Das Westeuropäische Riftsystem ist ein gürtelartiges Netzwerk von Grabenbrüchen und assoziierten Vulkanzentren, das den europäischen Kontinent generell in Nordnordost-Südsüdwestrichtung durchquert. Erste Vorläufer gehen bis ins Perm zurück, der Höhepunkt der Entwicklung erfolgte jedoch erst im Mesozoikum und vor allem im Känozoikum.
Geographische Beschreibung
Das Westeuropäische Riftsystem, engl. Western European Rift System oder Western European Rift Belt, reicht von der Nordsee im Norden bis zur Atlantikküste Afrikas im Süden und hat als maximale Längserstreckung eine Ausdehnung von mehr als 3000 Kilometer. Sein im Känozoikum sich ausbildender Zentralteil, das Europäische Känozoische Riftsystem (engl. European Cenozoic Rift System oder abgekürzt ECRIS), der von der Niederrheinischen Bucht im Norden bis zum Südende des spanischen Valencia-Trogs im Süden verläuft, misst 1100 Kilometer.
Das Grabenbruchsystem beginnt im Norden mit dem in Nord-Süd-Richtung verlaufenden Viking-Graben, der die Shetland-Inseln von Norwegen trennt. Nach Süden schließt sich ihm im Zentralbereich der Nordsee der NNW-SSO-orientierte Zentralgraben an, der in seinem Südabschnitt eine Richtungsänderung nach N-S durchführt und zirka 50 Kilometer vor Erreichen der Nordfriesischen Inseln ausläuft. Dieses Nordseegrabensystem hat eine Gesamtlänge von 1000 Kilometer mit einer variablen Breite von 25 bis zu 100 Kilometer. Die Krustendehnung macht sich aber noch über einen wesentlich weiteren Bereich von 200 bis 300 Kilometer bemerkbar.
mini|300px|Satellitenbild und geologische Karte des Oslograbens
Zum Hauptstrang des Nordseegrabensystems nach Osten versetzt bildete sich der SSW-streichende Oslograben, der nach Süden in den Skagerrak-Graben übergeht; letzterer endet mit Erreichen der OSO-querenden Sorgenfrei-Tornquist-Zone. Abgetrennt durch diese bedeutende Störungszone folgt weiter südlich der Horn-Graben, der der Westküste Dänemarks vorgelagert ist. Der Horn-Graben besitzt einen geknickten Verlauf mit einem SSO-streichenden Mittelabschnitt. Im Süden erreicht er die Ostfriesischen Inseln und geht dann in den Emsgraben über.
Der Hauptstrang des Riftsystems setzt dann auf dem niederländischen Festland mit dem Südost-verlaufenden Roer-Graben, engl. Roer Valley Graben, (Rur-Graben) erneut ein. Der Roer-Graben trifft nach Durchqueren des Rheinischen Schiefergebirges auf den SSW-orientierten Rheingraben, der sich seinerseits über die Wetterau und den Leinegraben weiter nach NNO bis in die Norddeutsche Tiefebene fortsetzt. Eine mögliche Fortsetzung nach NNO findet der Leinetalgraben in der Braunschweig-Gifhorn-Bruchzone. Die Gabelung des Rheingrabens mit dem Roer-Graben bildet einen Tripelpunkt, der vom größten Vulkan Europas, dem Vogelsberg, markiert wird. Nach Osten abgesetzt vom eigentlichen Riftsystem hat sich der ONO-streichende Egergraben gebildet.
Der Rheingraben endet in der nördlichen Schweiz mit einer etwas diffusen, rechtsverschiebenden Störungszone nördlich des Juras (Burgundische Transferzone). Eine Fortsetzung findet er im westlich versetzten Bresse-Graben und in den noch weiter westlich zum Bresse-Graben parallel laufenden Roanne-Graben/Forez-Graben und Limagne-Graben/Cher-Graben des nördlichen Massif Central. Der nahezu N-S ausgerichtete Bresse-Graben geht nach Süden in den Saône-Graben und anschließend in den Rhône-Graben über. Letzterer erreicht über den Valence-, Manosque- und Alès-Graben das nördliche Mittelmeer und mündet im Golfe du Lion. Weiter südwestlich durchtrennen Einbruchsbecken den Ostrand der Pyrenäen wie beispielsweise die Cerdagne, das Empordá-Becken und das La Selva-Becken. Die Nordostiberische Vulkanprovinz um Olot steht im Zusammenhang mit diesen Einbruchsbecken. In Nordostkatalonien folgt dann der Valles-Graben, der zum etwa 400 Kilometer langen Valencia-Trog entlang der Ostküste Kataloniens überleitet. Etwas weiter nach Osten versetzt bildeten sich im Westlichen Mittelmeer in geradliniger Verlängerung des Rhône-Tals das ozeanische Provenzalische Becken und die Grabenbruchsysteme Korsikas und Sardiniens.
Es spricht vieles dafür, dass der Valencia-Trog nicht den südlichen Endpunkt des Westeuropäischen Riftsystems darstellt. Vielmehr setzte sich der Dehnungsprozess ab dem Pliozän unter Injektion alkalischer Magmen entlang der Ostküste Spaniens weiter nach Südwesten fort. Diese vulkanische Dehnungszone äußert sich in der Südostiberischen Vulkanprovinz um Murcia und Cabo de Gata; sie durchquert anschließend das Alboránische Meer (mit der vulkanischen Isla de Alborán), durchzieht beim Vulkangebiet des Ras Tarf und des Gourougou bei Melilla das östliche Rif in Marokko und umrahmt mit der Basaltprovinz des Mittleren Atlas den Westrand des Mittleren und des Hohen Atlas. Über die Südatlasstörung und begleitet von den Vulkaniten des Jebel Siroua und von Foum-el-Kous erreicht sie bei Agadir den Atlantik und folgt dann etwas versetzt dem unter Dehnung stehenden Kontinentalrand der Nordwestküste Afrikas über die Kanaren bis hin zu den Kapverden.
Zeitliche Entwicklung mini|300px|Die Herchenhainer Höhe am Vogelsberg Die Kaledonische Orogenese war im Devon in ein postorogenes Kollapsstadium übergegangen, verbunden mit bedeutenden, Nordost-gerichteten, linksverschiebenden Krustenbewegungen zwischen Grönland und Europa und den daraus resultierenden, von tausenden von Metern an Old-Red-Sedimenten verfüllten Scherbecken. Im darauf folgenden Zeitraum Karbon bis Kreide war die kontinentale Kruste Nordwesteuropas nach Beendigung der Variszischen Orogenese aufgrund des Zerfallsprozesses Pangäas mehrfach distensiven Spannungen ausgesetzt, die im Nordmeer und im Nordseebereich zur Bildung von Grabenbruchsystemen führten.
Ältestes Beispiel ist der Oslograben in Südostnorwegen, dessen Entwicklung im Pennsylvanium (Kasimovium) vor 305 Millionen Jahren BP begann und bis in die Trias (Anisium) vor 240 Millionen Jahren anhielt. Dieses generell NNO-streichende Grabenbruchsystem hat eine Gesamtlänge von 400 Kilometern und erstreckt sich vom Mjøsa-See bis hin zur Sorgenfrei-Tornquist-Zone, wobei der marine Abschnitt vom Skagerrak-Graben gebildet wird.
In etwa zum selben Zeitpunkt begann im Grönland- und im Norwegen-Meer die Rifttätigkeit des so genannten Arktisch-Nordatlantischen Megarifts, die schließlich im Paläozän/Eozän zur endgültigen Trennung von Grönland und Nordeuropa führen sollte. Das Megarift arbeitete sich während des Perms und der Trias nach Süden in den Nord- und schließlich in den Zentralatlantikraum vor.
Ab dem Zechstein (Capitanium) fanden erste Öffnungsbewegungen am Viking-Graben statt, die dem vom arktischen Schelfbereich aus über das Megarift vorstoßenden Zechsteinmeer einen Zugang zur südlichen Nordsee ermöglichten. An der Perm/Trias-Grenze begann schließlich die an die 175 Millionen Jahre dauernde Entwicklung des zentralen und südlichen Nordseegrabensystems, das im Grunde genommen einen fehlgeschlagenen Seitenarm des Arktisch-Nordatlantischen Megarifts darstellt. Die Rifttätigkeit im Nordseegraben war im Zeitraum Dogger bis frühe Unterkreide (175 bis 140 Millionen Jahre BP) voll ausgeprägt, ihren Höhepunkt hatte sie aber erst an der Jura/Kreide-Grenze. Die letzten Bewegungen im Nordseegrabensystem ereigneten sich dann am Ende des Paläozäns.
Der Zentralteil des Westeuropäischen Riftsystems wurde erst im Känozoikum aktiviert. Früheste Grabenbruchsegmente waren der Saône-, Limagne- und Bresse-Graben, deren älteste Sedimente ins mittlere Eozän (Lutetium_(Geologie)) zurückreichen. Im Rheingraben begann die Rifttätigkeit erst etwas später im oberen Eozän (Bartonium), zum selben Zeitpunkt brach auch der Nordteil des Leinegrabens ein. Ins Bartonium gehen auch die Anfänge des Egergrabens zurück. Im beginnenden Oligozän (Rupelium) arbeitete sich dann das Rift vom Rheingraben aus nach Nordwesten vor, durchbrach das Rheinische Schiefergebirge und öffnete den Roer-Graben bis in die südlichen Niederlande, die während des Chattiums erreicht wurden. Nach Nordnordosten wurde gleichzeitig die Verbindung vom Rheingraben zum Leinetalgraben hergestellt. Durch den Roer- und Leinegraben wurde somit erstmals eine enge Meeresverbindung vom Vorlandbecken der Alpen zum Nordwesteuropäischen Becken ermöglicht. Während des Chattiums propagierte dann das Rift vom Saône-Graben aus südwärts zum Golfe du Lion und weiter zum Valencia-Trog. Möglicherweise bestand im Oligozän über die Gräben im Massif Central eine zeitweilige Meeresverbindung vom Alpenvorland zum Pariser Becken.
Die Meeresverbindungen zum alpinen Vorland rissen im frühen Miozän wieder ab, da das Massif Central und das Rheinische Schiefergebirge zu diesem Zeitpunkt thermisch angehoben wurden. Im Zeitraum Aquitanium bis Serravallium erreichte das Meer im Rheingraben noch ein letztes Mal das Mainzer Becken, hinterher (im Tortonium) zog sich das Meer definitiv nach Süden zurück, da der südliche Rheingraben zusammen mit den Vogesen und dem Schwarzwald ab dem Serravallium herausgehoben wurde.
Bereits während des Chattiums hatten die Grabenbrüche begonnen, sich aus dem Rhônetal ins Provenzalische Becken und in den Südostteil des Valencia-Trogs zu verlagern. Die Spreizung in den beiden Bereichen hielt etwa 8 Millionen Jahre bis ins frühe Burdigalium (20 Millionen Jahre BP) an. Sie bewirkte, dass sich der Korso-Sardische Krustenblock ab dem Mittleren Aquitanium in einer leichten Drehbewegung gegen den Uhrzeigersinn von Südfrankreich und Nordostiberien löste. Zur selben Zeit waren auch die Balearen/Betiden vom Kabylenblock unter Ausbildung des Algerischen Beckens abgerückt und bewirkten Krustenverkürzung im Südostbereich des Valencia-Trogs. Dies hatte einen zeitweiligen Rückgang der Riftaktivität im restlichen Valencia-Trog zur Folge. Nach Beendigung der Aufschiebungen in der Externzone der Betiden und auf den Balearen im Langhium setzte am Nordwestrand des Valencia-Trogs erneut Dehnungstektonik ein, die bis auf den heutigen Tag unvermindert anhält.
Magmatismus Grabenbruchzonen sind meist mit magmatischer Aktivität verknüpft. Sie sind der Oberflächenausdruck einer sich unter Dehnung befindenden Lithosphäre. Diese Dehnung bewirkt einen dem Streckungsfaktor β proportionalen Anstieg der darunterliegenden Asthenosphäre mit gleichzeitig erfolgendem Druckabfall. Der Druckabfall kann oft zum Erreichen der Liquidusgrenze ausreichen und ein adiabatisches Aufschmelzen der Mantelgesteine bewirken (Dekompressionsschmelze). Dementsprechend lassen sich auch entlang des Westeuropäischen Riftsystems zahlreiche Magmenherde lokalisieren.
So ist der Oslograben geradezu ein Paradebeispiel für mit Riftzonen assoziiertem Magmatismus. Basaltischer Vulkanismus setzte im Oslograben und auch im südwärts anschließenden Horn-Graben erstmals an der Karbon-Perm Grenze vor 300 Millionen Jahren BP ein. Die vulkanische Tätigkeit begann im Oslograben mit einem maximal 1500 Meter mächtigen, basaltischen Schildvulkanismus, dem während der Hauptrifttätigkeit bis zu 3000 Meter an geförderten latitischen Rhombenporphyrlaven folgten (295 – 275 Millionen Jahre BP). Der vulkanische Stil änderte sich dann im Zeitraum 275 – 240 Millionen Jahre BP hin zu Zentralvulkanen und Einsturzcalderen mit gemischter chemischer Zusammensetzung. Gleichzeitig intrudierten Kompositbatholithe (Larvikite und Syenite) mit intermediärem und granitischem Chemismus. Nach 240 Millionen Jahren BP erfolgten nur noch Gangintrusionen, die bis in die Trias anhielten.