RIFTING

I

RIFTINZI

1

1. OSNOVNI POJMOVI I ZNAČAJKE

Kontinentalni rifting1 („continental rifting“ ili „rifting“) je proces kojim je

kontinentalna litosfera podvrgnuta regionalnoj horizontalnoj ekstenziji. Krta ekstenzija

(„brittle extension“) predstavljena normalnim rasjedima dopire do dubine od oko 15 km. Na

većim dubinama se pojavljuje daktilni tok („ductile flow“, „solid-stae plastic flow“) pri čemu

se ekstenzija dešavaju bez pucanja i lomljena stijene. Budući da se litosfera rasteže i istanjuje,

astenosfera se izdiže, a toplinski tok („heat flow“) raste što za posljedicu ima taljenje

najgornjeg dijela astenosfere i/ili donjeg dijela litosfere. Taljevina prodire u koru i „hrani“

vulkane na površini ili formira magmatske komore. Budući da dolazi iz plašta, magma je

bazičnog sastavu (bazaltna magma) te je stoga bazaltni vulkanizam vezan za cjepanje

(„rifting“) kontinentalne kore. Međutim, kako magma često puta bude zadržana u kori i

akumulirana u magmatskim komorama gdje biva podvrgnuta procesima koji mijenjaju njen

sastav2

mnoga riftna područja uz bazaltni, sadrže i vulkanizam i plutonizam vrlo različitog

sastava.

1 Rift je engl.riječ za rascjep, raspuklinu, raskid, ulegnuće. Ovdje je nećemo prevoditi jer se taj izraz

udomaćio kod nas i u cijelom svijetu.

2 Asimilacijom susjedne kore i magmatskom diferencijacijom koja nastaje tonjenjem bazičnih

minerala na dno komore nastaju neutralne (prijelazne) i kisele (granitske) taljevine.

Sl.1 Šematski 3D prikaz

riftnog sustava. Preuzeto iz

Frisch et al., 2011.

2

Rift ili riftni sustav („rift system“, „graben structures“) je pojas kontinentalne

litosfere koji je trenutno podvrgnut ili je bio podvrgnut ekstenziji u geološkoj prošlosti (Sl.2).

Za vrijeme cjepanja litosfera se rasteže otprilike okomito na pružanja rascjepa ili u slučaju

kosog rascjepa pod oštrim kutem na njegovo pružanje.

Aktivni rift („active rift“) kao npr. Istočni afrički rascjep, su mjesta gdje se danas

dešava ekstenzija, odnosno gdje niz normalnih rasjeda presjeca koru, potresi su česta pojava a

vulkanske erupcije povremena pojava (Sl.2 i 3). Rasjedanje u aktivnim rascjepima doprinosi

karakterističnoj morfologiji koja se ogleda u pojavi linearnih hrptova međusobno odvojenih

kontinentalnim i plikomorskim taložnim bazenima.

Neaktivni rift („inactive rifts“) su mjesta gdje je ekstenzija prestala, normalni rasjedi

su neaktivni, a prisutne su debeli slijedovi crvenih naslaga, konglomerata, evaporita i

vulkanita. Sačuvani neaktivni riftovi se još nazivaju neuspjeli riftovi („unsuccessful rifts“)

jer ukazuju na cjepanje kojeje stalo prije nego je došlo do cijepanja kontinenta. Takvi rascjepi

koji su usjećeni u kraton pod velikim kutem u odnosu na kont rub nazivaju se aulakogeni3

(„aulacogens“) (Sl.4).

3 Aulakogen dolazi od grč. riječi brazda.

Sl.2 Tektonska karta Zemlje sa prikazom današnjih velikih riftnih sustava. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

3

Uspješni riftovi („successful rift“) su mjesta na kojima je ekstenzija podijelila kont. u

dva dijela pri čemu se formira srednjooceanski hrbat („mid-ocean ridge“) tj. centar

oceanskog širenja gdje se formira nova oceanska kora.

Sl. 3 A Generalna karta Afrike na kojoj su prikazani Istočni afrički rift, Crveno more i Adenski

zaljev. Istočni afrički rift se sastoji od pojasa normalnih rasjeda koji ograđuju duboka korita.

Neka korita su postala jezera. „Uspješni“ riftovi su postali uski oceanski bazeni (Crveno more i

Adenski zaljev). Afarski trokut leži na trostrukom spoju između Crvenog mora, Adenskog

zaljeva i Istočnog afričkog rifta. B Detaljnija karta Istočnog afričkog rifta sa rasporedom

normalnih rasjeda. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

Sl. 4 Karta zapadnog i

središnjeg dijela SAD-a na

kojoj su prikazani neaktivni

proterozoiski riftovi

(aulakogeni) gotovo okomitog

pružanja na fanerozoiske

orogene i kontinentalne.

rubove. Oni su relikti

neuspješnih riftova koji su se

desili prije uspješnih riftova

koji su stvorili rubove

Sjeverne Amerike na početku

fanerozoika. Fanerozoiska

konvergencija stvorila je

orogene gotovo okomito na

pružanje aulakogena.

Preuzeto iz Van der Pluijm &

Marshak, 2004.

4

Veličina rastazenja kont. kore iznosi 2 do 4 puta prije potpunog odvajanja, što znači da

se područje rascjepa poveća za 2 do 4 puta a njegova debljina smanji na ½ do ¼ njegove

prvotne debljine. Uz to, u skladu sa zakonom isostazije, dolazi do spuštanja kontinentalne.

kore koje je sukladno sa njenim stanjivanjem (Sl.5).

Veličina rastezanja, odnosno širina riftnog područja ovisi uglavnom o čvrstoći

litosfere. Riftovi formirani na starim, hladnim i čvrstim štitovima su vrlo uski, dok riftovi

formirani na mladim, mekanim i toplim orogenima su relativno široki. Npr. 1,1 milijardu god.

star Srednjokontinentalni rift formiran na kratonu centralnog dijela SAD-a je mnogo uži nego

kenozoijski rift formiran u relativno toplom i mekanom Kordiljerskom orogenu (Sl.4).

Sl.5 A Profil kroz nerascjepano

područje pokazuje da je prije

ekstenzije debljina litosfere oko

120 km. Područje koje će

evoluirati u rift je široko oko 80

km (nedefomirana dužina (lu)); B

Nakon cijepanja, litosfera je u

riftu rastegnuta i stanjena tako da

je deformirana dužina (ld) oko

160 km, a debljina oko 60 km.

Naprezanje se može prikazat

brojem tj. faktorom istezanja. U

ovom primjeru on iznosi β =

ld/lu = 2. Što je veća vrijednost

faktora istezanja veće je istezanje

i istanjivanje kore. β = 2 znači da

se litosfera istanjila za oko 50%.

C Pojednostavljeni profil kroz

Viking grabenu u Sjevernom

moru prikazuje rasjedanje i

istanjivanje kore razvojem

normalnih rasjeda. Depresija

nastala stvaranjem rifta je

ispunjena sedimentom. Preuzeto

iz Van der Pluijm & Marshak,

2004.

5

Utvrđeno je da treba proći 20 do 60 milijuna godina od početka stvaranja rifta,

njegovog prestanka i početka stvaranja oceanske kore. Prestanak kontinentalne ekstenzije i

početak stvaranja oceanske kore se naziva „rift–drift transition“. Relikti rifta se nalaze u

bazi kontinentalnih rubova na obje strane oceansko bazena. Takvi kontinentalni rubovi se

nazivaju pasivni kontinentalni rubovi („passive margins“) budući da duž njihovog

pružanja više nema aktivne tektonike. Rasjepanja kora na pasivnim rubovima samo polako

tone i biva prekrivana sedimentima donošenim iz kontinentalnog zaleđa.

2. RIFTNI MODELI

Riftovi neprestano evoluiraju tako da je njihova geometrija u ranoj fazi značajno

drugačiji od njihove geometrija neposredno prije „rift-drift transition“ faze. Prikazani modeli

stoga predstavljaju prijelaznu fazu, odnosno fazu između početne i završne faze razvoja a

sama ekstenzija kontinentalna kore se danas objašnjava na dva različita načina.

SIMETRIČNI MODEL

Simetrični model podrazumjeva simetričnu, krtu ekstenziju duž normalnih rasjeda

prvih 10 do 15 km debljine kore te daktilnu deformaciju u dubljim dijelovima. Sukladno

istanjivanje kore i litosferičnog plašt4 uzrukuje ulijeganje, odnosno subsidenciju kontinentalne

kore (Sl.6).

Simetričnim modelom se objašnjavaju danas mnogi riftni sustavi kao npr. u Europi

Gornja Rajna graben i njegovi nastavci, Bresse i Rhone grabeni (Sl.7). Do sedamdesetih

godina prošlog stoljeća geolozi su podrazumjevali da su sustavi normalnih rasjeda (geometrija

rascjepa) simetrični, odnosno da granice rifta definiraju normalni rasjedi koji su nagnuti jedan

prema drugima. Po tome modelu parovi normalnih rasjeda nagnuti jedan prema drugome

prikazuju grabene, odnsono subbazene (korita) ispunjena sedimentima dok parovi normalnih

4 Izdizanjem vruće astenosfere donji dio litosfere (najgornji dio plašta) se transformira u astenosferu

čije ispupčenje („bulge“) dovodi i do ispupčenje površine kore što dovodi do erozije oba ruba rifta

(„graben shoulders“) i time također do smanjivanja debljine kore. Eventualnim nestankom izvora

topline prestaje ekstenzija, a ispupčenje plašta se hladi, postaje gušće i dolazi do termalne subsidencije

a aktivni rift postaje neaktivni, odnosno neuspješni rift. Područje ulegnuća se proširuje budući da je

širina ispupćenja plašta 2-3 puta šira od širine aktivnog rifta.

6

rasjeda koji su nagnuti suprotno predstavlaju horstove, odnosno planinske hrptove (Sl.7). U

starim profilima takvi rasjedi naprosto išćezavaju u dubljim dijelovima kore.

Sl.6 Simetrični model koji podrazumjeva simetričnu ekstenziju i sukladno stanjivanje

kontinetalne kore i litosfernog plašta. Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

Sl.7 Poprečni profil prikazuje stari koncept simetričnih horstova i grabena. Preuzeto iz Van

der Pluijm & Marshak, 2004.

7

ASIMETRIČNI MODEL

Istraživanja seizmičkom refleksijom otkrila su da mnogi riftovi pokazuju asimetričnu

građu (npr. Basin and Range Province, Viking Graben u Sjevernom moru, Sueski zaljev).

Asimetrični model karakterizira glavni rasjed („detachment fault“) koji sjeće koru pod

blagim kutem od boka rifta do baze litoshere (Sl.8).

Krovinski dio karakterizira strmo nagnuti normalni rasjedi koji nastaju kao posljedica

vrlo velike krte ekstenzije kontinentalne kore koje može biti veća od 200%. U asimetričnom

modelu kora u krovini se isteže i stanjuje na različitim mjestima u odnosu na litosferni plašt u

podini. Iznad područja stanjivanja kore površina se spušta budući da je lakša kora djelom

zamjenjena težim plaštem, a iznad područja stanjivanja litosferskog plašta površina se

ispupčuje jer je plašt djelomično zamjenjen lakšom astenosferom. U nekim slučajevima

ispupčenje dovodi na površinu donji dio kore. Takve asimetrične zone ekstenzije su zaslužne

za izdizanje metamorfnih doma.

U asimetričnim područima ekstenzije zone stanjivanja kontinentalne kore i

litosferskog plašta se preklapaju za razliku od područja sa simetričnom ekstenzijom gdje

Sl.8 Asimetrični model karakterizira blago nagnuti glavni rasjed i asimetrično

stanjivanje kontinentalne kore i litosfernog plašta. Preuzeto iz Van der Pluijm &

Marshak, 2004.

8

koincidiraju. Osim toga, spuštanje uzrokovano stanjivanjem kore je znatno veće budući da je

razlika u gustoći između kore i plašta puno veća od razlike između litosferskog plašta i

astenosfere.

U asimetričnom modelu do ekstenzije gornjeg dijela kore dolazi zbog pomicanja

paralernih normalnih rasjeda od kojih je većina je nagnuta u istom smjeru. Ti rasjedi se

stapaju sa regionalnim i subhorizontalnim glavnim rasjedom („detachment fault“). Savinuti

dio glavnog rasjeda koji izbija na površinu i definira granicu ekstenzijske zone naziva se

odcijepljeni rasjed („breakaway fault“) (Sl.9).

Asimetrični riftovi sadrže planarne normalne („planar normal fault“) rasjede čiji se

nagib ne mijenja sa dubinom (Sl.10A) i listričke normalne rasjede („listric normal fault“)

čiji se nagib smanjuje sa dubinom stvarajući tako rasjednu plohu koja je konkavna prema

gore5. Kretanja blokova na listričkim rasjedima je rotacijsko tako da se oni sve više naginju za

vrijeme ekstenzije s time da je veličina naginjanja proporcionalni veličini kretanja na rasjedu

(Sl.10B).

5 Listrik dolazi od grč. riječi za zličasti oblik.

Sl.9 Poprečni profil prikazuje kroz asimetrični model koji u gornjem dijelu kore sadrži niz nagnutih

rasjednih blokova i polugrabena iznad plohe odvajanja. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

9

Zbog zakrivljenosti listričkog rasjeda kretanje krovinskog bloka duž subhorizontalnog glavnog

rasjeda stvara prazninu (Sl.11A). Zbog gravitacije stijene nisu dovoljno čvrste da bi takva praznina

ostala otvorena tako da se krovinski blok razdvaja u manje blokove (Sl.10B) ili tonući zakrivljuje svoj

rub formirajući prevrnutu antiklinalu („rollover anticline“) (Sl.11B).

.

A B

Sl.11 Formiranje prevrnute antiklinale („rollover anticline“) iznad listričkog normalnog rasjeda. A Profil

prikazuje nastana prevrnute antiklinale kada se krovinski blokovi pomiću u desno. B Gravitacija vuće rub

krovinskog bloka prema dolje stvarajući time prevrnutu antiklinalu čime se zadržava kontakt sa podinskim

krilom. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

Sl.10 Profili prikazuju geometriju nizova normalnih rasjeda. A Paralerni rotacijski rasjedi. Rasjedi su

paralerni i ravni. Nakon rasjedanja rasjednuti blokovi su više nagnuti. U realnosti, zdrobljene stijene i

mali rasjedi ispunjuju praznine u bazi blokova. B Listrički rasjedi i sa njima povezano prevrtanje

(„rollover“) slojeva. Rasjedi su paralerni sa nagibom koji se smanjuje prema plohi odvajanja. Nakon

rasjedanja blokovi su blaže nagnuti prema plohi odvajanja, odnosno podinskom krilu. Preuzeto iz Van

der Pluijm & Marshak, 2004.

10

Iako se kretanje planarnih normalnih rasjeda može dogoditi bez rotacije (nerotacijski

normalni rasjedi), planarni rasjedi se pojavlju u nizu iznad glavnog rasjeda koji je u gornjem dijelu

izrazito zakrivljen tako da rasjednuti blokovi progresivno rotiraju i sve više se naginju. Što je veće

njihovo kretanje, veće je i njihovo naginjanje. Rasjedi u takvom slijedu se ponekad nazivaju još i

„book-shelf“ rasjedi. Za svaki planarni ili listrički normalni rasjed čije kretanje prati veće naginjanje

može se kazati da je rotacijski normalni rasjed.

Normalni rasjedi mogu se sastojiti od subhorizontalnih ravnih segmenata („flats“) povezanih

strmim segmentima („ramps“) pri ćemu poprimaju oblik stepenica („stair-step faults“). Za vrijeme

kretanja krovinski slojevi se mogu savijati stvarajući tako prevrnute bore („rollover folds“) (bilo

antiklinale ili sinklinale) (Sl.12A). Sintetički rasjedi („sinthetic“ fault“) i antitetički rasjedi

(„anthithetic fault“)6 također mogu nastati u krovinskom krilu (Sl.12B). Sintetički rasjed je

6 Sintetički rasjed je sekundarni rasjed koji je nagnut u istom smjeru kao i glavni rasjed dok je

antitetički rasjed sekundarni rasjed nagnut u suprotnom smjeru u odnosu na glavni rasjed.

Sl.12 Vrlo kompleksni rasjedni

sustavi i bore otkriveni u krovinskom

dijelu rifta. A Profil prikazuje

prevrnutu antiklinalu i prevrnutu

sinklinalu formiranu iznad presjeku

ravnog, subhorizontalnog („flat“) i

strmog segmenta („ramp“) listričkog

rasjeda. B Antitetički rasjedi nagnuti

su prema glavnom rasjedu dok su

sintetički rasjedi u nagnuti u

njegovom smjeru. C Kompleksni

rasjedni sustav s ekstenzijskim

dupleksom u podini. Takav rasjedni

sustav stvorio je subbazene

razdvojene velikim i izdignutim

blokovima. Preuzeto iz Van der

Pluijm & Marshak, 2004.

11

sekundarni rasjed koji je nagnut u istom smjeru kao i glavni rasjed dok je antitetički rasjed

nagnut u suprotnom smjeru u odnosu na glavni rasjed.

Imbricirani slijed normalnih rasjeda se prekida na površini dok kod ekstenzijskog

dupleksa („extensional duplex“) strmi segmenti („ramps“) normalnih rasjeda se u svojoj

podini i krovini stapaju sa zajedničkim ravnim, subhorizontalnim segmentima (Sl.12C).

Kombinacija stepenastih rasjeda, imbriciranih nizova, dupleksi, prebačene bore,

antitetički i sintetički rasjedi stvara vrlo kompleksnu geometriju. Geometrija je još

kompleksnija u slučaju istovremenog rasjedanja i taloženja i/ili istovremenog kretanja

evaporita

3. „PURE-SHEAR“ vs. „SIMPLE-SHEAR“ MODEL7

Kod „pure-shear“ modela (Sl.13A) ploha odvajanja koja definira bazu normalnog

rasjedanja u gornjoj kori leži u zoni ili vrlo blizu zone prijelaza krte u plastičnu koru. Ispod

zone odvajanja, kora se u širokoj zoni prilogođava rastezanju bilo penetracijskim plastičnim

naprezanjem ili kretanjem na nizu anastomozirajućih (prepletenih) zona smicanja („shear

zones“). Geolozi primjenjuju naziv „pure-shear“ model budući da zamišljeni kvadrat u profilu

prije ekstenzije postaje pravokutnik nakon rastezanja zbog skračivanja na vertikalnom pravcu

i rastezanja na horizotnalnom pravcu.

Kod „simple-shear“ modela (Sl.13B) ploha odvajanja presjeca prema dolje koru kao

zasebna zona smicanja. Ploha odvajanja može biti subhorizontalno znatno izvan ruba rifta

prije njenog savijanja prema dolje tako da područje ekstenzije gornje kore ne leži direktno

preko područja dublje ekstenzije. Ponekad se to naziva i modelom delaminacije

(„delamination model“) (Sl.13C). Geolozi dio plohe odvajanja koja prolazi kroz koru nazivaju

transkrustalna ekstenzijska zona smicanja („transcrustal extensional shear zone“) ili

translitosferska zona smicanja („translitosphere extensional shear zone“), ovisno o

dubini prodiranja. Budući da dublji dijelovi zone smicanja zahvaćaju dijelove kore gdje su

temperatura i tlak dovoljno visoki za plastičnu deformaciju, kretanje u toj zoni stvara

milonite.

7 Ovim modelima se objašnjavaju procesi u dubljim donjim dijelovima kore i litosferi, odnosno ispod

plohe odvajanja (glavnog rasjeda) dok prije opisani simetrični i asimetrični modeli objašnjavaju

geometriju i karakteristike krovinskih dijelova (iznad plohe odvajanja) riftova.

12

U kombinacijskom modelu transkrustalna ekstenzijska zona smicanja se u dubljem

dijelu raširi u difuzni pojas anastomozirajuće zone smicanja te nestaje u donjoj kori i litosferi

(Sl.13D).

Jedna strana rifta koja se još zove donja ploća („lower plate“) je podvrgnuta

ekstremnom rastezanju dok druga strana, gornja ploća („upper plate“) prolazi kroz manje

Sl.13 Poprečnim profilima prikazani modeli kojima se objašnjavaju procesi ispod

plohe odvajanja. A „Pure-shear model. B „Simple-shear“ model. C Delaminacijski

model. D Hibridni model, odnosno „simple-shear“ model sa širokom zonom smicanja.

Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

13

rastezanje (Sl.13 i 14). Prednost „simple-shear“ model je ta da on može jednostavno objasniti

asimetriju mnogih riftova i pojavu metamorfnih doma.

4. METAMORFNE DOME („METAMORPHIC DOMES“)

Metamorfne dome, („metamorphic domes“) često puta zvane i metamorfni

središnji kompleksi („metamorphic core complexes“) ili jednostavno središnji kompleksi

nastaju u asimtričnim riftovima duž subhorizontalnog glavnog rasjeda, odnosno plohe

odvajanja. Glavni rasjed se u srednjem dijelu kore stapa sa daktilnom (plastičnom) zonom

naprezanja. Zona naprezanje prolazi kroz donji dio kore i prodire u litosferski plašt (vidi Sl.8

koja predstavlja ranu fazu ekstenzije). Napredovanjem ekstenzije krovinski dio se istanjuje a

istovremena zbog topline ispod plohe odvajanja dolazi do konkavnog savijanja podinskog

dijela rifta. Kretanjem duž plohe odvajanja stijene većeg stupnja metamorfizma iz srednjeg i

donjeg dijela kore dolaze u kontakt sa nemetamorfnin stijenama ili stijenama niskog

metamorfizma gornjeg dijela kore. Zona smicanja je najviše ispupčena ispod najtanje krovine

Sl.14 3D model

prikazuje podjelu

krovinskog dijela

rifta u donju i

gornju ploću.

Model jasno

prikazuje promjenu

asimetrije na

transformnim

rasjedima.

Preuzeto iz Van

der Pluijm &

Marshak, 2004.

14

gdje podinski dio može doći čak i na površinu8 (Sl.15). Takvo termalno izdizanje podine

praćeno je daktilnim istanjivanjem metamorfne kore te istanjivanjem i pucanjem krte krovine

pri čemu stijene višeg stupnja metamorfizma, odnosno metamorfna doma može čak izbiti na

površinu.

Dobar primjer postanka metamorfnih doma su dome u Basin and Range Province. Na

površini metamorfne dome tvore nepravilno izdužena tijela oblika graška veličine od nekoliko

desetaka kilometara (Sl.16 i 17). Ovisno o geometriji i topografiji terena izložena je površini

8 Takvo izlaganje površini se naziva tektonska ekshumacija za razliku od erozivne ekshumacije do

koje dolazi zbog trošenja i erozije mlađih, krovinskih naslaga.

Sl.15 3D model tipične metamorfne dome. Doma je nastala stanjivanjem i krtim

lomljenjen krovine ispod koje rasla krovina u obliku dome. Miloniti, daktilno

deformirane stijene nastale duž zone smicanja potječu iz srednjeg dijela kore a

izdizanjem su došli na površinu. Miloniti sa trakama sitnozrnastog ultramilonita (vidi

manju sliku) su pretrpjeli krtu deformaciju za vrijeme izdizanja a kasnije i hlađenje.

Preuzeto iz Frisch et al., 2011.

15

samo milonitna zona a tek mjestimično nemilonitizirane metamorfne stijene iz srednjeg i

donjeg dijela kore.

Stijene metamorfne dome mogu imati različitu geološku povijest. Mogu biti

prekambrijske temeljne stijene ili fanerozoiske stijene nastale na površini ili blizu površine

koje su orogenezom postale stijene donjeg dijela kore da bi kasnije, ekstenzijskim procesima

bile ekshumirane. Metamorfnu domu pokriva krta krovina izgrađena od sedimetnih stijena ali

i od vulkanskih stijena nastalih kasnije kada se materijal iz izdignute astenosfere rastalio i

podigao do površine duž normalnih rasjeda. Takve vulkanste stijene se mogu vidjeti duž

velikog dijela zapadno-centralne Arizone stvarajući pritom tipičan mjesečev krajolik.

Sl.16 Pojednostavljena

karta Basin and Range

Province u Sjeveno

Amaeričkim Kordiljerima.

Province je podijeljena u tri

dijela: NBR = Northern

Basin and Range, CBR =

Central Basin and Range, i

SBR = Southern Basin and

Range. Preuzeto iz Van der

Pluijm & Marshak, 2004.

16

.

Široka zona smicanja između krovine i podine je intezivno daktilno deformirana na

dubini ispod 10 km pri čemu nastaju miloniti koji se sastoje sitnozrnatih, rekristaliziranih

metamorfnih stijena. Metamorfne dome se vrlo brzo izdižu (nekoliko mm/god. ili nekoliko

kilometara u milion godina). Ipak nevjerojatno brzo izdizanje ne stvara nužno visoke planine

budući da je brzo izdizanje praćeno brzom horizontalnom ekstenzijom. To ujedno znači da

brza erozija nije potrebna da bi došlo do ekshumacije metamorfne dome.

Sl.17 Topografska i

pojednostavljena geološka

karta dijela Basin and

Range Province u Sjevernoj

Americi. Južni Snake Range

duž granice između Nevade

i Utah dostiže visinu od

3982 km (Wheeler Peak,

Nevada). Većina bazena u

centralnom dijelu karte su

iznad 1700 m n.v. Hrptovi

se sastoje od različitih

paleozojskih sedimentnih

stijena od kojih su neke i

metamorfozirane. Rasjedi,

koji nisu prikazani,

okružuju hrptove. Preuzeto

iz Frisch et al., 2011.

17

Područje Basin and Range Province je pretrpjelo, na već prije opisan način, ekstenziju

koja je do dva puta veće od njenje početne širine (Sl.15 i 18). Sama geomorfologija područja

je definirana brojnim normalnim rasjedima koji okružuju brojne hrptove (Sl.17)

Sl.18 Idealizirani profili prikazuju faze razvoja metamorfne dome. A Prvotno subhorizontalna

daktilna zona odvajanja u srednjoj kori ispod niza normalnih rasjeda u gornjoj koro. B Formiranje

dodatnih normalnih rasjeda povećalo je kompleksnost građe krovine. C Savijanje podine kao rezultat

istanjivanja i izostatske kompenzacije. D Ekstremno istanjivanje krovine dovodi metamorfnu domu na

površinu. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

18

5. SEDIMENTI, SEDIMETNE STIJENE I NAFTNA LEŽIŠTA U RIFTNIM

SUSTAVIMA

Riftovi su depresije, odnosno niska područja u odnosu na riftne rubove. Unutar

depresije razvili su se brojni uski izduženi bazeni koji su međusobno odvojeni hrptovima.

Bazene možemo mozemo zvati i grabeni („grabens“) ili polugrabeni („halfgraben“) dok

se hrptovi još nazivaju horstovi („horsts“) ili izdignuti rasjedni blokovi.

Tipični sedimenti su nezreli kopneneni sedimenti taloženi iz rijeka koje izviru na

strmim bokovima rubova riftova. Karakteriziraju ih fragmenti stijena i zrna minerala. Mnogi

fluvijalni sedimenti i sedimentne stijene su konglomerati sa fragmentima stijena i arkoze sa

malim postotkom kvarca. Jezerski sedimenti su bogati glinama a u aridnim i semi-aridnim

područima i solima. Marinski vapnenci su madstoni, lapori ili vapnenci. U potpuno ili

djelomično izoliranim bazenima sa morskom vodom u aridnim klimatskim područima mogu

se istaložiti debele naslage soli.

Nafta i plin su česti u riftnim sustavima. Ograničena cirkulacija vode u uskim

bazenima može dovesti do anoksičnih uvjeta na morskom dnu. Zbog male količine kisika u

sedimentima nema raspadanja organske tvari tako da su sedimenti zbog velike količine

organske tvari, tamnosivi ili crni. Tonjenjem bazena, organskom tvari obogaćeni bazeni mogu

doći u tzv. „naftni prozor“ odnosno zonu u kojoj je raspon temperature između 80 i 170 0C

gdje počinje stvaranje nafte vrlo kompliciranim kemijskim reakcijama. Na temperaturi većoj

od 150 0C počinje se formirati plin.

Spuštanje rifta mže biti vrlo brzo, tako da se slijedovi sedimenta debljine nekoliko

kilometara mogu istaložiti u nekoliko milijuna godina. Slijed riftnih naslaga jasno pokazuje

faze razvoja bazena U početku razvoja rifta, dno bazena je iznad razine mora a sedimenti su

isključivo kopneneni sedimenti koji potječu sa erodiranih rubova rifta (Sl.19A). Sedimenti se

talože u međusobno preklapajućim aluvijalnim lepezama „hranjene“ bujicama koje dolaze na

rubova rifta. Strujni tokovi se mogu kretati i duž osi bazena pri čemu se talože sedimenti

fluvijalnog tipa. Niska područja mogu biti mjesta jezerske sitnozrnaste sedimentacije a u

aridnim područima i evaporitne sedimentacije. Ako su jezera dovoljno duboka i obale strme

mogu se taložiti i turbiditni sedimenti. Stoga u početnoj fazi prevladavaju krupnozrnasti

sedimenti u izmjeni sa pijescima, siltovima i jezerskim sedimentima.

U slijedećoj fazi rift postaje širi i može se spustiti ispod razine mora (Sl.19B). U toj

fazi more je vrlo plitko te evaporacija može biti velika. Ako bazen bude privremeno odvojen

od oceana dolazi do taloženja soli (halit, gips, anhidrit) koje prekrivaju starije kopnene

19

sedimente. Evaporitne naslage mogu biti vrlo debele budući da se razina može spuštati i dizati

više puta. U toj fazi i kreste hrptova mogu biti prekrivene sedimentima tako da cijeli rift može

biti jedan široki bazen.

Nastavkom ekstenzije riftovi se proširuju i produbljuju te evoluiraju u uski ocean

(Sl.19C). U toj fazi marinski sedimenti (karbonati, pješčenjaci i šejlovi) počinju prekrivati

Sl.19 Prikaz evolucije riftnog sustava. A Početna faza razvoja rifta u kojoj su prisutni samo kopneni

bazeni. B Faza prestanka razvoja rifta i početak stvaranja ocenske kore („rift – drift transition“) i

evaporitne sedimentacije u marinskim bazenima. C Faza širenja oceanskog dna i stvaranja pasivnih

rubova bazena sa marinskom sedimentacijom. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

20

evaporite. Marinski slijed naslaga se nastavlja taložiti dugo nakon prestanka riftinga i početka

oceanskog širenja stvarajući vrlo debeli taložni klin („sedimentary wedge“) na pasivnim

rubovima. Litosfera ispod centralnog dijela rifta se hladi, zadebljava i tone. Eventualno tonu i

rubovi rifta. Kao rezultat toga tanki klinovi sedimenata pokrivaju riftne rubove tako da u

poprečnom profilu sedimentno tijelo koje pokriva rift i njegove rubove nalikuje na glavu

rogatog bika (Sl.20). Bazeni sa takvom geometrijom se još nazivaju „steerhead“ bazeni9.

6. MAGMATSKE STIJENE U RIFTNIM SUSTAVIMA

Ekstenzija za vrijeme riftinga stanjuje litosferu i samim time smanjuje litostatski tlak u

astenosferi ispod rifta. Budući da je temperatura astenosfere veća 1280 0C pri takvoj

dekompresiji dolazi do parcijalnog taljenja astenosfere. Parcijalnim taljenjem10

ultrabazičnih

9 Steerhead je engl. naziv za juneču glavu.

10 Parcijalno taljenje znači da se rastale samo minerali sa nižem temperaturom taljenja dok minerali sa

višom temperaturom taljenja ostanu u čvrstom stanju. Obično se samo 2%-4% astenosfere rastali za

vrijeme formiranja riftne magme. Parcijalnim taljenjem stvara se magma koje je manje bazična nego

astenosfera budući da bazični minerali (olivin i piroksen) imaju višu temperaturu taljenja nego kiseli

(„felsic“) minerali (kvarc i K-feldspat).

Sl.20 Termalna subsidencija

riftnog bazena. A Neposredno

nakon početka riftinga, litosfera je

vrlo tanka i površina tone

stvarajući riftni bazen koji se brzo

puni sedimentima. B nakon

određenog vremena litosfera se

hladi i zadebljava te zbog

izostazije tone a bazen postaje

dublji. Rubovi bazena se spuštaju

tako da sedimenti prekrivaju

litosferu na rubovima rifta.

Preuzeto iz Van der Pluijm &

Marshak, 2004.

21

(„ultramafic“) stijene (peridotit) koja čini astenosferu, dolazi do stvaranja bazaltne („mafic“)

magme11

.

Količina parcijalnog taljenja kod danog tlaka ovisi o temperaturi. U slučaju da se ispod

rifta nalazi perjanica plašta („mantle plume“) koja čini astenosferu toplijom nego inače,

stvorit će se velika količina magme12

.

Budući da je magma lakša od krovinska litosfera ona se kreće kroz nju. U nekim

slučajevima dio magme bude zarobljen i stvrdne se u bazi kore. Taj se proces kojim se

zadebljava kontinetalna kora naziva magmatsko opločivanje („magmatic underplating“).

Magma koja se ne stvrdne u bazi kore diže se kroz pukotine i duž rasjeda te prodire u koru.

Neke magme prodru do površine stvarajući vulkane (npr. planina Kiliminđaro u Istočnoj

Africi).

U riftovima je maksimalni glavni stres („maximum principal stress“) (r1) zbog

gravitacije vertikalan dok najmanji glavni stres („least principal stress„) (r3) je okomit na

pružanje rifta. Stoga, bazaltna magma koja se diže kroz koru stvara subvertikalne rojeve

dajkove („dike swarms“), odnosno nizove paralernih dajkova koji se pružaju paralerno sa osi

rifta. U vrlo plitkim dijelovima kore magmatski pritisak može biti dovoljno velik da podigne

slojeve stijena i prodre između njih u formi silova („sills“).

Efuzije bazalta imaju niski viskozitet tako da na površini stvaraju tokove lave koji

pokrivaju velike površine. U nekim slučajevima (npr. Columbia Plateau u državi Washington,

Parana Basin u Brazilu) velike količine bazalta su izbile na površinu stvarajući ogromne

pokrove bazaltnih stijena koje se još nazivaju poplave bazalta („flood basalt“). Takvi

pokrovi bazalta su vjerojatno formirani u slučajevima kada su se perjanice plašta nalazile

ispod riftova. Budući da su perjanice plašta toplije nego peridotiti astenosfere u njima su

podvrgnuti većem parcijalnom taljenju a samim time se stvara više bazaltne magme. Uz to

lava je toplija i manje viskozna nego normalna riftna lava.

Bazična lava je vrlo vruća (više od 10000C) tako da, kada bude zaustavljena u

kontinentalnoj kori, može prenijeti dovoljno topline u koru te izazvati njeno parcijalno taljenje

pogotovo što kontinentalna kora sadrži minerale sa relativno niskom temperaturom taljenja

11 Bazalti su obično alkalijski bazalti („alkaline basalts“) koji imaju visoki postotak alkalijskih

elemenata (Na, K) a mali postotak Si i Al. Alkalijska magma se prvenstveno razvija parcijalnim

taljenjem peridotita u pri ćemo se rastali manje od 10% astenosfere.

12

Tholeitski bazalti („tholeiitic basalts“) su bazalti koji imaju mali postotak K i nešto veću količinu Si

u odnosu na alkalijske bazalte. Ukazuju na veći stupanj (15-25%) parcijalnog taljena peridotota

uzrokovanog pojavom perjanica plašta ispod rifta

22

(manje od 9000C). Parcijalnim taljenjem kontinetalne kore stvara se kisela magma koja se

diže formirajući granitne plutone ili riolitne dajkove u dubini ili riolitne tokove lave i

ignimbrite. Česte pojava kiselog i bazičnog vulkanizma u riftovima se još naziva bimodalni

vulkanizam.

7. FORMIRANJE RIFTNOG SUSTAVA

Ekstenzija duž riftnog sustava ne poćinje svugdje u isto vrijeme nego kao serija

nepovezanih 100-700 km dugačkih riftnih segmenata od kojih svaki sadrži niz normalnih

rasjeda koji bočno isčežavaju. Na većin lokacija, rasjedi unutar segmenta imaju na površini

oblik slova C, odnosno oblik žlice u 3D modelu. U sredini C forme kretanja na rasjedu su

isključivo u smjeru nagiba rasjeda („dip-slip“) dok na krajevima forme C kretanje koso

(„oblique-slip“) ili uzdužno („strike-slip“) (Sl.21).

Kako se kretanja po rasjedu povećavaju, tako rastu segmenti po pružanju sve dok se ne

počnu preklapati i djelovati jedan na drugi. Segmenti se tada povežu stvarajući kontinuiranu

zonu ekstenzije pri ćemu segmenti nisu nužno poredani na istoj liniji. Područje gdje dva riftna

Sl.21 Karta i poprečni profil polugrabena. Vidi se kako se bazen istanjuje prema krajevima a

kretanje na rasjedu se mijenja od kretanja isključivo po smjeru nagiba prema kosom do

uzdužnom kretanju. Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

23

segmenta djeluju jedan na drugi se zove akomodacijska zona („accomodation zone“) koja

predstavlja niz rasjeda na kojima su kretanja po pružanju, kosa ili u smjeru nagiba rasjednih

ploha (Sl.22). Geometrija akomodacijske zone ovisi o tome da li su rasjedi nagnuti u istim ili

različitim smjerovima, da li i koliko se rasjedi preklapaju duž pružanja i da li je ekstenzija

okomita ili kosa na pružanje rasjeda. U nekim slučajevima akomodacijska zona se sastoji

samo od horizontalnih rasjeda („strike-slip faults“) koji se još zovu prijenosni rasjedi

(„transfer faults“) koji su orijentirani okomito ili gotovo okomito na regionalno pružanje

rifta (Sl.22C). Ako je se radi o uspješnom riftu prijenosni rasjed će evoluirati transformni

rasjed („transform fault“) koji će povezivati segmente srednje-oceanskih hrptova.

U ranom stadiju riftinga segmenti su odvojeni jedan od drugog nerasjednutom korom

(Sl.23A). Kako se kretanje na rasjedima povećava, povećava se i dužina segmenata. S

vremenom segmenti djeluju jedan na drugog u smislu da rasjedi jednog smjera nagiba postanu

dominantni, a rasjedi suprotnog smjer nagiba prestane biti aktivani i budu sačuvani kao

Sl.22 A Karta sa prikazom idealizirane

akomodacijske zone nastale zbog toga što što

osi dvaju riftnih segmenata nisu na istoj liniji

pružanja. B 3D model kose akomodacijske

zone. C 3D model akomodacijske zone koje je

okomito orijentirano na riftne segmente.

Preuzeto iz Van der Pluijm & Marshak, 2004.

24

rasjedi gornje ploče (Sl.23B). Istovremeno ploha odvajanja se širi i prodire u dublje dijelove

kore.

Daljnom ekstenzijom litosfere dolazi do faze koja se naziva „rift–drift transition“

(Sl.23C). U tom trenutku počinju se mjestimično formirati izdužena korita ispod kojih tok

topline vrlo visok. To su mjesto početnog širenja oceana. Nastavkom ekstenzije korita se

proširuju sve dok se kontinetalna kora ne razdvoji i počinje se formirati srednje-oceanski

hrbat a sa njime i novi ocean (Sl.23D). Recetni primjer razvoja rifta je Crveno more. Sjeverni

dio Crvenog mora je zreli rift, centralni dio je u fazi „rift–drift transition“ dok južni dio je

uski ocean sa mladom oceanskom korom.

Geometrija riftova ukazuje na korelaciju između pružanja osi rifta i/ili pružanja

akomodacijske zone i orijentacije foliacija, rasjeda i zona smicanja u temeljnim stijenama

Sl.23 3D prikaza evolucije rifta. A Poslije početnog riftinga dva segmenta sjevero-južnog pružanja

suprotno okrenutih počinju djelovati jedan na drugi. B Novi „breakaway“ rasjed se širi od južnog riftnog

segmenta prema sjeveru kroz manje aktivni segment drugog rifta. Orginalni „breakaway“ segment

sjevernog rasjeda postaje neaktivan. C rojevi dajkova počinju prodirati duž osi rifta te počinje „rift-drift

transition“ faza. D Započinje stvaranja srednje-oceanskog hrpta i širenje oceanskog dna. Preuzeto iz Van

der Pluijm & Marshak, 2004.

25

(„basement“). Raniji orogeni su potencijalna područja za rifting, ne samo zbog toga starih

rasjeda koji se mogu aktivirati, nego što su orogeni topliji nego kratoni i zbog toga slabiji.

Kosi riftovi („oblique rifting“) nastaju u područima gdje smjer ekstenzije leži pod

oštrim kutem u odnosu riftnu os (Sl.24). U takvim riftovima je kretanje na rasjedima koso.

Kosi riftovi se javljaju u područima u kojima je geometrija rasjeda bila kontrolirana

predhodnim foliacijama i rasjedima pod kutem u odnosu na regionalnu ekstenziju. Kosi riftovi

mogu nastati u slučaju promjene smjera ekstenzije kada riftna os više nije paralerna sa

glavnom osi stresa.

8. RIFTNA TOPOGRAFIJA

Zbog geometrije rasjeda riftovi obično pokazuju topografiju bazena i hrptova

(„basin-and-range topography „) (npr. Basin and Range Province). Neki od hrptova su

zapravo horstovi ali u većini slučajeva se radi o vrhovima nagnutih rasjednih blokova. Slično

su neki bazeni grabeni ali večinom su to polugrabeni, depresije ograničene na jednoj strani

rasjednom plohom, a na drugoj strani površinom nagnutog rasjednog bloka. Osi riftova su

uvijek u nižim područima u odnosima na rubove riftova (Sl.25). Planinska područja koja

okružuju riftove zovu se još i riftna rubna uzdignuća („rift-margin uplifts „) i mogu biti

izdignuti do 2 km iznad najnižeg dijela rifta. Najveći dio svog vremena riftovi su relativno

visoki. Jedino nakon dugo vremena poslije svoje aktivnosti ili na početku „rift–drift

transition“ faze njihovo dno dođe na rizinu ili ispod razine mora (Sl.25).

Sl.24 3D model kosog

riftinga. Smjer ekstenzije je

kos u odnosu na os rifta.

Preuzeto iz Van der Pluijm &

Marshak, 2004.

26

Dva su razloga zašto si mnogi riftovi većinu svog vremena visoko iznad razine mora.

Jedan od razloga je što se riftovi formiraju u područima ranijih orogenetskih pojaseva

kao npr. Tibet koji je nekoliko kilometara iznad razine mora.

Drugi razlog je zagrijavanje litosfere. Magma koja se diže kroz litosferu zagrijava

okolne stijene a stanjivanjem litosfere granica između litosfere i astenosfere (1280 0C

izoterma) dođe bliže površini te tako litosfera postaje sve toplija13

. Toplija litosfera je ređa te

se njen volumen povećava a površina uzdiže zbog izostazije. Nastavak ekstenzije dovodi do

normalnog rasjedanja i formiranja grabena i polugrabena odnosno daljneg stanjivanja kore te

zbog toga unutrašnji dio rifta tone u odnosu na svoje rubove koji se zbog efekta elastičnog

skoka („rebound“) dodatno izdižu. Kombinacijom spuštanja unutrašnjosti rifta i elastičnog

skoka rubova dolazi do toga da riftni rubovi postaju planinski hrptovi.

13

Istraživanja su potvrdila postajanje toplinskih tokova („heat flow“) u području riftova. Tako je

utvrđeno postojanje toplinskog toka prosječne vrijednosti od oko 1 HFU ispod Kanadskog štita, a

ispod Istočnog afričkog rifta postojanje toplinskog toka prosječne vrijednosti od oko 2,5 HFU (Kratica

HFU znači „heat flow unit“ tj. jedinicu za prolaz topline kroz određenu površinu u određenom

vremenu. 1 HFU = 40mW/m-2

gdje mW znači megawat).

Sl.25 Topografski profili

kroz Basin and Range rift

(A) i Red Sea rift (B).

Basin and Range koji je u

ranoj do srednjo fazi

razvoja nalazi se znatno

iznad razina mora dok se

Red Sea, koje je u

zadnjoj razvojnoj fazi,

ispod razine površine

mora. Preuzeto iz Van der

Pluijm & Marshak, 2004.

27

Nakon prestanka ekstenzije riftno područje se počinje ulijegati jer se litosfera počinje

hladiti. Izoterma 12800C se spušta u niže dijelove plašta a litosfera zadebljava. Ipak, u nekim

slučajevima rubovi rifta ostaju izdignuti a objašnjenja za takve izdignute rubove riftova su

slijedeća (Sl.26): (a) bazaltnim podpločivanjem („underplating“) podebljava se kora koja

je rijeđa u odnosu na gušći ultrabazični plašt što dovodi do izostatskog izdizanja; (b) u

litosferi čija je čvrstoća oslabljena riftingom veliki granitni plutoni nestali ranije mogu se

sada izdizati da bi se uspostavila izostatska ravnoteža. Prije smanjenja čvrstoće takva

izdizanja nisu bila moguća zbog veće čvrstoće litosfere.

9. UZROCI RIFTINGA

Pojava riftinga se uglavnom povezuje sa konvekcijskim strujanjima u astenosferi,

odnosno stresovima smicanja koji zbog toga nastaju u bazi ploća. No, ne mogu se svi riftinzi

objasniti samo na taj način.

(a) Riftinzi nastaju iznad perjanica plašta, odnosno iznad vrućih točaka („hot spot“) koje

se nalaze u bazi litosfere zbog čega se litosfera zagrijava i izdiže (Sl.27A). Takvi

riftovi se još nazivaju termalno aktivirani riftovi („thermally activated rifts“). Pri

tome se stvara riftni sustav sa tri riftna kraka, svaki u odnosu jedan na drugi pod kutem

Sl.26 Objašnjena za

postojanje izdignutih

rubova riftova. A Kora

može sadržavati granitni

plutona nastao prije

riftinga. B za vrijeme

riftinga čvrstoća litosfere se

smanjuje što omogućuje

izdizanje litosfere.

Podploćivanje bazaltom

također može dovesti do

izdizanja kore. Preuzeto iz

Van der Pluijm &

Marshak, 2004.

28

od 1200. Po klasičnom modelu dugački kontinuirani rift može nastati kada se jedan

krak poveže sa drugim krakom nastalim iznad susjedne vruće točke. Pri tome jedan od

tri kraka postaje neuspješni rift i zove se još neuspješni krak („failed arm“) te

postaje aulakogen.

(b) Riftinzi mogu nastati savijanjem ploče („flexure-related rifting“), odnosno

smanjenjem radijusa zakrivljenosti ploče. Takvi riftinzi se javljaju na mjestima

savijanja neposredno prije njene subdukcije na konvergensijskim ganicama (Sl.27B).

Kao posljedica savijanja ploče nastaje serija normalnih rasjeda paralernih sa

konvergencijskom granicom. Budući da Zemlja nije idealna kugla, promjena radijusa

zakrivljenosti ploče nastaju i kada ploča pri svojem kretanju mijenja geografsku širinu.

Mišljenja se razilaze da li pri takvoj promjeni radijusa mogu nastati stresovi dovoljno

veliki za nastanak normalnijh rasjeda

(c) Neki riftinzi mogu nastati kada dva kraja kontinenta koji sadrže mladi orogen („weak

zone“) budu vučena u suprotnim smjerovima „slab-pull“ silama (Sl.27E).

(d) Neki riftovi se razvijaju u područima zadebljane i izdignute kore u konvergentnim i

kolizijskim orogenima. To znači da područja velikog zadebljanja kore postaju područja

ekstenzije (Sl.27C). Naime, stijene kontinentalne kore koje su bogate kvarcom nisu naročito

čvrste, pogotovo kada su zagrijane tako da kada se kontinetalna kora zadebljava i raste za

vrijeme orogeneze, njena vlastita težina, odnosno njena gravitacijska potencijalna energija

uzrukuje njezino lateralno širenje. Proces je poznat pod nazivima kao što su ekstenzijski

kolaps, gravitacijski kolaps ili orogenski kolaps14

.

(e) Ekstenzija se može pojaviti u zalučnom području („back-arc region“)

konvergentnih rubova. U slučaju kontinetalnih lukova ekstenzija može rezultirati

riftom (Sl.27D).

14

Ekstenzijski kolaps možeme prikazati komadom sira sa tvrdom korom kojeg zagrijava Sunce. S

vremenom se sir djelomice otopi i raširi po stolu pri čemu se na njegovoj tvrdoj kori mogu pojaviti

pokutine.

29

(f) Rifting se može pojaviti u predgorskom bazenu („foreland basin“) kolizijskih

orogena kao posljedica razvedenosti („indentation“). Ako su lateralni rubovi predgorja

slobodni kolizija čvrstog kontinentalnog bloka sa drugim kontinentom može dovesti

Sl.27 Uzroci riftinga. A

rifting iznad termalne

perjanice. Rastuća

perjanica diže litosferu, te

nadsvođuje i rasteže koru.

B Savijanjem tonuće

ploče dolazi do ekstenzije

u njenom vršnom dijelu i

formiranja serije grabena.

C Gravitacijom

uzrokovan ekstenzijski

kolaps (lateralno širenje)

zadebljane kore u

orogenu. D Savijanje

subducirajuće ploča

prema oceanu („roll-

back“) izaziva kretanje

vulkanskog luka prema

jarku a samim time i

ekstenziju zalučnog

područja. E Ako „slab

pull“ sile djeluju u

suprotnim smjerovima

može doći do istezanja te

pucanje kontinenta.

Rifting će se pojaviti u

području slabe zone tj.

starog orogena. F „Pull-

apart“ bazeni razvijaju se

na otpuštajućim zavojima

duž uzdužnog rasjeda.

Preuzeto iz Van der

Pluijm & Marshak, 2004.

30

do bočnog istiskivanja dijelova kontinenta i pri čemu se listosfera isteže te se mogu

razviti riftovi koji se pružaju man je ili više okomito na pružanje orogena. Proces se

zove bočno bježanje („lateral escape“).

(g) Riftovi se pojavljuju na otpuštajućim zavojima („releasing bend“) duž

kontinetalnog horizotnalnog rasjeda („strike-slip fault“). Na tim mjestima dolazi

do razdvajanja kore („pull apart“). Normalni rasjedi se razvijaju paralelno sa zavojem,

a kos u odnosu na smjer pružanja horizontalnog rasjeda. Normalnim rasjedanjima se

mogu formirati mali riftinzi koji se još nazivaju „pull-apart“ bazeni (Sl.27F).

31

APPENDIX (from Frisch et al., 2011)

The Upper Rhine Graben in Germany

Although the Upper Rhine Graben in Germany is not one of the largest nor most

active graben systems, it is along with the East African graben system a type locality for the

study of graben systems. The term “ graben” (German ditch) was used by miners for blocks

that were dropped down at faults and was introduced into the geologic literature by JORDAN

(1803). ÉLIE DE BEAUMONT (1841) was the first geologist to describe the Rhine Graben.

He understood that the facing Vosges and the Black Forest regions were broad, plateau-like

uplift s separated from each other by the Upper Rhine River plain (Fig.28). He further noted

that the Rhine plain was down-dropped and bounded by parallel faults that had dip directions

towards each other. This is the classic geometry of a graben system. The acceptance of the

term “graben” in scientific literature was solidified by the classic work “Das Antlitz der Erde”

(“The Face of the Earth”) by SUESS (1885–1909).

Fig.28 Map of the European

graben system showing the

relations between the Rhône

Graben, Bresse Graben,

Upper Rhine Graben, and

Lower Rhine Embayment.

32

The Upper Rhine Graben extends more than 300 km from Basel (Switzerland) to

Frankfurt (Germany) and forms a part of a larger fracture system that runs from the mouth of

the Rhône River to the North Sea (Fig.28). The bordering faults have dip angles that range

from 55 and 85° near the surface; however, a majority of the faults dip between 60 and 65°.

The faults at the flanks are parallel and all faults dip towards the center of the graben and

decrease in inclination at depth. The graben has a fairly constant width of approximately 36

km with a crustal extension of approximately 5 km. Crustal thinning is 6–7 km maximum and

the continental crust in the southern part of the graben is thinned to 24 km (Figs.29, 30). The

graben parallels the axis of an elongated, stretched bulge that is mirrored in the graben

shoulders on both sides, the Vosges to the west and the Black Forest to the east. Regionally,

the graben shoulders are tilted 2–4° away from the graben.

Fig. 29 Block diagram of the Upper Rhine Graben. Note that

the upper crust is characterized by normal faults whereas the

deeper crust is ductilely extended (by plastic, fractureless

deformation). The Kaiserstuhl is a Miocene volcano.

Fig.30 Map showing topographic and

structural features of the Upper Rhine

Graben as well as the amounts of

uplift of the graben shoulder and

subsidence in the inner part of the

graben. Colored areas indicate the

present level of the Early Tertiary

erosional surface relative to sea level

(extrapolated into the air in the blue

areas). Green lines indicate the level

of the crustal base (Moho) in

kilometers below the sea level.

33

The presently active earthquake foci occur mostly at a depth of less than 15 km. This

indicates that brittle faults disappear at depth, and the crustal rocks below are deformed

ductilely and not fractured. Ductile deformation of rocks rich in quartz (most of the rocks of

the continental upper and middle crust are rich in quartz) initiates at temperatures of ca. 300

°C because quartz reacts from stress with plastic deformation at these temperatures. Seismic

data indicate that the lower crust, dominated by rocks poor in quartz or without quartz, also

reacts ductilely because of the higher temperatures; a pervasive horizontal lamination is

interpreted to be the result of plastic flow.

Seismic and gravity data indicate that in the Earth’s mantle directly below the base of

the crust, an anomaly of rocks with relatively low density exists. Here, hot and probably

partly molten mantle rocks that rise because of the lower density, feed volcanism that is

related to the graben formation. This suggests that a mantle bulge is responsible for the bulge

of the crust (Fig.29).

Formation of the graben, as indicated by initial normal faults, started in the Eocene at

ca. 45 Ma. Th e fi rst sediments were deposited in the downthrown graben block. Extensional

forces orthogonal to the graben axis enabled the opening of the graben.

Today, the surface bulge extends more than 200 km orthogonal to the graben axis.

Uplift of the graben shoulders varies regionally. More than 2 km of uplift have been

documented along the southern end. There, the pre-Tertiary peneplain erosional surface

(eroded today) would be more than 2500 m above sea level (Fig.30. Total structural

displacement across the graben varies from more than 5 km in the south to 4 km in the north.

The graben shoulders are not significantly developed in the northern part, although the

subsidence of the graben is generally greater and the Tertiary sedimentary fi ll has a thickness

of more than 3 km. The result is a signifi cant topographic gradient parallel to the graben axis.

As explained below, subsidence of the northern part occurred distinctly later than that of the

southern part.

The history of the Upper Rhine Graben

The Upper Rhine Graben has been filled with nearly 20,000 km3 of Tertiary

sediments. Most sedimentary rocks, both pre- and syn- rift, are eroded from the area of the

graben shoulders. Along the edges of the graben, coarse-grained clastic sedimentary rocks

include conglomerate and immature sandstone. The graben center is dominated by finer-

grained clastic sedimentary rocks including siltstone and mudstone; non-clastics include

limestone, dolomite, marl, and evaporites (salt rocks). Marine incursions generated saline to

34

brackish conditions. During arid periods, evaporite deposits including halite and potash salts

formed in the narrow, restricted seaway. Potash salt is particularly soluble in water and thus it

is precipitated only at very high concentrations of evaporate minerals. Because of the low

density and high mobility of evaporitic sediments, they rise as diapirs after being overlain by

denser rocks. Some salt diapirs nearly reach the surface and are in contact with Quaternary

sediments.

The uplift of the shoulders initiated in the southern part of the graben during the

Eocene (Fig.31). Vertical displacement of more than 1000 m between the graben basin and its

shoulders existed at the end of the Eocene as major stream systems were carved deeply into

the rift shoulders and spewed coarse conglomerate onto the rift plain. Subsidence of the

graben allowed marine ingressions from both the south and north. During parts of the

Oligocene, a marine passage existed between the Alpine Molasse zone in the south through

the Upper Rhine Graben into the enlarged North Sea Basin. Conglomerate input from graben

shoulders decreased, indicating reduced tectonic activity and a lowering of relief. In the Late

Oligocene, subsidence concluded in the southern part of the graben while further to the north

fresh water lakes expanded as subsidence continued.

Fig.31 A series of

cross sections

showing the evolution

of the southern Upper

Rhine Graben in the

area of the Kaiserstuhl

volcano.

35

The last marine tansgression occurred in the Early Miocene, this time from the Lower

Rhine Embayment, which was now established as a new branch of the rift system (Fig.28).

The southern half of the graben was filled with sediment by this time and completely lacks

deposits of younger Tertiary age. Meanwhile, the Miocene Kaiserstuhl volcano was formed

(Figs.29, 31). As the southern rift waned, subsidence continued to the north, a trend clearly

documented by a longitudinal section through the graben (Fig.32). In the Late Miocene and

Early Pliocene, sedimentation was interrupted across the entire graben system signifying

general regional uplift. Sediments of Late Pliocene age are dominated by fluviatile deposits,

present only in the northern half of the graben. Quaternary sediments locally attain

thicknesses of more than 200 m indicating continued tectonic activity coupled with present

earthquake activity.

Magmatism and heat fl ow in the Upper Rhine Graben

Magmas feeding the volcanoes associated withthe rift formation of the Upper Rhine

Graben are strongly undersaturated in silica and originate from a depth of about 80–100 km,

the base of the lithosphere. The magma has been modified at shallower depth by

differentiation. Therefore, a broad variety of volcanic rocks evolved within the graben system.

Volcanic rocks of the Upper Rhine Graben are of minor volume when compared to the

voluminous volcanic rocks of the East African graben system.

The most famous volcanoes of the graben system are the Kaiserstuhl and the

Vogelsberg (Fig.33). The Kaiserstuhl is constructed of lavas and tuff s that erupted during the

Fig.32 Thickness of sediments in the Upper Rhine Graben in a profile parallel to the graben axis

(PFLUG, 1982). Differences in the sedimentary thickness indicate that graben formation initiated in the

southern area during the Early Tertiary, and that subsidence migrated to the north during the Late

Tertiary.

36

Early and Middle Miocene. Its location corresponds to where the crust is thinnest and large

faults exist (Fig.30). The volcanic rocks are strongly alkaline and undersaturated in silica.

This is reinforced by the presence of carbonatites which contain mostly silica-free carbonate

minerals. Globally, carbonatites are very rare rocks and are almost exclusively related to

graben structures. Th ey are derived from mantle-sourced magmas that contain carbonic acid.

The occurrence of carbonatites in the Kaiserstuhl is one of only a very few in Europe.

The largest volcano associated with the evolution of the Upper Rhine Graben system

is the Vogelsberg. It is located in the northern continuation of the Upper Rhine Graben (Fig.

34). The broad shield volcano formed in a similar manner to the Kaiserstuhl. It was

constructed during the Early and Middle Miocene, 19–10 Ma, and covers an area of

approximately 2500 km2. Emitted rocks are mostly alkaline basalts.

Because of the relatively low depth to the mantle and associated magmatic acitivity,

graben systems are also zones of high heat fl ow. Below the Upper Rhine Graben, the

temperature at the upper boundary of the mantle is at least 200 °C higher than beneath the

graben shoulders. Surficial heat flow is about 50–80 milliwatt per square meter (mW/m2)

outside the Upper Rhine Graben but increases to values between 80 and 120 mW/m2 in the

Upper Rhine Graben. Locally values greater than 150 mW/m2 are possible. Temperature at 1

km depth at these localities is 80 °C, whereas in areas with a normal geothermal gradient it

would be 30 °C.

Such high thermal anomalies cannot be explained by heat conduction through the

rocks alone because rocks are poor heat conductors. Rather, hot circulating water that

migrates rapidly along fault zones is responsible. Cold surface water percolates to the depth,

becomes heated, and ascends by convection. Such water cycles are expressed at thermal

springs, common along the master faults of the Upper Rhine Graben, such as the health resort

of Baden-Baden.

The Upper Rhine Graben in the Middle European stress field

Presently the extensional forces in the Upper Rhine Graben are oblique (SW-NE, with

an azimuth of 050–060°) and not orthogonal to the graben axis. Consequently, the principal

axis of compression is not parallel but oblique to the graben axis (NW-SE or 140–150°;

Fig.33). However, when the graben formed, the extensional forces acted orthogonal to the

graben. An anticlockwise rotation of the stress field occurred during the evolution of the

37

graben system during the Late Tertiary and caused a left-lateral component to develop that

overprinted the normal faults. Therefore, as the Vosges and Black Forest diverged, the Vosges

also moved parallel to the graben, southward in relation to the Black Forest (Fig.33).

The northern continuation of the Upper Rhine Graben trends along the Lower Rhine

Embayment (Fig.33). Neither a mantle bulge nor graben shoulders occur in this region. The

graben system varies in width and opens towards the NW. Throughout its development, the

extensional stress has been orthogonal to the Lower Rhine Embayment since the Early

Miocene. The missing mantle bulge indicates that it is a passive rift structure and that

extensional forces are the primary cause for the graben development.

The southern continuation of the Upper Rhine Graben, the Bresse Graben occurs

approximately 120 km to the west (Fig.34). As in the Upper Rhine Graben, subsidence in the

Bresse Graben ceased during the Early Miocene. Offset between the Upper Rhine Graben and

Bresse Graben is only apparent; in fact, the distance between the two graben segments

remained unchanged since their formation. The situation is that of a transform fault, although

such a fault is not developed as one distinct fracture. Rather, the rift structure is transformed

by a complex system of mostly W-E trending minor faults linking the Upper Rhine Graben

Fig.33 Directions of the

present maximum horizontal

stress (red arrows) in the

Upper Rhine Graben and

Lower Rhine Embayment.

The change in the

orientation of the stress fi

eld is shown in the two

schematic diagrams. The

older stress fi eld caused the

formation of the Upper

Rhine Graben, the younger

one led to the formation of

the Lower Rhine

Embayment and to left-

lateral movements in the

Upper Rhine Graben.

Volcanoes related to the

graben formation are shown

in green.

38

and the Bresse Graben (Fig.34). The individual faults in the transformation zone carry out

left-lateral (sinistral) offset (see Fig.34)

The large East African rift system

Along the greater East African rift system and the three-pointed graben star of the Afar

Depression, where the East African rift system, the Red Sea, and the Gulf of Aden meet,

different stages of continent break-up are represented (Fig.35). The East African Rift, from

which the Central African Rift between Lake Malawi and Lake Turkana branches off, is a

presently active system with abundant volcanism (Fig.36). The East African rift system has

not matured enough to have formed a new plate to the east, although the crust is nearly

severed at some places and the term “Somalian Plate” is used by some geologists (Fig.37). At

its northern end, the Afar Depression, which because of its triangular shape is also called the

Afar Triangle, has partly generated new oceanic crust.

Fig.34 Map showing the transition zone from the Upper Rhine Graben into the Bresse Graben. The

transition is accomplished by a bundle of faults that in total mark the locus of a transform fault. A

simplistic representation of the connection between the two graben structures is shown in the insert.

The distance between the two graben axes remained unchanged through the course of time.

39

The region is characterized by two broad topographic uplifts, each more than 1000 km

in diameter (Fig.35), and each underlain by mantle diapirs with broad mushroom-shaped

heads. The northern uplift includes Ethiopia and Yemen and has the three-pointed graben star

at its center. The southern uplift area is in Uganda, Kenya and Tanzania and is marked by the

intersection of the Kenya and Central African rifts. The faults of the rift systems are generally

parallel to structures of the Precambrian basement, an observation that suggests that the

graben structures follow old zones of weakness in the crust.

Fig.35 Map of the principle elements of the East African graben system.

40

The East African Rift has evolved since the Late Oligocene or Early Miocene. It

comprises the Ethiopian Graben and the Gregory or Kenya Rift (Fig.35). The Gregory Rift

Valley, eponymous for the geological term “rift”, has shoulders that rise more than 3000 m

above sea level and 1000 m above the inner part of the graben. Collective vertical

displacement along the main graben faults much as 4 km. The graben area is cut by densely

clustered faults that parallel the edges of the graben and defi ne a horst-and- graben structure.

A horst is a higher block between two down-dropped graben structures. The total graben has a

width of 60 to 70 km but the width of the inner graben is 17 to 35 km. The base of the inner

graben is covered by Pliocene and Quaternary volcanic rocks and sediments and the clear

dominance of volcanic rocks contrasts sharply with the rarity of volcanics in the Upper Rhine

Graben. Mt.Kilimanjaro, an active volcano, towers nearly 6000 m high and along with the

older and partly eroded Mount Kenya, is located on the eastern graben shoulder.

Towards the inner part of the graben, small but steep erosional surfaces limit the

transport of sediments, and consequently, deep depressions evolve that are commonly the

sites of large lakes. The largest is the 650 km long Lake Tanganyika in the Central African

graben system (Fig.35); its depth is nearly 1500 m and its bottom lies 700 m below sea level.

The lake is situated behind a 2000 m high mountain range that forms a rain shadow from the

Fig.36 Generalized

geologic map of East

Africa.

41

trade winds. Therefore, the region is relatively dry with a total annual precipitation less than

1000 mm, and the evaporation rate is high because of its position 3–9° south of the equator.

The sediments of the lake are mostly biogenic and chemical in origin with only minor input

by rivers. The depth of the water body coupled with the low production of sediment causes

the longevity of such lakes. Some of the smaller lakes in the East African graben system, such

as Lake Natron in Tanzania, contain high concentrations of sodium hydroxide and with

associated high evaporation rates are dominated by evaporite deposits such as sodium

carbonate, a by-product of volcanism. Chemical processes are strongly enhanced by bacterial

activities.

Since the Miocene, the Gregory Rift has produced alkaline volcanic rocks, especially

strongly alkaline basalts and phonolites. The volcanic rocks have a total volume of about

100,000 km3, half of which is basaltic. Interestingly the Gregory Rift is the site of the only

active carbonatite volcano on Earth, the Ol Doinyo Lengai in northern Tanzania (Fig.35). The

Central African Rift has produced much less volcanic rock material, although the 4500 m high

volcanic chain of the Virunga Mountains in the border region of Congo, Rwanda and Uganda

belong to this graben system. In the Ethiopian Rift , basalts have clearly dominated (ca.

300,000 km3) since the Eocene; these are dominantly slightly alkaline and range to tholeiitic

in composition. The huge volumes of low - viscosity flood basalts have formed 2000 m-thick

basaltic plateaus. Acidic differentiates in Ethiopia are mostly alkaline rhyolites to

trachyandesites. Nonbasaltic rocks have a volume of about 50,000 km3.

The larger volumes of basalts in Ethiopia and their slightly alkaline to tholeiitic

chemistry signify a higher percentage of partial melting in the mantle source compared to

those in the Gregory Rift. The alkaline magmas of the Gregory Rift are assumed to originate

from the lithospheric mantle below the continental crust in a location that is enriched in

elements such as alkalis that are incompatible with the mantle rock. In contrast, the tholeiitic

magmas of the Ethiopian Rift are mainly derived from rising asthenospheric material that is

depleted in these incompatible elements. The differences between the Gregory and Ethiopian

rifts are also explained by the different extension rates: total crustal extension in Ethiopia

approaches 60 km, but in contrast, much lower rates, 35–40 km in northern Kenya, 5–10 km

in southern Kenya, and less than 5 km in northern Tanzania are present in the Gregory Rift.

The graben system opened like a pair of scissors, which explains the increasing magma

production and decreasing alkalinity (tholeiites originate from higher partial melting in the

mantle rocks) from south to north.

42

The average extension rates in the East African graben system, 0.4–1 mm/yr, are one

order of magnitude less than those at a slow-moving constructive plate boundaries such as the

nearby Red Sea or Gulf of Aden. Such a graben system is generally not considered to be a

plate boundary but rather the result of intraplate tectonics. Activity in the East African graben

system is waning, which is also expressed by its limited seismic activity. This is typical of

extensional triple junctions, such as the Afar Triangle, where three arms meet – one arm is

shut down aft er the other two have formed ocean crust between continental blocks.

The entire region is characterized by negative gravity values and local high heat flow.

The graben system is underlain by a 1500 km wide bulge of the asthenosphere that nearly cuts

through the lithosphere in the Kenya Rift (Fig.37); a 20 km-wide intrusion has protruded to a

depth of only 3 km below the sole of the graben. The intrusion is detectable in the

gravitational profi le by a slight positive anomaly within the broad negative anomaly of the

graben (Fig.37). The negative gravity anomaly mirrors a widespread mass defi ciency caused

by the bulge of the asthenosphere, which is less dense than the replaced lithospheric mantle.

The mantle lithosphere has been transformed into asthenosphere by the temperature increase.

Fig.37 Block diagram of the

East African graben system.

The lower crosssection

through the Central African

Rift and the Kenya Rift

demonstrates the strong

thinning of the lithospheric

mantle that causes a negative

gravity anomaly. 1 Gal

(galilei) = 1 cm/s2. (unity of

acceleration). 1 mGal = 10-3

Gal.

43

The Afar Depression

The Afar Depression is a lowlying triangular area (Fig.38), at the center of a three-

point graben star, where the East African graben system (Ethiopian Rift), the Red Sea, and the

Gulf of Aden meet. Here, the transition from a continental graben to an initiating ocean basin

can be observed. Underlying the depression, a mantle diapir rises and overlying continental

crust is strongly thinned and fragmented. In fact, between the separated continental fragments,

new oceanic crust has been generated, although it is uncertain whether continuous bands of

ocean floor already exist or not. Because the region is above the sea level and thus accessible

for direct observation, in the 1970’s many aspects concerning the theory of plate tectonics

were established here.

Fig.38 Map showing structural

elements of the Afar Depression or

Afar Triangle. The region consists of

a mosaic of blocks with thinned

continental crust including the small

“ Danakil Plate”. Basaltic rocks lie in

the separation of the crust within the

narrow spreading axes between the

blocks. This relation is shown in the

cross section through the Danakil

Depression.

44

Numerous bundles of faults, visible on satellite images of this arid region, pervade the

depression. Along these faults, some partly expressed as open-spaced cracks, basaltic lavas

with a tholeiitic composition similar that of mid-ocean ridge basalts, periodically discharge.

Narrow stripes of quasioceanic crust are produced at several spreading axes and have

produced a complicated pattern of microplates (Fig.38). The tectonic and volcanic activity is

concentrated along the inner part of the graben system, an area characterized by both

horizontal and vertical movements of blocks. Regional crustal thickness of 30 to 40 km in the

upland of Ethiopia is thinned to less than 16 km in the northern Afar Depression. The

principle of isostasy is illustrated in the Danakil Mountains where a block (microplate) greater

than 20 km in thickness rises as a highland above the surrounding plain. The adjacent Danakil

Depression is an area below sea level and marks a portion of the plate boundary (Fig.38). This

trend continues northward towards the central part of the southern Red Sea depression where

crustal thickness is ca. 6 km, typical of normal oceanic crust.

The Red Sea – from rift to drift

The Red Sea is a relatively recent constructive plate boundary that consists of a band

of oceanic crust up to 100 km in width that was formed during the Late Tertiary by the

separation of Arabia from Africa (Fig.39). Here, the rift stage transformed into the drift stage

and the Red Sea forms a nascent ocean. Th e oceanic band contains a central graben that

marks the plate boundary and attains a depth of more than 2000 m. Because of the small

amount of drift and the closeness of the continental margins, the central graben is not yet

developed as a midocean ridge in the true morphological sense.

Plate divergence in the southern Red Sea is 1.4 cm per year and decreases towards the

NW (Fig.40). In the Gulf of Aqaba it merges into the transform fault of the Jordan Graben.

The Gulf of Aden represents a more advanced stage of ocean-basin formation with a mid-

ocean ridge, a feature that continues eastward into the Indian Ocean. Here the spreading rate

along the ridge increases to 7 cm per year. Spreading direction of ocean fl oor in both the Red

Sea and Gulf of Aden is in the same, SW-NE, although the spreading axes of both oceans

have diff erent orientations.

The history of the Red Sea dates back to the middle Cenozoic. The Red Sea rift is cut

through the Arabian- Nubian Shield, an area of Precambrian continental crust that is mantled

by Upper Cretaceous and Lower Tertiary sedimentary rocks. The formation of the graben

45

initiated during the Oligocene and by Late Oligocene; 25 million years ago, violent volcanic

activity with basaltic eruptions commenced in the Afar Triangle, a southern extension of the

Red Sea. During the Middle to Late Miocene, sea water intruded the graben system from the

Mediterranean Sea; the graben-restricted sea had a blind end to the south. Restricted water

exchange, high rates of evaporation in the arid region, and low inflow of freshwater generated

more than 3 km of salt deposits.

Sea floor spreading with a rate of 1–2 cm/yr started in the southern Red Sea in the

Pliocene at approximately 5 Ma. At the same time the Red Sea opened to the Gulf of Aden

and the Indian Ocean. Due to the total separation between the continental blocks of Africa and

Arabia, the tectonic activity shift ed from the edges of the graben to the new spreading zone in

its center, the zone where new oceanic crust was generated along a narrow, newly formed

Fig.39 Block diagram of the Red Sea region. Note the graben-ingraben structure, the high

elevation of the graben shoulders, and the central graben fissure on oceanic crust in the

middle of the Red Sea. The foreground cross-section that passes through the southern Afar

Depression indicates that the continental crust is not severed there.

46

central graben; this formed the present graben-in-graben structure (Fig.39). The outer graben

shoulders are presently tectonically inactive.

The central Red Sea graben contains depressions with water depths greater than 2000

m. The water temperatures at depth increase to more than 60 °C and the salinity to more than

30%. Hot brines are trapped in the depressions because of their high density: mud ooze

formed on the seafl oor is rich in iron, copper, lead, and zinc sulfides, ferric and manganese

oxides, and calcium sulfates (anhydrite), gold, and silver. Total concentrations of non-ferrous

metal in the oozes amounts to more than 10% by weight and are potentially of economic

interest. The economic potential is presently offset by the very difficult and expensive mining

procedures that would be required to extract the ore. However, if the ocean floor became

obducted onto the continental margin in the geologic future, like the Oman ophiolite, mining

might be economical.

Fig.40 Spreading rates in the

Red Sea and the Gulf of Aden

(De METS et al., 1990). The

central graben fissure in the

Red Sea is marked by a double

green line. The Atlantis-II-

Deep is one of several

depressions that contain metal-

rich oozes.

47

The formation of these ore deposits is directly related to the opening of the Red Sea.

The brines form an ideal environment in which to precipitate the ore content of hot water

solutions that ascend from the depth. Salt solutions on the thinned continental crust along the

sea floor next to the central graben were trapped in the depressions due to their high density

and highly saline brines were formed. The basaltic lavas that extruded along the axis of the

Red Sea heated the deep seawater and increased the solubility of the metals. Isotopic

composition of the sulfur in the sulfi des indicates that the total metal content is only partly

derived from the basalts: the ratio of the isotopes sulfur-34 to sulfur-32 suggests that the ore

metals are at least partly derived from the Precambrian crust of the adjacent continental

blocks. Kuroko-type deposits that are present in local Precambrian rocks are present in the

region and are rich in non-ferrous metal sulfides and gold.

The geologic setting and range of processes that formed the Red Sea were ideal for the

generation of metaliferous ore deposits. Submarine basaltic volcanism, faulting, water

temperatures, and presence of metal ions in crustal rocks all combined to produce the ores.

The ore stock of one of these depressions, the “Atlantis-II-Deep” (Fig.40) is estimated to

contain 3,200,000 t zinc, 800,000 t copper, 80,000 t lead, 4500 t silver and 45 t gold

A brief history of the Basin and Range Province

The geologic history and geologic controls that acted upon the Basin and Range region

are complex and beyond the scope of this course. However, a brief account is presented here.

Much of the Basin and Range Province originally comprised the Early and Middle Paleozoic

passive margin of western North America and was the site of unusually thick sedimentary

rocks. In the Late Paleozoic and Mesozoic, the region was an active margin characterized by

subduction, terrane accretion, and orogenesis. The culminating Cretaceous Sevier orogeny

generated thick continental crust, a large thrust belt, and towering mountains. The hinterland

bisected the present Basin and Range area, and the future Colorado Plateau and Rocky

Mountains provinces lay near sea level to the east.

The initial tectonic collapse of the hinterland initiated in the Paleocene and Eocene as

flat-slab subduction formed under the American Southwest. Subduction ended as the East

Pacific Rise (the Pacific mid-ocean ridge) intercepted western North America in the

Oligocene. As the eastward-plunging Farallon Plate was consumed along portions of the

North American Plate, the westward moving Pacific Plate contacted the continent. Although

48

North America has a westward component of motion, the Pacific Plate moved at a much

greater rate to the NW. A “space problem” developed along the margin of North America as

the Pacific Plate attempted to pull it westward. Consequently, the thick crust below the old

Sevier hinterland was extended to fi ll the gap and the great crustal extension commenced.

The interception of the Pacific and North American plates can be tracked along the

northwardmoving Mendocino triple junction. In fact, the current location at Cape Mendocino,

California, marks the approximate northward extension of the Basin and Range Province; its

inception near the latitude of San Diego marks the inboard location of the oldest Basin and

Range extension in southern Arizona. Since the Middle Miocene, ca. 15 Ma, much of the

motion between the two plates has been taken up by transform faulting, especially along the

famous San Andreas Fault, the current plate boundary. The San Andreas Fault and its

precursors have continuously carved eastward into North America resulting in several

hundred kilometers of North America being “captured” by the Pacific Plate.

49

TERMINOLOGY OF EXTENSIONAL TECTONICS

ACCOMMODATION

ZONES

ACTIVE MARGIN

AULAKOGEN

AXIS (of RIFT or

MOR)

BREAKAWAY

FAULT

GRABEN

HALF GRABEN

HORST

LISTRIC NORMAL

FAULT

MIDOCEAN RIDGE

OBLIQUE RIFTING

PASSIVE MARGIN

Normal fault systems are not continuous along the length of a rift. Rather,

rifts are divided into segments, whose axes may be offset from one

another. Further, the faults of one segment may dip in the opposite

direction to the faults of another segment. An accommodation zone is the

region of complex structure that links the ends of two rift segments.

Accommodation zones typically include strike-slip faults.

A continental margin that coincides with either a strike-slip or convergent

plate boundary, and thus is seismically active.

An unsuccessful rift that cuts across a continental margin at a high angle

to the margin. Typically, aulacogens transect the grain of an orogen that

borders the margin. Aulacogens may represent failed arms of three-armed

rifts, or they may simply be older rifts (formed long before the

development of the continental margin, during an earlier episode of rifting

at a different orientation) that were cut off when the margin formed.

The center line along the length of a rift or a mid-ocean ridge (MOR). The

trend of the axis is the overall trend of the rift.

Breakaway fault The normal fault that forms the edge of the rift. (A

breakaway fault forms the boundary between stretched and unstretched

crust).

A narrow, symmetric trough or basin, bounded on both sides by normal

faults that dip toward the center of the trough.

An asymmetric basin formed on the back of a tilted fault block; one

border of the basin is a normal fault.

An elongate, symmetric crustal block bordered on both sides by normal

faults; both faults dip away from the center of the horst.

A normal fault whose dip decreases with depth, thereby making the fault

surface concave upward.

The elongate submarine mountain range that is the bathymetric

manifestation of a divergent plate boundary. Though some midocean

ridges (e.g., the Mid-Atlantic Ridge) do lie in the center of ocean basins,

some (e.g., the East Pacific Rise) do not. Therefore, some geologists use

the term “oceanic ridge” in place of “mid-ocean ridge” for these features.

Rifting that occurs where the stretching direction is at an acute angle to

the rift axis.

A continental margin that is not a plate boundary and, therefore, is not

seismically active. It is underlain by the relict of a successful rift. The rift

relict subsides and is buried by a thick wedge of sediment.

50

PLANAR NORMAL

FAULT

NONROTATIONAL

NORMAL FAULT

RIFT (RIFT SYSTEM)

RIFT–DRIFT

TRANSITION

ROTATIONAL

NORMAL FAULT

SUBSIDENCE

SUCCESSFUL RIFT

TRANSFER FAULT

UNSUCCESSFUL

RIFT

A normal fault whose dip remains constant with depth.

A normal fault on which slip does not result in rotation of the hanging-

wall block.

A belt of continental lithosphere that is undergoing, or has undergone,

extensional deformation (i.e., stretching); also called a continental rift.

The time at which active rift faulting ceases and seafloor spreading begins

(i.e., the time at which a mid-ocean ridge initiates, and the relicts of a rift

become the foundation of a passive margin).

A normal fault whose hanging wall block rotates around a horizontal axis

during slip.

The sinking of the surface of the lithosphere. Subsidence produces

sedimentary basins. For example, the relict of a successful rift subsides to

form a passive-margin basin.

A rift in which stretching has proceeded until the continent cut by the rift

ruptures to form two pieces separated by a new mid-ocean ridge.

A dominantly strike-slip fault that links two normal faults that are not

coplanar; some transfer faults serve as accommodation zones.

A rift in which extensional deformation ceased prior to rupture of the

continent that was cut by the rift.