Das tertiäre bis rezente Ostafrikanische Grabensystem (East African Rift System, EARS) wird generell als das klassische Beispiel für kontinentale Grabensysteme angesehen. Es ist rund 3500 km lang, 50-150 km breit und erstreckt sich vom Afar Dreieck in Äthiopien bis zur Mündung des Sambesi in Mosambique. Im Afar Dreieck ist es über das Rote Meer und den Golf von Aden mit dem weltweiten System Mittelozeanischer Rücken verbunden. Es besteht aus einem östlichen und einem jüngeren westlichen Arm, beide Arme sind auch rezent tektonisch und magmatisch (z. B. Nyiragongo im Westarm; Erta Ale, Oldoinyo Lengai, Meru im Ostarm) aktiv. Der östliche Arm ist durch die Turkanasenke weiter in den nördlichen Äthiopien Graben und den südlichen Kenia- oder Gregory-Graben unterteilt. Der westlich des Viktoriasees verlaufende Westarm hat weniger Vulkanismus, ist aber tektonisch wesentlich aktiver als der Ostarm. Eine Reihe zum Teil tiefer Seen (z. B. Kivusee, Tanganyikasee) bedecken dort weite Teile der Struktur. Im Ostarm gibt es hingegen eine Reihe kleinerer Seen (z. B. Natronsee, Magadisee, Turkanasee).
In großem Maßstab wird die Topographie des EARS von zwei großen lithosphärischen Aufwölbungen charakterisiert (Morley et al. 1999), dem Afar Dom (durchschnittliche topographische Höhe 1500 m) und dem Ostafrikanischen Dom (1200 m), die durch die Turkanasenke (600 m Höhe) getrennt werden. Beide haben Durchmesser von etwa 1000 km und sind mit einer starken negativen Schwereanomalie verbunden. Innerhalb des Ostafrikanischen Domes befinden sich kleinere Aufwölbungen mit Durchmessern von 100-200 km, bemerkenswert sind der Kivu- und der Keniadom. Außerhalb der gehobenen Bereiche liegt die Topographie zwischen 300 und 900 m. Die Hebung hängt vermutlich (Ebinger et al. 1989) mit unter diesen Gebieten aufsteigendem asthenosphärischem Mantel zusammen (Diapir, engl. plumes), wobei die Anzahl der Plumes sowie der zeitliche und räumliche Zusammenhang umstritten ist (Macdonald et al. 2001). Rogers et al. 2000 argumentieren beispielsweise aufgrund von Sr-, Nd- und Pb-Isotopen für zwei Plumes, wobei der Kenia-Plume mit flachem Ursprung seit dem Eozän aktiv sei (Basalte in Südwest-Äthopien), über den sich die Afrikanische Platte nach Norden bewegt. Der Afar Plume mit tiefem Ursprung ist demnach erst seit dem Oligozän aktiv (Flutbasalte in Äthiopien). Auch die großen Mengen an geförderten Magmen sprechen für einen Beitrag durch Manteldiapire (Latin et al. 1993), wobei allerdings die Mengen in kontinentalen Flutbasaltprovinzen (wie z.B. dem Deccan Trap in Indien) wesentlich größer sind. Weitere Argumente sind die hohen Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen und die angereicherten Isotopensignaturen. Hebung und Vulkanismus begannen generell vor der Grabenbildung, was für eine Extension als Reaktion auf die Manteldiapire spricht (aktives Rifting).
Magmatische Petrologie
Insgesamt wurden etwa 730.000 km3 Magmen gefördert, davon 400.000 km3 in Äthiopien (inklusive Afar und Jemen), 230.000 km3 in Kenia und Nordtansania sowie 100.000 km3 im Westarm (Braile et al. 1995). Im Westgraben tritt Vulkanismus in vier isolierten Zentren (Toro-Ankole, Virunga, S. Kivu und Rungwe) auf. Alle haben sehr hohe Gehalte an inkompatiblen Elementen und Volatilen, z.T. sind sie extrem reich an Kalium und siliziumuntersättigt (Leucit-, Kalsilit-führend). Die Aktivität begann hier im späten Miozän. Im Ostgraben begann in Äthopien die erste Aktivität bereits im Eozän, die Alter nehmen nach Süden hin ab. Erst im späten Miozän erreichte die Aktivität das nördliche Tansania. Die alkalischen Magmen des Ostarms sind natriumbetont und werden von Baker 1987 in drei Serien unterteilt, die jedoch fließende Übergänge zeigen (Kampunzu & Mohr 1991):
Die „hochalkalische“ Nephelinit-Karbonatit-Serie reicht von Karbonatiten, Melilithiten, Olivinnepheliniten und Nepheliniten zu Phonolithen. Mafische Gesteine haben in der Regel Einsprenglinge von Nephelin und Pyroxen mit oder ohne Melilith und Olivin, oft ist Perovskit, z. T. auch Melanit vorhanden. Phonolithe haben hohes Sr und Ba und akzessorisch Titanit. Ca-Plagioklas ist generell abwesend.
Die Basanit-Alkalibasalt-Serie mit normativem Ne > 5% ist mit großen Volumen von Phonolithen und Trachyten assoziiert, die durch fraktionierte Kristallisation entstanden sind. Mafische Laven haben Einsprenglinge von Olivin und Klinopyroxen. Plagioklas ist in der Regel auf die Matrix beschränkt, statt Nephelin in der Matrix kann auch Sodalith vorkommen. Phonolithe finden sich in großen Volumen im nördlichen und zentralen Teil des Gregory-Rifts. Sie enthalten Einsprenglinge von Alkalifeldspat und Nephelin, sowie Mikroeinsprenglinge von Augit, Apatit und Biotit. Sie haben geringere Sr und Ba als die Phonolithe der Nephelinit-Karbonatit-Serie. Neben Basaniten und Alkalibasalten kommen auch Tephrite und Mugearite vor, intermediäre Laven sind seltener. In Äthopien finden sich in den Alkalibasalten oft Mantelxenolithe.
Die Übergangsbasalt-Serie (Übergang zwischen Tholeiiten und Alkalibasalten) ist assoziiert mit Mugeariten, Trachyten, Trachyphonolithen und Alkalirhyolithen und bildet Flutlaven, bimodale Schildvulkane und im Quartär Calderavulkane. Intermediäre Laven sind selten. In weit geringeren Mengen vorkommende Tholeiite enthalten Pigeonit und gelegentlich in der Matrix Orthopyroxen.
Die Zusammensetzung der Magmen läßt sich am besten durch Interaktion zwischen einem oder mehreren Mantelplumes und heterogenem lithosphärischem Mantel erklären (u.a. Macdonald et al. 2001), wobei die stärker alkalischen Schmelzen aus größerer Tiefe bei geringerem Schmelzgrad stammen. Die durchschnittliche Schmelztiefe wird dabei von der Dicke der Lithosphäre kontrolliert. Bei der Entstehung hochalkalischer Magmen spielen auch CO2-reiche Fluide in der Mantelquelle eine bedeutende Rolle (u.a. Edgar 1987). Die Laven sind an inkompatiblen Elementen angereichert und erinnern an OIB (Rogers et al. 2000), sprechen also für einen Beitrag durch einen Plume. Die Gehalte variieren aber stark, was wie auch die Variationen in (ansonsten ebenfalls an OIB erinnernden) Nd-, Sr- und Pb-Isotopen (Paslick et al. 1995, Rogers et al. 2000) für einen Beitrag durch einen sehr heterogenen lithosphärischen Mantel spricht, der in jüngster Zeit durch kleine Mengen von Schmelzen an inkompatiblen Elementen angereichert wurde (Macdonald et al. 2001, Paslick et al. 1995, Rogers et al. 2000). Die häufig auftretende negative K-Anomalie spricht für eine residuale K-Phase wie Phlogopit oder K-Amphibol im Mantel.
Auch Mantelxenolithe (Granat- und Spinellperidotite) aus Nordtansania zeigen eine derartige Anreicherung (Macdonald et al. 1994). Am Pello Hill (zwischen Oldoinyo Lengai und Gelai) enthalten die Peridotit-Xenolithe Amphibol und Phlogopit (Dawson & Smith 1988). Einige werden von Phlogopit-Amphibol-Pyroxen-Adern durchschnitten. Die Metasomatose durch möglicherweise K-nephelinitische bzw. katungitische Magmen wird als sehr jung gedeutet (< 0,5 Ma). Die Peridotite vom Olmani Schlackenkegel nahe Arusha (Rudnick et al. 1993) sind an Ca, P und SEE angereichert, die ansonsten refraktären Dunite enthalten Klinopyroxen statt Enstatit. Dies wird als Ergebnis einer jungen Metasomatose durch Karbonatite interpretiert. Von einer Reihe weiterer Zentren (Monduli, Labait, Eledoi, Pello) wurde in einzelnen Peridotiten Kalzit als Zwickelfüllung und Einschlüsse in Olivin beschrieben (Lee et al. 2000), was ebenfalls als Ergebnis einer Interaktion mit karbonatitischen Schmelzen interpretiert wird. In Peridotit-Xenolithen von Lashaine und aus Südkenia finden sich hingegen keine Hinweise auf eine Metasomatose von ähnlichem Ausmaß (Henjes-Kunst & Altherr 1992).
Kontamination durch Kruste ist in der Regel selbst bei den differenzierten Vulkaniten unbedeutend (u.a. Rogers et al. 2000, Paslick et al. 1995). Bei den insbesondere in Kenia großen Mengen an vermutlich durch fraktionierte Kristallisation differenzierten Schmelzen müssen sich große Mengen von mafischen und ultramafischen Kumulaten gebildet haben (Macdonald 1992). Die Miozänen Flutphonolithe Kenias könnten sich allerdings auch durch partielles Schmelzen basaltischer Kruste unter CO2-reichen Bedingungen in etwa 23 km Tiefe gebildet haben (Macdonald 1994).
Strukturen
Das EARS folgt weitgehend den Strukturen der proterozoischen panafrikanischen Orogene (Mozambique Belt, u.a. Smith & Morley 1993). Nach der panafrikanischen Orogenese, die zur Bildung des Kontinents Gondwana führte, bestand bereits eine mechanische Anisotropie zwischen der kalten, dicken und starren archaischen Lithosphäre (Nordtansania) gegenüber dem dünneren, anisotropen und wärmeren Orogengürtel (Kenia). Im späten Proterozoikum wurde die Anisotropie durch eine Reihe NW-SO und N-S streichender Scherzonen modifiziert, die den Orogengürtel und den Rand des Kratons (reworked craton margin) im südlichen Kenia beeinträchtigten. Nach Smith & Morley 1993 kontrollierte die Reaktivierung dieser Scherzonen unter einem sich ändernden regionalen Streßfeld Lage und Geometrie des Grabens und die Magmenförderung. Die Dicke der Lithosphäre des Kratons einerseits und des Orogengürtels andererseits beeinflußt wiederum durch die unterschiedliche Schmelztiefe die Alkalinität der Magmen, so sind die hochalkalischen nephelinitisch-karbonatitischen Zentren weitgehend auf den Kraton beschränkt (Smith 1994).
Die frühe tektonische Entwicklung des Gregory-Grabens ist zum Teil durch die jungen Vulkanite verborgen. Es handelt sich um eine komplexe Geschichte (Morley 1999) von Entstehung, Aktivierung und Deaktivierung von Verwerfungen, mit einer tendenziellen Wanderung der Aktivität nach Osten. Nach der frühen Bildung einer Senke entstand eine Reihe von Halbgräben, die am westlichen Rand kleine Becken bildeten und durch En-echelon-Verwerfungen verbunden waren. Erst später bildeten sich eine Reihe von Hauptverwerfungen und damit ein asymmetrischer Graben im eigentlichen Sinn. Der Fokus der Extension wurde immer enger und wanderte letztlich vom Rand in den inneren Trog, bei einer steigenden Dichte an Verwerfungen, Versatz und Verwerfungslänge. In der Entwicklung setzte sich die Tektonik nach Norden (Turkana) und Süden (Tansania) hin fort.
Geophysikalische Methoden, wie seismische Refraktion und Weitwinkelreflektion, wurden insbesondere in Kenia zur Aufklärung der tiefen Strukturen des Grabens angewandt (Braile et al. 1995, Mechie et al. 1997). Die Krustendicke, mit 35-40 km unter den Flanken, variiert unter dem Kenia Graben von 20 km in der Turkana Region im Norden zu 35 km unter dem Keniadom im Süden, verbunden mit einer Extension von 35-40 km im Norden und 5-10 km im Süden. Eine Zone mit hohen seismischen Geschwindigkeiten an der Basis der Kruste, insbesondere unter dem Keniadom, wird als angesammeltes mafisches Material (underplating) interpretiert. Der Mantel unter dem Graben ist durch eine seitlich steil begrenzte und bis in mindestens 200 km Tiefe reichende Zone mit anomal niedrigen seismischen Geschwindigkeiten charakterisiert, die als Anwesenheit von wenigen Prozent Schmelze interpretiert wird. Der lithosphärische Mantel ist weitgehend dünn oder gar abwesend. In Nordtansania wurde die Kruste von 34 km (Kraton unter der westlichen Flanke) auf 30 km ausgedünnt (Ebinger et al. 1997). Die Dicke der Lithosphäre des Tansania-Kratons westlich des Grabens beträgt mindestens 110 km, weniger unter dem proterozoischen Orogengürtel, 90 km unter dem Graben in Kenia (Ebinger et al. 1997). Es wird von einer känozoischen thermischen Erosion der Lithosphäre insbesondere unter dem proterozoischen Orogengürtel durch einen Matelplume ausgegangen (Ebinger et al. 1997, Smith 1994).
Äthiopien und Kenia
Der Äthiopien-Graben wird durch bimodalen Magmatismus charakterisiert, mit überwiegend Flutbasalten (Übergangsbasalte) und untergeordnet rhyolitischen Ignimbriten. Erster Vulkanismus begann vor 49 Ma im Südwesten Äthiopiens, die Hochphase der Eruptionen und der Tektonik war in der Zeit von 32 bis 21 Ma. In der Afar-Region hält die Aktivität von in größeren Mengen entlang Spalten eruptierten Übergangsbasalten an, seit 1 Ma konzentriert sich der Vulkanismus entlang axialer Ketten und ähnelt so dem Seafloorspreading, ist aber im Gegensatz zum Roten Meer nicht tholeiitisch (Kampunzu & Mohr 1991).
Im Kenia-Graben (Smith 1993, Braile et al. 1995, Baker 1987) reichen die Magmen von Übergangsbasalten über Alkalibasalte und Basanite zu Nepheliniten, Karbonatiten und Melilithiten mit deren jeweiligen Differenziaten. In Kenia ist eine generelle Wanderung der Aktivität von Nord nach Süd zusammen mit einem tendenziellen Wechsel von stark zu schwächer alkalisch und von eher mafisch zu stärker entwickelten felsischen Zusammensetzungen festzustellen (Baker 1987). Die Aktivität verlagerte sich dabei von einer breiten Zone in den schmalen Zentralbereich des Grabens und östlich davon. Der Vulkanismus begann vor 35-22 Ma in Nordkenia, die Tektonik vor 21 Ma (Braile et al. 1995). Die Frühphase (insbesondere Turkanaregion in Nordkenia) war von basaltischen Schildvulkanen und Flutlaven, sowie etwas später in Westkenia und Ostuganda von kleineren Volumina hoch alkalischer Magmen (Nephelinite, Karbonatite), geprägt (35-31 Ma). Vor etwa 15 Ma wurden in Zentralkenia Alkalibasalte und große Mengen von Flutphonolithen (16-8 Ma) im sich bildenen Halbgraben gefördert, vor 7 Ma wechselte der Vulkanismus zu überwiegend weniger alkalischen bimodal basaltisch-trachytischen Schildvulkanen, viele mit Calderen und Ignimbriten. Um 4 Ma bildeten sich auch auf der Ostseite Hauptverwerfungen, in Süd- und Zentralkenia wurden großvolumige Fluttrachyte und entlang von Spalten Alkalibasalte gefördert. Am Ostrand und östlich des Grabens entstanden im Quartär große Vulkane mit einer Vielzahl von Lavenzusammensetzungen, wie Mount Kenia, Kilimanjaro und Mount Meru (die beiden letzteren in Tansania). Im Graben selbst wurden weiterhin Basalte, Trachyte und Alkalirhyolithe gefördert, zum Teil bildeten sich Calderen. Die Aktivität setzte nun auch im nördlichen Tansania ein.
Nördliches Tansania
In Nordtansania (Dawson 1992) geht das EARS von einem 50 km breiten Graben im südlichen Kenia zu einer 200 km breiten Zone mit mehreren Halbgräben und Gräben unterschiedlicher Orientierung über (Natron-Manyara-Balangida, Eyasi-Wembere, Pangani-Graben). Dieser Wechsel in der Morphologie und der Wechsel zum stark alkalischen Vulkanismus dürfte mit dem Übergang vom proterozoischen Orogengürtel (Mozambique Belt) in Kenia zum archaischen Kraton Tansanias zusammenhängen. Die Aktivität begann in Tansania relativ spät, die weit verbreiteten Fluttrachyte, welche die Aktivität zur gleichen Zeit in Kenia dominieren, fehlen hier.
In Tansania begann der Vulkanismus wesentlich später als in Kenia. Bagdasaryan et al. 1973 datierten Melaphonolithe vom Essimingor auf 8,1 Ma, verbreiteter Vulkanismus und Bildung kleinerer Verwerfungen mit Sedimentation in den entstehenden Senken setzte vor etwa 5 Ma ein. Vor ca. 3 Ma bildeten sich mit der Eyasi-Bruchstufe und der 20 km östlich des Natronsees gelegenen Sonjo- (oder Oldoinyo Ogol) Bruchstufe die ersten großen Abschiebungen, die allerdings nicht miteinander verbunden waren (Foster et al. 1997). Die Sonjo-Bruchstufe trennt proterozoisches Kristallin im Westen von neogenen Vulkaniten und Sedimenten im Osten.
Der Vulkanismus in dieser Frühphase (bis 1,2 Ma) war von großen Schildvulkanen mit Alkalibasalten (untergeordnet Trachyt, Phonolith) geprägt, wie Oldoinyo Sambu, Gelai, Ketumbeine, Kilimanjaro (Shira und Mawenzi) und von den Vulkanen der Crater Highlands. Letztere förderten auch trachytische Tuffe und Ignimbrite in größeren Mengen und entwickelten zum Teil große Calderen in ihrer Spätphase (Ngorongoro, Empakai, Olmoti). Wenige Zentren gehörten bereits zur hochalkalischen Assoziation: die Bast Hills (bei Oldoinyo Sambu) mit Melanepheliniten und Melilithiten, Essimingor mit Nepheliniten und Phonoliten, Mosonik (ca. 3,5-3,18 Ma, Foster et al. 1997) mit Nepheliniten, Phonolithen und Karbonatiten sowie Shombole (ca. 2 Ma) mit Nepheliniten, Phonolithen und Karbonatiten.
Die Hauptphase der tektonischen Bewegung vor etwa 1,2 Ma (Macintyre et al. 1974, Foster et al. 1997) führte zur Bildung der westlichen Randverwerfung, welche N-S vom Natronsee, entlang dem Manyarasee zum Balangidasee verläuft und aus steil einfallenden planaren Abschiebungen mit über 500 m Versatz besteht. Dazu gibt es kein östliches Equivalent, der Ostrand des Grabens wird durch eine Reihe kleinerer Abschiebungen und Flexuren gebildet. Viele kleinere Verwerfungen bildeten sich auch in der Grabenebene. Die entstandenen langgestreckten Becken sind durch weitere Verwerfungen segmentiert und durch Sedimente und vulkanische Ablagerungen teilweise verfüllt. Für das Natron-Becken wird eine Beckentiefe von < 3,5 km angenommen (Ebinger et al. 1997).
Der jüngere Vulkanismus in Tansania (nach 1,2 Ma) wird von stärker alkalischen Zentren dominiert, mit Nepheliniten, Phonoliten (Meru, Kibo u.a.) und teilweise zusätzlich Karbonatiten (Oldoinyo Lengai, Kerimasi, Hanang u.a.). Die Aktivität ist oft explosiv, mit der Bildung von steilen, durch pyroklastisches Material dominierten Kegeln und großen Explosionskratern. In der Umgebung des Oldoinyo Lengai gibt es beispielsweise eine Reihe von Maarkratern und Schlackenkegeln mit Olivinmelilithiten und Olivinnepheliniten (Keller et al. 2006). Der Vulkan Oldoinyo Lengai ist mit der Extrusion von natrokarbonatitischer Lava und Asche der einzige rezent aktive Karbonatitvulkan. Jedoch besteht der weitaus größte Teil des Vulkans aus olivinfreien, hochentwickelten und stark peralkalischen Nepheliniten (Tuffe, Agglomerate und Laven) sowie Phonolithen (Klaudius und Keller 2006).
Literatur
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