden einen bedeutenden Einfluss auf die Entwicklungsgeschichte des EARS hat.
Geophysikalische Untersuchungen zeigen ein anhaltendes Rifting. Wenn dieser Trend fortdauert,
könnte sich ein neuer Ozean bilden, andernfalls würde sich das EARS zu einem Failed Rift
entwickeln.
LITERATURVERZEICHNIS
CONTRERAS, J., AND C.H. SCHOLZ, 2001: Evolution of stratigraphic sequences in multisegmented
continental rift basins: Comparison of computer models with the basins of the East African rift
system. AAPG Bulletin, v. 85, no. 9, p. 1565-1581.
FROSTICK, L.E., 1997: The East African Rift Basins: African Basins. Sedimentary Basins of the World,
v. 3, p. 187-210.
HACKMAN, B.D., T.J. CHARSLEY, R.M. KEY, AND A.F. WILKINSON, 1990: The development of the
East African Rift system in north-central Kenya. Tectonophysics, v. 184, p. 189-211.
KIRAM, E.L., J.-J. TIERCELIN, C. LE TURDU, A.S. COHEN, D.J. REYNOLDS, B. LE GALL, AND C.A.
SCHOLZ, 2002: Control of normal fault interaction on the distribution of major Neogene
sedimantary depocenters, Lake Tanganyika, East Africa. AAPG Bulletin, v. 86, no. 6, p. 10271059.
MORLEY, C.K. (EDITOR), 1999: Geoscience of Rift Systems - Evolution of East Africa. AAPG Studies
in Geology, v. 44.
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Das Ostafrikanische Grabensystem
PETTERS, S.W., 1991: Regional Geology of Africa. Lecture Notes in Earth Sciences, v. 40, p. 608-621.
SCHLÜTER, T., 1997: Geology of East Africa. Beiträge zur Regionalen Geologie der Erde, v. 27, p.
265-301, p. 347-385.
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