Einen Grabenbruch, auch als Riftzone bezeichnet, ist das Grabensystem ausgedehnt, definiert die Geologie als eine langgestreckte tektonische Dehnungszone. An dieser senkt sich ein relativ schmaler Krustenbereich entlang von tief in diese Kruste reichenden Verwerfungen ab. Hier stehe ich im Graben zwischen Eurasien und Amerika. Ein Blick nach Süden auf den Atlantischen Ozean mit der kleinen Insel „Karl“. Oben am Bildrand sieht man die Konstruktion der Brú Milli Heímsálfa (Brücke zwischen den Kontinenten).
Ein Grabenbruch entsteht, wenn die kontinentale Erdkruste gedehnt wird. Dafür gibt es verschiedene Ursachen.
Beim Grabenbruch unterscheidet man zwischen aktiven und passiven Rifts. Als Beispiel für einen aktiven Rift kann man den Ostafrikanischen Graben aufführen. Aktive Rifts sind gleichzeitig Sedimentbecken.
Ein aktiver Grabenbruch entsteht über Manteldiapiren (englisch plume, übersetzt „buschige Feder“), damit bezeichnet der Geologe eine für die Konvektion (der Transport physikalischer Größen in strömenden Gasen oder Flüssigkeiten) im Erdmantel vorgeschlagene Aufstiegsstruktur. Diese „Plumes“ weisen nämlich in der Tiefe eine schlanke, schlauchartige Form auf.
Die Form verbreitert sich beim Erreichen der starren Lithosphäre, das ist die äußerste Schicht des Erdmantels, die am Meeresboden als ozeanische Kruste und an Land als kontinentale Kruste bezeichnet wird, pilzförmig. Jene Art von Plumes macht man für eine besondere Form des Vulkanismus verantwortlich. Dieser ist an keine Plattengrenzen gebunden. Man bezeichnet ihn als Hotspot-Vulkanismus.
Als Hotspot definiert man in diesem Fall die Zusammenhänge zwischen den Manteldiapiren (Plumes) und lokal begrenzten, relativ stationär auftretenden und besonders heißen Bereichen in der Asthenosphäre, das ist die unter der Lithosphäre liegende, zweite Schicht des Erdmantels.
Diese Hotspots sind dafür verantwortlich, dass sich dann in der obersten Schicht des Erdmantels (Lithosphäre) vulkanische Aktivität zeigt oder zumindest eine erhöhte Wärmeflussdichte messbar ist. Auf diese Weise kann man den verstärkten Mechanismus des immer noch sehr aktiven Vulkanismus im Gebiet des gesamten Mittelatlantischen Rückens recht gut erklären.
Die Geodynamik erklärt die Entstehung von Vulkanketten: Die beiden oberen Schichten des Erdmantels, Lithosphäre und Asthenospäre, bewegen sich mit unterschiedlichen Geschwindigkeiten. Dabei gleitet die Lithosphäre mit einer schnelleren Geschwindigkeit über die in der Asthenosphäre befindlichen Hotspots hinweg.
Weil die Asthenosphäre langsamer unterwegs ist, verschieben sich dadurch die Schlote und Kanäle, durch die das Magma an die Oberfläche steigen will. Das heiße Magma des Mantelmaterials muss sich einen neuen Weg suchen. Dabei entstehen nach und nach mehrere Vulkangebäude, oft in Form von Vulkankegeln – die Vulkankette ist geboren.
Eines der berühmtesten Beispiele hierfür sind die Vulkanketten der Hawaii-Inseln. Interessant ist noch, dass die Krustendicke in den Ozeanbecken am Meeresgrund mit durchschnittlich sechs Kilometern im Vergleich zu der Krustendicke unter Kontinenten, diese hat dort im Mittel eine Stärke von 30 Kilometern, ein Verhältnis von 1:5 zeigt. Dies erklärt, weshalb ein aktiver Hotspot-Vulkanismus vor allem in ozeanischen Gebieten auftritt.
Als Beispiele für einen passiven Rift dient der Oberrheingraben in Südwestdeutschland zwischen Vogesen und Pfälzerwald im Westen und dem Schwarzwald und Odenwald im Osten. Gleiches gilt für den Egergraben zwischen Erzgebirgsscholle im Nordwesten und der Böhmischen Masse im Südosten.
Ein passiver Rift entsteht, wenn ein Krustenbereich auf tektonische Kräfte reagiert. Dies geht meist von plattentektonischen Vorgängen in der näheren Umgebung, zum Beispiel einer Gebirgsbildung, aus. Dies vermutet man auch als Grund für die Entstehung des Oberrheingrabens.
