Geologische Rifting-Modelle

Direkt zum Modell Einführung in Rifting-Modelle
In den letzten 600 Millionen Jahren hat die Ostküste Nordamerikas zwei Rifting-Ereignisse erlebt, d.h. die Öffnung zweier Ozeanbecken: des Proto-Atlantiks (Stufe C) und des Atlantiks (Stufe L). Davor gab es wahrscheinlich weitere Rifting-Ereignisse. Virginia und die mittelatlantische Region weisen gute Aufzeichnungen über diese Rifting-Ereignisse auf, auch wenn sie nur bruchstückhaft sind und manchmal von späteren Ereignissen überdeckt werden.
Die Aufdeckung und Entschlüsselung wichtiger geologischer Ereignisse erfordert ein theoretisches Modell darüber, wie diese Ereignisse ablaufen und welche Arten von Gesteinen und Strukturen sie hervorbringen, damit wir die Beweise als solche erkennen, auch wenn sie bruchstückhaft und überdeckt sind. Moderne Modelle von Rifting-Ereignissen beruhen auf einer Vielzahl von Informationen, von geophysikalischen Daten über Beweise für moderne Ereignisse bis hin zu Beweisen für antike Ereignisse. Diese Modelle spezifizieren nicht nur die Abfolge der Ereignisse und ihren zeitlichen Ablauf, sondern sagen uns auch genau, welche Beweise erforderlich sind, um ein antikes Rifting-Ereignis zu identifizieren.
Es ist natürlich schön, so viele Beweise wie möglich zu haben, aber manchmal reicht schon ein kleiner Teil der richtigen Beweise, die eindeutig in das theoretische Modell passen, um das antike Ereignis als das zu erkennen, was es ist, und es zu rekonstruieren. Außerdem gibt das theoretische Modell Aufschluss darüber, welche weiteren Beweise an welcher Stelle zu suchen sind, um die Interpretation zu untermauern.
Manchmal haben wir die Vorstellung, dass Wissenschaftler einfach losziehen und Beweise sammeln, so gut sie können, und dann versuchen, daraus einen Sinn zu machen, so gut sie können. Das ist aber nie der Fall. Wissenschaftler haben immer eine ziemlich gute Vorstellung davon, wonach sie suchen, wenn sie Daten sammeln, weil sie eine Theorie (ein Modell) haben, die ihnen sagt, wonach sie suchen müssen. Und wenn sie Beweise finden, die nicht zu ihrer Theorie passen, dann ist es sehr wahrscheinlich, dass ihre Theorie falsch ist, und eine neue muss entwickelt werden.
Im Endeffekt gibt es so etwas wie eine unvoreingenommene Beobachtung nicht. Wir wissen immer, was wir wollen und hoffen, in der natürlichen Welt zu finden, auch wenn wir schockiert oder angenehm überrascht sein können, wenn wir etwas anderes finden.
Man kann die geologische Geschichte Virginias (16-seitige Version) lesen, ohne die Modelle zu kennen, die wir haben, um sie zu erklären und ihr einen Sinn zu geben, aber die Geschichte ist viel aussagekräftiger, wenn man weiß, dass die Modelle existieren und was sie aussagen. Es ist jedoch wichtig, sich daran zu erinnern, dass ein Modell nur ein Modell ist, eine Synthese, ein Durchschnitt, ein Ideal. Die natürliche Welt entspricht selten perfekt einem Modell, und wir müssen bereit sein, mit einer gewissen Abweichung vom Modell zu arbeiten.

Mantelplumes und Hot Spots
Eine divergente Plattengrenze, an der sich zwei Lithosphärenplatten trennen und ein Ozeanbecken bilden, gibt es in der Natur nicht. Sie entsteht durch einen Rifting-Prozess (Stufen B und C). Wenn sie voll entwickelt sind, befinden sich divergente Plattengrenzen immer innerhalb von Ozeanbecken und erzeugen diese. Beim Auseinanderdriften der Platten sickert mafiöses Magma aus dem darunter liegenden Erdmantel in den Riss oder Graben, der sich öffnet und neue ozeanische Lithosphäre, die Ophiolithen, bildet. In diesem Rifting-Modell sind wir nicht an den Prozessen interessiert, die entlang eines voll entwickelten ozeanischen Divergenzrands ablaufen. Stattdessen untersuchen wir, wie divergente Grenzen während des Riftings eines Kontinents entstehen.
Eine divergente Plattengrenze beginnt irgendwo innerhalb einer Platte, weg von den Rändern. Die Platte kann ein Block eines kontinentalen Kratons oder ein Teil eines Ozeanbeckens sein (Querschnitt). Wenn das Rifting abgeschlossen ist, ist eine neue divergente Plattengrenze und ein neues Ozeanbecken entstanden. Die ehemalige einzelne Platte (oder der Kontinent) wird in zwei Platten (oder Kontinente) geteilt.
Das Rifting wird durch Magmaplumes ausgelöst, die aus den Tiefen des Erdmantels an die Oberfläche steigen. Die Plumes sind willkürlich über die Erde verteilt; die meisten entstehen unter einem Kontinent oder Ozeanbecken, aber einige können auch an Plattengrenzen auftreten. Während der Plume zur Oberfläche aufsteigt, erwärmt er die darüber liegende Lithosphäre oder die starre äußere Hülle der Erde, so dass sie nach oben anschwillt und einen heißen Punkt bildet. In der Regel gelangt Magma an die Oberfläche und löst an der heißen Stelle Vulkane aus. Der Querschnitt oben zeigt sowohl einen kontinentalen als auch einen ozeanischen Hot Spot.
Die Plumes, die Hot Spots verursachen, sind im Erdmantel stationär; im Gegensatz zu den darüber liegenden Platten, die sich ständig verschieben, bewegen sich die Plumes nicht. Wenn sich also eine Platte über einen Hot Spot bewegt, verschiebt sich die tektonische und vulkanische Aktivität an der Oberfläche ständig. Schließlich kann sich eine lange Reihe von Vulkanen bilden. Die Hawaii-Inseln sind ein Beispiel für einen ozeanischen Hot Spot, der Yellowstone-Park ein kontinentaler Hot Spot.
Es gibt viele alte und moderne Beispiele für Hot Spots. Die meisten sind isoliert und durchlaufen ihre gesamte Geschichte, ohne ein Rifting-Ereignis auszulösen. Manchmal jedoch schließen sich mehrere Hot Spots zusammen und setzen eine Kette von Prozessen in Gang, die zu einem Rifting, einem neuen Ozeanbecken und einer neuen divergenten Plattengrenze führen. Die Prozesse, die dafür verantwortlich sind, werden in den folgenden vier Phasen beschrieben.

Hot Spot und Thermal Doming
Wenn ein Mantelplume die Basis der kontinentalen Lithosphäre erreicht, breitet er sich aus und bildet einen Teich aus Magma (siehe Querschnitt oben). Die darüber liegende Lithosphäre erwärmt sich und quillt auf, so dass der Hot Spot mit einem Durchmesser von etwa 1000 km und einer Höhe von 3 bis 4 km über dem Meeresspiegel entsteht. Die Karte rechts zeigt eine flächige Ansicht (aus dem Flugzeug) von zwei Hot Spots mit dreifachen Übergängen.
Wenn die Kuppel des Hot Spots anschwillt, dehnt sich ihre Oberseite aus, bis die spröde Kruste entlang einer Reihe von drei Rifttälern, die strahlenförmig vom Zentrum des Hot Spots ausgehen, reißt (Verwerfungen). Diese 3 Rifttäler bilden eine Dreifachverzweigung. Im Idealfall strahlen die drei Rifttäler vom Zentrum des Hotspots in einem Winkel von 120° aus, doch oft ist die Dreifachverzweigung nicht symmetrisch und die Arme können in ungeraden Winkeln auseinanderlaufen.
Die Wärme aus dem Mantelplume verursacht eine Menge vulkanischer Aktivität, aber es gibt zwei Arten davon. Rohre mit mafischem Magma (Basalt und Gabbro) aus dem Mantelplume arbeiten sich durch die Lithosphäre und bilden schließlich Vulkane an der Oberfläche. Die Wärme des Plumes erwärmt aber auch den Boden des Kontinents, wodurch Teile davon schmelzen und felsisches Magma (Granit und Rhyolith) bilden, das ebenfalls an die Oberfläche gelangen und Vulkane bilden kann. Dieses gleichzeitige Auftreten von mafischem und felsischem Magma ist ungewöhnlich und wird als bimodale Assoziation bezeichnet, da sich zwei deutlich unterschiedliche Magmatypen mehr oder weniger gleichzeitig bilden. Der Querschnitt unten ist eine Vergrößerung entlang der Querschnittslinie A-B auf der Karte rechts und zeigt das angeschwollene Hot-Spot-Stadium mit einem mafischen (basaltischen) Vulkan und felsischen (granitischen) Batholithen. Beachten Sie auch die Verwerfungen in Oberflächennähe und die frühen Horste und Gräben.

Ein isolierter Hot Spot kann all diese Prozesse durchlaufen, … und dann einfach sterben. Der Mantelplume verflüchtigt sich, der Kontinent kühlt ab und sinkt wieder ab, die vulkanische Aktivität hört auf, und die Sedimente füllen die Rifttäler auf. Am Ende wäre an der Oberfläche nichts mehr zu sehen, was darauf hindeuten würde, dass die Gräben und Vulkane unter der Oberfläche begraben liegen.
In anderen Situationen jedoch, wenn mehrere Hot Spots eng miteinander verbunden sind, können sie sich zu einem sehr langen Graben verbinden. Die obige Karte zeigt zum Beispiel zwei Dreifachverzweigungen, die sich zusammenschließen werden. Wenn die Bedingungen stimmen, können diese die Bildung neuer divergierender Plattengrenzen und eines Ozeanbeckens (siehe unten) einleiten.

Wenn sich Dreifachverzweigungen verbinden, sind nur zwei der drei Arme jeder Dreifachverzweigung mit benachbarten Hot Spots verbunden. Der dritte Arm wird inaktiv und wird daher als gescheiterter Arm (oder Aulakogen) bezeichnet (blau auf der Karte oben). Nachdem das Rifting abgeschlossen ist und sich ein neues Ozeanbecken gebildet hat, gibt es Aulakogene, die den Kontinent fast rechtwinklig vom Rand her einschneiden. Es sind viele alte Aulacogens bekannt, obwohl die meisten inzwischen mit Sediment gefüllt und an der Oberfläche nicht mehr zu sehen sind. Sie sind ein guter Beweis dafür, dass es einst einen heißen Punkt gab. Die Sedimente und Vulkane, die ein Aulakogen füllen, ähneln den Prozessen, die in aktiven Rifts ablaufen.
Gründung von Rift Valley und marine Invasion
Gründung ist der Einsturz eines Teils der Erdoberfläche nach unten, um eine Vertiefung zu bilden. Axiale Grabenbrüche sind Gründungen, die typischerweise einen Durchmesser von mehreren zehn Kilometern haben und deren Höhenunterschiede vom Grabenboden bis zu den Bergkämmen auf beiden Seiten bis zu 4-5 km betragen.

Strukturell gesehen handelt es sich bei Rifttälern um Blockverwerfungsgräben (Täler, die entstehen, wenn sich ein Erdblock absenkt), die auf beiden Seiten von Horsten begrenzt werden (Horste sind Erdblöcke, die sich relativ zum Graben nach oben bewegen). Wenn wir uns die Mechanik eines Hot Spots vor Augen führen, schwillt die Erde nach oben an, wodurch sie sich über die Spitze dehnt oder auseinanderzieht. Wenn sich die Erde auseinanderzieht, entstehen Risse und es entsteht Raum, so dass ein Teil der Erde nach unten in den Raum (den Graben) rutscht. Der Teil, der nicht nach unten rutscht, der Horst, liegt nun höher. Da die Erde durch den Hot Spot bereits nach oben gequollen ist, ist es nicht notwendig, dass die Horste nach oben rutschen, aber es ist leicht für den Graben, nach unten zu rutschen. Dieser Vorgang vollzieht sich in Zehntausenden von winzigen Schritten, von denen jeder einen kleinen Riss erzeugt, dessen Summe die Erde viele Kilometer auseinanderzieht.
Die Verwerfungen zwischen den Horsten und dem Graben sind normale Verwerfungen, normal, weil es „normal“ ist, dass ein Graben unter der Schwerkraft nach unten fällt. Die Verwerfungsflächen sind gekrümmt, so dass sich die Grabenblöcke beim Absinken drehen und kleine Becken einschließen, in denen sich Seen zwischen dem verfallenen Block und der Wand hinter der Verwerfung bilden. Viele dieser Seen sind sehr tief und können, ausgehend von modernen Grabenseen, extrem salzig oder alkalisch sein. In den Seeböden reichern sich schwarze, organisch reiche Tone an, da es im tiefen Wasser keine Zirkulation und keinen Sauerstoff gibt.

Typischerweise bilden sich eine große Anzahl von Horsten und Gräben aller Größen. Die Ränder der großen Horste, die an den axialen Graben grenzen, sind die kontinentalen Terrassen (auch Scharnierzonen genannt). Innerhalb des großen axialen Grabens befinden sich zahlreiche kleinere Horste und Gräben.
Typisch ist auch, dass sich kleinere Halbgräben (normale Verwerfung auf nur einer Seite) über mehrere hundert Kilometer zu beiden Seiten des axialen Grabens oder axialen Rifts (die Begriffe sind austauschbar) bilden.
Anfänglich ist die axiale Talsohle subareal, d. h. über Wasser (mit Ausnahme von Seen), aber wenn sich der axiale Graben absenkt, dringt das Meer ein und bildet ein schmales Meeresbecken (wodurch es subaquatisch wird). Ein modernes Beispiel für einen Graben in diesem Stadium ist das Rote Meer.
Die an die Grabtäler angrenzenden Gebirgshorste bestehen aus felsischem magmatischem Kontinentalgestein (Graniten), das schnell zu groben arkosischen (feldspatreichen) Sedimenten erodiert. Die meisten Sedimente werden in kurzen Systemen abgelagert, in denen sich die Umgebung schnell von terrestrisch zu tief marin verändert. An den Beckenrändern, an der Basis der Verwerfungen, sammeln sich die Sedimente in steilwandigen Schwemmfächern an, die sich rasch in verzweigte Flüsse verwandeln und dann in submarine Schwemmfächer kippen. Das Zentrum des Beckens ist häufig tief und anoxisch, und es werden dünn geschichtete schwarze Tone und Schluffe abgelagert. In diesem Stadium können sich Tausende von Metern an Sedimenten ansammeln.
In diesem Stadium ist vulkanische Aktivität sehr häufig, und Vulkanite und Lavaströme, manchmal mafisch, manchmal felsisch, können sich mit den Sedimenten vermischen. Bei den Vulkanen kann es sich um Pyroklastika (aus explodierenden Vulkanen herausgesprengt) oder um ruhigere Ströme handeln. Die Ströme können sich jedoch Tausende von Metern dick anhäufen. Pillow-Basalte, die sich unter Wasser bilden, sind nicht ungewöhnlich.
In einer geologisch kurzen Zeit (~ 10 Millionen Jahre) werden die Horste erodiert und der Graben mit Sedimenten gefüllt. Während das ehemals große Relief (Höhenunterschied) abnimmt, glättet sich die Topographie, und der Ozean beginnt, die Region zu bedecken.
Frühdivergenter Rand

Während des aktiven Rifting dehnt sich die kontinentale Kruste, die durch den Mantelplume erhitzt wurde, wie ein Toffee (oder Knetmasse) und wird dünner, während die spröden oberen Schichten zerbrechen und zusammenbrechen und den axialen Rift bilden. Das Ganze wird durch die Hitze des Plumes aufrecht erhalten, und das aufgestaute mafische Magma befindet sich viel näher an der Oberfläche, wodurch es leichter ausbrechen kann. Dies ist eine sehr instabile Situation (das ganze System würde schnell kollabieren, wenn die Wärme weggenommen würde), und die fortlaufenden Prozesse machen es nur noch instabiler.

Kurz nachdem das Meer den axialen Riss geflutet hat, beginnt daher eine große Welle mafischer vulkanischer Aktivität entlang einer Seite des axialen Risses. Das Magma wird zunächst in Form von unzähligen Basaltstöcken in die granitische Kontinentalkruste gepresst. Es haben sich so viele Gänge gebildet, dass es schwer zu sagen ist, was das ursprüngliche Gestein war. Dieses Gemisch aus Granit und injiziertem Basalt wird als Übergangskruste bezeichnet, da es einen Übergang zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste darstellt (siehe Zeichnung oben). Dies ist der Beginn der endgültigen Aufspaltung des ursprünglichen Kontinents in zwei Teile und der Bildung eines neuen Ozeanbeckens.
Mit fortschreitender vulkanischer Aktivität vergrößert sich die Kluft zwischen den beiden neuen, divergierenden Kontinentalrändern, und die Bildung ozeanischer Lithosphäre beginnt. Eine Magmawelle nach der anderen steigt aus einer sich neu bildenden Konvektionszelle auf und dringt in den sich öffnenden Spalt ein. Da dieses neue Eruptivgestein eine mafische Zusammensetzung (Basalt in Oberflächennähe und Gabbro in der Tiefe) und eine hohe Dichte aufweist, „schwimmt“ es auf dem darunter liegenden Erdmantel unter dem Meeresspiegel. So entsteht die neue ozeanische Lithosphäre, die so genannte Ophiolith-Suite. Bei einer durchschnittlichen Rifting-Rate von etwa 5 cm/Jahr können die beiden neuen divergierenden Kontinentalränder in 20 Millionen Jahren tausend Kilometer voneinander entfernt sein.
Beim Rifting-Prozess wird der axiale Rift nicht in zwei Teile gespalten. Die Entstehung von Ozeankruste findet auf der einen oder der anderen Seite des Axialgrabens statt. Der eine Kontinent behält den axialen Graben, der andere verliert ihn. Das Ergebnis ist eine Asymmetrie der neuen Kontinentalränder. Der Kontinentalrand mit dem axialen Graben neigt zu einem allmählichen Übergang zu ozeanischer Kruste, indem er den axialen Graben mit seinen kleineren Horsten und Gräben überquert. Der Kontinent ohne den axialen Graben fällt steil zu ozeanischer Kruste ab. Unser Modell folgt der axialen Grabenseite im Westen (links).
Wärme und Magma, die aus der Konvektionszelle an die Oberfläche steigen, bleiben an der Riftingstelle im Zentrum des neuen Ozeanbeckens konzentriert. Wenn sich das Ozeanbecken ausweitet, entfernen sich die neu gebildeten Kontinentalränder von der Wärmequelle und kühlen ab. Kühle Kruste ist dichter als warme Kruste, und schon bald sinkt die kontinentale Terrasse unter den Meeresspiegel. In diesen frühen Stadien kommt es zu einer besonders schnellen Abkühlung und Absenkung.

Wenn die Bildung ozeanischer Kruste in vollem Gange ist, sind die axialen und lateralen Gräben fast mit Sedimenten gefüllt. Während sich der neue Kontinentalrand absenkt, steigt der relative Meeresspiegel an, und die Küstenlinie beginnt sich zu verschieben oder über den Kontinentalrand zu wandern. Das übertretende Meer breitet eine Schicht aus reinem Quarzsand als Strandablagerung aus, die die gesamte Region bedeckt. Der Quarzsand ist der erste eindeutige Beweis in den Gesteinsaufzeichnungen, dass die kontinentale Terrasse unter den Meeresspiegel gesunken ist und sich stabilisiert.
Mit der Transgression des Meeres wird das Meer tiefer und der Strand weicht einer küstennahen Schelfumgebung, die dann zu einer tiefen Schelfumgebung wird. Durch diese Ablagerungen entsteht ein sich rasch seewärts ausdehnender Keil aus Ablagerungen des divergenten Kontinentalrandes (DCM) mit einem Schelf, einem Abhang und einem Anstieg (siehe Querschnitt oben).
Vollständig divergenter Kontinentalrand

Die Absenkung aufgrund des thermischen Zerfalls (Verlust von Wärme aus der Kruste und daraus resultierende Zunahme der Dichte) ist zunächst rasch, nimmt aber mit der Zeit exponentiell ab. Divergierende Kontinentalränder brauchen etwa 120 Millionen Jahre, um Stabilität (isostatisches Gleichgewicht) zu erreichen. Während dieser Zeit sammeln sich weiterhin Sedimente an, die zum Ozean hin, wo die Absenkung am größten ist, am dicksten sind und zum Kontinent hin dünner werden. Am Ende liegt ein Sedimentkeil vor, der an seinem Maximum 17 Kilometer dick ist. Man beachte im Querschnitt den Vulkan, der sich in der Hot-Spot-Phase über dem Meeresspiegel befand und jetzt sehr tief in der Erde liegt.
Das am divergierenden Kontinentalrand abgelagerte Sediment bleibt größtenteils flachmarin, da Senkung und Ablagerung in etwa gleich schnell voranschreiten. In einem warmen Klima in der Nähe eines stabilen Kratons können dies vor allem Karbonate (Kalksteine und Dolomite) sein, ansonsten sind es Sandsteine und Schiefer. Wenn sich der Kontinentalrand stabilisiert, bevor etwas anderes passiert, sammelt sich das Sediment einfach weiter an, wird aber nun über dem Ozeanboden aufgeschichtet (progradiert).
Diese letzte Phase des Rifting wird unendlich lange andauern, oder bis ein anderes tektonisches Ereignis eindringt und den ruhigen divergenten Rand zerstört.
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