Schon einmal Flüssigkeitseinschlüssen beim Frieren zugeschaut? Die Untersuchung dieser „Flinx“ in Gesteinen ist in Tübingen eine Mode, da damit mit Glück einige Aussagen über Prozesse während der Entstehung gemacht werden können. Dazu wird ein handgemachter Dickschliff in die Kammer unter dem Mikroskop eingeschleust. Die mikroskopisch kleinen Flinx mit ihrem Gasbläschen sehen fast aus wie die Libelle einer Wasserwaage. Heizt man diese bis zu ihrer Homogenisierungstemperatur, so verschwindet das Gasbläschen. Diese Temperatur ist abhängig von Druck und Temperatur während der Entstehung des Einschlusses. Wird der Einschluss hingegen eingefroren, so können wir Aussagen über die Salinität des Einschlusses machen. Ob diese Einschlüsse primär sind, also beim Kristallisieren des Minerals eingeschlossen wurden, oder später entstanden sind, ist natürlich noch eine andere Frage. Natürlich müssen schon einige Einschlüsse gemessen werden, um eine statistisch sinnvolle Aussage treffen zu können. So weit, so gut.
Allerdings sind Homogenisierung und Auftauen manchmal kaum zu sehen, da im einen Fall das Gasbläschen winzig klein wird und sich am dunklen Rand verstecken kann, während im anderen Fall das Eis nicht immer zu sehen ist. Oder das System ist komplizierter als H2O-NaCl, z.B. bilden sich, wenn auch CO2 vorhanden ist, beim Auftauen Clathrate: eine merkwürdige Verbindung aus Wasser und CO2, die kaum zu sehen ist, aber die Schmelztemperatur des Eises schwanken lässt. Oder es entstehen und verschwinden irgendwelche Sekundärminerale, womöglich gar metastabil. Oder der Einschluss geht einfach kaputt, was bei Kristallen mit guter Spaltbarkeit relativ schnell passieren kann. Oder das Mineral ist so dunkel oder trübe, dass fast gar nichts zu sehen ist. Oder es hat kaum oder nur winzig kleine Einschlüsse. Oder….
Damit eine gewisse Genauigkeit erreicht wird, muss das Kühlen und Heizen langsam vonstatten gehen. Und das bei nicht gerade kleinen Temperaturintervallen, da die Einschlüsse erst bei starker Unterkühlung einfrieren. Also pendelt man immer wieder zwischen vielleicht -70°C und -7°C hin und her. Während die Pumpe mit leichtem zischen den flüssigen Stickstoff durch die Kammer pumpt, muss die ganze Zeit auf den Bildschirm gestarrt werden, damit der kurze Moment, in dem etwas passiert, nicht verpasst wird. Ein kurzer sehnsüchtiger Blick aus dem Fenster, auf den blauen Himmel… und mit etwas Pech kann man gleich nochmal anfangen.
Der grüne Teil Grönlands ist ein Puzzle von Flechten und Moospolstern, Mooren und Seen, durch Gletscher rund geschliffenen Felsen und Wasserfällen. Hinter den Bergen liegt weiß leuchtend wie eine Nebelbank das Inlandeis, das breite Gletscher hinunterschickt. Auf den Fjorden, die wie ein Netz die Gegend durchziehen, treiben blau-weiße Eisberge.
Aber auch geologisch ist Südgrönland beeindruckend. Die agpaitische Ilimaussaq-Intrusion, die sich im Proterozoikum mit dem Gardar-Rift gebildet hat, gehört zu den spektakulärsten Vorkommen von hoch peralkalinen Gesteinen: durch eine extreme (und noch nicht ganz verstandene) Fraktionierung von alkalibasaltischem oder nephelinitischem Magma haben sich Schmelzen mit extremen Zusammensetzungen gebildet. Der Gehalt an Alkalien ist so hoch, dass das Aluminium nicht ausreicht, um sie alle in Feldspäten einzubauen. Auch sind Elemente wie Zr extrem angereichert. Die Gesteine enthalten daher komplexe Alkali-Zr-, -Ti-, -SEE-Silikate wie den roten bis pinken Eudialyt. Viele der vorkommenden, z.T. sehr seltenen Mineralen, wie der pinke Halbedelstein Tugtupit, sind fluoreszierend und locken Mineralienjäger an (Bilder: Mineralien und Gesteine von Ilimaussaq).
Eine Woche sind wir im Camp am Kangerluarsuk, wo drei Tübinger Diplomanden arbeiten; nahe dem Lakseelv, in dem Lachse versuchen, den kleinen Wasserfall hinauf zu springen. Die durch magmatic layering waagrecht gestreifte Felswand südlich des Fjords, der Kakortokit, war der Bodensatz der Magenkammer. Die sich abwechselnden hellen und dunklen Lagen bestehen aus unterschiedlichen Mengen von weissem Feldspat, schwarzem Arfvedsonit (Amphibol) und rotem Eudialyt. Oft ist die Felswand jedoch nicht zu sehen und der Regen dringt durch Jacke und Regenhose. Mit der Zeit gewöhnen wir uns sogar an klamme Klamotten und über Tage hinweg nasse Schuhe.
Magmatisches Layering im Kakortokit
Während die Diplomanden weiterarbeiten, leihen wir (Michel, Martin, Esther, Oli und ich) uns Hochseekajaks und paddeln durch die vor Narsaq treibenden Eisberge. Die 2000 Einwohner zählende Stadt ist ein Produkt der dänischen Kolonialpolitik der 1950er Jahre, als den verstreut als Jäger lebenden Innuit ein „zivilisiertes Leben“ beigebracht wurde. Viele hier sind frustriert über die Perspektivlosigkeit und legen ihr Geld in Alkohol an. Außer den Schaf-Farmen, Krabbenfängern und der kleinen Robbenpelzfabrik gibt es kaum Arbeitsplätze.
Wir schleppen unsere schweren Rucksäcke bei wechselhaftem Wetter Richtung Qassiarsuk. Der nach dem Essen freigewordene Platz wird immer wieder mit Steinen aufgefüllt…. In Qassiarsuk siedelte 982 n. Chr. schon Erik der Rote, nachdem er von Island verbannt worden war; sein Sohn Laif Erikson entdeckte aus Versehen Amerika. Zu sehen gibt es außer Grundmauern die winzige rekonstruierte Kirche und ein Langhaus.
In der letzten Woche wandere ich mit Oli durch das von Gletschern und Fjorden eingeschlossene Mellemlandet. Endlich haben wir über Tage hinweg stabiles Wetter. Tief unter unserem Zeltplatz kalbt ein von Spalten durchfurchter Gletscher mit lautem Tosen in den Fjord, das Wasser ist mit einer dichten Schicht von Eisschollen bedeckt. Einen Tag später schweift unser Blick über die Gletscher, die aus allen Richtungen vom Inlandeis herunterkommen, um Berge herumfließen, sich verzweigen… Die letzte Nacht in Grönland beschert uns schließlich noch Nordlichter, die stundenlang über den Himmel flackern.
Markl, G, Marks, M, Schwinn, G, Sommer, H (2001). Phase equilibrium constraints on intensive crystallization parameters of the Ilimaussaq compex, South Greenland. Journal of Petrology 42, 2231-2258.
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Leicht geänderte Fassung aus der Einleitung meiner Diplomarbeit
Giraffen vor der Bruchstufe des Ostafrikanischen Grabens (Tansania)
Leicht geänderte Fassung aus der Einleitung meiner Diplomarbeit. Eine populärwissenschaftliche und aktualisierte Einführung ist in meinem Buch Bewegte Bergwelt zu finden.
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).
Der Ostafrikanische Graben (Modifiziert nach Smith & Moseley 1993)
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.
Geologie Nordtansania (Modifiziert nach Dawson 1992)
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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Neukirchen, F., Finkenbein, T., Keller, J., 2010. The Lava sequence of the East African Rift escarpment in the Oldoinyo Lengai – Lake Natron sector, Tanzania. Journal of African Earth Sciences, doi:10.1016/j.jafrearsci.2010.06.002
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Rogers, N., Macdonald, R., Fitton, J.G., George, R., Smith, M., Barreiro, B. (2000). Two mantle plumes beneath the East African rift system: Sr, Nd and Pb isotope evidence from Kenya Rift basalts. Earth and Planetary Science Letters 176, 387-400.
Rudnick, R.L., McDonough, W.F., Chappell, B.W. (1993). Carbonatite metasomatism in the northern Tanzanian mantle: petrographic and geochemical characteristics. Earth and Planetary Science Letters 114, 463-475.
Smith, M. (1994). Stratigraphic and structural constraints on mechanisms of active rifting in the Gregory Rift, Kenya. Tectonophysics 236, 3-22.
Smith, M., Mosley, P. (1993). Crustal heterogeneity and Basement influence on the development of the Kenya Rift, East Africa. Tectonics 12, 591-606.
Expedition zu einer Intrusion mit Alkaligesteinen (Syenite, Karbonatite, Pyroxenite usw.) im Hohen Atlas
Zu dritt ziehen wir durch den Hohen Atlas, um im Dienst der Wissenschaft säckeweise Steine zu sammeln. Wir scheuen keine Mühen, um frische Proben von Syeniten und Carbonatiten dieser alkalinen Intrusion zu bekommen, egal ob die Sonne brennt, es stürmt oder hagelt. 3 Mulis sind beschäftigt, diese ins nächste Dorf zu bringen… Die Landschaft war teilweise etwas eintönig, aber eine Schlucht mit hohen Syenitfelsen und Wasserfällen machte alles wieder wett.
Der Rücktransport der Steine war etwas komplizierter als gedacht: Der Fahrer kam nicht, wie er sollte, mit einem zweiten Auto, sondern wollte wohl das bereits bezahlte Geld selbst einstecken und die Steine auf den Dachgepäckträger seines Daimlers packen. Er hat sich aber offensichtlich mit dem Gewicht verschätzt… Zum Glück konnten wir einen Minibus auftreiben. Letztlich stiegen wir dann selbst auch dort ein, nachdem wir im Daimler viermal mit kochendem Kühlwasser liegen geblieben sind: nach jeder kleinen Steigung musste der Fahrer der alten Karre bis zu 15 Liter Wasser einflössen, die mehr oder weniger sofort wieder verdampft sind!
Karbonatitgänge
Am ersten Tag des Trips, in Rabat im Ministerium für Energie und Rohstoffe – denn wir brauchten eine Genehmigung – ist wie der Geist aus der Flasche unser Kooperationspartner, ein Prof aus Marrakesh, aufgetaucht. Wir haben ihn aber erst nicht erkannt, da er uns erst drei Wochen später treffen wollte, und uns erstmal gewundert, dass derjenige, der uns gerade noch gedolmetscht hatte, mit uns ins Taxi gestiegen ist und meinte, er komme mit ins Gelände. Tatsächlich ist er mit uns die 6 Stunden nach Midelt gefahren, aber am nächsten Tag nicht mehr aufgetaucht…
Ergebnisse…
Marks MAW, Neukirchen F, Vennemann T, Markl G (2009). Textural, chemical, and isotopic effects of late-magmatic carbonatitic fluids in the carbonatite–syenite Tamazeght complex, High Atlas Mountains, Morocco. Mineralogy and Petrology, vol. 97, p. 23-42.
Marks MAW, Schilling J, Coulson IM, Wenzel T, Markl G (2008). The Alkaline-Peralkaline Tamazeght Complex, High Atlas Mountains, Morocco: Mineral chemistry and petrological constaints for derivation from a compositionally heterogeous mantle source. Journal of Petrology, vol. 49, 1097-1131.
Schilling J, Marks MAW, Wenzel T, Markl G (2009). Reconstruction of magmatic to subsolidus processes in an agpaitic system using eudialyte textures and compositon: a case study from Tamazeght, Morocco. The Canadian Mineralogist, vol 47, 351-365.
Marks MAW, Coulson IM, Schilling J, Jacob DE, Schmitt AK, Markl G (2008). The effect of titanite and other HFSE-rich mineral (Ti-bearing andradite, zircon, eudialyte) fractionation on the geochemical evolution of silicate melts. Chemical Geology, vol 257, p. 153-172.
Kommune in einem mittelalterlichen Dorf in Norditalien
Torri
„Pass auf, dass du nicht als Hippie wiederkommst!“ – So groß ist die Gefahr glaub ich nicht, aber immerhin habe ich mal mit Begeisterung bolo’ bolo gelesen. Mit Caro in Torri: Ecovillage, Kommune, irgendwo zwischen Genua und Nizza. Ein wehrhaftes mittelalterliches Dorf, das langsam wieder aufgebaut wird. Ein Labyrinth aus engen Gassen, Durchgängen, verwinkelten Treppen… Im Speisesaal sitzen die BewohnerInnen und Gäste vielleicht gerade beim Essen, den Staub der Baustelle noch im Haar. Pasta, Salat (selbst produziertes Olivenöl), Risotto, Wein… Sie diskutieren mal wieder über die Wahl, Berlusconi ist endlich vom Sockel gefallen. Auf einem Sims neben dem Ofen stehen acht Bände Marx ironisierend neben einem Bild der Madonna…
Caro und ich sind halb arbeitende, halb zahlende Gäste. Zeitweise frage ich mich ja schon, warum ich hier beim Mauern, Streichen, Fegen helfe, anstatt beispielsweise zu Hause eine dringend benötigte Klingel zu bauen… Aber warum nicht mal das Leben einer derartigen Kommune anschauen, die alten Gemäuer und Spaziergänge durch das Tal entschädigen durchaus, die Menschen sind sehr sympathisch und offen und es ist wärmer als zu Hause.
Kurze Reise durch Andalusien mit Vejer de la Frontera, Sevilla und Cordoba
Der Flughafen von Jerez steckt in dichtem Nebel, nur die Spitze des Towers schaut heraus. Der Pilot zieht die Maschine wieder aufwärts, nach einiger Zeit drehen wir ab und fliegen stattdessen nach Sevilla. Nur dumm, dass Marta, deren Mitbewohner und dessen Khmer-Freundin in Jerez auf mich warten! Immerhin werde ich mit einem Bus zurück nach Jerez gebracht, mit fast 3 Stunden Verspätung.
Wir fahren ans Meer, nach Conil de la Frontera. An einem ehemaligen Hippiestrand in der Umgebung werfen wir uns in die kalten Wellen des Atlantik, bevor wir durch die steilen Gassen des strahlend weißen, auf einem Hügel gelegenen Ort Vejer de la Frontera laufen.
Die Giralda in Sevilla
Wieder in Sevilla erkunde ich die vielen Gassen mit Orangen in den Bäumen. An die Zeit der Mauren erinnern die Festung Alcatraz und die Giralda, das ehemalige Minarett. Bei einem Ausflug nach Cordoba bewundern wir die Bögen der Mezquita, in der die später von den Christen hineingestellte Kathedrale zwar hoch hinausragt, aber dennoch klein und verloren wirkt. Die Mauren eroberten um 711 einen guten Teil Spaniens und machten damit der brutalen Judenverfolgung durch die Westgoten ein Ende. Die Synagoge im Judenviertel von Cordoba ist ein Zeugnis für die folgenden toleranten Jahrhunderte, bis die Pogrome mit der Reconquista der Christen wieder einsetzten. Ab 1212 eroberten die Christen Andalusien zurück, 1492 fiel das maurische Granada.
Die Mezquita in Cordoba
Statt wie geplant in Granada verbringen wir die letzte Zeit bei Wein und Schach an einem Strand nahe Portugal und danach beißt sich die Geschichte in den Schwanz: wegen dem dichten Nebel am Flughafen Jerez wird mein Rückflug gecancelt, somit verliere ich 7 Stunden an öder Fahrtzeit und gewinne 2 Tage Spanien.
Die Bruchstufe im Gebiet südlich des Natronsees besteht aus einer rund 500 m mächtigen Abfolge von Flutlaven, die in einer frühen Phase der Grabenbildung gefördert wurden. Von unten nach oben nimmt die Alkalinität tendenziell zu, von Alkalibasalten über Basanite (mit Mg# > 41) hin zu entwickelten Nepheliniten (Mg# < 47). Die Mg# schwankt stark mit der stratigraphischen Höhe, sodass von einer Vielzahl von Zyklen mit Magmenaufstieg, leichter Differentiation und Eruption ausgegangen werden muss. Ein im südlichen Teil des Arbeitsgebiets angeschnittener Schlackenkegel mit vielen Gängen, im Profil wiederholt auftretende Schlackenagglomerate, Palagonit-Tuffe und ein Nephelinit-Förderschlot zeigen, dass die Förderung der Laven ein lokales Ereignis war.
Die stratigraphisch tiefsten Alkalibasalte mit intergranularem Gefüge aus Plagioklas, Pyroxen, Olivin und Magnetit haben niedrige Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen. Die darüber liegenden Basanite und Basalte, mit Einsprenglingen von Pyroxen und Olivin, haben eine holokristalline Matrix aus überwiegend Pyroxen-Mikroeinsprenglingen, mit Plagioklas, Nephelin und Kalifeldspat sowie Titanomagnetit in den Zwischenräumen. Leicht entwickelte Gesteine sind reicher an felsischen Mineralen und haben z.T. ein trachytisches Gefüge. Ein Picrobasalt, von dem die Basanite und Basalte durch Fraktionierung von Olivin, Klinopyroxen und Titanomagnetit abgeleitet werden können, erfüllt die chemischen Bedingungen primärer Mantelschmelzen.
Flutlaven in der Bruchstufe
Die entwickelten Nephelinite bestehen entweder aus Einsprenglingen von Nephelin und fluidal eingeregeltem, invers zoniertem Klinopyroxen, mit Nephelin, Klinopyroxen, Magnetit und etwas Glas in der Matrix; oder sie sind vitrophyrisch, mit bis 2 cm großem Nephelin und Mikroeinsprenglingen von Nephelin, Sodalith, Klinopyroxen und Magnetit. Akzessorisch treten Perovskit, Apatit und in einer Probe Titanit auf. Der vitrophyrische, großporphyrische Nephelinit kann von den anderen Nepheliniten durch Fraktionierung von Pyroxen, Perovskit und Apatit abgeleitet werden, die inverse Zonierung der Pyroxene erfordert zudem Magmenmischung. Ein Nephelinitgang hat jedoch von den anderen Nepheliniten stark abweichende Spurenelementverhältnisse, weshalb die Fraktionierung von einander ähnlichen, aber doch verschiedenen Magmen anzunehmen ist. Dieses Modell ist wegen der schwankenden Verhältnisse inkompatibler Spurenelemente vermutlich auch für die Basanite und Basalte anzunehmen, bei mit der Zeit tendenziell abnehmendem Schmelzgrad. Die in den Nepheliniten wesentlich höheren Gehalte an inkompatiblen Spurenelementen schließen eine Fraktionierung von den Basaniten zu den Nepheliniten aus.
Ein in die Basanite eingeschalteter Megakristall-Olivinmelilithit ist mit hohen Gehalten an Cr, Ni und Mg der einzige mögliche Kandidat eines primitiven Stamm-Magmas der Nephelinite. Er hat bis 4 cm große Einsprenglinge von Olivin und Klinopyroxen in einer Matrix aus Melilith, Klinopyroxen, Titanomagnetit und Nephelin. Die Melilithe sind entwickelt, mit hohem Sodamelilith- und Fe-Gehalt und gelben Interferenzfarben. Die Olivin- und Pyroxen-Megakristalle und evtl. auch die wenigen Chromit-Einsprenglinge sind vermutlich Xenokristalle. Eine Differentiation von diesem primitiven Gestein hin zu den entwickelten Nepheliniten wird durch die vorliegenden Daten nicht ausgeschlossen, die große Lücke zwischen beiden macht eine endgültige Klärung jedoch unmöglich.
Neukirchen, F., 2004. Stratigraphie und Petrologie der Lavenabfolge in der Bruchstufe zwischen Oldoinyo Lengai und Engare Sero Canyon, Tansania. Diplomarbeit. Freiburg, 141 Seiten.
Neukirchen, F., Finkenbein, T., Keller, J., 2010. The Lava sequence of the East African Rift escarpment in the Oldoinyo Lengai – Lake Natron sector, Tanzania. Journal of African Earth Sciences, doi:10.1016/j.jafrearsci.2010.06.002
Die schönen Königsstädte im Kathmandu-Tal in Nepal
Patan, Durbar Square
In der unmittelbaren Umgebung von Kathmandu liegen Bhaktapur und Patan, früher Hauptstädte von mit Kathmandu konkurrierenden Minikönigreichen. Bhaktapur besticht mit dörflicher Atmosphäre, auf den Plätzen wird Getreide zum Trocknen ausgebreitet, Frauen schleppen in großen Krügen Wasser vom Brunnen nach Hause, unter den Dächern in den engen Gassen hängen große Bündel von Knoblauch und Mais. Dazu unzählige Tempel, Häuser mit fein geschnitzten Balkonen und Fenstern…
Patan, Krishna Mandir
Der Durbar Square von Patan ist gestopft voll mit Tempeln, meist die typischen Newara-Pagoden (die sehr an die Tempel in Bali erinnern), aber auch zwei im indischen Mughal-Stil. Im Königspalast befindet sich ein hervorragendes Museum, das nicht nur sehr gute Bronzen und Skulpturen zeigt, sondern auch didaktisch deren Produktion und die unterschiedlichsten Aspekte von Hinduismus und Buddhismus erklärt. Der prachtvolle buddhistische Goldene Tempel schließlich hat eine leuchtende vergoldete Fassade voll von Reliefs.
Nationalpark mit Nashörnern und Gharialen in der Tiefebene von Nepal
Dieser Nationalpark liegt unten, am Rand der Gangesebene. Von einem Kanu aus sehe ich Marschkrokodile und die langschnäuzigen Gaviale, dazu diverse Vögel. Der Jungelwalk war dann weniger beeindruckend, aber immerhin sehen wir neben Rehen und einer Königskobra auch durchs Fernglas einen Lippenbär, der weit entfernt über eine Lichtung trollt. Einmal raschelt ein Nashorn im Busch, haut aber ab statt sich zu zeigen. Vom Rücken eines Elefanten habe ich dann mehr Glück, ich sehe zwei Nashorn-Kids, die fast bewegungslos in einem Schlammpool stehen. Ich höre, dass die Viecher in den letzten Jahren von Wilderern stark dezimiert wurden.
