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zurückgeht. Unter dem Oberrheingraben ist die Temperatur an der Obergrenze des Erdmantels um mindestens 200 °C höher als unter der Grabenschulter im Schwarzwald. Während der Wärmefluss an der Erdoberfläche in Deutschland nördlich des Mains bei 50 – 80 Milliwatt pro Quadratmeter (mW/m2) liegt, beträgt er im Oberrheingraben zwischen 80 und 120 mW/m2 [Blundell et al. 1992]. Lokal schnellt er sogar auf über 150 mW/m2 hoch. An diesen besonders heißen Stellen übersteigt die Temperatur in 1 km Tiefe bereits 80 °C [Werner & Doebl 1974], während bei einem normalen geothermischen Gradienten in dieser Tiefe gerade erst 30 °C herrschen.

      Solche hohen thermischen Anomalien können nicht allein durch Wärmeleitung im Gestein erklärt werden, dazu sind Gesteine zu schlechte Wärmeleiter. Vielmehr sind hierfür heiße zirkulierende Wässer verantwortlich, die sich die Störungssysteme als Migrationswege zunutze machen. Durch sie sickert kaltes Oberflächenwasser in die Tiefe, wird dort aufgeheizt und steigt konvektiv (Konvektion = durch Wärme getriebene Umwälzung) wieder auf. Solche Wasserkreisläufe finden in Thermalquellen ihren Ausdruck, wie sie im Oberrheingraben vielfach, so z. B. im Kurort Baden-Baden, austreten. Die hohen thermischen Anomalien und die Thermalquellen sind vor allem an den Grabenrändern konzentriert, wo besonders zahlreiche und tief greifende Störungen das Zirkulieren von Wässern ermöglichen.

Das große Ostafrikanische Grabenbruchsystem

      Im Ostafrikanischen Grabenbruchsystem und im dreiarmigen Grabenstern der Afar-Senke, in der das Ostafrikanische Grabenbruchsystem, das Rote Meer und der Golf von Aden zusammentreffen, können verschiedene Stadien des Aufbrechens eines Kontinents beobachtet werden (Abb. 3.12). Der Ostafrikanische Grabenbruch, von dem zwischen Malawisee und Turkanasee der Zentralafrikanische Grabenbruch abzweigt, ist ein heute teilweise aktives System mit reichlichem Vulkanismus (Abb. 3.13), doch hat die Dehnung noch nicht zur Abspaltung einer „Somalischen Platte“ geführt, obwohl die Kruste an manchen Stellen fast durchgerissen ist (Abb. 3.14). An seinem nördlichen Ende, in der Afar-Senke, die wegen ihrer Dreiecksform auch Afar-Dreieck genannt wird, wurde teilweise bereits neue ozeanische Kruste gebildet.

      Die gesamte Region ist durch zwei weiträumige topographische Aufwölbungen mit Durchmessern von über 1000 km gekennzeichnet (Abb. 3.12), die von Manteldiapiren mit breiten pilzförmigen Hüten unterlagert werden. Die eine umfasst Äthiopien und Jemen, in ihrem Zentrum befindet sich der dreiarmige Grabenstern. Die andere Aufwölbung befindet sich in Uganda, Kenia und Tansania und wird vom Kenia-Rift und vom Zentralafrikanischen Rift durchschnitten. Die Störungen der Gräben verlaufen vielfach parallel zu Strukturen im präkambrischen Sockel. Die Gräben folgen somit alten Schwächezonen in der Kruste.

      Der Ostafrikanische Grabenbruch, der sich, von Nordkenia ausgehend, seit dem späten Oligozän oder frühen Miozän entwickelte, besteht im Wesentlichen aus dem Äthiopischen Graben und dem Gregory- oder Kenia-Rift (Abb. 3.12). Das Gregory Rift Valley war namengebend für den geologischen Begriff „Rift“. Die Grabenschultern des Gregory-Rifts erreichen bis über 3000 m Meereshöhe, das Grabeninnere liegt meist gut 1000 m tiefer. Die vertikalen Versetzungen an den Haupt randver werfungen betragen bis zu 4 km. Der Grabenbereich wird von dichten Schwärmen von grabenparallelen Störungen durchschnitten, die eine Horst- und Grabenstruktur innerhalb des Groß grabens verursachen. Horste werden die Hochschollen zwischen zwei Gräben genannt. Der Graben ist insgesamt 60 bis 70 km breit, doch ist noch ein innerer Grabenbereich mit einer Breite von 17 bis 35 km entwickelt. Die innere Grabensohle wird von pliozänen bis quartären Vulkaniten und Sedimenten eingenommen, wobei – im Gegensatz zum Oberrheingraben – die Vulkanite dominieren. Die über 5000 m hohen Vulkane des aktiven Kilimandscharo und des etwas älteren und bereits heruntergewitterten Mount Kenia sitzen der östlichen Grabenschulter auf.

      Gegen das Grabeninnere existieren nur kleine, aber steile Erosionsflächen. Deshalb hält sich der Sedimenttransport in Richtung Graben in Grenzen und es entstanden tiefe Senken, die häufig von Seen eingenommen werden. Der mit 650 km längste dieser Seen ist der Tanganjikasee im Zentralafrikanischen Grabenbruch (Abb. 3.12). Er ist knapp 1500 m tief und reicht damit bis 700 m unter den Meeresspiegel. Der See liegt hinter bis zu 2000 m hohen Gebirgen im Regenschatten der südöstlichen Passatwinde. Das Gebiet ist daher relativ trocken (Jahresniederschlag unter 1000 mm), die Verdunstungsrate ist aber wegen der äquatornahen Lage (3 – 9° südliche Breite) hoch. Die Sedimente des Sees werden vor allem biogen und durch chemische Ausfällung gebildet, weniger durch Flüsse zugeführt. Die Tiefe des Wasserkörpers und die geringe Bildung oder Zufuhr von Sediment sorgen für besondere Langlebigkeit solcher Seen. Etliche der viel kleineren Seen des Ostafrikanischen Grabenbruchsystems enthalten Natronlaugen, wie der Natronsee in Tansania. Solche Seen entstehen bei hoher Verdunstung relativ zum Niederschlag, durch Zufuhr bestimmter Salze (hier spielen Natriumkarbonat fördernde Vulkane eine Rolle) sowie durch bestimmte chemische Prozesse, bei denen bakterielle Aktivitäten von Bedeutung sind [Kraml & Bull 2000].

      Im Gregory-Rift werden seit dem Miozän alkalische Vulkanite gefördert, vor allem stark alkalische Basalte und Phonolithe. Diese Vulkanite besitzen ein Gesamtvolumen von gut 100 000 km³, von denen gut die Hälfte Basalte sind. Eine Besonderheit des Gregory-Rifts ist der einzige aktive Karbonatit-Vulkan der Erde: der Ol Doinyo Lengai in Nordtansania. Das Zentralafrikanische Rift förderte deutlich weniger Vulkanite. Ihm gehört jedoch die 4500 m hohe Vulkankette der Virunga-Berge im Grenzgebiet zwischen dem Kongo, Ruanda und Uganda an (Abb. 3.12).

Abb. 3.12: Das Ostafrikanische

Abb. 3.13: Geologische Übersichtskarte von Ostafrika.

      Im Äthiopischen Rift überwiegen bei weitem Basalte (ca. 300 000 km³), die weniger stark alkalisch und teilweise sogar tholeiitisch sind und bereits seit dem Eozän gefördert werden. Die großen Mengen von basaltischen Magmen führten zur Bildung von bis zu 2000 m mächtigen Basalt-Plateaus, sogenannten Decken- oder Trapp-Basalten (Kap. 6). Saure Differentiate gehen in Äthiopien in Richtung alkalischer Rhyolithe. Die nicht-basaltischen Gesteine nehmen hier etwa 50 000 km³ ein.

      Die größeren Mengen an Basalten in Äthiopien und ihr schwach-alkalischer bis tholeiitischer Chemismus spiegeln im Vergleich zum Gregory-Rift größere Schmelzanteile im Mantel wider. Hinzu kommt, dass die alkalischen Magmen des Gregory-Rifts vermutlich vorwiegend aus dem lithosphärischen Mantel unter der kontinentalen Kruste stammen, der an Elementen (z. B. Alkalien) angereichert ist. Die tholeiitischen Magmen des Äthiopischen Rifts werden hingegen im Wesentlichen aus aufsteigendem Asthenosphärenmaterial herausgeschmolzen. Die Unterschiede zwischen Gregory- und Äthiopischem Rift finden in den unterschiedlichen Dehnungsraten ihre Erklärung: Während die gesamte Krustendehnung in Äthiopien bis zu 60 km beträgt, liegt sie in Nordkenia bei 35 – 40 km, in Südkenia bei 5 – 10 km und in Nordtansania unter 5 km. Das Grabenbruchsystem zeigt somit eine scherenartige Öffnung.

      Die durchschnittlichen Dehnungsraten im Ostafrikanischen Grabenbruchsystem liegen bei 0,4 bis 1 mm/J. und sind damit um mehr als eine Größenordnung kleiner als an einer konstruktiven Plattengrenze mit geringer Ausbreitungsrate (z. B. Rotes Meer, Golf von Aden). Ein Grabenbruchsystem wird deshalb auch nicht als Plattengrenze angesehen, sondern als Ausdruck von „Intraplatten-Tektonik“. Vermutlich ist die Aktivität des Ostafrikanischen Grabenbruchsystems am Erlahmen. Typischerweise wird

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