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Lagerstätten


Lagerstätten und globale tektonische Stellungen

Tektonische Stellungen und Plattengrenzen
Tektonische Stellungen und Plattengrenzen

Schematische Darstellung der wichtigsten;
tektonischen Stellungen (tectonic settings) und Plattengrenzen

USGS Public Domain


Was bedeutet “tektonische Stellungen”?

"Tektonische Stellung" ist die Übersetzung des aus der englischen Sprache stammenden geologischen Begriffs "Tectonic Setting" und bedeutet die Zeit, den Ort und den Kontext, in welchem ein geologischer Vorgang, Prozess oder eine Geschichte stattgefunden hat. Der Begriff wird zunehmend in der US-englischen Geowissenschaft angewandt und wird hier, da er wie so manch fremdsprachiger Begriff Tatsachen präziser ausdrückt, in die geologischen Portraits als Synonym für „plattentektonisches Stadium, bzw. plattentektonische Aktivität, bzw. tektonische Stellung“ eingeführt. Die wichtigsten Stellungen sind Krustenveränderungen, e.g. Heraushebung (uplift), Dehnung, Aufwölbungen (doming), die an Lineamente (Tiefenbrüche) gebunden sind) bzw. als Folge von Orogenesen (> Riftsyteme, > Subduktion; > Kollision oder unabhängig in > Aulakogenen (Tafelstrukturen im Kristallin alter Plattformen mit marinen und kontinentalen Sedimenten und Vulkaniten) und der Lagerstättenbildung im eigenen Sinne.


Plattentektonik

Die Plattentektonik ist die grundlegende Theorie der Geowissenschaften über die globalen tektonischen Vorgänge in der Lithosphäre (Erdkruste und oberster Erdmantel) und ist Teil der Theorien über die endogene Dynamik der Erde. Die Plattentektonik kann als der an der Erdoberfläche auftretende Ausdruck der Mantelkonvektion im Erdinneren aufgefasst werden und beschreibt die Bewegungen der Lithosphärenplatten („Kontinentalverschiebung“) und die daraus folgenden geologischen Phänomene. Zu ihnen zählen die Entstehung von Faltengebirgen (Orogenese) und Tiefseerinnen durch den Druck der sich bewegenden Platten. Die großräumigen Deformationen der äußeren Gesteinsmassen führen zu sekundären Phänomenen, wie Vulkanismus oder Erdbeben. (wikipedia)


Tektonische Platten
Tektonische Platten

Ds Schlüsselprinzip der Plattentektonik ist, dass die Lithosphäre aus separaten und bestimmten tektonischen Platten existiert, welche auf der fluid-artigen (visko-elastischer Festkörper) Asthenosph...

USGS Public Domain

Der Plattentektonik zufolge ist die Lithosphäre der Erde in sieben große und zahlreiche kleinere tektonische Platten aufgebrochen. Die Lithosphärenplatten schwimmen auf der darunterliegenden, durch duktile Rheologie gekennzeichneten Asthenosphäre , welche es gestattet den aufliegenden starren, ca. 20-250 km dicken, Kontinente und Ozeane umfassenden Lithosphärenplatten, sich relativ zueinander zu bewegen.

Jede Platte hat einen kontinentalen und einen ozeanischen Teil. In Richtung der Plattenbewegung besitzen sie den aktiven Rand, an dem sich Platten unterschieben, Subduktionszone, mit Gebirgsbildung (Orogenese) und Vulkanismus. Auf der Gegenseite liegt der passive Rand ,der tektonisch kaum aktiv ist. Zusammen bilden sie die Lithosphäre (feste Gesteinshülle), sie beinhalten die Erdkruste und möglicherweise noch einen festen Teil des Erdmantels. Erdkruste und Erdmantel sind durch eine seismische Unstetigkeitsfläche, die sogenannte Mohorovicic-Diskontinuität getrennt; sie lässt sich bis zu einer Tiefe von 100 km in ihrem Verlauf eindeutig und direkt verfolgen. Tiefere Bewegungen im Mantel werden durch Erdbebenhäufigkeit geortet.

Die Platten sind meist durch mittelozeanische Rücken oder Tiefseerinnen voneinander getrennt. An den Rücken driften die benachbarten Platten auseinander (divergierende Plattengrenze), wodurch basaltisches Magma aus dem Oberen Erdmantel emporsteigt und neue ozeanische Kruste gebildet wird. Dieser Prozess wird auch als Ozeanbodenspreizung oder Seafloor Spreading bezeichnet. In den Tiefseerinnen sinkt die Kruste wieder in den Mantel ab und wird subduziert ( > Subduktion) . Überwiegend sind die tektonischen und magmatischen Vorgänge auf die Plattenränder konzentriert.


Divergente Plattengrenzen

Topographie Mittelozeanischer Rücken (MOR)
Topographie Mittelozeanischer Rücken (MOR)

Dieses Bild zeigt die Entstehung mittelozeanischer Rücken mit darunterliegender Magmakammer. Das Magma steigt auf und spreizt sich am MOR unter Bildung neuer ozeanischer Platten.

USGS Public Domain

(voneinander fort bzw. entgegengesetzt driftende Platten , Bildung von Mittelozeanischen Rücken (MOR))

Das Auseinanderdriften zweier Platten nennt man Divergenz. Hier wird neue Kruste konstruiert bzw. aufgebaut. Mittelozeanische Rücken (MOR) sind Erhebungen auf dem Grund eines Ozeans, wo neuer Ozeanboden entsteht. Die Rücken befinden sich an jenen Stellen in einem Ozean, an denen die äußere, feste Schicht der Erde aufbricht und sich voneinander wegbewegt. Es reiht sich oft ein lang gezogener Rücken an den anderen, nur unterbrochen durch Bruchtektonik, mit Bildung von Spalten und Abschiebungen, sowie von kontinentalen Riftzonen (Grabenbrüche), eine durch annähernd parallele und tief die kontinentale Kruste durchschlagende, gleich- und gegensinnig einfallende Abschiebungen geprägtes Grabensystem von grosser, oft kontinentweiter Längserstreckung. Staffelbrüche, Horste, Parallelgräben und Grabenaufspaltungen bestimmen meist einen komplexen Aufbau. (Tw. zitiert GeoLexikon)


Konvergente Plattengrenzen

(Kollisionsränder, Kompressions- oder Destruktionsgrenzen; Orogenese, Tiefseerinnes und Vulkane)

Die gegeneinander gerichtete Bewegung zweier Platten wird Konvergenz genannt. Dabei findet entweder eine Überschiebung statt, bei der entlang einer Subduktionszone die dichtere unter die weniger dichte Platte geschoben wird (Subduktion), oder eine Kollision, bei der eine oder beide Platten in den Randbereichen gefaltet werden.

Transforme Plattengrenzen

aneinander vorbei bewegende Platten mit limitierter divergenter oder konvergenter Aktivität


Subduktion

Subduktion
Subduktion

Schematische Darstellung einer Subduktion

NASA

An Zonen, an welchen die Platten zusammenstoßen, kommt es zur Subduktion. Die Platte mit der höheren Dichte wird unter die andere Platte geschoben, erhitzt und schmilzt schließlich. Die andere Platte wird angehoben. Durch das Schmelzen der subduzierten Platte bildet sich neues Magma, welches durch den hohen Druck an die Oberfläche gepresst werden kann. So finden sich sehr häufig an den Subduktionszonen dieser Erde Vulkangürtel. Treffen zwei ozeanische Platten aufeinander, kommt es oftmals zur Bildung langer Inselketten entlang der Subduktionszone (Beispiel: Japan, Philippinen). Treffen eine ozeanische und eine kontinentale Platte aufeinander, wird die kontinentale Platte angehoben und es kommt zu Bildung langer Gebirgsketten mit Vulkanismus (Beipiel: die Anden).


Subduktionszonen

Subduktionszone werden die Bereiche genannt, an denen ozeanische und kontinentale Platten aufeinandertreffen, in denen sich eine tektonische Platte über oder unter eine andere Platte schiebt. Die Kante der versinkenden Platte stellt einen Erdbebenherd dar, und ihr Weg in den Erdmantel kann durch Lokalisieren der Erdbebenzentren verfolgt werden.


Obduktion

Als Obduktion bezeichnet man den Vorgang, bei welchem eine kontinentale Platte unter eine ozeanische Platte geschoben wird – was jedoch ungewöhnlich ist, da die relativen Dichten der tektonischen Platten die Subduktion der ozeanischen Platte favorisieren. Eine Obduktion ist z.Bsp., wenn ein ozeanischer forearc (Rand der Oberplatte zwischen der Plattengrenze in der Tiefseerinne und der vulkanischen Front) auf eine kontinentale Unterplatte kollidiert, bzw. wenn die gesamte Oberplatte ozeanisch ist oder Überbleibsel des früheren trennenden Ozeans dem forearc der kontinentalen Platte akkretiert und bei der Kollision auf die Unterplatte überschoben werden. Auch die Akkretion eines ozeanischen Rückens als Terran unter Verlagerung der Subduktion auf dessen ozeanwärtige Seite ist eine Obduktion.

Die Platten bewegen sich mit einer Geschwindigkeit von 50-100 mm pro Jahr. An divergenten Plattenrändern dringen 77% aller Magmen auf, 13% an konvergenten Rändern.


Lagerstätten und Plattentektonik

Die Plattentektonik, so wie die Entwicklung der Erdkruste, liefert eine Basis für das Verständnis von Mineral-und Energielagerstätten. Das Verhältnis zwischen Plattentektonik und Minerallagerstätten zeichnet sich durch drei Eck-Fakten aus:

  • Geologische Prozesse im Zusammenhang freigesetzter Energie an Plattengrenzen regeln und steuern den Prozess der Mineralisation (der „Mineralablagerung in senso lato)
  • Minerallagerstätten bilden sich in ganz bestimmten tektonischen Settings, welch durch die Plattentektonik gelenkt und reguliert werden
  • Die Rekonstruktion fragmentierter Kontinente kann eine brauchbare Basis für die Exploration neuer Lagerstätten bilden.

Zur Entstehung und Akkumulation einer Minerallagerstätte in jedwedem tektonischen Setting müssen mehrere Anforderungen erfüllt sein. Nicht wenige tektonische Settings werden diesen Anforderungen gerecht.


Beispiele von tektonischen Stellungen und lagerstättenbildenden Prozessen

Mittelozeanischer Rücken (MOR)
Mittelozeanischer Rücken (MOR)

Modellzeichnung

NASA Public Domain
Hydrothermale  Black Smoker-Chemie
Hydrothermale Black Smoker-Chemie

Deep sea vents chemistry

US NOAA Public Domain

Lagerstätten an ozeanischen Rücken und ozeanischen Becken (divergente Plattengrenzen)

  • Ultramafische Gesteine in Ophiolithen, welche Asbest, Chrom- und Nickelerze enthalten. Sie sind gewöhnlich in phanerozoischen orogenen Gürteln erreichbar, wohin sie durch Plattenbewegungen transportiert wurden. (Beispiele: Türkei, Oman, Zypern)
  • Durch hydrothermale Aktivitäten an den Rücken entstandene a) Sulfid-Lagerstätten (Black Smoker mit Cu-, Pb-Zn-Mineralisationen) und b) metallhaltige Sedimente an den Flanken der Rücken. Zu den wichtigsten Lagerstätten gehören Fe, Zn, Cu, Pb, Au und Ag-Vorkommen. Im Roten Meer wurden Fe-, Zn- und Cu-haltige Sedimente abgelagert. (Beispiele: Pazifik, Atlantik)
  • Mn-Oxid-Lagerstätten des TAG Hydrothermal-Feldes (Trans-Atlantic-Geotraverse; das erste und seit seiner Entdeckung 1972 einzig bekannte aktive submarine Hydrothermalfeld auf einem sich langsam spreizenden ozeanischen Rücken an der östlichen Wand des Mittelatlantischen Rückens).
  • Podiforme Chromit-Lagerstätten (Chromitlinsen), assoziiert mit serpentinisierten ultramafischen Gesteinen (Harzburgit, Dunit). (Beispiele: Chromit-Grosslagerstätte Kempirsai, Kasachstan (Erzkörper mit über 100 Mio. To)., Südafrika, GUS, Stillwater-Komplex in Montana, USA; Kemi in Finnland)
  • Kupferlagerstätten vom Zypern-Typ (Cu-Fe-reich), welche mit Ophiolithen assoziiert sind und an ozeanischen Rücken hydrothermal gebildete Lagerstätten repräsentieren.

Mehrere Mineral-Lagerstätten-Typen scheinen ein genetisches Verhältnis zu entweder „hot mantle plumes“ oder deren Spuren zu besitzen.


Subduktionszone und Back Arc Basin (BAB)
Subduktionszone und Back Arc Basin (BAB)

Querschnitt durch eine Subduktionszone und Back arc basin

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Subduktionszonen und minerogenetische Zonalität
Subduktionszonen und minerogenetische Zonalität

TU Dresden - Institut für Geotechnik

Subduktionszonen im Bereich von Inselbögen und Subduktionszonen im Bereich von Kontinentalrändern (konvergente Plattengrenzen) (subduction related settings)

Metall-Lagerstätten befinden sich gewöhnlich sowohl an kontinentalen Rändern als auch im Bereich von Inselbögen konvergenter Plattengrenzen. Entlang des Circum-Pazifikgürtels liegen die bedeutenden Metall-Lagerstätten im westlichen Nordamerika und in Südamerika (besonders Chile, Bolivien, Peru), Japan (Kuroko-Typ-Erze), den Philippinen, Neuseeland und Indonesien. Mehr als die Hälfte des Welt-Kupfers stammt aus porphyrischen Cu-Lagerstätten der o.a. Regionen. Wichtige Lagerstätten, welche mit gegenwärtigen und mit früheren konvergenten Plattenrändern assoziiert sind, sind

  • Basismetalle (Cu, Pb, Zn, Mo)
  • Edelmetalle (Pt, Au, Ag)
  • Andere Metalle (Sn, W, Sb, Hg). Die sogenannten Red Bed U-Lagerstätten sind assoziiert mit konvergenten Plattengrenzen im SW der USA.

Zonierung von Mineral-Lagerstätten, welche sich an konvergenten Plattengrenzen gebildet haben ist offensichtlich von West nach Ost in den Anden, wobei man folgende Zonen antrifft:

  • a) Kontaktmetasomatische Fe-Lagerstätten
  • b) Cu-Ag und Ag- gangförmige Lagerstätten
  • c) Porphyrische Cu-Mo-Lagerstätten
  • d) Pb-Zn-Ag-Gänge und kontaktmetsomatische Lagerstätten
  • e) Sn-Lagerstätten

Diese Zonierung ist Folge der progressiven Freisetzung von Metallen von der abtauchenden Platte, wobei Sn aus seiner Tiefe von ca. 300 km kommt. Die Metalle stammen aus einer Kombination der abtauchenden Platte und dem überliegenden Mantelkeil. Sie bewegen sich in Magmen oder Fluiden nach oben und sind konzentriert in spät-hydrothermalen und magmatischen Fluiden.


Beispiele von Lagerstätten in Subduktionszonen

  • Miozänisch-pliozänische epithermale Au-Ag-Lagerstätten (Nevada, USA)
  • Porphyr-Mo-Lagerstätten (Colorado, New Mexico, Texas, Idaho, Montana, USA; British Columbia, Kanada)
  • Miozänisch-pliozänische F-Sb-Lagerstätten (Thailand); Granite mit Sn-Be-Lagerstätten (Lost River, Alaska, USA)

Backarc-Becken

Backarc-Becken (und Forearc-Becken) sind Seebecken, die bei der Subduktion einer ozeanischen Platte unter eine andere ozeanische Platte entstehen können. Sie entstehen bevorzugt an Inselbögen, in deren Subduktionszonen relativ alte, d. h. schwere ozeanische Kruste subduziert wird. Dort wo die subduzierte Platte unter die aufliegende Platte abtaucht, befindet sich eine Tiefseerinne. Zwischen der Tiefseerinne und dem Inselbogen kann ein Forearc-Becken entstehen und auf der anderen Seite des Inselbogens ein Backarc-Becken, da dort die Kontinentalplatte gedehnt wird und eine Spreizungszone entsteht.

Erdöl entsteht in den Back-Arc-Becken im Bereich von Inselbögen konvergenter Plattenränder, wo organische Materie eingeschlossen ist und wegen nicht vorhandener freier Zirkulation einer Oxidation vorgebeugt wird. Geothermische Hitze ermöglicht die Umwandlung von organischer Materie in Erdöl und die begleitend einhergehende Deformation bildet Fallen für die Akkumulation des Erdöls. Entlang der konvergenten Plattenränder bilden sich auch potentielle geothermale Felder. Beispiele: Das japanische Becken zwischen dem asiatischen Festland und Japan, das Südchinesische Meer, sowie die Sulu-See und die Celebes-See


Lagerstätten an Kollisionsgrenzen (Collision related settings)

Kontinentalkollision
Kontinentalkollision

Modellzeichnung

USGS Public Domain

Eine bestimmte Art tektonischer Settings sind Kontinent-Kontinent-Kollisionen, bzw. der Kollision eines aktiven Kontinentalrandes mit einem Kontinent auf der Unterplatte nach Subduktion des ursprünglich trennenden Ozeans. Die Kontinentalkollision ist ein Phänomen der Plattentektonik, welches an konvergenten Plattengrenzen stattfindet und ist eine Variation des fundamentalen Prozesses der Subduktion, wobei Subduktionszonen zerstört werden, Gebirge entstehen und zwei Kontinente zusammengeschweißt werden (Sutur).

Die meisten der hier vorhandenen Lagerstätten haben sich in diversen tektonischen Settings gebildet und wurden dann in die Kollisionszonen transportiert. Daher gibt es hier eine große Anzahl unterschiedlicher Metall-Lagerstätten

  • Lagerstätten, welche generell mit ozeanischen Rücken (Ophiolithe) in Verbindung stehen
  • Lagerstätten, welche assoziiert sind mit konvergenten Plattengrenzen
  • Lagerstätten, welche assoziiert sind mit kratonischen Anhäufungen (starke Anhäufung kontinentaler Kruste bei der Kontinentalkollision)
  • Lagerstätten, welche mit kontinentalen Großgräben (Rifts) assoziiert sind
  • Lagerstätten, welche genetisch mit Kollisionszonen in Verbindung stehen, sind Hydrocarbone in Vorlandbecken, welche mit solchen Zonen assoziiert sind (Sedimentbecken, die Orogenen vorgelagert sind. Sie sind tektonisch bedingt und entstehen im Vorland durch Einsinken eines kontinentalen Krustenabschnitts vor der Auflast einer heranrückenden orogenen Deckenfront). Beispiel: Der Persische Golf SW der Zagros-Geosutur im Iran.

Beispiele von Kontinentkollisions-Lagerstätten

  • Verwerfungen und Störungszonen

    Spät-orogenetische hydrothermale, gangförmige Sn-W-Mo-Bi-F-U-Lagerstätten in S-Typ-Graniten (Granitpegmatite, tw. abnorme Granitgürtel) assoziiert mit Plutonen (Ural, Hoch-Himalaya, Rössing (Namibia), hercynische Sn-Granite und Greisen im Erzgebirge und in Cornwall, England.

  • Carbonatite

    Wenngleich Carbonatite i.d.R. Folgen tektonischer Aktivitäten in Form von Hot Spots und Riftsystemen sind (s.u.), existieren pliozänisch-quartäre Carbonatite, assoziiert mit Syeniten und Graniten in Pakistan, welche nach dem Zusammentreffen der Platten enstanden (Bsp.: Koga, Warsak, Pakistan).

  • Mulden und Gräben im Vor- und Rückland

    Uran-Fluorithaltige trachytische vulkanische Gesteine (Provinz Roma, Italien). Innergebirgsgräben, Folgen der Bildung von Riftsystemen


Lagerstätten in kontinentalen Hot Spots, Riftsystemen und Tafelstrukturen in kristallinen alten Plattformen (Aulakogene)

Ostafrikanisches Rift
Ostafrikanisches Rift

Zeichnung auf Basis USGS

Semhur

Rifts sind tektonische Dehnungszonen der Kontinente und Ozeane, bzw. tektonische Grabenstrukturen, welche durch Zerrung und Einbrechen der Erdkruste entstanden sind (Bruchschollenbildung). Während des Auseinanderbrechens der Erdkruste, bedingt durch Zerrung, sinken Blöcke im Bereich der Krustendehnung ab. Entlang dieser Störungen dringt Magma auf, welche die durch das Rifting entstandenen Räume ausfüllt, aber auch seitlich auseinanderfliesst und am Boden des Rifts erstarrt. Rifting (intrakontinentale Bruchspaltenbildung) ist die Bezeichnung für das Auseinanderbrechen der Kontinente . Riftzonen entstehen an den Schwachstellen der Lithosphäre. Diese Schwachstellen können durch aufschmelzen und verjüngen der Lithosphäre (z.B. Mantle plumes) oder an geologischen Verwerfungen und Störungen auftreten. Riftsysteme sind Riftzonen, die miteinander oder als Folge des Rifting in Verbindung stehen . Tektonische Gräben sind Täler, welche an beiden Hängen von Störungen begrenzt sind, wobei die dazwischen liegende Scholle abgesunken ist.

Ein typisches Beispiel ist das afrikanische Riftsystem (siehe nebenstehende Karte), welches sich von Syrien über die Halbinsel Sinai, das Rote Meer über den Golf von Aden, Äthiopien und Ostafrika bis nach Mozambique als System tektonischer Gräben erstreckt. (Im Afar-Dreieck von Äthiopien treffen drei Platten zusammen; die drei Riftsysteme bilden eine sogenannte " triple junction ", welche meist oder immer Ursache der Bildung von Riftstrukturen sind )

Aulakogene sind Tafelstrukturen im Kristallin alter Plattformen mit marinen und kontinentalen Sedimenten und Vulkaniten. Aulakogene können im Zusammenhang mit oder als Folge von Orogenesen stehen. Ein Rift, das nicht zum kontinentalen Auseinanderbrechen führte, bleibt innerhalb des Kontinentes als versagtes Rift oder Aulakogen (aulacogen) konserviert. Aulakogene werden häufig mit mächtigen Sedimenten gefüllt und enthalten Erzablagerungen, die mit ihrer ursprünglichen Aktivität assoziiert sind.


Beispiele für Stellungen in kontinentalen Hot Spots, Riftsystemen und Tafelstrukturen in kristallinen alten Plattformen (Aulakogene)

  • Interkontinentale Hot Spots

    Im Wesentlichen magmatische Carbonatit-Intrusionen, alkaline und ultrabasische Gesteine. Hierzu gehören tw. wirtschaftlich wichtige REE-, Nb-, auch Cu- und V-Lagerstätten. Beispiel: Kola-Halbinsel (Russland), Amba Dongar (Indien).

  • Interkontinentale Riftsysteme und Aulakogene

    (Lagerstätten assoziiert mit magmatischen Gesteinen; Aulakogene sind charakteristische Fluorit-, Baryt-, Carbonatite (mit Nb, Ta, REE, U, Th, P) und Sn-haltigen Graniten.

  • Magmatisch - Oberpaläozoische Alkaligesteinskomplexe (ohne Carbonatite)

    Bsp.: Baikal-Rift und permischer Oslo-Graben

  • Carbonatite/Magmatisch-metasomatisch

    Bsp.: das ostafrikanische Rift (Carbonatitkomplex des Oldoinyo Lengai, Tansania, dessen Lava bis 4 % F enthält; Chilwa (Malawi), Uganda, Palabora (Südafrika) u.a.

  • Magmatisch/Meteorisch-hydrothermal

    Wichtige epithermale Lagerstätten befinden sich in Riftzonen und Rift-Randzonen, welche sich im W Nordamerikas von Mexiko bis Alaska erstrecken.

Carbonatite (ungewöhnliche, Calcium- und an anderen Carbonaten-reiche magmatische Gesteine (offenbar aus dem Mantel), Kimberlite mit Diamanten und Alkali-Granite innerhalb oder benachbart zu Rifts gehören zu den potentiellsten Resourcen für metallische und andere Erze.


Kontinentalränder

Der Kontinentalrand ist der Randbereich der kontinentalen Lithosphäre, der den Übergang zu ozeanischer Lithosphäre bildet, auf einer Platte, die aus kontinentaler und ozeanischer Lithosphäre zusammengesetzt ist. Er entsteht durch das Auseinanderdriften von Kontinentalblöcken, zwischen denen sich durch die Ozeanbodenspreizung ozeanische Kruste bildet. Die besondere Bedeutung der Kontinentalränder beruht darin, dass an ihnen oder unmittelbar vor ihnen im Laufe der Erdgeschichte Sedimente abgelagert wurden, welche zum Großteil unsere heutigen Abfolgen von Sedimentgesteinen ausmachen. Kontinentalränder gliedern sich in einen bis zu 200 m tiefen Flachmeerbereich, den Kontinentalschelf, den Abfall zum Ozeanboden, den Kontinentalhang, und die Fußregion des Kontinentalhangs mit dem Übergang in die im Mittel 4.000 m tiefen Tiefseebecken. Etwas weniger als ein Drittel der Ozeanfläche besteht aus Kontinentalrandgebieten. Nach dem tektonischen Setting, die der Kontinentalrand am Geschehen der Plattentektonik einnimmt, wird zwischen aktiven und passiven Kontinentalrändern unterschieden.


Passive Kontinentalränder

Passive Kontinentalränder
Passive Kontinentalränder

Schema

Cidnye

Passive Kontinentalränder zeichnen sich dadurch aus, dass sie nicht direkt an eine Kontinentalplattengrenze angrenzen und an ihnen keine aktiven plattentektonischen Vorgänge stattfinden. Sie sind vor allem durch Dehnung, Grabenbildung und Ablagerung von Sedimenten gekennzeichnet und sie liegen meist zwischen 150 und 200 Kilometer vor der Küste. Abgegrenzt werden sie durch Steilhänge, die in die Tiefen der Ozeane abtauchen. Sie bilden einen Schelfbereich aus, der mehrere hundert Kilometer breit und mehrere tausend Kilometer lang sein kann. Vom passiven Typ sind die Kontinentalränder fast des gesamten Atlantiks, großer Teile des Indischen Ozeans und des Nordpolarmeeres, sowie die Kontinentränder der Antarktis und Australiens. (Quelle: BGR).


Beispiele von Lagerstätten an passiven Kontinentalrändern

  • Bedeutende Lagerstätten an passiven Kontinentalrändern sind sedimentärer Manganlagerstätten ; dazu zählen Mangan-Schiefer-Erze, die durch Sedimentation in flachen Schelfmeeren entstanden sind. Zu diesem Typ zählen unter anderem Vorkommen in Gabun, der Ukraine, Georgien und weiteren Ländern um das Schwarze Meer)
  • Zu den weiteren Lagerstätten passiver Kontinentalränder gehören die alluvialen Seifenlagerstätten mit Diamanten in Namibia, welche ursprünglich aus dem Erongo-Gebirge stammten, einem Teil eines vulkanischen Ringkomplexes, welcher sich vor 130 Millionen Jahren bildete - die Zeit, in der Gondwana anfing auseinander zu brechen, Südamerika und Afrika sich trennten und sich so der Südatlantik auftat.
  • Unregelmässige lokale oder regionale Absenkung der Erdoberfläche und unterschiedliche Sedimentauflast bewirken häufig das Entstehen von Salzdiapiren in den Sedimenten passiver Kontinentalränder. Die tektonosedimentären Bedingungen sind günstig für das Entstehen von Erdöllagerstätten.

Aktive Kontinentalränder

Aktiver Kontinentalrand
Aktiver Kontinentalrand

Schema eines aktiven Kontinentalrandes.

Booyabazooka

Aktive Kontinentalränder liegen direkt an plattentektonischen Grenzen, vorwiegend an Tiefseerinnen über Subduktionszonen, untergeordnet auch an einer Transformstörung. Aktive Kontinentalränder zeichnen sich durch schmale bis fehlende Schelfregionen und einen steilen Abfall in eine nur wenige Zehner Kilometer vor der Küste liegende Tiefseerinnen aus. Häufig wird die Küste von vulkanischen Gebirgszügen begleitet. Dem aktiven Kontinentalrand ist eine Tiefseerinne vorgelagert, die relativ viel klastisches Sedimentmaterial vom Kontinent aufnimmt (vgl. Subduktion). Er ist geotektonisch aktiv mit einem schmalen Schelf und steil abfallendem, oft bis in Tiefseerinnen führenden Kontinentalhang An den steil abfallenden Kontinentalhängen werden mineralische Rohstoffe abgelagert, angereichert und konzentriert, da durch die spezielle Topografie der Kontinentalränder die Sedimentation dort sehr viel leichter möglich als an einer offenen Ozeanebene.

Beispiele für aktive Kontinentalränder sind unter anderem die Pazifikküsten Nord- und Südamerikas mit ihren reichhaltigen Kupfer- und Zinnlagerstätten sowie die Ostküste Asiens. (wiki).



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