Die Geologie Europas: Übersetzung:Flick, Heiner [3 ed.] 9783534272730, 9783534746514, 9783534746521, 3534272730

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09.01.2021

11:36 Uhr

Seite 1

DIE GEOLOGISCHE GESCHICHTE UNSERES KONTINENTS Wie bildete sich die weiße Kreideküste von Dover und wann entstanden die schroffen Gipfel der Alpen? Welche Prozesse formten die Fjordküsten in Skandinavien oder die norddeutsche Tiefebene? Kompakt und verständlich erklärt Graham Park, wie der Kontinent Europa entstand. Chronologisch führt er durch die geologischen Ereignisse, die Europa im Laufe der Erdgeschichte formten und zeigt, wie die unterschiedlichen Regionen und Landschaften entstanden.

»Das Werk von Graham Park bietet ... eine ausgezeichnete Einführung

DIE GEOLOGIE EUROPAS

PR033628_Park_Geologie_Europas_2020_RZ:Geo

FOSSILIEN

wbg-wissenverbindet.de ISBN 978-3-534-27273-0

PARK

in die komplexe geologische Geschichte Europas.«

GRAHAM PARK

DIE GEOLOGIE EUROPAS 3. AUFLAGE

Graham Park

Die Geologie Europas Aus dem Englischen von Heiner Flick

Europa_2015-26-08.indd 3

11.01.2021 11:25:48

GRAHAM PARK ist emeritierter Professor für Geologie an der University of Keele (Großbritannien) und Mitglied der Geological Society of London. Neben seiner universitären Lehre widmete er sich stets der populären Vermittlung der Geologie und organisierte geologische Exkursionen für ein breites Publikum.

Englische Originalausgabe © Graham Park 2014 This translation of The Making of Europe – A geological history is published by arrangement with Dunedin Academic Press Limited, Edinburgh, Scotland. Die Deutsche Nationalbibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliografie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über http://dnb.de abrufbar. Das Werk ist in allen seinen Teilen urheberrechtlich geschützt. Jede Verwertung ist ohne Zustimmung des Verlags unzulässig. Das gilt insbesondere für Vervielfältigungen, Übersetzungen, Mikroverfilmungen und die Einspeicherung in und Verarbeitung durch elektronische Systeme. wbg Academic ist ein Imprint der wbg. 3. Auflage 2021 © der deutschen Ausgabe 2015 by wbg (Wissenschaftliche Buchgesellschaft), Darmstadt Die Herausgabe des Werkes wurde durch die Vereinsmitglieder der wbg ermöglicht. Producing: Palmedia Publishing Services GmbH, Berlin Textredaktion: Diana Lindner Satz: Hella Baumeister Einbandgestaltung: Peter Lohse, Heppenheim Einbandabbildungen: Großes Motiv: Giant's Causeway, Nordirland © Stefano Viola/Fotolia | Bildleiste von oben nach unten: White Cliffs, Dover © morrormere/Fotolia | Ausbruch des Strombolis, Italien © glucchesi/Fotolia | Gefalteter Kalkstein, Kreta © Matauw/Fotolia | Dolomiten, italienische Alpen © vencav/Fotolia Gedruckt auf säurefreiem und alterungsbeständigem Papier Printed in Europe Besuchen Sie uns im Internet: www.wbg-wissenverbindet.de ISBN 978-3-534-27273-0 Elektronisch sind folgende Ausgaben erhältlich: eBook (PDF): 978-3-534-74651-4 eBook (epub): 978-3-534-74652-1

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12.01.2021 10:55:21

Inhaltsverzeichnis Vorwort

VII

1

Einführung

2

Die Bildung von Baltica - "Proto-Europa"

14

3

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa

28

4

Die Kaledonische Orogenese

44

5

Die Erweiterung Europas im jüngeren Paläozoikum

62

6

Variszische Orogenese

76

7

Europa im Mesozoikum bis mittleren Känozoikum

98

8

Die Alpidische Orogenese

116

9

Jungtertiär und Quartär in Europa

148

Glossar

158

Anhang

171

Weiterführende Literatur

173

Index

175

Bildnachweis

182

1

Vorwort Der geologische Bau Europas ist - im Detail betrach­

präkambrische Kerne zum südlichen Großkontinent

tet - äußerst kompliziert, und bei Reisen durch den

Gondwana gehört hatten. Die Angliederung Sibiriens

Kontinent begegnet man mit großer Wahrscheinlichkeit

an der Ostgrenze Europas unter Auffaltung des Urals

einer bemerkenswerten Vielfalt sehr unterschiedlicher

vervollständigte die Bildung des nunmehr Pangäa

Gesteinstypen unterschiedlichen Alters. Ein Buch,

genannten Großkontinents.

das versucht, den geologischen Bau und Werdegang

Diese Teile Europas blieben nahezu das ganze

Europas umfassend zu beschreiben, würde deshalb den

Mesozoikum hindurch mit Nordamerika verbunden

Rahmen sprengen. Dieses Buch bemüht sich dagegen,

und trennten sich erst vor ungefähr 6S Millionen Jahren

die geologische Entwicklung dieses Kontinents so dar­

mit der Öffnung des Atlantiks.

zustellen, dass die Art und Weise sichtbar wird, wie der heutige komplizierte Aufbau zustande gekommen ist.

Schließlich entstand im Meso- bis Känozoikum mit der Alpidischen Orogenese am Südrand Europas eine

Europa als geografische Einheit ist, geologisch

größere Anzahl von Gebirgen, darunter die Pyrenäen,

betrachtet, vergleichsweise jung. Seine gegenwärtige

die Betische Kordillere, die namensgebendenAlpen, die

Form entstand vor etwa 20 Millionen Jahren während

Karpaten, derApennin, die Dinariden und der Kaukasus.

des Höhepunkts der Alpidischen Gebirgsbildung

Damit war der tektonische Zusammenschluss des euro­

(Orogenese). Seitdem erfuhren lediglich die Küsten­

päischen Kontinents beendet.

hauptsächlich durch Meeresspiegelschwankungen -

Vom Leser wird erwartet, dass er mit den grund­

noch größere Veränderungen. Vor der alpidischen

legenden geologischen Begriffen und Vorstellungen

Gebirgsbildung, durch die eine ganze Reihe von

vertraut ist. Mitunter weniger bekannte technische

Gebirgen an seiner Südseite hinzukam, bestand der

Begriffe werden durch Fettschrift hervorgehoben, wo

europäische Kontinent aus einem alten präkambri­

sie zum ersten Mal im Text auftauchen und wo sie erst­

schen Kern oder Kraton. Dieser war auf drei Seiten

mals definiert werden. Sie werden zudem im Glossar

von den Resten alter Gebirge umgeben, die auf der

am Ende des Buches erläutert. Im Anhang sind die

Nordwestseite aus der Kaledonischen Orogenese

wichtigsten geologischen Zeiteinheiten tabellarisch

und auf der Süd- und Ostseite aus der Variszischen

zusammengefasst. Da sich dieses Buch vor allem mit

(Herzynischen) Orogenese hervorgegangen waren.

der tektonischen Entwicklung befasst, werden andere

Dieses Buch beschreibt, wie Europa im Verlauf

geologische Aspekte möglichst leicht verständlich

der Erdgeschichte aus zahlreichen Krustenteilen

behandelt. Für gängige Gesteine werden die alltägli­

zusammengefügt wurde, von denen manche erheb­

chen Begriffe wie "Sandstein" den strenger definierten

liche Entfernungen auf dem Globus zurückgelegt

Begriffen wie z. B. "Siliziklastika" vorgezogen.

haben. Ausgangspunkt unserer Betrachtungen ist

Schließlich werden im zweiten Teil der Einführung

der präkambrische Kern Europas, die sogenannte

die Grundlagen der Plattentektonik erläutert, die

Osteuropäische Plattform. Diese resultiert selbst aus

die Bildung von Orogenen und die Entwicklung der

dem Zusammenschluss noch älterer Festlandmassen

Kontinentalkruste steuert. Erfahrenere Leser werden

im Verlauf mehrerer präkambrischer Gebirgsbildungen.

mit diesem Abschnitt vertraut sein und können direkt

Während der Kaledonischen Orogenese am Ende

zu Kapitel 2 gehen.

des älteren Paläozoikums kollidierte der ehemalige, üblicherweise als "Baltica" bezeichnete Kontinent - mit

Danksagung

dem Baltischen Schild (Fennoskandia) als Kern - mit

Der Verfasser schuldet Professor John Winchester

der nordamerikanischen Festlandmasse unter Bildung

und einem anonymen Review-Leser großen Dank für

des Großkontinents Laurussia.

viele hilfreiche Korrekturen und Vorschläge, die dieses

Die Variszische Orogenese mit ihrem Höhepunkt

Buch wesentlich verbessert haben. Weiterhin dankt der

gegen Ende des jüngeren Paläozoikums führte zum

Verfasser seiner Ehefrau für die sorgfältige Durchsicht

Zusammenschluss Nordeuropas mit einem Großteil

des Textes auf seine allgemeine "Lesbarkeit" sowie für

der Kruste von Mittel- und Südeuropa, deren

ihre nicht nachlassende Unterstützung.

1

Einführung Die europäische Landschaft

gesäumt: Neben dem Ural im Osten sind es im Süden

Europas Gestalt

sowie im Nordwesten das Skandinavische Gebirge

die Pyrenäen, Alpen, Karpaten und der Kaukasus Der europäische Kontinent wird geografisch begrenzt

mit seiner Verlängerung in südwestlicher Richtung

durch den Ural im Osten, der Europa von Asien trennt,

nach Schottland. Innerhalb dieser Grenzen weist der

durch das Polarmeer und den Atlantischen Ozean

Kontinent beträchtliche Höhenunterschiede auf.

im Norden bzw. Westen sowie das Mittelmeer im

Verhältnismäßig weit gespannte, konturlose Ebenen

Süden ( Grafik

das grob die Form eines

werden von häufig bewaldeten Mittelgebirgsmassiven

Dreiecks aufweist, wird am Rand von Gebirgsketten

unterbrochen, z. B. dem Zentralmassiv in Frankreich,

CJ CJ CJ CJ

1.1). Europa,

Paläozoische Gebirge Alpidische Gebirge

Ural­ Orogen

Europäisches Nordmeer

Präkambrische Massive Färöer 'V Paläozoische

ASIEN

Massive

Atlantik \

Moskau.

\ \ \ \ \

600

\ \

___

Grenze der tektonischen Provinz

--- Alpidische Front Grafik 1.1

Hoch- und Mittelgebirge: geologische Bedeutung wichtiger topografischer Kennzeichen Europas. Tiefebenen wurden

weiß gelassen. Gebirgszüge: Bet, Betische Kordilleren; Ju, Jura; Kan, Kantabrisches Gebirge; Pyr, Pyrenäen; SH, Schottische Hochlande. Mittelgebirge: AM, Armorikanisches Massiv; BM, Böhmisches Massiv; CM, Cornubisches Massiv; FZ, Französisches Zentralmassiv; Hk, Heiligkreuzgebirge; IM, Iberisches Massiv; RM, Rheinisches Massiv; Sw, Schwarzwald; US, Ukrainischer Schild; Vo, Vogesen. Ländergrenzen sind grün.

Abbildung 1.1 Satelliten aufnahme eines Teils von West- und Mitteleuropa mit wichtigen tektonischen Elementen. NASA image, mit freundlicher Genehmigung von Visibleearth.

dem

Schwarzwald

in

Deutschland

oder

dem

zugehörig wirkt, eine gesonderte Bedeutung? Die

Böhmischen Massiv in Tschechien, um nur einige

Britischen Inseln mit Irland, jetzt vollständig losgelöst,

wenige zu nennen. Auf Satellitenaufnahmen treten die

sind von Europa nur durch ein flaches Meer und nicht

meisten deutlich hervor (Abbildung

durch einen Ozean getrennt. Sie sind deshalb eindeu­

Diese

1.1).

geografischen Auffälligkeiten sind ein

tig ein Teil von Europa. Wie jedoch entstand dieser

Abbild der geologischen Geschichte Europas. Die

Meeresraum? All diese geografischen Gegebenheiten

Gebirgsketten entsprechen Gebirgsbildungszonen

sind das Ergebnis tektonischer Bewegungen, die zu

(Orogengürteln): die Kaledoniden entstanden im

Europas geologischer Geschichte gehören.

Alt-Paläozoikum, der Ural im Jung-Paläozoikum und die Alpen im Mesozoikum bis Känozoikum.

Die Küstenlinie

Auch die Mittelgebirge haben einen geologischen

Die gegenwärtige Küstenlinie Europas mit ihrem

Ursprung: Dabei handelt es sich um prämesozoisches

vertrauten Umriss ist eine verhältnismäßig junge

Grundgebirge, das aus einem jüngeren, meist sedimen­

Erscheinung und vor allem stets abhängig vom Verlauf

tären Deckgebirge herausragt.

der Strandlinie. Bereits geringe Veränderungen

Andere Eigenheiten der europäischen Landschaft

im Niveau der Strandlinie können in tiefliegenden

verlangen ebenfalls eine Erklärung: Warum z. B.

Bereichen wie z. B. den Niederlanden, Südostengland

sieht die Mittelmeerküste auf den ersten Blick so

und der Ostseeküste bedeutende Auswirkungen auf den

seltsam aus mit den nach Süden vorspringenden

Umriss des Kontinents haben. Solche Veränderungen

Gebirgszügen

des

Korsika-Sardinien-Archipels,

haben sich nachweislich seit dem Ende der jüngs­

Italiens und Griechenlands? Hat die annähernd qua­

ten Eiszeit zugetragen, sind also aus verhältnismä­

dratische Iberische Halbinsel, die Europa nicht ganz

ßig junger geologischer Vergangenheit. Während der

Einführung

letzten 10 000 Jahre ist das Niveau der Strandlinien in Nordeuropa um mehrere zehn Meter gestiegen, was anhand der gehobenen Strände Schottlands und Skandinaviens gut nachvollzogen werden kann

3

t

(Grafik 1.2, Abbildung 1.2). Dies wird in Kapitel 9 besprochen. Da großeMengen Wasser während des Höhepunkts der Eiszeit in den Eisschilden gebunden waren, befan­ den sich weite Teile des Nordseebeckens und des Ärmelkanals oberhalb des Meeresspiegels, der unge­ fähr 120 Meter tiefer lag als heute. Frühe Menschen konnten leicht vom angrenzenden Festland zu Fuß nach England gelangen (Grafik 1.3). Noch vor gut 10 000 Jahren lag zwischen Ostengland und Dänemark ein großes Landgebiet, als Doggerland bezeichnet, das von mesolithischen Jägern besiedelt wurde, wie im Torf gefundene Feuerstein- und Knochenwerkzeuge zeigen. Präzise Höhenmessungen der letzten Jahrzehnte belegen ein kontinuierliches Bewegungsmuster für Nordeuropa: Schottland und Skandinavien werden

200 km

um einigeMillimeter im Jahr gehoben (Schottland bis zu fünf Millimeter, Skandinavien bis zu lSMillimeter), während die Gebiete weiter im Süden, einschließlich

Grafik 1.2 Nacheiszeitliche Hebung von Skandinavien. Höhen­ linien in Metem für die Niveaus der Strandablagerungen. Die Form

Südostengland und die Niederlande, in vergleichbarer

der Hebung deutet einen Dom an, dessen Zentrum den mächtigs­

Größenordnung absinken. Es ist zu vermuten, dass

ten Bereich der Eisdecke kennzeichnet. Nach Zeuner

(1958).

diese Bewegungen durch den langsamen Ausgleich der Kruste auf das Abschmelzen der nordeuropäischen Eiskappe hervorgerufen werden. Andere Küstenveränderungen aus jüngster geolo­ gischer Vergangenheit, für die es historische Belege gibt, sind die Folge von Erdbeben oder vulkanischer Aktivität. Das gilt besonders für die Mittelmeerküste. Die Säulen des Serapistempels bei Pozzuoli in der Bucht von Neapel, beschrieben von Charles Lyell in seinen

Principles 01 Geology im Jahr 1837 (Abbildung 1.3), sind ein klassisches Beispiel für Veränderungen des Meeresspiegels. Die Löcher von Bohrmuscheln in diesen Marmorsäulen zeigen, dass der Tempel unter den Meeresspiegel abgesunken und dann wieder auf­ gestiegen war. Diese Bewegungen schrieb Lyell der vulkanischen Aktivität zu. Ein weit spektakuläreres Beispiel betrifft die Flutung des Mittelmeerbeckens, die sich als plötzli­ ches, vermutlich katastrophales Ereignis vor ungefähr fünfMillionenjahren ereignete, nachdem die schmale Landbrücke in der Straße von Gibraltar durchgebro­

Grafik 1.3 Doggerland. Rekonstruktion der Küstenlinie von Britan­ nien und Nordwesteuropa vor ungefähr

10000

Jahren. Die große

Landmasse von Doggerland verbindet Britannien mit Festlandeu­

chen war. Vor diesem Ereignis war das Mittelmeer

ropa. Früherer Rhein und frühere Themse münden direkt in den

ein Binnenmeer, in dem sich Salze ablagerten. Vor

Ärmelkanal. Verändert nach einer Karte von Max Naylor, Wikipedia.

4

Die Geologie Europas

Abbildung 1.2 Gehobener Strand, dahinter ein früheres Meereskliff, Hebriden, Nordwestschottland. © George Bernard/Science Photo Library.

Millionenjahren wurden diese Salze dann plötz­

Küstenlinien bewirkt haben. Das Ziel dieses Buches ist

lich von marinen Sedimenten überlagert. Ein ver­

es, solche tektonischen Prozesse in die ferne geologische

gleichbares, jedoch viel jüngeres Ereignis verursachte

Vergangenheit zu übertragen und daraus Rückschlüsse

die plötzliche Flutung des Schwarzmeerbeckens vor

zu ziehen, wie Europa entstanden ist.

5,33

etwa 7600 Jahren, die manche für die weitverbreiteten Mythen der Sintflut verantwortlich machen. Die Beispiele zeigen, dass Vertikalbewegungen der Erdoberfläche in Relation zum Meeresspiegel vor

Die Rekonstruktion der geologischen Vergangenheit

(geologisch gesehen) relativ kurzer Zeit vorkamen und von Ort zu Ort verschiedene Ursachen hatten.

Aussagemöglichkeiten geologischer

Dabei kommen Meeresspiegelschwankungen allein als

Standardkarten

Ursache nicht in Frage, sondern der Untergrund selbst

Eine Karte, die detailreich die Geologie von Europa

hat sich relativ zum Meeresspiegel nach oben oder nach

darstellen soll, muss sehr vielschichtig und sehr groß

unten bewegt. Auch langsame Horizontalbewegungen

sein, um Nutzen zu bringen. Darüber hinaus ist ihr

können nachgewiesen werden: Über einen Zeitraum

Nutzen durch ihren Zweck eingeschränkt: Die meisten

von mehreren Jahren haben wiederholte genaue GPS­

Standardkarten zeigen normalerweise die Verteilung

Messungen ergeben, dass der Alpidische Gebirgsgürtel

der Gesteine entsprechend ihrem Alterj je feiner die

um bis zu zwei Millimeter im Jahr zusammengescho­

Altersunterteilung gewählt wird, desto komplexer

ben wird.

wird die Karte. Solch eine Karte zeigt das Alter (und/

Damit ist leicht zu erkennen, dass es in Europa auch

oder die Art) des Gesteins jeder bestimmten Lokalität,

noch in geologisch jüngster Zeit Krustenbewegungen

sie erläutert aber nicht die geologische Geschichte des

gab, von denen manche erhebliche Änderungen der

betreffenden Ortes.

Einführung

5

Gesteine eines bestimmten Alters oder einer

Paläogeografie

bestimmten Art sind nicht gleichmäßig verteilt.

Für den Zweck dieses Buches, das sich mit der Erdgeschichte von Europa befasst, ist es notwendig,

Gesteine der Hoch- und Mittelgebirge unterscheiden

die Verteilung der Gesteine für die verschiedenen

sich im Allgemeinen von Ort zu Ort stark hinsichtlich

Epochen der geologischen Vergangenheit auf der

Art und Alter, in Ebenen und Tiefländern sind sie über

Grundlage der vorhandenen Erkenntnisse abzuleiten.

weite Gebiete hingegen einheitlich. Offensichtlich

Mit anderen Worten: Wir sind von der Interpretation

führen die für die Gebirgsbildung (d. h. Orogenese)

der gegenwärtigen Geologie abhängig - sowohl von den

verantwortlichen Prozesse Gesteine unterschiedlicher

an der Oberfläche sichtbaren Gesteinen als auch, noch

Herkunft zusammen. Um das zu verstehen, müssen

wichtiger, von Kenntnissen zum Untergrund, die aus

die beteiligten plattentektonischen Prozesse bekannt

Bohrungen, Bergwerken und indirekt durch geophysi­

sein. Im Gegensatz dazu repräsentieren die großen

kalische Geländeaufnahmen gewonnen werden.

Gebiete mit typischerweise horizontaler oder nur

Um herauszufinden, wie die gegenwärtige geologi­

wenig geneigter Lagerung stabile Krustenregionen, die,

sche Beschaffenheit Europas zustande gekommen ist,

seitdem die Gesteine abgelagert wurden, keiner bedeu­

müssen die Veränderungen der paläogeografischen

tenden Deformation mehr unterworfen waren. Solche

Verhältnisse des Kontinents im Zeitverlauf rekonstru­

Gebiete werden als Kratone bezeichnet und nachfol­

iert werden. Solche Rekonstruktionen hängen in hohem

gend diskutiert.

Maße von der Qualität der Erkenntnisse ab - dies wird umso schwieriger, je länger die Zeit zurückliegt. Es lassen sich jedoch genügend Informationen sammeln,

Die orogene Grundstruktur

um ein einigermaßen genaues Bild der Paläogeografie

Europas

des Kontinents bis zurück ins Kambrium, und an einigen Stellen bis ins Präkambrium, zu entwerfen. Das

Die Erdgeschichte war von Zeitabschnitten erhöhter

sind die Grundlagen für die Rekonstruktionen in den

tektonischer Aktivität geprägt, die in der Bildung von

folgenden Kapiteln.

Orogenen mündete. In Europa hat es im Verlauf des

Abbildung 1.3 Serapistempel. Die Löcher der Bohrmuscheln (dunkle Bänder auf den Säulen des Tempels)

P R I N C I P L E S

belegen, dass der Tempel unter den Meeresspiegel gesunken war und später in seine heutige Position gehoben wurde.

GEOLOGY;

THE llODERN CHANGES OF THE EARTH AND ITS IIiIIABITANTS

SIR CHARLES LYELL, M.A. F.R.S. �Jn" OF ru� OEOLOOICAL ��!XI": Am!!OIl 0''',. ".... U.!.�o11.LD:OLOGY,R "TUV)o.IJL ,,, NOlT" A>lKKrcAt "A ...."OO�I> v,,,,, TI;I T'IlJ: ��ln:t> eTAT",," .:m nc

NEW YORK: D. .\PPLETO�

&- CO., 3�6 &- 348 l!R/J:\DWAY.

T itelbild der Principles of Geology von Charles Lyell, Auflage von 1837.

Die Geologie Europas

6

EUROPÄISCHE OROGENESEN angenäherter

Orogenese

Zeitraum

Ära

Phanerozoikums drei solcher Orogenesen gegeben: die Kaledonische, die Variszische und die Alpidische Orogenese (Tabelle 1.1). Jede dauerte viele Millionen Jahre und erfasste große Teile des Kontinents, während

Alpidisch

65-2,5 Ma

Känozoikum

Variszisch (Herzynisch)

380-290 Ma

Jung-Paläozoikum

Kaledonisch

490-390 Ma

Alt-Paläozoikum

Timanidisch

620-550 Ma

Jung-Proterozoikum

Svekonorwegisch

1,25 Ga-900 Ma

Mittel-Proterozoikum

Gotidisch

1,75-1,5 Ga

Alt-Proterozoikum

Die "Bausteine" Europas

Svekofennidisch

2,0-1,75 Ga

Alt-Proterozoikum

Geologisch betrachtet besteht Europa aus einem prä­

Lopisch

2,9-2,6 Ga

Jung-Archaikum

kambrischen Kern - dem Osteuro päischen Kraton,

Saamisch

3,1-2,9 Ga

Mittel-Archaikum

Tabelle 1.1 Zeitspannen der europäischen Orogenesen.

Gebiete außerhalb dieser Gürtel relativ wenig betrof­ fen waren. Weitere Orogenesen lassen sich f ür das Präkambrium nachweisen, davon werden hier aber nur drei näher betrachtet: die Svekokarelidische, die

Svekonorwegische und die Timan-Orogenese.

dem sich in der Phanerozoischen Ära drei größere Krustenblöcke

anschlossen:*

die

Kaledoniden

im Westen und Nordwesten (einschließlich des

Krustenprovinzen des europäischen Kontinents

CJ CJ CJ CJ CJ

Osteuropäische Plattform + Lewisischer Block (Alt- bis Mittel-Proterozoikum) Timanidisch Kaledonisch Variszisch Asien Alpidisch

° 50

50

°

60

°

OzeanAsien

Grafik 1.4 Die Bausteine Europas. Der Osteuropäische Kraton ist umgeben von jüngeren Orogengürteln: den Kaledoniden im Westen, den Timan- und Ural-Gürteln im Osten sowie den Variszischen und Alpidischen Gürteln im Süden. Der Lewisische Block im äußersten Nordwesten, während der Kaledonischen Orogenese angegliedert, war ursprünglich ein Teil Nordamerikas. Bet, Betische Kordiliere; TTZ, Teisseyre-Tornquist-Zone; Pyr, Pyrenäen. Ländergrenzen sind Grün.

7

Einführung

Lewisischen präkambrischen Blocks), die Varisziden

Folgerungen zum tektonischen Milieu basieren

im Südwesten und die Alpidisehen Gebirge im Süden

auf der Interpretation von sedimentären und mag­

1.4). Auf der Ostseite kamen die Orogengürtel

matischen Gesteinsfolgen, auf die nachfolgend ein­

vom Timan zum Ende des Präkambriums und vom

gegangen wird. Diese Folgerungen sind nur soweit

(Grafik

Ural im späten Paläozoikum bis frühen Mesozoikum

zutreffend wie die Theorien, die die Gesteine mit

hinzu (siehe Anhang zur geologischen Zeittabelle).

ihrem Entstehungsmilieu verbinden - und diese

Der weitaus größte Krustenblock, fast die Hälfte

können sich mit künftiger Forschung ändern. Die

des Kontinents, wird vom Osteuropäischen Kraton

größte Unsicherheit der Interpretationen betrifft die

(

Osteuropäische Platte) gebildet. Die kaledonischen,

tektonische Entwicklung bestimmter Orogengürtel:

variszischen und alpidischen Blöcke machen jeweils

Wo kommen die verschiedenen Gesteine her und

zwischen einem Viertel und einem Fünftel aus, wobei

wie wurden sie zusammengefügt? Interpretationen

ein großer Teil heute unter Wasser liegt.

werden normalerweise in Form von schematischen

=

Europas älteste Gesteine sind über drei Milliarden

Querschnitten dargestellt - eine Form, die von

Jahre alt. Zu dem Zeitpunkt jedoch existierte Europa

Geologen gewählt wird, um die oft spekulative Natur

noch nicht als erkennbare Einheit. Die Bildung des

der Rekonstruktionen zu betonen. Diese sind bewusst

Osteuropäischen Kratons war zum Ende des mittle­

vereinfacht und stilisiert, um eine jeweils bestimmte

ren Proterozoikums* vor etwa einer Milliarde Jahren

Interpretation zu illustrieren, und müssen deshalb in

abgeschlossen, was bedeutet, dass das anschließende

diesem Sinne betrachtet werden.

geologische Wachstum Europas lediglich die letzten 20 Prozent der Erdgeschichte in Anspruch genommen

Sediment-Vergesellschaftungen

hat.

Einzelne Sedimentgesteinstypen wie Sandstein oder

Geologische Arbeitsmethoden

Tonstein sind allein nicht besonders aussagekräftig hinsichtlich des tektonischen Milieusj nützlicher sind

"Fakten" und Folgerungen

ihre Vergesellschaftung mit anderen Gesteinstypen

Die Rekonstruktion der Erdgeschichte, selbst wenn

und ihre Verbindung mit Umweltindikatoren wie

sie gut begründet und allgemein akzeptiert ist, beruht

bestimmten Fossilien. In den folgenden Kapiteln

auf der Interpretation von Belegen - d. h. von geolo­

wird die geologische Geschichte der verschiedenen

gischen "Fakten". Es ist wichtig für diejenigen Leser,

Teilbereiche Europas hinsichtlich ihres tektoni­

denen vielleicht die geologische Arbeitsweise nicht

schen oder paläogeografischen Milieus beschrieben.

vertraut ist, die Einschränkungen zu verstehen,

Zu diesem Zweck werden die Sedimentgesteine zu

die durch die zur Verfügung stehenden konkreten

Fazies-Vergesellschaftungen zusammengefasst. Die

Daten bedingt sind. Wie schon erläutert, befasst sich

wichtigsten werden hier nachfolgend beschrieben.

dieses Buch hauptsächlich mit der Rekonstruktion und Beschreibung der Paläogeografie Europas zu

Kontinentale Fazies

bestimmten

Das

Auf dem Festland gebildete Sedimente werden von rot

konkrete Material, auf dem die Rekonstruktion des

gefärbten Ablagerungen (Rotsedimenten) dominiert,

Milieus eines solchen Zeitabschnitts beruht, könnte

eine Folge der Oxidation des enthaltenen Eisens. Sie

ein bestimmtes Gestein sein, z. B. ein Kalkstein des

variieren von groben Brekzien und Konglomeraten,

geologischen

Zeitabschnitten.

betreffenden Alters, der in einem bestimmten Gebiet

durch Sturzfluten in aridem bis semiaridem Klima

an der Oberfläche oder in Bohrungen angetroffen

abgesetzt, bis hin zu Tonsteinen, die in flachen Seen

wird. Dessen Alter ist normalerweise nicht strittig und

zur Ablagerung gekommen sind. Letztere können

könnte sogar als "Fakt" angesehen werden. Verstreute

eine nichtmarine Fauna oder Flora enthalten, im

Beobachtungen zu einem Gesamtbild eines großen

Allgemeinen sind jedoch solche Fossilien selten.

Gebiets zusammenzufügen, ist aber schon viel unsi­

Klastische Ablagerungen in Flüssen sind nicht immer

cherer und abhängig vom Abstand der einzelnen

rot und in manchen Fällen schwer von flachmari­

Beobachtungspunkte.

ner Fazies zu unterscheiden. Eine Übergangsfazies

Die Geologie Europas

8

zwischen Land und Meer stellen Ästuare dar mit ent­

kieseliger Mikroorganismen entsteht, nimmt in tiefem

sprechender Mischung der Ablagerungen.

Wasser den Platz von Kalksteinen ein, wo Karbonate nicht gebildet werden können. Solche Sedimente sind

Schelffazies

häufig mit Ozeanboden-Basalten vergesellschaftet.

Auf einem stabilen Schelf (oder der Kontinental­ plattform) abgelagerte Sedimente bestehen typischer­

Beispiel einer paläogeografischen Karte

weise aus gut sortierten und gleichmäßig geschichteten

Grafik 1.S stellt eine paläogeografische Rekonstruktion

Sand-, Kalk- und Tonsteinen. Deren relativer Anteil

für einen Teil Westeuropas im frühen Karbon dar. Im

hängt eher von der Anlieferung des klastischen

Norden befindet sich zu dieser Zeit ein Landgebiet, das

Materials als von der Wassertiefe ab. Zu Zeiten nach­

aus älteren, vor allem kambrischen und präkambrischen

lassender Zufuhr von klastischem Material, wenn nahe­

Gesteinen besteht, die erodiert werden und Sediment

liegende Gebirgsregionen und damit die Liefergebiete

in die weiter südlich gelegenen Gebiete liefern. Diese

weitgehend erodiert sind, überwiegen Kalk- und

Landrnasse wird von einer schmalen Zone konti­

Tonsteine. Das Umgekehrte dürfte für Sandsteine

nentaler (d. h. nichtmariner) Sedimente vom Typus

gelten. Flachmarine Faunen herrschen auf dem Schelf

Old-Red-Sandstein gesäumt - roten Sandsteinen

vor.

und Konglomeraten, die Gerölle der Landrnasse im

Fazies des Kontinentalhangs

marine Sand- und Tonsteine, die weiter südwärts in

Der Kontinentalhang ist üblicherweise weiter von den

Kalksteine übergehen und die eine Flachwasser-Fauna

Liefergebieten entfernt und liegt in tieferem Wasser.

enthalten (z. B. Muscheln und Brachiopoden). Diese

Anstelle von Kalksteinen sind Tonsteine typisch, dazu

wiederum gehen noch weiter südlich in die Fazies des

Norden enthalten. Nach Süden zeigt die Karte flach­

kommen Silt- und Sandstein, Fossilien sind rar. In dieser

tieferen Wassers über, hauptsächlich mit Tonsteinen

verhältnismäßig steilen Übergangsfazies vom Schelf

und einer pelagischen Fauna (z. B. Cephalopoden).

zur Tiefsee wird nur wenig Sediment abgelagert. Das

Die genannten Gesteine sind nicht an der Oberfläche

charakteristischste Merkmal sind jedoch die Canyons,

aufgeschlossen, da sie von Gesteinen aus der Kreidezeit

die Suspensionsströmen (d. h. den Turbiditen) einen

und jünger überlagert sind. Sie werden vornehmlich aus

Weg zur Tiefsee bereiten. Suspensionsströme entste­

Bohrungen und aus der Extrapolation von Gebieten

hen durch Instabilitäten auf dem kontinentalen Schelf,

abgeleitet, wo sie zutage treten.

zum Beispiel hervorgerufen durch Erdbeben. Dies führt dazu, dass Sedimentmassen den Kontinentalhang mit

Grundlagen der Plattentektonik

großer Geschwindigkeit hinunterfließen und eine spezifisch sortierte klastische Sedimentmischung

Wie Material der Kruste hinzugefügt wird

auf dem Ozeanboden ablagern. Das auf diese Weise

Für ein besseres Verständnis, wie Europa geologisch

entstandene typische Sediment ist die Grauwacke.

gewachsen ist, muss man die verschiedenen plat­

Submarine Rutschsedimente dieser Art sind vor allem

tentektonischen Prozesse verstehen, die für dieses

verknüpft mit Subduktionszonen, wo sie teilweise

Wachstum verantwortlich sind. Die Erdkruste wächst

oder ganz die Tiefseerinne füllen (siehe Grafik 1.6B).

durch Hinzufügen magmatischer Gesteine, die entwe­

Der Begriff Flysch wird oft benutzt, um den von

der durch Extrusion an der Oberfläche oder Intrusion

diesen Sedimenten beherrschten Sedimentverband

unterhalb entstehen. Zum einen ist das Wachstum also

zu beschreiben. Die in diesem Milieu entstandene

die direkte oder indirekte Folge der Subduktion von

Abfolge solcher Sedimentmassen findet sich verbreitet

ozeanischen Platten und zum anderen die Folge der

im Akkretionskeil vor dem aktiven Kontinentalrand.

Injektion von Magmen an sich weitenden Riftzonen. Bei der Beschreibung der Wachstumsprozesse von

Fazies der Tiefsee

Europa in den folgenden Kapiteln wird zwischen

Sedimente des tiefen Ozeans liegen normalerweise fern

"aktiven" und "passiven" Kontinentalrändern unter­

von der Zufuhr von klastischem Material und werden

schieden. Bei einem aktiven Kontinentalrand ist

deshalb von Tonsteinen dominiert. Feingeschichteter

der Subduktionsprozess mit Vulkanismus verbun­

der durch den Zerfall

den, entweder am Rand des Kontinents oder entlang

gebänderter Hornstein,

Einführung

9

eines Inselbogens vor dem Kontinent. Über einen

über der Subduktion als auch im Backarc-Becken. Die

langen Zeitraum hinweg können am Kontinentalrand

Ablagerungen in der Tiefseerinne bestehen typischer­

mehrere vulkanische Inselbögen, zusammen mit der

weise aus dem vom Kontinent gelieferten vulkanoge­

Sedimentfüllung von zwischenliegenden Becken, hin­

nen Material und gröberklastischen Sedimenten (vor

zukommen. Der Kontinentalrand wächst somit durch

allem turbiditischen Grauwacken), die mit zunehmen­

allmähliche Anlagerung von solchem Material und

der Entfernung vom erodierten magmatischen Bogen

wird oft auch als Akkretionsrand bezeichnet.

feinkörniger werden. Den Tiefseeboden jenseits der Tiefseerinne und der Sedimentzufuhr bedecken

Akkretionsränder

Tonsteine und gebänderte Hornsteine.

Die Grafiken 1.6A und B zeigen die Auswirkung

Die Auswirkungen der fortdauernden Vorgänge

der Subduktion an einem Kontinentalrand. Das

an aktiven Kontinentalrändern sind schematisch in

Aufschmelzen ozeanischer Kruste entlang der sub­

Grafik 1.6C zusammengefasst. Aufeinanderfolgende

duzierten Platte erzeugt Magma, das durch die

vulkanische Inselbögen werden inaktiv und dem

Lithosphäre hindurch aufsteigt und eine Vulkankette

Kontinentalrand hinzugefügt, der entsprechend in die

bildet. Diese liegt entweder auf bestehender kontinen­

Breite wächst und einen ausgedehnten Orogengürtel

taler Kruste oder auf ozeanischer Kruste in Form eines

bildet. Diese Art eines akkretionären Orogengürtels

vulkanischen Inselbogens. Die Dehnung der Kruste

sieht man heutzutage im Kordillerengürtel des westli­

über der Subduktionszone kann zudem zu einem

chen Nord- und Südamerika und bei den Inselketten

neuen Ozeanbecken führen, das als Backarc-Becken

von Indonesien - beide grenzen an einen Ozean.

bezeichnet wird. Mächtige Abfolgen von Sedimenten

Kollisionszonen

und Vulkaniten bilden sich sowohl in der Tiefseerinne

Die andauernde Subduktion ozeanischer Kruste führt letztendlich zur Kollision zweier Kontinente, wie in Grafik 1.6C gezeigt. Infolge solch einer Kontinent­ Kontinent-Kollision entsteht ein breiter Orogengürtel, in dem magmatische und tektonische Aktivitäten allmählich nachlassen und der Zusammenschub ein Ende findet. Das Orogen kühlt sich allmählich ab,

Grafik 1.5 A. B.

Paläogeografische Karte.

Änderungen der Sedimentfazies von der Küste zum Kontinentalhang.

Man beachte, dass die Faziesgrenzen ihre Position mit der Zeit leicht ändern und dadurch Änderungen in der Art und Menge der Sedimentzufuhr widerspiegeln.

x

y

Küstenebene

Schelf

Meeresspiegel

Erosions-

Kontinentalabhang

gebiet

terrestrische klastische Gesteine

B

Karbonate

flachmarine

pelagische

klastische Gesteine

Tonsteine

Turbidite

10

Die Geologie Europas

kontinentale Kruste

100 km

]

vulkanischer Bogen

BackarcBecken

Tiefseerinne Ozean

========�/ ozeanische � ;; Kruste ;; � � � � :: == == � -=�==��� lithosphärischer _

_------

Mantel

Asthenosphäre

Grafik 1.6 Merkmale eines aktiven Kontinentalrands. A. Subduktion ozeanischer

Oberer Mantel

unter

einen

über der

ASubduktion

vulkanischer Bogen

•

Oberkruste

•

Inselbogen.

eines

subduktion sbezogenen

Vulkanbogens.

....;;;; .. ;;;=:::: ;;; =t-----rt'--::: -- -----''----I�...:..:..:...:..:.:.:..::.-=-I-

-

•

Backarc-Becken hinter einem vulkanischen

turen

Kompressionszone

kontinentale

Dehnung

Subduktionszone erzeugt ein

B. Charakteristische Abfolgen und Struk­

Tiefsee

Tiefseerinne

Lithosphäre

Kontinentalrand;

Meeresspiegel

B charakteristische Ablagerungen an einem aktiven Plattenrand

Kontinental­ platte A

Mikroplatte B

BackarcBecken

vulkanischer Insel bogen

C. Drei Stadien in der Entwicklung eines Kontinental­ platte C

��

vulkanischer Bogen

.----- Oroge

� orogen

3

/V /V /V

vulkanischen Inselbogens an einen aktiven Kontinentalrand.

ozeanische Kruste

2

Orogengürtels als Folge der Akkretion eines

/V

/V

�.L-_ I ----, ------'

C Akkretion an einem aktiven Plattenrand

Einführung

11

wird durch die Erosion eingeebnet und schließlich zu

Ostafrikanischen Gräben sind ein bekanntes Beispiel

einem Bestandteil der angrenzenden kontinentalen

hierfür. Der Vorgang kann wie folgt beschrieben

Kruste. Das klassische Beispiel für diesen Vorgang

werden: Der Aufstieg von heißem Mantelmaterial ver­

ist der Himalaja, der aus der Kollision von Indien mit

ursacht zuerst eine Aufwölbung der Kruste. Aufgrund

Eurasien hervorgegangen ist. Dieser Gürtel ist noch

der damit verbundenen Dehnung entstehen Spalten,

aktiv: der Zusammenschub geht langsam weiter, es gibt

auf denen Magma in die Riftzone eindringen kann.

eingeschränkte vulkanische Aktivität, und die Kruste

Schließlich führt fortwährende Dehnung zu einer

hat sich in ihrer Dicke mehr als verdoppelt, wodurch

Trennung und dem Auseinanderdriften der kontinen­

sich die Höhe des Himalaja erklärt. Letztendlich wird

talen Kruste, wobei neue ozeanische Kruste in dem

die Erosion jedoch die Höhe der Berge und die Dicke

geöffneten Raum entsteht. Auf diese Weise zerbrechen

der Kruste auf ein "normaleres" Maß vermindern.

selbst Großkontinente, und die Bruchstücke bewegen

Dieser Prozess dauert Hunderte Millionen Jahre. Das

sich als neue Kontinente auseinander - einer der fun­

kann man z. B. an der gegenwärtigen Höhe des kaledo­

damentalen Prozesse der Plattentektonik im Verlauf

nischen Gebirges von Großbritannien und Norwegen

der Erdgeschichte. Die neuen Kontinentalränder

oder des Urals in Russland ersehen, die circa 400 bzw.

werden als passive Kontinentalränder bezeich­

2S0 Millionen Jahre alt sind - im Vergleich zu den viel

net (Grafik 1.7B), die im Unterschied zu den aktiven

jüngeren, teilweise noch aktiven alpidischen Ketten, die

Kontinentalrändern keine bedeutsame tektonische

nur etwa 20 Millionenjahre alt sind.

oder magmatische Aktivität mehr aufweisen, nachdem sie von der ursprünglichenBruchzone ein Stück wegge­

Kontinentale Riftstrukturen und

driftet sind.

passive Kontinentalränder

Passive Kontinentalränder entwickeln einen cha­

Neue Ozeankruste entsteht nicht nur durch Dehnung

rakteristischen Verband von magmatischen und

der ozeanischen Lithosphäre an Mittelozeanischen

sedimentären Gesteinen, deren Schichtenfolge es

Rücken, sondern auch innerhalb der kontinentalen

erlaubt, zwischen ehemals aktiven und passiven

Lithosphäre an sich dehnenden Riftzonen, wie in

Kontinentalrändern zu unterscheiden. Typische

Grafik 1.7A gezeigt. Dieser Dehnungsprozess wird

Sedimente eines passiven Kontinentalrandes reichen

oft direkt mit der Existenz eines Mantel-"Hotspots"

von Karbonaten (Kalksteinen, Dolomiten usw.) auf

unterhalb des Rifts in Verbindung gebracht. Die

kontinentalen Schelf- und Plattformgebieten über

.... Krustendehnung

-+

Grafik 1.7 Kontinentales Rifting

Vulkanismus

und die Bildung eines passiven Kontinentalrands.

kontinentale Kruste

AKontinentales Rifting

A. Die kontinentale Kruste wird gestreckt, lithosphärischer

ausgedünnt und über

Mantel

"Hotspot" angehoben, von wo Intrusionen

einen

Mantel­

und Vulkanismus innerhalb der Riftzone erzeugt werden.

Schelf charakteristische Ablagerungen

Karbonate

Kontinentalhang klastische Sedimente: Sandsteine, Siltsteine ete.

Tiefsee Vulkanite des

Tonsteine,

Riftstadiums

gebänderte Harnsteine

B.

Die

kontinentale

Kruste

weicht

auseinander und ermöglicht die Bildung neuer ozeanischer Kruste; der gedehnte Kontinentalrand sinkt ab und wird von Sedimenten überdeckt - typischerweise

kontinentale

ozeanische Kruste

Kruste Intrusionen des Riftstadiums

Karbonate auf dem Schelf, klastische Abfolgen

auf

dem

Hang,

Tone

und

gebänderte Hornsteine auf dem tiefen Abschiebungen

B Entwicklung eines passiven PlaUenrandes

Ozeanboden.

12

Die Geologie Europas

klastische Ablagerungen wie Sand- und Siltsteine am

das heutige Europa Teil des eurasischen Kratons, der

Kontinentalhang bis hin zu feinkörnigen Tonsteinen

(überwiegend) geologisch stabil ist, außer an seinem

sowie

T iefsee

Südrand, den Alpen-Himalaja-Ketten. Nach ihrer

(Grafik 1.7B). W ährend der Anfangsstadien des

Bildung können Kratone an Bruchzonen entlang auf­

gebänderten

Hornsteinen

der

Aufbrechens kommt es zu Abschiebungen, typischer­

reißen oder von Subduktion an ihren Rändern betrof­

weise als Staffel von Gräben und Halbgräben am neu

fen sein. Bedeutsame Deformationen und magmatische

entstandenen Kontinentalrand, wie in Grafik 1.7B

Aktivitäten beschränken sich aber auf solche Zonen.

gezeigt wird, wobei sich im Frühstadium klastische

Nach der Orogenese kühlt die Kruste allmählich ab,

Ablagerungen an den Bruchstufen absetzen. Durch

und die Auswirkungen der Erosion nivellieren schließ­

diese Abschiebungen wird die Kruste ausgedünnt und

lich das Relief zu einer mehr oder weniger ebenen

gedehnt. Ist die Trennung vollzogen, hört die magma­

Kontinentalplattform.

tische Aktivität innerhalb der Kontinentalkruste auf.

Die Kratone im frühen Präkambrium waren im

Weitere Dehnung erfolgt durch die neu gebildete oze­

Allgemeinen klein. Aber im Laufe der geologischen Zeit verbanden sich die kleineren Kratone zu größeren

anische Platte.

Einheiten, bis schließlich Großkontinente entstanden,

Kratonisierung: die Bildung eines Kontinents

die die gesamte kontinentale Kruste, oder zumindest

Damit sich ein Kontinent bilden kann, muss ein großes

weite Teile der Kruste, zusammenschlossen. Man

Stück kontinentaler Kruste geologisch stabil werden,

nimmt an, dass dies zum ersten Mal zum Ende des

d. h., dass dort im Inneren keine stärkere tektonische

Archaikums vor ungefähr 2,5 Milliarden Jahren pas­

Aktivität wie Orogenese mehr stattfindet. Solch ein

sierte. Nachfolgende Großkontinente werden für das

Krustenstück wird als Kraton und der Vorgang seiner

Mittel-Proterozoikum ( Nuna, je nach angenomme­

Bildung als Kratonisierung bezeichnet. Folglich ist

ner Konstellation sind für diesen Kontinent auch die

Grafik 1.8 Der Gebrauch paläomagnetischer Daten zur

B. Verschiedene Positionen des magnetischen Nordpols

Nachverfolgung der Kontinente.

(Polwanderkurve) für Nordamerika vom Kambrium bis heute.

A. Rekonstruktion der relativen Lage von Laurentia und Baltica

Nach McElhinny

vor

1,3

Milliarden Jahren; man beachte, dass Baltica zwischen

dem Äquator und dem

30.

südlichen Breitengrad liegt. Den

Daten zufolge ist jede Position entlang dieses Breitengrades möglich, gezeigt wird hier die geologisch wahrscheinlichste;

Gd, Grönland; Ba, Baltica. Nach Buchan et al. (2000).

(1973).

Einführung

Namen Nena oder Columbia in Gebrauch) und für das Jung-Proterozoikum

( Rodinia)

angenommen, und

dann wieder mit Pangäa im Perm.

13

oft rar sind. Die meisten Erkenntnisse zur Bestimmung der tektonischen Verhältnisse von alten Magmatiten beruhen auf verhältnismäßig geringen geochemischen Unterschieden, besonders von Seltenerdmetallen zwi­

Der Wanderweg der Kontinente

schen ansonsten ähnlichen Gesteinstypen. Diese näher

Eine der nützlichsten Methoden zur Untersuchung

zu betrachten geht über das Ziel dieses Buches hinaus.

der Geschichte der Kontinente besteht darin, ihre

Der geochemische Vergleich mit heutigen Magmatiten

Bewegungen über die Erdoberfläche mithilfe paläoma­

ist jedoch gängige Praxis, um tektonische Verhältnisse

gnetischer Daten zu verfolgen. Bei einem magmatischen

nachzuvollziehen.

Gestein, zum Beispiel Basalt oder Gabbro, kann die Lage

Obwohl einige spezielle magmatische Gesteins­

des Nordpols zur Zeit seinerAbkühlung erfasst werden,

typen wie z. B. Granit oder Basalt eines aktiven

vorausgesetzt, dass keine weitere Störung durch spätere

Kontinentalrands oberflächlich gesehen solchen eines

Aufheizung oder Deformation stattgefunden hat. Auf

passiven Kontinentalrands ähneln, gibt es wichtige

diese Weise lässt sich für das Krustenstück, aus dem das

geochemische Unterschiede. Jedoch ist es auch ohne

Gestein entnommen wurde, ein Paläo-Breitengrad

anspruchsvolle geochemische Untersuchungen im

für die fragliche Zeit bestimmen. Allerdings ermittelt

Allgemeinen möglich, aus der Spannbreite der mag­

man auf diese Weise nicht den Paläo-Längengrad. So

matischen Gesteinstypen in einer spezifischen tekto­

kann das Gestein überall auf seinem Paläo-Breitengrad

nischen Situation Schlüsse zu ziehen.

gelegen haben. Seine Position auf dem Längengrad muss auf anderem Wege erschlossen werden. Zum Beispiel wird die Position des Kontinents

Aktive Kontinentalränder Die magmatischen Gesteine, die aktive Kontinental­

Baltica vor 1,3 Milliarden Jahren in Grafik 1.8A zwi­

ränder kennzeichnen (siehe Grafik 1.6A), sind typi­

schen dem Paläo-Äquator und dem 30. Breitengrad

scherweise andesitische Vulkanite sowie kalkalkalische

Süd angegeben. Da es geologische Gründe gibt, zu

saure und intermediäre Plutonite wie Granodiorite

jener Zeit einen Standort in der Nähe des Kontinents

und Diorite. Mit zunehmender Entfernung zur

Laurentia anzunehmen, ist der Nordrand Balticas mit

Subduktionszone, wo die Magmen aus viel größerer

dem Timan-Orogen vermutlich Grönland zugewandt

Tiefe aufsteigen, werden die Gesteine alkalischer, und

(siehe Grafik 1.4). Da paläomagnetische Bestimmungen

es bilden sich Alkali-Granite, Syenite und Monzonite.

jedoch so ungenau sind, könnte sich Baltica auch woan­

N ach der Kollision wird das magmatische Szenario

ders am Rand von Grönland befunden haben.

jedoch durch Aufschmelzprozesse in der Unterkruste

Durch Wiederholung dieses Vorgehens für Gesteine

bestimmt - hierbei entstehen typischerweise eher

aus den nachfolgenden Perioden ist es möglich, die

die eigentlichen Granite als die Granodiorite der

Veränderungen in der Lage ihres magnetischen Pols

Subduktionsphase.

über die Erdoberfläche zu verfolgen (Grafik 1.8B)i das wird als "Polwanderkurve" bezeichnet. Auf diese Weise

Rifts und passive Kontinentalränder

erhält man ein Bild davon, wie sich ein Kontinent über

Die frühesten magmatischen Gesteine der passiven

die Breiten hinwegbewegt hat, das noch mit paläokli­

Kontinentalränder sind typischerweise basaltische

matischen Belegen aus geologischen Quellen vergli­

Vulkanite und Gabbrointrusionen aus dem Riftstadium

chen werden kann.

(siehe Grafik 1.7). Viele Rifts weiten sich nicht bis zu einem Ozeanstadium aus und bleiben verhältnismäßig tektonisch inaktive Strukturen innerhalb der konti­

Magmatische Gesteine und tektonisches Milieu

nentalen Platte. Schwärme von basaltischen Gängen

DieArt dermagmatischen Gesteine, diein alten Orogen­

welche Bedeutung dem Riftstadium zugekommen ist.

gürteln gefunden werden, ist ein wertvoller Schlüssel

Solche magmatischen Körper können auch unter einer

und/oder größeren, gangähnlichen Gabbrointrusionen als Anzeiger für die Dehnungsbewegung belegen,

zum Verständnis dieser Orogene. Das gilt besonders für

Sedimentdecke durch aeromagnetische Messungen

präkambrische Gebiete, wo andere Informationsquellen

erkannt werden.

2 Die Bildung von Ballica - "Prolo-Europa" Europa ist das Ergebnis einer langen Reihe von geologi­

Nordwesten und schließt an die Karpaten an, die die

schen Ereignissen, die im frühen Präkambrium begin­

Südwestgrenze der Osteuropäischen Plattform bestim­

nen und schließlich mit der Alpidischen Orogenese

men. Die Grenze von den Karpaten bis zum westlichen

im Känozoikum enden. Allerdings war die Bildung

Rand des Kratons in der Ostsee wird von einer grö­

des Kontinentkerns, den wir Proto-Europa nennen

ßeren langlebigen Störungszone gebildet, bekannt als

können - meist als Baltica bezeichnet -, bereits zum

Teisseyre-Tornquist- ( Störungs-) Zone oder verein­

Ende des mittleren Proterozoikums abgeschlossen.

facht Tornquist-Zone.

Es wird angenommen, dass sich dieses Krustenstück

Das Grundgebirge dieses Krustenblocks entstand im

als eigenständige Kontinentalplatte seit dem späten

Präkambrium und ist im Norden im Baltischen Schild

Präkambrium bis zur Kaledonischen Orogenese vor

(oder Fennoskandia) sowie im Süden in Weißrussland

ungefähr 400 Millionen Jahren frei bewegte und dann

und der Ukraine im Ukrainischen Schild aufgeschlos­

mit Nordamerika kollidierte. Der stabile Kern dieses

sen. An seinen südlichen, östlichen und südwestlichen

Kontinents Baltica entstand im Präkambrium und

Rändern und innerhalb des Moskauer Beckens im zent­

ist als sogenannte Osteuropäische Plattform (auch

ralen Bereich der Plattform wird dieser präkambrische

Osteuropäischer Kraton) bekannt.

Block von mittel- bis jung-proterozoischen und jünge­ ren Sedimenten überdeckt. Jedoch kann er unterhalb des Deckgebirges des Baltischen Schildes mittels geo­

Die Osteuropäische Plattform

physikalischer Methoden nach Süden verfolgt werden, bis er im Ukrainischen Schild wieder auftaucht.

Die Grenzen der Osteuropäischen Plattform, wie sie in Grafik

2.1

(siehe auch Grafik

1.1)

dargestellt sind,

werden durch Orogengürtel bestimmt, die zwischen

Baltischer Schild

dem späten Proterozoikum und dem Känozoikum ent­ standen sind. Die Nordwestgrenze wird durch das im

Die geologische Einheit des Baltischen Schildes umfasst

unteren Paläozoikum gebildete Kaledonische Orogen

die Länder Norwegen, Schweden und Finnland. Dazu

(die Kaledoniden) definiert, und die Nordostgrenze

kommt der angrenzende Bereich von Nordwestrussland

durch das jung-proterozoische Timan-Orogen. Das

mit der Halbinsel Kola,

die zwischenliegenden

2.2,

Nordende des Timan-Orogens liegt auf der Halbinsel

Flachmeerbereiche

Kanin, die am Ausgang der Weißen Meeres nach

Abbildung 2.1). Dieser Krustenblock besteht fast aus­

Norden in die Barentssee ragt. Von dort nach Süden

schließlich aus präkambrischen Gesteinen und reicht bis

wird das Timan-Orogen durch das Ural-Orogen

zur Krustenuntergrenze in über

eingeschlossen

(Grafik

30 Kilometern Tiefe.

oder die Uraliden begrenzt. Dieser Orogengürtel

Im westlichen Norwegen wurde dieses Grundgebirge

erstreckt sich über 2500 Kilometer von Nowaja Semlja

während der Kaledonischen Orogenese von mehreren

in der Russischen Arktis bis zur Kaspischen Senke im

Deckeneinheiten überfahren.

Süden. Seine Entstehung zieht sich über einen langen

Die präkambrischen Gesteine des Baltischen Schildes

Zeitraum hin mit dem Höhepunkt zu Beginn des

entstanden über einen langen geologischen Zeitraum

Perms in der Variszischen Orogenese. Der südliche

hinweg vom mittleren Archaikum bis zum Mittel­

1000 Millionen Jahren,

Bereich der Osteuropäischen Plattform liegt unter

Proterozoikum vor circa

einer mächtigen Sedimentdecke verborgen, deren

Fennoskandia schließlich in der Svekonorwegischen

südliche Grenze vom mesozoischen bis känozoischen

Orogenese stabilisiert wurde. Obwohl Gesteine unter­

Alpidischen Orogen gebildet wird. Dieser Abschnitt

schiedlichen Alters und unterschiedlicher Art beteiligt

als

des Alpidischen Gürtels reicht vom Kaspischen Meer

sind, kann die präkambrische Geschichte der Region

über den Kaukasus hinweg und quert die südliche

mit drei orogenen Hauptereignissen oder Serien von

Hälfte der Krim-Halbinsel. Von dort biegt er nach

Ereignissen zusammengefasst werden. Jedes Ereignis

15

Die Bildung von Baltica - "Proto-Euroa"

Nordpolarmeer Atlantik

Umriss der Osteuropäischen Plattform

Wolgo-Uralia

Teisseyre­ Tornquist­ Zone

D D D D D

Mittel-Proterozoikum alt-proterozoische Suturzonen Alt-Proterozoikum alt-proterozoisch überprägtes Archaikum Archaikum

Grafik 2.1 Osteuropäische Plattform. Vereinfachte Karte mit den wichtigsten geologischen Einheiten und Suturzonen, zusammen mit der

Kennzeichnung der verschiedenen Kratongrenzen. DDR, Dnjepr-Donez-Rift; HK, Halbinsel Kanin; M, Moskau. Siehe Grafik 1.1 für weitere topografische Einzelheiten.

führte zu einem stabilen Kraton, der im Anschluss

Südwest-Skandinavische Gebiet auf der Westseite der

keine stärkere Metamorphose und Deformation mehr

kombinierten Archaisch-Svekofennidischen Gebiete

erfuhr und sich als einheitlicher Krustenblock ver­

(Grafik 2.1)

hielt. Das erste dieser Ereignisse kennzeichnet das Ende des Archaikums vor etwa 2,6 bis 2,5 Milliarden

Das Archaische Gebiet

Jahren und ist als Lopische Orogenese bekannt. Die

Der nordöstliche Bereich des Baltischen Schildes

zweite, Svekofennidische Orogenese vor 1,9 bis 1,8

wird vom archaischen Grundgebirge gebildet, das

Milliarden Jahren brachte auf der Südwestseite des

örtlich von einem alt-proterozoischen Deckgebirge

archaischen Gebiets einen großen neuen Krustenblock

überlagert und entsprechend als Archaisches Gebiet

hinzu, die Svekofenniden. Als Drittes schuf die

bezeichnet wird. Dieser Block ist in nordwest-süd­

Gotidische Orogenese vor 1,75 bis 1,5 Milliarden

östlicher Richtung ungefähr 1100 Kilometer lang bei

Jahren einen weiteren neuen Krustenblock, das

einer Breite von circa 600 Kilometern. Er schließt die

16

Die Geologie Europas

Kola-Halbinsel in Nordwestrussland und einen großen

und sedimentären Gesteinen, abgelagert vor 2,9 bis

Teil von Ostfinnland ein und reicht über das nördlichste

2,7 Milliarden Jahren und intrudiert von Graniten. Ein

Schweden und Norwegen (vgl. Grafik 1.1 und2.2). Seine

älteres Grundgebirge mit 3,1 Milliarden Jahre alten gra­

südwestliche Grenze entspricht einer Nordwest-Südost­

nitischen Gneisen, ähnlich wie in der Kola-Provinz, ist

Linie, die den Norden des Bottnischen Meerbusens

auch bekannt.

Drei als Provinzen bezeichnete separate

Das karelische Granit-Grünstein-Terran wird,

Einheiten werden unterschieden: die Kola-Provinz,

wie andere vergleichbare Gebiete im Archaikum, als

die Belomoran-Provinz und die Karelische Provinz.

Ergebnis der Ansammlung vulkanischer Inselbögen

quert.

Die Kola- und Belomoran-Provinzen bestehen aus 2,9

und ozeanischer Zwischenbecken interpretiert - die

bis 2,6 Milliarden Jahre alten, hochmetamorphen und

Folge eines langandauernden Subduktionsprozesses, der

deformierten sedimentären, vulkanischen und grani­

auch für die Granitintrusionen verantwortlich ist. Der

tischen Gneisen. Ältere tonalitische Gneise mit einem

Unterschied zwischen diesem Gebiet und den hochme­

Alter von 3,1 bis 2,9 Milliardenjahren sind zusätzlich

tamorphen Gneisgebieten besteht im Wesentlichen im

von der Kola-Halbinsel bekannt. Die Karelische Provinz

unterschiedlichen Erosionsniveauj Letztere repräsentie­

ist dagegen ein typisches Granit-Grünstein-Terran,

ren ein tieferes Stockwerkin der Erdkruste mit stärkerer

bestehend aus schwach metamorphen vulkanischen

Deformation und höherer Metamorphose.

Grafik 2.2

20'

Baltischer Schild.

t

Vereinfachte Karte des Archaisches Gebiet

Baltischen Schildes mit den wichtigsten geologischen Einheiten und Provinzen.

Bel, Belomor-Gürtel;

SW-Skandinavisches

LKG, Lappland-Kola­

Gebiet

Gürtel;

MZ, Mylonit-Zone; PZ, Protogine-Zone; TsM, Transskandina­ vischer Magmatischer Gürtel. Nach Gaal & Gorbatschev (1987).

Archaischer Bereich

Sveko­ norwegische Provinz

Svekofennidischer Bereich

SW-Skandinavischer Bereich

alt­ paläozoische Bedeckung 500 km

Kaledonische Decken

spät-archaisches bis alt­ proterozoisches Deckgebirge'

Wichtige präkambrische Überschiebungen & Scherzonen Rand der paläo­ zoischen Bedeckung

alt-proterozoische Suturzonen 'einschließlich Lappland-Supergruppe

Abbildung 2.1 Ladoga-See, Russisch-Karelien. Glazial geglättete präkambrische Gesteine vom Ostrand des Baltischen Schildes. Shutterstock © LAND.

Die verschiedenen Deformations-, Metamorphose­

schmale Überschiebungszone aus 2 bis 1,9 Milliarden

und Intrusionsereignisse, die sich im archaischen

Jahre alten Granulitgneisen getrennt (Grafik 2.2).

Gebiet vor 2,9 bis 2,6 Milliarden Jahren ereigneten,

Dieser Gürtel wird als alt-proterozoische Riftzone

werden als Lopische Orogenese zusammengefasst.

innerhalb des spät-archaischen Kontinents inter­

Die älteren, 3,1 bis 2,9 Milliarden Jahre alten Gneise

pretiert und enthält 2,4 Milliarden Jahre alte basal­

werden einer früheren, der Saamischen Orogenese

tische und andesitische Vulkanite. Anschließend

zugeordnet.

war der Gürtel vor circa zwei Milliarden Jahren von

Das archaische Grundgebirge der Karelischen

einem Deformations- und Metamorphoseereignis

Provinz wird örtlich von einem spät-archaischen bis

betroffen, das mit der Kollision der zwei archai­

alt-proterozoischen Deckgebirge überlagert. Dieses

schen Kratone zusammenhing. Eine weitere größere

tritt entlang des Südwestrandes der Provinz auf und

Überschiebung liegt innerhalb der Kola-Provinz und

dominiert auch ihren Nordwestbereich. Die ältesten

bildet die südliche Grenze eines schmalen alt-protero­

Abfolgen, die Lappland-Supergruppe, wurden vor 2,6

zoischen Vulkanitgürtels. Ferner markiert eine größere

bis 2,5 Milliarden Jahren auf einer bereits stabilisierten

Überschiebung die Südgrenze der Belomoran-Provinz,

archaischen Plattform abgelagert.

die nach Südwesten auf die Karelische Provinz über­ schoben wurde. Diese großen Überschiebungen entwi­

Alt-proterozoische Auswirkungen im

ckelten sich infolge nordöstlich-südwestlich gerichteter

archaischen Gebiet

Einengungsbewegungen im Bereich des Archaischen

Die Kola-Provinz und die Karelische Provinz werden

Gebiets im Alt-Proterozoikum. Die verschiedenen spät­

durch eine als Lappland-Granulitgürtel bezeichnete

bis post-archaischen Deckschichten wurden lokal durch

Die Geologie Europas

18

die alt-proterozoische Svekofennidische Orogenese

Der Transskandinavische Batholith besteht aus einer

ebenfalls deformiert, die erkennbar den ganzen archa­

Vielzahl eigenständiger, sich teilweise durchdringen­ der Intrusionen, die nordwärts in einer Reihe von

ischen Block mehr oder weniger beeinflusst hat.

Überschiebungsfenstern innerhalb des Kaledonischen

Das Svekofennidische Gebiet

Gürtels bis zu den Lofoten in Nordwestnorwegen

Das Svekofennidische Gebiet entspricht einem dreiecki­

verfolgt werden können. Die zu diesem Batholithen

gen Krustenblock vom Südwestrand des archaischen

gehörenden Granite intrudierten in mehreren Phasen

Bereichs bis nach Südschweden und nimmt damit den

vor 1,85 bis 1,65 Milliarden Jahren in die bereits vor­

größten Teil von Schweden und Südfinnland ein (Grafik

liegende Svekofennidische Kruste.

2.2). Die

1300 Kilometer lange Westseite des Dreiecks

wird von der Kaledonischen Orogenfront und dem

Die Svekonorwegische Provinz

Transskandinavischen Batholithen bestimmt (siehe

Das Südwest-Skandinavische Gebiet westlich des

weiter unten). Die südöstliche Grenze wird durch den

Transskandinavischen

Rand des alt-paläozoischen Deckgebirges gekennzeich­

Wesentlichen aus neuer kontinentaler Kruste, ent­

net, der sich über 800 Kilometer von der Insel Öland vor

standen in der Gotidischen Orogenese vor 1,75 bis 1,5

der Südostküste Schwedens am Finnischen Meerbusen

Milliarden Jahren. Es scheint zwei Phasen kalkalka­

entlang bis zur russischen Grenze erstreckt.

Batholithen

besteht

im

lischer Granitintrusionen gegeben zu haben in eine

Das Svekofennidische Gebiet wird von Granit­

Abfolge sedimentärer Gesteine mit kontinentaler

intrusionen beherrscht, die innerhalb einer mächtigen

Fazies im Osten und mariner Fazies im Westen. Man

Abfolge aus Vulkaniten und Sedimenten Platz genom­

nimmt an, dass die Provinz gewachsen ist, indem

men haben. Letztere bestehen zu einem Großteil aus

granitische Aktivität westwärts wanderte und sich

turbiditischen Grauwacken, aber auch aus Marmoren

vulkanische Inselbögen angliederten. Diese während

und Tonschiefern (metamorphen Tonsteinen) sowie

der Gotidischen Orogenese intensiv deformierten

sedimentären Eisenerzen, von denen angenommen

und metamorphosierten Gesteine wurden durch

wird, dass sie auf einer ozeanischen Kruste und nicht

Granite der spätesten Phase des Transskandinavischen

auf archaischem Grundgebirge abgelagert wurden.

Batholithen vor 1,68 bis 1,65 Milliarden Jahren sowie

Die vermutlich aus dem Subduktionsprozess hervor­

von basischen Gängen und postorogenen Graniten vor

gegangenen Granite intrudierten in der relativ kurzen

1,56 Milliarden Jahren durchschlagen. Es gibt keinen

Zeitspanne vor 1,9 bis 1,8 7 Milliarden Jahren - auf

Hinweis darauf, dass nach der Zeit von vor unge­

diese Zeit wird auch die Hauptdeformation und

fähr 1,5 Milliarden Jahren noch irgendeine größere

-metamorphose

Angliederung an den Baltischen Schild erfolgt wäre.

datiert.

Das

Gebiet

erlebte im

Zusammenhang mit der nachfolgend

diskutier­

Die gotidischen Granite des Südwest-Skandi­

ten Gotidischen Orogenese eine weitere intru­

navischen Gebiets sind gleichaltrig mit einer Reihe

sive Phase mit postorogenen Graniten vor 1,83 bis

von stärker alkalischen Graniten weiter nordöstlich in

1,7 7 Milliarden Jahren.

Finnland (den Rapakiwi-Graniten) , die dem gleichen ostwärts gerichteten Subduktionsregime zugeordnet

Das Südwest-Skandinavische Gebiet Westlich

vom

Südwestschweden dritte

werden, aber einen tiefer liegenden Schmelzprozess

Svekofennidischen

Gebiet

und Südnorwegen

in

liegt

der

Teilbereich des Baltischen Schildes,

das

anzeigen.

Die Svekonorwegische Orogenese

2.2). Dieser

Es ist schwierig, die Auswirkungen der Sveko­

Krustenblock kann nach Norden innerhalb des

norwegischen Orogenese von denjenigen der Goti­

Kaledonischen Orogens weiterverfolgt werden, wo

dischen innerhalb des Südwest-Skandinavischen

Südwest-Skandinavische Gebiet (Grafik

er in tektonischen "Fenstern" unterhalb kaledoni­

Gebiets zu unterscheiden. Wie oben erläutert,

scher Überschiebungsdecken wieder auftaucht. Das

besteht die Svekonorwegische Provinz vor allem

Gebiet teilt sich in zwei eigenständige Segmente -

aus der Gotidischen Orogenese zuzuordnenden

den Transskandinavischen Batholithen im Osten

Gesteinen, und die svekonorwegische Auswirkung

und die Svekonorwegische Provinz im Westen.

beschränkt sich hauptsächlich auf Deformation,

19

Die Bildung von Baltica - "Proto-Euroa"

Metamorphose und verschiedene, mehrheitlich gra­

vom Dnjepr-Donez-Rift (Abbildung 2.2). Er wird in

nitische Intrusionen vor 1,2 bis 0,9 Milliardenjahren.

fünf separate Provinzen eingeteilt, zwei überwiegend

Die Metamorphose nimmt nach Westen hin zu und

archaische im östlichen Bereich des Schildes und drei

wird zur Granulit-Fazies in Südwestnorwegen. In

alt-proterozoische im westlichen Bereich. Jede ist von

Südschweden beschränkt sich die svekonorwegische

der ihr benachbarten Provinz durch eine stark defor­

Deformation auf mehrere größere Scherzonen, ein­

mierte alt-proterozoische Geosutur getrennt.

schließlich der Protogine-Zone und der Mylonit­ Zone (Grafik 2.2), auf denen späte svekonorwegische

Archaische Bereiche

linkssinnige Seitenverschiebungen konzentriert sind

Die Asow-Provinz besteht aus Gesteinen eines

(d. h. gegen den Uhrzeigersinn). Die Protogine-Zone

amphibolit-faziellen mittel-archaischen Deckgebirges,

kennzeichnet den östlichen Rand der intensiv goti­

das von 2,S Milliarden Jahre alten Graniten intrudiert

disch deformierten Gesteine und gleichzeitig den

wurde. Dazu kommen alt-proterozoische ultrabasi­ sche und alkaligranitische Intrusionen. Die Provinz

Ostrand des Svekonorwegischen Orogens.

ist ein typisches Beispiel für ein archaisches hoch­ metamorphes Gneisgebiet.

Der Ukrainische Schild

Die Dnjepr-Provinz ist dagegen ein typischer archa­ ischer Granit-GrÜnstein-GÜrtel. Das Deckgebirge aus

Der Ukrainische Schild ist ein großes Gebiet von

mittel-archaischen Gesteinen überlagert dort einen

präkambrischem Grundgebirge, das den südwestli­

älteren 3,S bis 3,7 MilliardenJahre alten granulit-faziel­

chen Teil der Osteuropäischen Plattform im heuti­

len metamorphen Komplex und wird selbst intrudiert

gen Südweißrussland und in der Ukraine einnimmt

von 3,1 bis 2,S Milliarden Jahre alten Graniten. Von

(Grafik 2.1, 2.3). Auf der Südseite wird er begrenzt von

der Asow-Provinz wird die Dnjepr-Provinz durch die

der Schwarzmeer-Senke und auf der Nordostseite

Orechowo-Pawlowgrad-Suturzone getrennt.

Dnjepr-Donez­ Rift

D D D D

alt-proterozoische Suturzone alt-proterozoische Gebiete archaische Granit-Grünstein­ Gebiete archaische hochmetamorphe Gneisgebiete

Orechowo­ Pawlowgrad­ Sutur

Podolsk­ Provinz

Grafik 2.3 Ukrainischer Schild. Vereinfachte Karte mit den wichtigsten geologischen Provinzen und Suturzonen. Siehe Grafik 2.1 zur Lage des Ukrainischen Schildes

100 km

Schwarzmeersenke

auf der Osteuropäischen Plattform. Nach Dagelaysy (1993).

Abbildung 2.2

Der Dnjepr.

Dieser breite Fluss bildet die Nordostgrenze des Ukrainischen Schildes. Shutterstock © Jo Grebbin.

Alt-proterozoische Bereiche

wurden von Rapakiwi-Graniten intrudiert, ähnlich

In der Kirowgrad-Provinz überlagern alt-proterozo­

denen in den östlichen Svekofenniden, und werden

ische granulit- bis amphibolit-fazielle Metasedimente

von einer vor 1,3 bis 1,2 Milliarden Jahren metamor­

ein archaisches Grundgebirge, ähnlich dem in der

phosierten mittel-proterozoischen Deckgebirgsabfolge

Dnjepr-Provinz, und werden von jüngeren, 2,1 bis 1,8

überlagert. Darüber folgen klastische Sedimente in

Milliarden Jahre alten Graniten intrudiert. Von der

Grünschiefer-Fazies, deren Metamorphosealter bei

Dnjepr-Provinz wird die Kirowgrad-Provinz durch die

circa einer Milliarde Jahren liegt und zeitlich der

West-Ingulets-Suturzone getrennt.

Svekonorwegischen Orogenese im Baltischen Schild

Die Wolhyn-Provinz offenbart eine komplexere

entspricht.

Strukturgeschichte als die anderen Gebiete. Sie besteht

Die Podolsk-Provinz liegt südlich der Wolhyn­

aus stark deformierten und hochmetamorphen alt­

Provinz im Süden des westlichen Ukraine-Schildes

proterozoischen Deckgebirgseinheiten, die ein aufge­

und ist von ihr durch eine größere Verwerfungszone

arbeitetes spät-archaisches, 2,7 bis 2,6 Milliarden Jahre

getrennt. Die Podolsk-Provinz wird als ein archaisches

altes Grundgebirge überlagern und von Graniten intru­

hochmetamorphes Gneisgebiet interpretiert, das im

diert werden. Die alt-proterozoischen Granite und die

frühen Proterozoikum aufgearbeitet wurde, ähnlich

amphibolit-fazielle Metamorphose haben ein Alter zwi­

wie das der Wolhyn-Provinz. Es ist jedoch ein tieferes

schen 2,3 und 2,1 Milliarden Jahren. Die wesentlichen

Strukturniveau angeschnitten, da jüngere Einheiten

Strukturen verlaufen von Nordwest nach Südost sowie

ähnlich denen der Wolhyn-Provinz erodiert worden

von Nord nach Süd. Diese alt-proterozoischen Gesteine

sind.

21

Die Bildung von Baltica - "Proto-Euroa"

Von der Kirowgrad-Provinz werden die Wolhyn­ und die Podolsk-Provinz durch eine breite Zone

davon eine Grenze zwischen diesen beiden Krustentypen anzunehmen.

intensiver alt-proterozoischer Deformation und hoch­ gradiger Metamorphose getrennt, die im Norden als Belozerkow-Provinz und im Süden als Golowanez­ Sutur bekannt ist.

Alt-proterozoische Gebiete ohne archaisches Grundgebirge (Svekofennidischer Typus)

4

Zusätzlich zu der svekofennidischen Haupt­ verbreitung im Baltischen Schild gibt es einen schmalen Gürtel dieses Krustentyps im zent­

Unter Deckgebirge verborgener Bereich der Osteuropäischen Plattform

ralen Abschnitt des Ukrainischen Schildes (die Kirowgrad-Provinz, siehe oben), der sich nördlich vom Dnjepr-Donez-Rift fortsetzt.

Grenzzonen und Suturen

Es ist möglich, die Zusammensetzung des präkambri­

5

schen Grundgebirges der Osteuropäischen Plattform

Diese sind Zonen, die die Grenzen zwischen

zwischen den aufgeschlossenen Baltischen und

benachbarten Blöcken kennzeichnen und sich

Ukrainischen Schilden auf der Grundlage von geo­

durch einen scharfen Wechsel in den geophy­

physikalischen Daten und Bohrungen zu erfassen

sikalischen

Signaturen

des Grundgebirges

2.1). Aeromagnetische Untersuchungen

auszeichnen. Eine dieser linearen Zonen folgt

und Schweremessungen weisen auf ein Mosaik eigen­

dem Dnjepr-Donez-Rift, das als langlebiges

ständiger Krustenblöcke, die durch schmale, lineare

Strukturelement im frühen Proterozoikum

Zonen getrennt sind. Mehrere Typen präkambrischer

erkennbar wird und als lineare Depression

Kruste kann man auf diese Weise unterscheiden und

durch das ganze Paläozoikum hindurch fortbe­

mit den Bereichen korrelieren, die von den aufge­

stand. Einige dieser Zonen erfuhren eine starke

schlossenen Schilden bekannt und zusätzlich durch

Deformation und hochgradige Metamorphose

Bohrungen bestätigt sind. Fünf grundlegend verschie­

im frühen Proterozoikum. Die beiden auf­

(siehe Grafik

dene Krustentypen sind zu erkennen.

geschlossenen Beispiele sind der Lappland­ Granulitgürtel im Baltischen Schild und der

1

Archaische hochmetamorphe Gneise

Belozerkow-Golowanez-Gürtel im Ukrainischen

Dieser Typus von archaischem Gebiet wird durch

Schild (siehe oben). Diese erstrecken sich entlang

die Kola-Provinz im Baltischen Schild und die

oder werden begrenzt von bedeutenden steilen

Asow-Provinz im östlichen Ukrainischen Schild

Scherzonen, an denen tiefere Krustenteile einer

repräsentiert.

Seite angehoben wurden. Andere Suturzonen repräsentieren aufgegebene Riftzonen, in die

Archaische Granit- Grünstein-Vergesellschaftung

basische Magmatite eingedrungen sind und die

Granit-Grünstein-Gürtel umfassen eine breite

nachfolgend zu linearen Ablagerungssenken

Zone westlich der archaischen hochmetamor­

wurden.

2

phen Gneisgebiete in der Karelischen Provinz des Baltischen Schildes und bilden die Dnjepr­ Provinz im Ukrainischen Schild.

Zwei dieser Zonen schneiden wichtige Krustengrenzen (Grafik 2.1) und werden als vermutlich eine Kollision anzeigende Suturen gedeutet. Die eine Zone verläuft

3

Alt-proterozoische Gebiete mit archaischem Grundgebirge

von Nordosten nach Südwesten über den Kraton und

Dieser Krustentyp bildet den westlichen Teil des

Die andere Zone erstreckt sich vom Kaspischen Meer

bildet die südöstliche Grenze des Baltischen Schildes.

Ukrainischen Schildes (die Wolhyn-Provinz)

nach Nordwesten und teilt die südöstliche Hälfte des

und dehnt sich nach Norden in Richtung Ostsee

Kratons in zwei Blöcke - Wolgo-Uralia im Nordosten

aus. Nachdem in der Svekofennidischen Provinz

und Sarmatia im Südwesten. Eine weitere Zone trennt

kein archaisches Grundgebirge unter dem Alt­

die Svekofennidische Provinz im Norden vom archai­

Proterozoikum gefunden wurde, ist südöstlich

schen Block nördlich von Moskau.

Die Geologie Europas

22

Präkambrisches Wachstum der Osteuropäischen Plattform

dessen Westrand einer Linie entspricht, die entlang

Die Lage der präkambrischen Krustenprovinzen

und die auf archaischem Grundgebirge liegenden alt­

innerhalb der Osteuropäischen Plattform (Grafik

proterozoischen westukrainischen Provinzen mit

der Südwestkante der Karelischen Provinz zu der Sutur läuft, die den Westrand von Sarmatia markiert

2.2)

deutet auf ein generelles Jüngerwerden nach

einschließt. Westlich dieser Linie wurde neue Kruste

Westen hin. Ein östlicher archaischer Block scheint

aus vulkanischen Inselbögen und zwischenliegenden

sich zum Ende des Archaikums etabliert zu haben,

Becken in Zusammenhang mit der alt-proterozoischen

A

�

Kaspisches Meer

Rand der Sveko­ norwegiden

Gotiden (Mittel-Proterozoikum)

c

Grafik 2.4 Baltica im Mittel-Proterozoikum. A. Rekonstruktion der relativen Lage von Laurentia und Baltica vor circa (aus Grafik

1.4).

1,3

Mrd. Jahren

B. Rekonstruktion eines Teils des Superkontinents Nuna mit dem aktiven Plattenrand im Mittel-Proterozoikum. C. Die

vereinfachte Version von Grafik

2.1

zeigt Baltica gedreht und in Übereinstimmung mit den Grafiken A und B. Man beachte, dass der Rand

der Kaledoniden ein aktiver Plattenrand ist, während die passiven Plattenränder von den Ural-, Alpiden- und Tornquist-Gürteln vielleicht einem Ozean gegenüberliegen. Ba, Baltica; Gd, Grönland; Ns, Nordschottland. A, B nach Buchan et al.

(2000).

Die Bildung von Baltica - "Proto-Euroa"

23

Svekofennidischen Orogenese angefügt, wodurch west­

die sich im Verlauf der Kaledonischen Orogenese auf

lich einer Nord-Süd-Linie eine breite Zone gebildet

präkambrisches Grundgebirge schoben.

wurde, die durch die Protogine-Zone in Südschweden gekennzeichnet ist. Die Nordwestseite der Plattform

Teisseyre-Tornquist-Störungszone

wird durch den Gotidischen Gürtel definiert, der

Diese ist eine breite Zone von langlebigen von Nordwest

während einer späteren Phase im Alt-Proterozoikum

nach Südost streichenden Störungen, die vermutlich

entstand. Obwohl nur wenig neue Kruste während

während der Kaledonischen Orogenese als rechtssin­

des Mittel-Proterozoikums gebildet wurde, schuf

nige Seitenverschiebungen einsetzten. Ihre Lage ent­

die 1,2 bis 1 Milliarden Jahre alte Svekonorwegische

spricht etwa der Grenze zwischen der Osteuropäischen

Orogenese eine Zone mit Deformation, Metamorphose

Plattform und dem ehemaligen Tornqnist-Ozean

und geringfügiger magmatischer Aktivität entlang der

westlich davon (Grafik 2.S).

Südwestgrenze der Plattform von Südwestnorwegen bis zur Ostsee. Jung-proterozoische undeformierte

Südwestlicher Baltischer Schild

Sedimentfolgen treten um die östlichen und südlichen

Dort wird das aufgeschlossene Grundgebirge der

Ränder des Kratons und im Moskauer Becken auf. Die

Osteuropäischen Plattform von der Nordsee abge­

Osteuropäische Plattform kann daher ab dem Ende des

schnitten, jedoch kann der Rand der Kaledoniden unter

Mittel-Proterozoikums als zusammenhängende krus­

jüngeren Sedimenten durch den Untergrund der däni­

tale Einheit angesehen werden.

schen Halbinsel hindurch verfolgt werden, bis er auf die Teisseyre-Tornquist-Zone trifft.

Die Ausbildung der Kratonränder Mittel- bis jung-proterozoische Man unterscheidet drei Typen von Kratonrändern um

Geschichte von Baltica und seinen

die Osteuropäische Plattform (siehe Grafik2.1): jüngere

Nachbarn

Orogen-Gürtel, die Teisseyre-Tornquist-Störungszone und den aufgeschlossenen Südwestrand des Baltischen

Die von Nord nach Süd ausgerichteten präkambri­

Schildes.

schen Sektoren der Osteuropäischen Plattform sind an ihren Nord- und Südrändern scharf abgeschnitten, ein

Jüngere Orogen-Gürtel

Hinweis darauf, dass diese präkambrischen Einheiten

Der älteste der jüngeren Orogen-Gürtel ist das Timan­

ursprünglich in benachbarte Regionen weiterliefen,

Orogen, entstanden im späten Proterozoikum, das den

die heute woanders liegen. Mit anderen Worten: Diese

nordöstlichen Rand der Osteuropäischen Plattform

Grenzen repräsentieren kontinentale Plattenränder.

von der Halbinsel Kanin in der Barentssee bis etwa

Um die Entwicklung der Osteuropäischen Plattform vor

zum 60. Breitengrad bildet, wo es vom variszischen

Entstehung dieser Ränder zu rekonstruieren, ist es not­

Ural-Orogen abgeschnitten wird (vgl. auch Grafik

wendig, mithilfe paläomagnetischer Erkenntnisse eine

1.1). Das Ural-Orogen definiert den östlichen Rand

Verbindung zu möglichen Nachbarn im Proterozoikum

der Plattform nach Süden bis zum Kaspischen Meer,

zu suchen.

jedoch ist dort der südliche Bereich unter der mächti­ gen Sedimentbedeckung der Kaspischen Senke ver­

Der Großkontinent Nuna

borgen. Der Südrand der Osteuropäischen Plattform

Ein Vergleich der paläomagnetischen Pol-Lagen von

wird vom Alpidischen Orogen gebildet, das durch

Baltica und Laurentia (Nordamerika plus Grönland)

den Kaukasus und über die Krim-Halbinsel weiter

im Mittel-Proterozoikum vor circa 1,3 Milliarden

zum Karpatenbogen verläuft. Teile dieser Südgrenze,

Jahren zeigt die Kola-Halbinsel am Nordwestende

direkt nördlich der alpidischen Front, bestehen aus

des Timan-Ural-Randes von Baltica, wie sie an

einem Grundgebirge wie im Timan-Orogen, das einen

Südostgrönland grenzt (Grafik 2.4A). Nachdem die

weitgehend verdeckten, jung-proterozoischen aktiven

paläomagnetischen Daten nur den Paläo-Breitengrad

Plattenrand darstellen dürfte. Der Nordwestrand

bestimmen, ist theoretisch jede Position entlang

besteht im Wesentlichen aus einer Abfolge von Decken,

des Paläo-Breitengrades möglich. Unsicherheiten in

24

Die Geologie Europas

den Berechnungen für Paläo-Breitengrade eröffnen

Die abgeschnittenen archaischen und alt-proterozoi­

einen gewissen Spielraum für die Rekonstruktion.

schen Einheiten am Timan-Ural-Rand grenzen in dieser

Dies erlaubt, Baltica auf eine geologisch wahrschein­

Rekonstruktion (vgl. Grafik 2.4C) an Einheiten ähnli­

lichere Position zu verschieben, bis der Timan-Ural­

chenAlters in Schottland und Ostgrönland. Der (gegen­

Rand (siehe Grafik 2.4C) gut an Ostgrönland passt,

wärtige) Südrand der Osteuropäischen Plattform, heute

wie in Grafik 2.4B gezeigt. In dieser Rekonstruktion

unter dem alpidischen Faltengürtel verborgen, wird

liegt das mittel-proterozoische Gotidische Orogen

als jung-proterozoischer passiver Plattenrand gedeu­

des Baltischen Schildes in einer Linie mit ähnli­

tet. Das jung-proterozoische Deckgebirge nimmt an

chen

Mächtigkeit nach Süden zur Kaspischen Senke hin zu

Gürteln

in Nordschottland,

Südgrönland

und Labrador. Dieser Gürtel, der über die lange

(siehe Grafik 2.6B). Und wie im Norden sind präkam­

Zeitspanne von vor ungefähr 1,7 Milliarden Jahren bis

brische Strukturen und Grenzen am Plattformrand

zur Svekonorwegischen Orogenese vor ungefähr einer

abgeschnitten. Das gilt als Hinweis, dass sich die prä­

Milliarde Jahren eine subduktionsbezogene mag­

kambrische Kruste früher weiter nach Süden erstreckt

matische Aktivität aufwies, repräsentiert demnach

hat. Die vierte Seite der Osteuropäischen Plattform, der

einen aktiven Kontinentalrand mit einem Ozean

Tornquist-Rand, wird ebenfalls als passiver Plattenrand

an seiner Südseite. Die Kontinente von Laurentia

im späten Proterozoikum gedeutet.

und Baltica gehörten damals zu Nuna, einem mut­ maßlich mittel-proterozoischen Großkontinent, von

Der Großkontinent Rodinia

dem angenommen wird, dass er alle kontinentalen

Grafik2.SA zeigt die paläomagnetische Rekonstruktion

Krustenstücke seiner Zeit vereinigte. Nur ein Teil

von Baltica und Laurentia vor etwa 600 Millionen

dieses Großkontinents ist in Grafik 2.4B dargestellt.

Jahren. Verglichen mit der früheren Position hat sich

Umriss der

Rand der Sveko-

y/

Orogenese vor 800 Mio. Jahr

Kola-Halbinsel

B

Grafik2.5 Baltica und benachbarte Kontinente im Jung-Proterozoikum. A. Paläomagnetische Rekonstruktion von Baltica und Laurentia vor circa 616 Mio. Jahren (Baitica) und

570 Mio.

Jahren (Laurentia) mit möglicher Lage von Amazonia zur gleichen Zeit, Teil des postulierten

Großkontinents Rodinia. Gd, Grönland; NsR, Nordschottland-Rockall Plateau; Sn, Svekonorwegischer Gürtel. B. Vereinfachte Karte von Baltica, gedreht zur Übereinstimmung mit A. Man beachte, dass der Rand der Kaledoniden nunmehr dem Rockall Plateau/Nordschottland und die Tornquist-Zone Amazonia gegenüberliegen. Das T iman-Orogen entstand zu dieser Zeit; dementsprechend muss es einen anderen Kontinent östlich von Baltica gegeben haben; der alpidische Rand war weiterhin ein passiver Plattenrand. A nach Pisarevsky et al.

(2003).

Grafik 2.6 Osteuropäische

vor 1650-1350 Mio. Jahren

Plattform im Proterozoikum.

terrestrische Sandsteine

A. Zwischen vor 1650 und

flachmarine Sand- und Tonsteine

Atlantik

1350 Mio. Jahren.

D Landgebiet D Ozean D

•

Orogen­ gürtel

Granite Gang­ schwärme

1000 km

A

vor 1350-1050 Mio. Jahren

Grafik 2.6 B. Zwischen vor 1350 terrestrische Sandsteine flachmarine Sand- und Tonsteine

Atlantik

D Landgebiet

v

•

Vulkanite Granite

_

Gang­ schwärme Tornquist-Rand: (Svekonorwegiden)

B

1000 km

und 1050 Mio. Jahren.

Grafik 2.6 C. Zwischen vor

vor 620-540 Mio. Jahren

11 L-...J

kontinentale Sand- und Tonsteine

D

Orogengürtel

620 und 540 Mio. Jahren, Darstellung der Ausbildung der Plattformränder, Gebiete von Erosion und Ablagerung,

D

Ozean

Granitintrusionen, Vulkanismus und Gangschwärme. Landgebiete innerhalb des

lapetus­ Ozean"

c

Schildes ohne Farbe. Nach Nikishin et al. (1996).

1000 km

Baltica im Verhältnis zu Laurentia um ungefähr 90

herrührte. Die drei Kontinente Baltica) Laurentia

Grad gedreht) und es ist jetzt der kaledonische Rand

und Amazonia (siehe Grafik 2.SA) waren Teil des

von Baltica) der an Laurentia grenzt (Grafik 2.SB). Für

Großkontinents Rodinia) von dem wie bei seinem

diese Lage gibt es kaum geologische Alternativen) da

Vorgänger Nuna angenommen wird) dass er alle oder

sich Baltica von Laurentia entfernen würde) wenn man

die meisten der Kontinente seiner Zeit vereint hat.

dem Kontinent eine andere Position auf dem Paläo­ Breitengrad zuweisen wollte.

In Grafik 2.SB ist die Osteuropäische Plattform) die zu der betreffenden Zeit mit Baltica gleichgesetzt werden

Eine mögliche Rekonstruktion der Position von

kann) gedreht) damit sie mit ihrer Orientierung in

Amazonia (der präkambrische Kern von Südamerika)

Grafik 2.SA übereinstimmt. Ganz offensichtlich nimmt

zur gleichen Zeit zeigt) dass Amazonia in den Winkel

dabei der Teisseyre-Tornquist-Rand die Kollisionslage

passt) der vom Südwesten Laurentias und dem west­

mit dem angrenzenden Amazonia ein. Eine anschlie­

lichen Rand Balticas gebildet wird (Grafik 2.SA).

ßende Entfernung von Amazonia würde die Öffnung

Das Grenville-Orogen von Laurentia) entstanden vor

eines Ozeans dazwischen zur Folge haben. Dieser

1090 bis 980 Millionen Jahren) liegt am ( gegenwär­

abgeleitete Ozean wird als Tornqnist-Ozean bezeich­

tigen) nordöstlichen Rand von Laurentia und kreuzt

net. Der Nordwestrand der Osteuropäischen Plattform)

das Rockall-Plateau Richtung Baltica bis dicht an das

die jetzt im Wesentlichen vom Kaledonischen Orogen

norwegische Ende des etwa zur gleichen Zeit gebilde­

von Westskandinavien eingenommen wird) liegt in

ten Svekonorwegischen Gürtels. Weiterhin gibt es ein

der Rekonstruktion von Grafik 2.SA dem Rockall­

mit dem Grenville-Ereignis zu vergleichendes Orogen

Plateau und Nordschottland gegenüber und wird als

dicht am ( gegenwärtigen) Westrand von Amazonia)

durchgehend zu Nordost-Laurentia angesehen - vor

was darauf schließen lässt) dass die Grenville­

dem Auseinanderbrechen von Rodinia zu Beginn des

Orogenese durch die Kollision beider Kontinente

Kambriums.

vor einer Milliarde Jahren entstand. Dabei deutet sich

Der

lange

Nordostrand

der

Osteuropäischen

die Möglichkeit an) dass der Svekonorwegische Gürtel

Plattform) der jetzt vom T iman-Gürtel nachgezeich­

von Baltica ebenfalls von der Kollision mit Amazonia

net wird) grenzte im frühen Mittel-Proterozoikum an

27

Die Bildung von Baltica - "Proto-Euroa"

Laurentia. Dagegen stellte der Ural-Rand einen passi­

Auftreten basischer Gangschwärme und vulkanischer

ven Kontinentalrand dar, worauf die Sedimentfolgen

Ablagerungen im Inneren der Plattform angezeigt, was

hindeuten, deren Mächtigkeit nach Osten in Richtung

im Anstehenden des Baltischen Schildes besonders

zum zeitgleichen Ozean zunimmt (Grafik 2.6A).

offensichtlich ist.

Jedoch zeigen die Sedimentfolgen am Timan-Rand

Während des späten Proterozoikums vor 900 bis 800

im späteren Mittel-Proterozoikum an, dass dieser

Millionenjahren setzte sich die marine Sedimentation

gleichfalls an einen Ozean grenzte (Grafik 2.6B).

entlang des Timan-Ural-Randes von Baltica, im nörd­

Aus dem Vergleich der beiden Rekonstruktionen in

lichsten Norwegen (die S0r0y-Abfolge) und zwischen

den Grafiken 2.5 und 2.6 wird ersichtlich, dass dieser

Schwarzem und Kaspischem Meer fort. Vor circa 800

Ozean durch das Wegdrehen Balticas von Ostgrönland

Millionen Jahren erlebten diese Abfolgen Deformation

wie in Grafik 2.5A gezeigt,

und Metamorphose in einer orogenen Episode, die in

entstanden sein muss. Eine weitere Folge dieser

Norwegen als Porsanger-Orogenese und in Russland

im Uhrzeigersinn,

Rotation wäre die Kollision mit Amazonia, die für

als Timan-Orogenese bezeichnet wird. Ungefähr

die Svekonorwegische Orogenese vor einer Milliarde

zur gleichen Zeit erfasste ein ähnliches Ereignis, das

Jahren verantwortlich war. Der südliche alpidische

Knoydartium, die Moine-Supergruppe auf dem

Rand der Osteuropäischen Plattform scheint ebenfalls

laurentischen Rand in Nordschottland. Das lässt ver­

zu dieser Zeit ein passiver Kontinentalrand geworden

muten, dass die marinen Abfolgen entlang der Ränder

zu sein, indem die zuvor angrenzenden kontinentalen

des neuen, durch die Rotation Balticas entstandenen

Teile wegbrachen.

Ozeans von der Kollision mit einer unbekannten konti­ nentalen Platte vor circa 800 MillionenJahren betroffen waren (Grafik 2.6C).

Mittel- bis jung-proterozoische Geschichte des Plattform-Inneren

Auch

während

des jüngsten Abschnitts des

Proterozoikums vor 630 bis 540 Millionen Jahren, regional als Ediacarium bezeichnet, setzten sich die

Nach dem Ende der Svekonorwegischen Orogenese

kontinentalen Sandsteinablagerungen an den östli­

scheint es wenig Veränderung in den relativen

chen Rändern der Osteuropäischen Plattform, aber

Positionen von Laurentia, Baltica und Amazonia

auch im Westen fort, wo sie sich über den abgetrage­

gegeben zu haben. Diese Kontinente brachen erst

nen Svekonorwegischen Orogengürtel (Grafik 2.6C)

zu Beginn des Kambriums auseinander. Allerdings

legten. An verschiedenen Orten enthalten die frühen

entstanden Riftzonen in verschiedenen Bereichen

Ediacara-Abfolgen Tillite, die auch als Nachweis

der Osteuropäischen Plattform im frühen Mittel­

für eine Serie weitverbreiteter Vereisungen (einige

Proterozoikum lange vor diesem Ereignis (Grafik

eventuell global) beitragen, allgemein bekannt als

2.6A). Mehrere dieser Rifts entwickelten sich zu

Varanger-Eiszeit. Im südwestlichen Bereich der

schmalen Sedimentbecken, wie die Pachelma- und

Plattform wurden im frühen Ediacarium bis zu 500

Abduliua-Beckeu im östlichen Bereich der Plattform.

Meter hauptsächlich basaltische Laven nahe zum

Gleichzeitig kamen am östlichen Rand mächtige ter­

Tornquist-Rand abgelagert. Ihre Eruption dürfte mit

restrische Sandsteinfolgen zur Ablagerung, die in

der Riftentwicklung in Zusammenhang stehen, die

Richtung zum Ozean in flachmarine Ablagerungen

das Wegbrechen von Amazonia und die Bildung des

übergingen.

Tornquist-Ozeans ankündigte. Ungefähr zur gleichen

Im späteren Mittel-Proterozoikum bildete sich eine weitere Serie von Gräben und schmalen Becken im

Zeit trennte sich Nordwest-Baltica von Laurentia unter Bildung des Iapetus-Ozeans.

Inneren der Osteuropäischen Plattform (Grafik 2.6B).

Zu einer Diskordanz kam es regional vor 590

Die Zentralrussische Riftzone querte die Plattform

Millionen Jahren zwischen frühem und spätem

und teilte sie mit ihren beiden mittelrussischen Becken

Ediacarium. Da die späten Ediacara-Ablagerungen

fast in zwei Hälften. Die Randbecken aus der vorher­

ohne Unterbrechung in das Kambrium vor 540

gehenden Periode dehnten sich nun im Süden und

Millionen Jahren überleiten, wird die Geschichte der

Südwesten entlang der neuen passiven Plattenränder

Osteuropäischen Plattform für diesen Zeitabschnitt im

aus. Die allgemeine Spaltenbildung wird auch durch das

nächsten Kapitel fortgeführt.

3

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa Im Verlauf des unteren Paläozoikums erhielt Proto­

GegenEnde desJung-Proterozoikums kollidierte der

Europa ein großes zusätzliches Krustenstück, Ost­

Mikrokontinent Kara, der mehrere Inseln und einen

Avalonia genannt. Es gehörte zusammen mit dem bei

Abschnitt der Küste der russischen Arktis umfasste,

Nordamerika verbliebenen, als West-Avalonia bezeich­

mit dem Kola-Timan-Rand von Baltica und bildete so

neten Teilstück ursprünglich zum Großkontinent

das Timan-Orogen (Grafiken 3.1A, 3.1Bj siehe auch

Gondwana. Um die in Europa im Altpaläozoikum

Grafik2.5B).

erfolgten Veränderungen zu verstehen, ist es notwen­ dig, sich zuerst mit den begleitenden plattentektoni­

Ereignisse im Jung-Proterozoikum bis

schen Bewegungen zu befassen.

Kambrium Vom Ediacarium (siehe Anhang) bis zum Kambrium

Der plattentektonische Rahmen: Rodinia zerbricht

entwickelte und weitete sich der Iapetus-Ozean zwi­ schen Baltica und Laurentia. Auch Sibirien trennte sich von seinen Nachbarn unter Bildung eines großen Ozeans, als Ägir-Ozean bezeichnet (Grafiken 3.1A,

Ereignisse gegen Ende des Präkambriums

3.1B). Zum Ende des Kambriums vor 490 Millionen

Der Großkontinent Rodinia, der für einen langen

Jahren war die an Avalonia und Armorica grenzende

Zeitraum des Jung-Proterozoikums bestanden hatte

Subduktionszone entlang des nordafrikanischen

(siehe Grafik 2. 5 ), begann zu zerbrechen, als das

Randes von Gondwana durch eine Transformstörung

Proterozoikum zwischen 570 und 540 Millionen

ersetzt worden. Laurentia hatte sich wärmeren

Jahren seinemEnde zusteuerte. Vor circa540 Millionen

Breitengraden genähert und befand sich nun beider­

Jahren (Grafik 3.1A) entfernten sich sowohl Baltica als

seits des Äquators. Baltica lag noch immer in gemäßig­

auch Amazonia (damals Teile des Großkontinents)

ten Breiten, hatte sich inzwischen aber um 90 Grad im

von Laurentia, und auf den passiven Plattenrändern

Uhrzeigersinn gedreht. Eine Subduktionszone grenzte

dieser Kontinente wurden marine Sedimente abgela­

nunmehr an die entgegengesetzte Seite von Gondwana,

gert. Der neue Ozean, der sie von Laurentia trennte,

dem Panthalassa-Ozean gegenüber (Grafik 3.1B).

wird Iapetus-Ozean genannt. Baltica lag in gemäßig­ ten Breiten zwischen 30 und 60 Grad Süd. Gegenüber

Ereignisse im Ordovizium

Baltica wurde der Rand von Gondwana (dem heuti­

Nachdem der Iapetus-Ozean vor 480 Millionenjahren

gen nördlichen Südamerika und Nordwestafrika ent­

seine größte Breite erreicht hatte, entstand vor Laurentia

sprechend) von einer Subduktionszone begrenzt, die

eine Subduktionszone mit der Folge, dass sich der Ozean

vor den Terranen Avalonia und Armorica lag. Diese

allmählich wieder schloss (Grafik 3.2A). Avalonia

wurden später abgetrennt und wanderten in Richtung

entfernte sich dann von Gondwana, bewegte sich auf

Baltica.

Laurentia und Baltica zu und wurde nun von seinem

Avalonia besteht aus dem heutigen östlichen

Mutterkontinent Gondwana durch den Rheischen

Küstenbereich Nordamerikas zwischen Connecticut

Ozean getrennt. Bis zum Ende des Ordoviziums vor

und Neufundland, weiterhin aus Südostirland, England

circa 445 Millionenjahren wurde der Tornquist-Ozean

und Wales sowie den angrenzenden Teilen des euro­

geschlossen, als der östliche Abschnitt Ost-Avalonias

päischen Kontinents mit Belgien, den Niederlanden,

(heutiges Norddeutschland und Nordwestpolen) mit

Norddeutschland und Nordwestpolen,

begrenzt

Baltica kollidierte. Zusammen näherten sie sich dem

von der Teisseyre-Tornquist-Zone im Osten (siehe

Kontinent Laurentia über den sich schließendenIapetus­

Grafik 1.1).

Ozean. Der Rheische Ozean, der diese Kontinente von

29

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa

A

vor 550 Mio. Jahren Oberstes Proterozoikum

Grafik 3.1 Rekonstruktion der südlichen Hemisphäre: A. vor ca. 550 Mio. Jahren; B. vor ca. 500 Mio. Jahren. Ar, Arabia; Gd, Grönland; HB, Hudson Bay; Sc, Schottland;

Ni, Nordirland. Nach Cocks & Torsvik (2006) mit Orientierung von Baltica in Anlehnung an Cawood & Pisarevsky (2006).

B

vor 500 Mio. Jahren Ober-Kambrium

Gondwana trennte, war dabei größer gewor­ den. Gondwana selbst war um den Südpol verblieben und durchlebte eine Eiszeit, die sich in glazialen Ablagerungen um seine nordafrikanischen und arabi­ schen Ränder, einschließlich des Armorica-Terrans, äußerte. Baltica blieb in gemäßigten Breiten.

Ereignisse im Silur Zum

Ende

des

Silurs

vor

415 Millionen Jahren war der

Iapetus-Ozean geschlossen, und Baltica-Avalonia war mit Laurentia unter Entstehung des Kaledonischen Orogens (Grafik 3.2B) kollidiert. Baltica war inzwischen in tropische Breiten gewandert und lag beiderseits

--4.�- Rücken

des Äquators. Ausgedehnte karbonatische

___

Abfolgen auf den Schelfgebieten säumten Baltica, auf dem sich die ersten Landpflanzen entwickelten. Subduktionszonen entstanden an der Nordgrenze von Armorica (das teilweise noch an Gondwana hing), sodass sich allmählich der Rheische Ozean zu schließen begann.

•

Subduktionszone T ransform­ störung

30

Die Geologie Europas

A

vor 460 Mio. Jahren Mittel-Ordovizium

Grafik 3.2 Rekonstruktion der südlichen Hemisphäre: A. Vor ca.

460

Mio. Jahren.

B. Vor ca.

420

Mio. Jahren.

Gd, Grönland; Nfd, Neufundland. Nach Cocks & Torsvik

(2006).

B

• _....__

•

vor 420 Mio. Jahren Ober-Silur

Rücken Subduktionszone Transformstörung

Alt-paläozoische Paläogeografie der Osteuropäischen Plattform Die Fortentwicklung der oben aufgeführten plat tentek t onischen Beweg ungen führte auch auf der Osteurop äischen Plattform zu bedeutenden Veränderungen.

Vom Ediacarium bis zum Kambrium

2.6C). Die nordöstlichen, östlichen und südöstlichen

Im Ediacarium hatte sich im zentralen Bereich der

R änder der Plattform wurden von Orogenen bestimmt:

Osteurop äischen Plattform ein großes Sedimentbecken

dem Timan-Gebirge im Norden und dem Ural-Gebirge

(das Moskau-Mesen-Becken) entwickelt. Weiterhin

im Süden. Die passiven Randbecken, die bis dahin die

setzten sich die Ablagerungen entlang der passiven

Timan- und Ural-Grenzen der Plattform definiert

Plattenränder fort, die nunmehr vom T ornquist- und

hatten, waren zu Vorlandbecken gew orden, die mit

vom Iapetus-Ozean begrenzt wurden (siehe Grafik

Molasse-Ablagerungen gefüllt wurden.

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa

31

Grafik 3.3A Osteuropäische Plattform Mittel-Kambrium 30°

60°

im Unter- bis Mittel-Kambrium mit ihren Nordpolar­ meer

Sedimentationsgebieten. Man beachte, dass der östliche Teil des proterozoischen Kratons nun Land ist und das große Kara-Terran einschließlich des Taimyr­ Sewernaja-Semlja-Beckens im Norden angefügt wurde. Die westliche Grenze wird durch den lapetus- und den Tornquist­ Ozean markiert. TH, Taimyr-Halbinsel. Nach Nikishin et al. (1996).

700---7I�

lapetus­ Ozean,

Umriss der Osteuropäischen Plattform

Art der Grenze unsicher

1000 km

Bis zum Mittel-Kambrium führte ein allgemei­ ner Anstieg des Meeresspiegels zu einer Überflutung

Ordovizium Während des Ordoviziums war das Meer weiter in das

großer Teile der Osteuropäischen Plattform mit

Innere der Plattform vorgedrungen, und bis zum Ende

Ablagerung ausgedehnter Karbonatfolgen im Westen

des Ordoviziums umsäumte ein Karbonatschelf die

(Grafik 3.3A). Die Akkretion des großen Kara­

verbliebenen Landgebiete des Sarmatischen und des

Terrans im Norden (siehe Grafik 3.1) bedeutete, dass

Baltischen Schilds, wobei sich der Schelf nach Norden

sich der Karbonatschelf von Westskandinavien in

bis zum Taimyr-Sewernaja-Semlja-Becken ausdehnte

Richtung auf das Spitzbergen-Archipel ausdehnte und

(Grafik 3.3B). Im Osten der Plattform, auf dem frühe­

nunmehr ein großes Sedimentbecken (das Taimyr­

ren Timan-Orogen, wurden die Karbonate großenteils

Sewernaja-Semlja-Becken) auf dem Westrand des

durch Evaporite ersetzt. Die nördlichen, östlichen, süd­

erodierten Timan-Orogens lag. Der gesamte östliche

lichen und südwestlichen Ränder der Plattform waren

Bereich der Plattform war jetzt Festland und bildete

jetzt vom Ozean umgeben, jedoch wurde der westliche,

den Sarmatischen Schild. Der Westteil wurde vom

norwegische Rand vom Finnmarken-Gürtel bestimmt,

großen Baltischen Becken eingenommen, das einen

der vom späten Kambrium bis frühen Ordovizium (vor

viel kleiner gewordenen Baltischen Schild umgab.

515 bis 475 Millionen Jahren) entstanden war. Es wird

32

Die Geologie Europas

Grafik 3.38 Osteuropäische Plattform

Mittel-Ordovizium

im Mittel-Ordovizium mit ihren Sedi­ mentationsgebieten.

Man

beachte,

dass sich das Landgebiet auf den Bal­ tischen und den Sarmatischen Schild sowie einen Teil des Taimyr-Sewernaja­ Semlja-Terrans im Norden beschränkt. Die Grenzen werden im Westen durch das

Finnmarken-Orogen

und

die

übrigen durch Tornquist- und Ägir­ Ozean markiert. TH, Taimyr-Halbinsel. Ozean

Nach Nikishin et al.

(1996).

Land innerhalb der Plattform

70°-------"""/.1"..., c---�

1--

_ ___

Umriss der Osteuropäischen Plattform

Annäherung von Ost-Avalonia

1000

km

angenommen, dass das Finnmarken-Ereignis durch

die in den äußersten Nordost- und Südwestecken

die Kollision zwischen der Osteuropäischen Plattform

der Osteuropäischen Plattform in klastische Folgen

und einem vulkanischen Inselbogen innerhalb des

des Tiefwassers übergingen. Die nördlichen, östli­

Iapetus-Ozeans verursacht worden war (siehe Abschnitt

chen und südlichen Ränder waren weiterhin vom

zu den skandinavischen Kaledoniden in Kapitel 4).

Ozean umgeben; allerdings wurden im Westen schon

Silur

über das norwegische Vorland transportiert, auf dem

Im Verlauf des Silurs wurde das Zentrum des Kratons zu

sich in der Folge ein langgestrecktes Vorlandbecken

einem großen Festland, das die vorherigen Baltischen

mit kontinentaler Molassesedimentation entwickelte.

Überschiebungsdecken des Kaledonischen Orogens

und Sarmatischen Schilde vereinte. Außerdem gab es

Im Südwesten führte die Annäherung von Avalonia

weiterhin ein Landgebiet nordwestlich von Nowaja

zu einer orogenen Kollisionszone - dem östlichen

Semlja (Grafik 3.4A). Diese aufgetauchten Gebiete

oder norddeutsch-polnischen Zweig der Kaledoniden.

wurden von einem flachen Schelf umsäumt, auf dem

Dieser Orogengürtel wurde auf den Südwestrand des

Karbonate, Sand- und Tonsteine abgelagert wurden,

Kratons überschoben.

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa

33

Grafik 3.4A Osteuropäische Plattform Ober-Silur

11 L.......J 11 L.......J

kontinentale

im Ober-Silur mit ihren Sedimen­

klastische Sedimente

tationsgebieten. Das große zentrale

flachmarine klastische Sedimente flachmarine

D karbonatische und

klastische Sedimente

Landgebiet vereinigt den früheren Bal­ tischen und Sarmatischen Schild. Die Westgrenze wird durch das Finnmar­ ken-Orogen im Nordwesten und durch den östlichen Zweig der Kaledoniden im Südwesten markiert, wo beide auf

D

Flysch

der Plattform ist vom Ozean umgeben. Orogen-

D

gürtel

D

Ozean

D

den Kraton überschoben sind. Der Rest Nach Nikishin et al. (1996).

Land innerhalb der Plattform

Umriss der Osteuropäischen Plattform

Vereinter Baltischer und Sarmatischer Schild

1000 km

Devon

kamen außerdem Evaporite hinzu. Fast das gesamte

Bis zum Mittel-Devon war die Osteuropäische

Gebiet des Barents-Schelfs nach Norden wurde jetzt

Plattform von großen Veränderungen betroffen (Grafik

von flachmarinen Sand-, Silt- und Tonsteinen bedeckt,

3.4B). Die skandinavischen und die norddeutsch-pol­

und der Spitzbergen-Abschnitt des Kaledonischen

nischen Zweige des Kaledonischen Orogens waren teil­

Orogens war zu einem mit Deltasedimenten gefüllten

weise abgetragen und dem Landgebiet der Plattform

Becken geworden.

angefügt worden, wobei sie klastische Sedimente in die angrenzenden Meeresgebiete lieferten. Der große, im späten Silur vorhandene zentrale Schild war auf

Das Vorland von Laurentia

die Grenzen des Baltischen Schildes geschrumpft, zum Teil umgeben von kontinentalen und deltaischen

Der Teil von Laurentia, der das nordwestliche Vorland

Sandsteinfolgen. Drei kleine Landgebiete waren im

des Kaledonischen Orogens in Schottland bildete,

Südosten der Plattform übrig geblieben, umgeben von

wurde im Verlauf des Känozoikums von Nordamerika

einem großen Karbonatschelf. Im zentralen Bereich

getrennt und gehört seitdem zu Westeuropa (Grafik3.S).

34

Die Geologie Europas

Grafik 3.4B Osteuropäische Plattform Mittel-Devon

kontinentale D klastische Sedimente ,---, Delta­ L.....J Sandsteine ,---, flachmarine L.....J Sand- und Tonsteine

im Mittel-Devon mit ihren Sedimen­ tationsgebieten. Der Baltische Schild taucht als getrennte

Einheit wieder

zusammen mit drei kleineren Landge­ bieten im Südosten des Kratons auf, teilweise umgeben von terrestrischen und Deltaablagerungen. Diese gehen lateral in eine breite Karbonatplattform über, die einen großen Teil des Südens und Südostens des Kratons einnimmt.

D

Land

,---, Orogen­ L.....J gürtel

Der Barents-Schelf im Norden ist von flach marinen Sand- und Tonsteinen bedeckt. Die westlichen und südwest­

Ozean

lichen Ränder werden von Zweigen des

Sediment­ transport

denen jetzt kontinentale oder flachma­

Kaledonischen Orogens begrenzt, auf rine klastische Sedimente abgelagert werden. Der Rest der Plattform ist vom Ozean umgeben. Nach Nikishin et al. (1996).

1000 km

Die alt-paläozoische Geschichte dieses Krustenstücks

im höchsten Abschnitt der Dalradian-Supergruppe

wird in einem schmalen Streifen kambro-ordo vizischer

der Grampian-Highland-Zone vor.

Gesteine in Nordwestschottland

2)

( Abbildungen

3.1,

und in den metamorphen und stark deformierten

Gesteinen der Grampian-Highland-Zone der britisch­ irischen Kaledoniden (siehe Kapitel

4)

Avalonia

sichtbar. Die

kambro-ordo vizischen Schichten des kaledonischen

Das Avalon-Terran ist heute auf zwei Kontinenten ver­

Vorlandes werden von Dolomiten mit Kalksteinanteilen

teilt. Der westliche Abschnitt

(der Durness-Gruppe )

dominiert, die zu einem

in der östlichen Küstenregion von Nordamerika zwi­

(West-Avalonia)

liegt

breiten, über einen großen Teil von Nordamerika aus­

schen Neufundland im Nordosten und Conne cticut

gedehnten Karbonatschelf gehörten. Die Tiefwasser­

im Südwesten. Zum europäischen Abschnitt

Äquivalente dieser Abfolge, die turbiditische Flysch

Avalonia) gehören Südirland, England und Wales,

und vulkanische Ablagerungen einschließen, kommen

Belgien, die Niederlande, ein Teil von Norddeutschland

( Ost­

Alt-paläozoisches Wachstum von Proto-Europa

35

Grafik 3.5 Ost-Avalonia. Das Ost-Avalonia-Terran (oder Mikroplatte), rot umrissen, teilweise in den Kaledoniden, teilweise im jüngeren Variszischen Orogen gelegen, und an Baltica im Osten grenzend. MK, Midlands-Kraton;

SpZ, Südportugiesische Zone; TTZ, Teisseyre­ Tomquist-Zone. Siehe Grafik 1.1 für geografische Details.

lapetus­ Sutur ' -�"--r�

und Nordwestpolen (Grafik 3.S). Sein nördlicher und

bezeichnet. Es wird angenommen, dass Avalonia als

nordwestlicher Rand wird durch die Iapetus-Sutur und

Magmatischer Bogen infolge einer Subduktionszone

die Transeuropäische Suturzone definiert, die sich in

vor dem Rand von Gondwana entstand, der gegenüber

Richtung der Teisseyre-Tornquist-Störungszone fort­

den Iapetus- und Tornquist-Ozeanen lag (siehe Grafik

setzt. Die südliche Grenze bildet die Rheische Sutur,

3.1A). Die magmatische Aktivität in Zusammenhang

die das Terran von den jüngeren Armorica-Terranen

mit diesem Magmatischen Bogen dauerte lange Zeit

trennt (siehe Grafik 6.1).

im Jung-Proterozoikum an ( vor circa 700 bis SSO

Wie schon erläutert, brach das Avalon-Terran im

Millionen Jahren).

Ordovizium vom Südamerika-Rand Gondwanas ab und durchquerte den Iapetus-Ozean. Zum Ende des

Das Grundgebirge von Avalonia in England,

Ordoviziums vor ungefähr 443 Millionen Jahren kol­

Wales und Südostirland

lidierte es dabei mit Baltica. Nachfolgend im späten

Avalonisches

Silur kollidierte Baltica-Avalonia mit dem Kontinent

großen Teil von England, Wales und Südostirland

Laurentia ( vgl. Grafiken 3.1B, 3.2A und 3.2B).

(Grafik

Grundgebirge

unterlagert

einen

3.6A). Die wichtigsten Aufschlüsse liegen

Das Grundgebirge von Avalonia besteht aus dem

in Anglesey und der Lleyn-Halbinsel, den Welsh

Bruchstück eines jung-proterozoischen Orogens, das

Borderlands und Leicestershire. Obwohl die anstehen­

heute einen großen Teil vom nördlichen Südamerika

den Avalonia-Gesteine nur einen sehr kleinen Anteil

und von Nordafrika einnimmt. In Afrika wird diese

der Oberflächenaufschlüsse ausmachen, lassen die geo­

Orogenese als Panafrikanische und in England

physikalischen Hinweise vermuten, dass das gesamte

und Nordfrankreich als Cadomische Orogenese

Grundgebirge ähnlich aufgebaut ist.

36

Die Geologie Europas

°0o

C::=J

Laurentia

ts:::J

Avalonia

� �

Vorland

t

00

Laurentia

ordovizischer magmatischer

Menai·Straits­ Störungssystem

Mona· Supergruppe

Bogen

-

....

-

Blauschiefer

Wichtige Überschiebungen

Coedana­ Komplex

und Suturzonen

D 25

B

Vulkanite der Arfon-Gruppe

km

Anglo-Brab

#

.

..

.

B.

. ..

,

Schematisches

Krustenprofil

durch den zentralen Abschnitt des Helleniden-Bogens mit den tektoni­

#

�_

..

Rhodos .

..

,

schen Hauptelementen.

.,

. 400 km

Afrikanische Platte

A

Ozean- Akkretionärer Hellenidenkruste

Keil

äußerer

Tiefseerinne Bogen

Vulkanbogen

Backarc-Becken

türkisches Festland

Eurasische Kruste

200 km

Der Rücken wird als Akkretionärer Keil interpretiert,

nordnordost-südsüdwestlicher Richtung sowie parallel

der über der Subduktionszone während eines langen

zum Bogen erfährt, indem er nach außen expandiert

Zeitraums gebildet wurde und die Tiefseerinne auf­

und gedehnt wird. Diese Entwicklung ist bei vielen

gefüllt hat. Wie Grafik 8.18 zeigt, hat die Subduktion

heutigen Inselbogensystemen verbreitet und wird der

der Afrikanischen Platte ein fortgeschrittenes Stadium

allmählichen Rückverlagerung der Subduktionszone

erreicht, und es bleibt nur noch ein schmaler Streifen

im Laufe der Zeit zugeschrieben.

südlich des Mittelmeerrückens. Der Südteil der Ägäis, innerhalb des Vulkanbogens der Helleniden, repräsentiert ein Backarc-Becken.

Der Kaukasus

Die Untersuchung der Abschiebungen - sowohl auf den Ägäischen Inseln als auch auf dem griechischen

Als östlichster Abschnitt des Alpidischen Orogens,

Festland - belegt, dass der Helleniden-Bogen als Ganzes

der zumindest teilweise zu Europa gehört, besteht der

fortlaufend eine Dehnung senkrecht zum Bogen in

Kaukasus aus zwei unterschiedlichen Gebirgszügen,

144

Die Geologie Europas

S

Aspronisi

D D f---4

postminoische Vulkanite minoische & ältere Vulkanite nichtvulkanische Gesteine

...."....,. Caldera-Wände

Abbildung 8.7 Santorin: ein aktiver Vulkan im Helieniden-Bogen, nördlich von Kreta. A. Blick auf die vom Meer überflutete Caldera (© Korpithas/

B. Vereinfachte geologische Karte der Insel (© Alwyn Scarth).

Shutterstock).

dem Großen und dem Kleinen Kaukasus, getrennt durch das von Sedimentbecken verdeckte Transkaukasische Massiv. Wie bereits erwähnt, ist der Kleine Kaukasus die Fortsetzung der Pontiden in der nördlichen Türkei (siehe Grafik 8.13). Da er ganz innerhalb Asiens liegt, wird er nicht weiter behandelt. Die Gebirgskette des Großen Kaukasus (Abbildung 8.8) erstreckt sich über circa 1300 Kilometer von der Nordostküste des Schwarzen Meeres bis zur Westküste des Kaspischen Meeres (Grafik 8.19). Viele Berge sind dort über 5000 Meter hoch, darunter der Elbrus, mit 5641 Metern der höchste Berg Europas. Viele dieser Gipfel sind jungtertiäre Vulkane - einige, darunter der Elbrus, sind heute noch aktiv. Die Region ist seismisch sehr unruhig mit zahlreichen schweren Erdbeben in jüngster Zeit.

Tektonische Einheiten des Großen Kaukasus

Geologisch wird der Große Kaukasus in vier tekto­ nische Zonen unterteilt, die Skythische Plattform oder das nördliche Vorland, die Frontketten-, die Hauptketten- und die Südhang-Zone. Die Skythische Plattform besteht aus einem Grundgebirge mit kambrischen kristallinen Schiefern in Grünschieferfazies, die von jungpaläo­ zoischen Graniten intrudiert wurden. Sie gehört zum Skythischen Terran mit wahrscheinlich eurasischem Ursprung (Teil der Timaniden), gelangte aber im Verlauf der Variszischen Orogenese in ihre gegen­ wärtige Position am Südrand der Osteuropäischen Plattform (siehe Kapitel 5 und Grafik 5.2D). Das Grundgebirge liegt großenteils unter einer mäch­ tigen tertiären bis quartären Molasse verborgen.

Abbildung 8.8 Kaukasus, Südrussland. Shutterstock © Pavel Vakhrushev.

Skythische Plattform

Kaspisches Meer

Schwarzes Meer

42°

syn- bis postorogenes Deck­ gebirge (Vortiefen etc.)

]

D

Skythisches Grundgebirge

D

gürtel

D

Grundgebirge

D

Grundgebirge des Transkaukasischen Massivs

D

Falten- & Überschiebungsgürtel des Kleinen Kaukasus

D D

Anatolien-Taurus-Gürtel

Falten- & ÜberschiebUngS-

Großer Kaukasus

neogene bis quartäre Vulkanite

Kura-Becken

Anatolien-

40°

_

Taurus-Gürtel

Grafik8.19 Tektonische Haupteinheiten der Kaukasus-Region. FkZ, Frontketten-Zone; HkZ, Hauptketten-Zone; 8hZ, Südhang­ Zone; TG, Transkaukasisches Grundgebirge. Nach Adamia et al.

(2011).

�

Mittlere Trias

�J-I

Ober­ Trias

Paläotethys

�

Jura

---'A'-

__

�""'I

Ende Kreide

�

�

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Paläotethys

I

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uraSia

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I

Eurasia

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Vardar-Ozean

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Unter­

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S

Sia

Neotethys

�_-rl E_) ___

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1

GK Frühes

Eurasia

Jungtertiär

Grafik8.20 Tektonische Entwicklung der Kaukasus-Region. Die Querschnitte zeigen die mögliche Abfolge der mesozoisch-känozoischen Ereignisse. An, Anatolisches Terran; GK, Großer Kaukasus; Ki, Kimmerisches Terran; KK, Kleiner Kaukasus (= Pontiden); Tau, Tauriden;

T K, Trans-Kaukasus; 2mB, Zentralmediterraner Block. Stark vereinfacht.

Diese wiederum konzentriert sich in mehreren durch

Die

Südhang-Zone besteht aus jurassischen

Vortiefenbecken

Schwarzschiefern, in die einige Vulkanite eingeschal­

unmittelbar nördlich der Kaukasusfront, wozu das

tet sind und die örtlich von paläozoischen Gesteinen

Grundgebirgshochs

getrennten

Asow-Kuban- und das Terek-Kaspische Becken

unterlagert werden. Auf diese folgen diskordant ober­

gehören.

jurassische bis früh-alttertiäre Flyschablagerungen.

Die

Frontketten-Zone besteht aus einem Stapel

nordvergenter Überschiebungsdecken mit silurischem

Dieser Komplex wurde im frühen Jungtertiär zu iso­ klinalen Falten deformiert, die durch südvergente

bis unter-karbonischem Inselbogen- und Ozean­

Überschiebungen getrennt wurden. Auf ihrer Südseite

krustenmaterial, überlagert von einer Molasse aus

grenzt diese Zone in einer großen Überschiebung an

dem höheren Karbon. Kristallines Grundgebirge ist im

das Transkaukasische Massiv.

westlichen Abschnitt dieser Zone aufgeschlossen. Über

Das Transkaukasische Massiv bildet morphologisch

diesen Gesteinen insgesamt liegen diskordant jurassi­

eine Senke zwischen dem Großen und dem Kleinen

sche Sedimente und Vulkanite. Die

Hauptketten-Zone wird von einem variszi­

Kaukasus. Es wird aus einem jung-präkambrischen metamorphen Grundgebirge aufgebaut,

das von

sehen Grundgebirge mit alt-paläozoischen kristalli­

Ophiolithen aus dem älteren bis mitteren Paläozoikum

nen Schiefern und Gneisen aufgebaut, in die Granite

überschoben und von jung-paläozoischen Graniten

eingedrungen sind. Dieser Komplex ist gefaltet,

intrudiert wurde. Dieses variszische Grundgebirge

wobei es in den Mulden zur Ablagerung jurassischer

wird von Sedimenten und Vulkaniten eines meso­

Schwarzschiefer gekommen ist. Diese Zone ist nach

zoischen bis känozoischen Deckgebirges überlagert.

Süden auf die Südhang-Zone überschoben.

Auf dem prämesozoischen Grundgebirge liegen

147

Die Alpidische Orogenese

Sedimentbecken, das Rioni-Becken im Westen und das Kura-Becken im Osten. Das Transkaukasische Massiv wird als Inselbogen angesehen, der im frühen

Känozoische Ozeanbecken im westlichen und zentralen Mittelmeer

Paläozoikum vom Gondwana wegdriftete und während der Variszischen Orogenese der Südgrenze von Eurasien

Für den komplexen Bau des Mittelmeergebietes, auf

angefügt wurde. Das Massiv wurde dann im frühen

den zu Beginn dieses Kapitels eingegangen wurde,

Mesozoikum durch Bildung eines Backarc-Beckens

sind teilweise die relativen Bewegungen von Afrika und

wieder von Eurasien getrennt, bevor es schließlich mit

Eurasien verantwortlich (siehe Grafik

Eurasien im frühenjungtertiär erneut kollidierte.

die Öffnung mehrerer Ozeanbecken im westlichen

8.1),

aber auch

und zentralen Mittelmeer. Die schrittweise Bildung

Tektonische Entwicklung

dieser Becken wird den Auswirkungen der graduellen

Die Kaukasus-Region erfuhr wiederholte Episoden

8.20).

Rückverlagerung der Subduktionszone - ursprünglich

Es begann mit

am Südostrand der Eurasischen Platte gelegen - nach

der Anlagerung des Sk y thischen Terrans an die Osteuropäische Plattform während der T iman­

zugeschrieben. Von dieser Subduktionszone ist nur

Orogenese. Alle anderen Grundgebirgseinheiten

noch der Kalabrische Bogen übrig geblieben.

orogener Aktivität (Grafik

Osten über einen Zeitraum von SS Millionen Jahren

stammen offensichtlich von Gondwana und wurden

Die Rückverlagerung dieser Subduktionszone wird

nacheinander dem eurasischen Rand angefügt, als

für die Entstehung einer Folge von Backarc-Becken

zuerst die Ozeankruste der Paläotethys und später der

auf der oberen (Eurasischen) Platte verantwort­

Neotethys nordwärts unter Eurasien subduziert wurde.

lich gemacht. Grafik

Das Transkaukasische Massiv dockte im Ober-Karbon

ursprünglichen und die heutigen Positionen, die für

8.21

zeigt die angenommenen

an und scheint sich in der Trias vom eurasischen Rand

die Balearen mit der Bildung des Valencia-Beckens, für

wieder gelöst zu haben. Zumindest zwei weitere konti­

Korsika und Sardinien mit der Bildung des Balearen­

nentale Terrane wie auch Bruchstücke von ozeanischer

Beckens und für die italienische Halbinsel mit der

Kruste und Inselbogenkruste kamen im Mesozoikum und Alttertiär hinzu: das Kimmerische Terran im

Bildung des Ty rrhenischen Beckens in Zusammenhang stehen. Die Drehung von Korsika-Sardinien und von

unterenJura und das Anatolisch-Tauridische Terran in

Italien um S4 bzw.

60 Grad gegen den Uhrzeigersinn

der Kreide. Die späteste und stärkste orogene Episode

wurde wahrscheinlich, zumindest teilweise, von der

wurde von der Kollision der zuvor angegliederten

jungtertiären Bewegung Afrikas gegenüber Eurasien

Terrane mit der Arabischen Platte im späten Miozän

gesteuert, wozu sowohl linkssinnige wie auch konver­

(Jungtertiär) verursacht.

gente Komponenten beitrugen.

Grafik 8.21 Öffnung der Ozean becken

während des Känozoikums. Das (VB) entstand durch

Valencia-Becken

die südostwärts gerichtete Bewegung der

Balearen,

das Balearen-Becken

(BB) durch Drehung von Korsika (K) und Sardinien (5a) sowie das Tyrrhenische

Iberia

Becken durch Drehung der italienischen Halbinsel Diese

gegen den

Bewegungen

Uhrzeigersinn. werden

der

Rückverlegung der Subduktionszone nach

Osten

schrittweiser

Afrikan. Platte

zugeschrieben, Bildung von

mit

Backarc­

Becken dahinter. Ausgangspositionen in hellem Grün, gegenwärtige Positionen in dunklerem Grün. Nach Zeck (1999).

9

Jungtertiär und Quartär in Europa Die zweite Hälfte des Känozoikums umfasst die

in das Nordpolarmeer zwischen Spitzbergen und

letzten circa 23 Millionen Jahre der Erdgeschichte

Nordostgrönland vordrang (vgl. Grafiken 7 .6 und

und damit das Jungtertiär

9.1).Island war jetzt eine eigenständige Vulkaninsel,

Quartär.

Das Jungtertiär

(Neogen) und das wird

weiter

in

die

auf der die vulkanischen Aktivitäten bis zum heu­

Epochen Miozän und Pliozän unterteilt, das die

tigen Tag andauern. Das belegte die explosive

Millionen Jahre andauernde Quartär

Eruption am Eyjafjallajökull deutlich (Abbildung

in Pleistozän und Holozän ( siehe Anhang ). Das

9.1), dessen Aschewolke 2010 den europäischen

letzten 2,6

Miozän wurde durch die im Kapitel S besprochene

Fluggesellschaften so viele Schwierigkeiten bereitet

Hauptphase der Alpidischen Orogenese geprägt,

hatte.

einschließlich verschiedener sich daraus ergebender Veränderungen der europäischen Plattform nördlich der alpidischen Front. Während des Pliozäns dauer­

Paläogeografie im Jungtertiär

ten manche dieser Auswirkungen fort, und das euro­ päische Vorland erfuhr weitere Deformation in Form

Das Alpidische Orogen

von Antiklinalbildungen, Seitenverschiebungen und

Die bedeutendsten und weitreichendsten Verän­

Grabenentwicklungen. Vulkanische Aktivitäten gab

derungen während des Jungtertiärs ergaben sich

es in mehreren dieser Gräben, dazu aufIsland und im

für Europa durch die weitere Annäherung zwischen

Kaukasus. Im Pleistozän kam es zur letzten großen

Afrika-Arabien und Europa (vgl. KapitelS).

Eiszeit, die wahrscheinlich noch nicht beendet ist.

Globale Zusammenhänge Grafik 7.1D zeigt die Lage Europas in Beziehung zu den benachbarten Kontinenten am Ende desAlttertiärs vor ungefähr 23 Millionen Jahren. Dieses Bild hat sich im Laufe des Jungtertiärs kaum verändert. Die wich­ tigsten Veränderungen in Europa ereigneten sich im Mittelmeerraum durch die anhaltendenAuswirkungen der Alpidischen Orogenese. Während Europa mehr oder weniger auf dem glei­ chen Breitengrad wie im späten Alttertiär verblieb, näherte sich Afrika-Arabien weiter dem Südrand Europas und engte dabei das Mittelmeer weiter ein. Zur gleichen Zeit bewegte sich Nordamerika weiter westwärts, wodurch der Mittlere Atlantik und der Nordatlantik an Breite zunahmen. Die Weitung des Ozeanbodens zwischen

Grönland

und Kanada, die zum Ende des Alttertiärs die voll­ ständige Trennung Grönlands von Nordamerika bewirkt hatte, endete zu Beginn des Pliozäns. Damit beschränkte sich die Spreizung im Nordatlantik auf ein einzelnes

Ozeanbecken, das nunmehr

durchgehend über den Island- Färöer- Rücken bis

Abbildung 9.1 Aktiver Vulkanismus auf Island:

vom Ausbruch des Eyjafjallajökull im April Höskuldsson.

Aschewolke Armann

2010. ©

NOWaja Semlja Q Grönland

SPitzbergen

�

149

c=J Land c=J flachmarin c=J tiefermarin c=J Ozean

Barents­ Schelf

r-Tl LL-.J

aktiver/inaktiver Orogengürtel

----'--- Abschiebung ---- Überschiebung --

Transformstörung/ Seitenverschiebung

1000 km

Grafik 9.1 Tektonik und Paläogeografie Europas im späteren Jungtertiär (Pl iozän).

Verbreitung von Land, Schelfmeer und Ozean

zusammen mit den wichtigen tektonischen Strukturen: Rifts, Transformstörungen, Überschiebungsgrenzen und Plateaulaven. AB, Alboran­ Becken; AP, Arabische Platte; Apn; Apennin; BK , Betische Kordillere; Din, Dinariden; FZm, Französisches Zentralmassiv; He, Helleniden; IbM, Iberisches Massiv; IFR, Island-Färöer-Rücken; 15, Island; Kar, Karpaten; Kau, Kaukasus; K M, Kaspisches Meer; LS, Labrador-See; MR, Mohnes-Rift; NaS, Nordanatolische Störung; OrG, Oberrhein-Graben; PB, Pannonisches Becken; Py, Pyrenäen; RHB, Rockall-Hatton­ Bank; SM, Schwarzes Meer. Nach Ziegler

(1990).

Diese Bewegungen betrafen in Europa alle wichtigen

Vorlandbecken

Abschnitte des alpidischen Orogengürtels: die Betische

schiebungssystems. Zum Ende des Miozäns bis

Kordillere, die Alpen, den Apennin, die Karpaten, die

in das Pliozän hinein nahm die Bewegung eine

Dinariden, die Helleniden sowie den Kaukasus zusam­

Ost-West-Ausrichtung ein, wodurch es zu einer

nach

Norden

gerichteten

Über­

men mit den verbindenden Abschnitten durch die asi­

Krustenverkürzung in den Westalpen kam, während

atische Türkei (Grafik 9.1). In den Pyrenäen und im

gleichzeitig die Ostalpen mehr oder weniger inaktiv

Zentrum der Iberischen Halbinsel waren die tektoni­

blieben. Dieser Richtungswechsel hatte wesentliche

schen Aktivitäten dagegen weitgehend zum Erliegen

Auswirkungen auf die Strukturen im Vorland. Von der

gekommen. Während der Hauptverkürzungsphase der Alpen,

Ost-West-Dehnung auf der Innenseite wird angenom­ men, dass sie zur Bildung des Pannonischen Beckens

im mittleren Miozän, war die Konvergenzrichtung

beitrug. Das gegenwärtige Spannungsfeld, das sich

südost-nordwestlich mit der Folge eines in die

instrumentell genau erfassen lässt, ist in Westeuropa

150

Die Geologie Europas

Färöer­ Hoch Rockall­ Hatton­ Bank

Baltischer Schild

c:J Land c:J flachmarin c:J tiefermarin .---, kontinentale L-...J Klastika

c:J

--'- Abschiebung

-+- Antiklinale ...... Überschiebung

-- Seitenverschiebung

• Rockali­

Ozean

-+ Sedimenttransport

Vulkanismus

?

Trog

W.

Golf von Biskaya 300 km

Grafik 9.2 Tektonik und Paläogeografie Europas im späteren Jungtertiär (Fortsetzung). Ausschnitt des zentralen Bereichs von Grafik 9.1 mit den wichtigsten tektonischen Strukturen, Sedimentbecken und Landgebieten von West-/Mitteleuropa. Die Grenze zwischen den flachen Schelfgebieten und den kontinentalen klastischen Sedimentationsgebieten sind nur angenähert, da sie sich im Laufe der Zeit stark verschoben haben. AM, Armorikanisches Massiv; BM, Böhmisches Massiv; BG, Bresse-Graben; CSA, Celtic-Sea-Antiklinale; EG, Eger-Graben; FZm, Französisches Zentralmassiv; HP, Hebriden-Plattform; IB, Island-Becken; Ju, Jura; LeG, Leinetal-Graben; LG, Limagne-Graben; NrG, Niederrhein-Graben; OrG, Oberrhein-Graben; PB, Pariser Becken; RB, Rockall-Bank; SH, Schottische Highlands; SP, Shetland-Plattform; Tb, Tiefseeberg; WA, Weald-Antiklinale. Städte: A, Amsterdam; B, Berlin; Be, Bern; Bo, Bonn; Bp , Budapest; Br, Brüssel; D, Dublin; E, Edinburgh; K, Kopenhagen; L, London; P, Paris; P r, Prag; W, Warschau; Wi, Wien. Nach Ziegler (1990).

nordnordwest-südsüdöstlich gerichtet und ergibt sich

ozeanischer Kruste - zuerst der Paläotethys, dann

aus der vom Nordatlantischen Rücken ausgehenden

der Neotethys - entlang der Kalabrischen und der

ostgerichteten Kompression sowie der von der alpinen

Helleniden-Zypern-Subduktionszone fort mit dem

Kollision ausgehenden nordgerichteten Kompression.

Ergebnis des fast vollständigen Verschwindens medi­

Im Mittelmeer bildeten sich neue Meeresbecken

terraner Ozeankruste bis zum Ende des Jungtertiärs.

durch das Auseinanderdriften der Balearen von

Es blieb nur ein kleines Meeresbecken östlich von

Iberia sowie der linkssinnigen Rotation von Korsika­

Sizilien, das Ionische Meer, sowie ein schmaler

Sardinien und der italienischen Halbinsel, wodurch

Streifen angrenzend an den Helleniden-Bogen übrig

das Balearen-Meer nordwestlich der Balearen und

(siehe Grafik 8.18). Vulkanische Aktivitäten waren

das Tyrrhenische Meer entstanden (siehe Grafik 8.21).

sowohl im Kalabrischen als auch im Helleniden­

Im östlichen Mittelmeer setzte sich die Verschluckung

Bogen mit dieser Subduktion verknüpft.

151

Jungtertiär und Quartär in Europa

Vulkanismus gab es auch in den späten Stadien der

(Grafik

9.2).

Das Rhein-Grabensystem entstand

Alpidischen Orogenese im östlichen Mittelmeerraum

im mittleren Alttertiär (Eozän) und ist immer noch

und führte im Pannonischen Becken, in der Osttürkei

aktiv. Dieses erstreckt sich als Oberrhein-Graben

und im zentralen und südlichen Kaukasus zu ausge­

von der Schweizer Grenze nach Nordnordosten bis

dehnten, hauptsächlich alkalibetonten Lavadecken

zum Südrand des Taunus, wo es sich aufspaltet. Nach

(Grafik 9.1).

Nordnordosten setzt es sich in den Hessischen Gräben bis zum Leinetal-Graben fort, während ein Ast nach

Paläogeografie des europäischen Vorlandes

Nordwesten, parallel zum Rhein bis zur niederländi­

Im Pliozän tauchte ein großer Teil Europas aus den

schen Küste, in den Niederrhein-Graben übergeht

Schelfrneeren auf, die große Gebiete während des

(siehe Abbildung 7.S). Der nordnordost-südsüdwest

Alttertiärs bedeckt hatten (vgl. Grafiken 7.6und 9.1). Ein

streichende Bresse-Graben in Südostfrankreich ver­

durchgehendes Landgebiet reichte jetzt von Britannien

läuft parallel zum Oberrhein-Graben, mit dem er

und Irland über die "Brücke" des Ärmelkanals nach

kinematisch über eine nordost-südwest streichende

Frankreich und vom Französischen Zentralmassiv

Seitenverschiebung verbunden ist. Westlich davon

über Mitteleuropa bis zum früheren Fennoskandischen

verläuft ungefähr parallel der nord-süd streichende

Hoch, das mit dem Ukrainischen Hoch verbunden

Limagne-Graben. Der Eger-Graben verläuft südwest­

war und als Fennosarmatia bekannt ist. Nach Norden

nordöstlich. Alle diese Strukturen repräsentieren reak­

nahm die Landrnasse den Barents-Schelf einschließ­

tivierte variszische Strukturen.

lich Spitzbergen ein. Fortgesetzte Hebung sorgte

Man nimmt an, dass diese im Tertiär entstande­

dafür, dass diese aufgetauchte Landrnasse bis in das

nen Dehnungsstrukturen unter einem West-Ost­

erste Interglazial Bestand hatte, als abschmelzende

Dehnungsregime entstanden sind, das mit der alpinen

Eisrnassen einen weltweiten Meeresspiegelanstieg

Nord-Süd-Kompressionin Zusammenhang steht.Als sich

verursachten. Zu den verbliebenen Becken, die wei­

dieses Spannungsfeld in das jetzige mit Nordnordwest­

terhin absanken und klastische Sedimente von den

Südsüdost-Kompression und Ostnordost-Westsüdwest­

auftauchenden Landrnassen erhielten, gehörten die

Dehnung änderte, kam es im Oberrhein-Graben zu

Nordsee, das Pannonische Becken sowie am Südrand

einer links sinnigen Seitenverschiebung, während der

Fennosarmatias ein breites Vortiefenbecken zwischen

Niederrhein-Grabenin seiner Orientierung weiterhin für

Schwarzem und Kaspischem Meer.

eine Dehnung günstig liegt. Es gibtmehrere an die Rhein­

Die klimatischen Verhältnisse wechselten stark im

und Eger-Gräben gebundene Vulkanzentren, außerdem

Verlauf des]ungtertiärs. Obwohl die Vereisungen all­

weitere im südlichen Französischen Zentralmassiv und

gemein mit dem Pleistozän in Verbindung gebracht

im Pannonischen Becken, die zum Teil bis ins Quartär

werden, begannen sie bereits im Miozän. Die Existenz

aktiv waren. Darüber hinaus ist das System der Rhein­

von Eiskappen im Pliozän zeigt sich im Nachweis

Gräben noch seismisch aktiv.

von glazialem Schutt in Sedimenten dieses Alters im

Örtlich entstanden als Folge der alpinen Nord­

Nordatlantik. Es wird angenommen, dass der klimati­

Süd-Kompression im frühen ]ungtertiär ebenfalls

sche Wechsel durch eine Reorganisation der globalen

Faltenstrukturen im Vorland der Alpen. Auch die aus

Ozean zirkulation ausgelöst wurde, als sich die Lücke

der Inversion von Riftstrukturen hervorgegangenen

zwischen Nord- und Südamerika schloss.

Ost-West streichenden Antiklinalen in den Western

Der Wechsel von Wald zu Grasland im Verlauf des

Approaches und der Keltischen See gehören dazu,

mittleren ]ungtertiärs förderte die Entwicklung und

wie auch die nordwest-südost streichende Weald­

Ausbreitung von grasenden Säugetieren wie Pferden,

Antiklinale in Südostengland.

Rindern, Schafen und Hirschen. Mehrere Riftstrukturen und damit Dehnungsbecken,

Seitenverschiebungen im europäischen Vorland waren im frühen]ungtertiär ebenfalls eine Folge der

die im späten Alttertiär entstanden waren, blieben das

Nord-Süd-Kompression an der alpinen Orogenfront.

Miozän hindurch bis in das Pliozän aktiv. Dazu gehören

Entsprechend finden sich nordnordwest-südsüdöstlich

das Rheinisch-Hessische Grabensystem, der Bresse­

gerichtete rechtssinnige Seitenverschiebungen im west­

und der Limagne-Graben östlich am Französischen

lichen Britannien, im Französischen Zentralmassiv und

Zentralmassiv sowie der Eger-Graben in Tschechien

im Böhmischen Massiv.

Abbildung 9.2 Tundralandschaft: Blick von den Hügeln nahe Murmansk, arktisches Russland. Shutterstock © Andy38. Abbildung 9.3 Postglaziale Veränderungen des Meeresspiegels. Fjord (ertrunkenes Flusstal) in Westnorwegen. Shutterstock © Marcos81.

Jungtertiär und Quartär in Europa

153

Pleistozän

Europa im Quartär

Die Lage der Kontinente hat sich seit dem Ende des Holozän

Jungtertiärs bis heute nur wenig verändert, maximal

unterteilt. Das Pleistozän begann vor ungefähr

100 Kilometer haben sie sich gegeneinander verscho­

Das

Quartär wird in Pleistozän und

2,6 Millionen Jahren und ist allgemein als Eiszeit

ben. Das Klima im Pleistozän wurde durch die wieder­

bekannt (genau genommen ist es nur die letzte solcher

holten Glazialen geprägt, in denen das Inlandeis große

Eiszeiten in der Erdgeschichte). Das Ende der letzten

Teile des europäischen Kontinents bedeckte. Es wird

Vereisungsphase in Europa vor circa 11 700 Jahren

geschätzt, dass während dieser Glazialepisoden bis zu

ist als Ende des Pleistozäns definiert. Man sollte sich

30 Prozent der Erdoberfläche vom Eis bedeckt gewesen

jedoch bewusst sein, dass das Holozän lediglich eine

sein dürfte. Vor der Eisfront erstreckte sich über mehrere

warme Zwischenperiode innerhalb der Eiszeit darstel­

Hundert Kilometer eine Tundra-Z one (Abbildung 9.2), die sich durch Permafrostbedingungen auszeich­

len könnte.

nete. Das übrige Festland war großenteils von Grasland oder Wald bedeckt.

Grafik 9.3 Entwicklung von Strandterrassen. Strandlinien

Strandlinien

243

1

1 3

Meer-

42

wasser

Schematische Profile zur Demonstration der veränderten Positionen der Strandlinie eines

Treib-

hypothetischen Festlandes vom Stadium der

eis

maximalen Eisbedeckung bis heute.

MS

Stadium 1. Maximale Eisbedeckung: Das Land wird durch das Gewicht des Eises nach unten gedrückt; die Küstenlinie liegt viel höher als heute.

1

Stadium 2. Talgletscher (verminderte Eisbedeckung): Das Land hat angefangen, sich zu heben, weil die Eisauflast wesentlich

2

vermindert ist. Der Meeresspiegel ist noch

t

t

kaum angestiegen. Die Strandlinien sind viel tiefer als heute.

Stadium 3. Eis geschmolzen: Das Eis ist weg, und das Land ist weiter aufgestiegen; dieses wird jedoch teilweise durch den Anstieg des Meeresspiegels kompensiert,

3

t

t

hervorgerufen durch das Abschmelzen der polaren Eiskappe. Der Meeresspiegel entspricht dem heutigen Zustand. gehobene Strandterrasse

Stadium 4. Gehobene Strände: Der fortgesetzte Aufstieg des Landes verursacht die Hebung der Strandlinien von Stadium 3

4

t

t

über das Niveau des heutigen Meeresspiegels.

MS, Meeresspiegel.

154

Die Geologie Europas

Bislang wurde eine größere Anzahl von Glazial­ episoden erfasst, deren unterschiedliches Ausmaß

der Sauerstoffisotopschwankungen von Gletschereis und Meeressedimenten nachweisen.

der Vergletscherung einen Vergleich und damit eine

Weil so viel Wasser während der Vereisungsphasen

Korrelation unterschiedlicher Gebiete erschwert. Die

im örtlich bis zu 3 Kilometer dicken Eisschild ge­

Kaltzeiten werden durch Interglaziale getrennt, in

bunden war, lag der mittlere Meeresspiegel über

denen das Klima sogar wärmer war als heutzutage.

100 Meter tiefer als heute. Ertrunkene Küstengebiete

Temperaturschwankungen von bis zu 20° Celsius

mit den Überresten untergegangener Wälder können

während des Pleistozäns lassen sich durch Messungen

entlang der heutigen Küsten gefunden werden. Die

D D CJ D D

Island

Färöe

Eiskappe Tundra Grasland Wald Eisfreie Meere

ffJJ

Atlantik

Atlantik

Türkei (Asien) MiUelmeer

Grafik 9.4 Europa während der jüngsten Eiszeit, vor circa 20 000 Jahren. Ad, Adria; Äg, Ägäis; Be, Betische Kordillere; Din, Dinariden; FZm, Französisches Zentralmassiv; Karp, Karpaten; Kau, Kaukasus; KH, Krim-Halbinsel; Ko, Korsika; Py, Pyrenäen; Sa, Sardinien; Si, Sizilien. Man beachte, dass die Karte auf einer Mercator-Projektion beruht, die das Gebiet im Norden stark vergrößert. Nach Reife

(2007).

Jungtertiär und Quartär in Europa

155

Abbildung 9.4 Talgletseher. Man beachte die Buckel aus glazialem Schutt (Moränen) und die glazigenen Schmelzwasserseen am Ende des Gletschers. British Geological Survey © NERC. All rights reserved. IPR/176-13CE.

156

Die Geologie Europas

weitreichenden Wanderungsbewegungen gezwungen,

Oser

um mit den erheblichen Habitatänderungen zurecht­ zukommen. Große Säugetiere passten sich den kalten Bedingungen an, wie das wollhaarige Mammut, das Wollhaarnashorn oder der Höhlenbär, die im früheren Pleistozän auftraten und zum Ende ausstarben, wofür manche den Menschen mitverantwortlich machen. Der

Grafik 9.5 Entstehung eines Osers. Der Querschnitt durch

moderne Mensch scheint andere Vertreter der Gattung

einen Gletscher zeigt, wie ein Oser entsteht: Wenn der Gletscher

Homo während des Pleistozäns ersetzt zu haben und

geschmolzen ist, bleibt der Oser als Rücken zurück.

optimierte die Herstellung von Werkzeugen (das Ende des Pleistozäns stimmt in archäologischer Hinsicht mit dem Ende des Paläolithikums überein). Die

Atlantikküsten Schottlands und Norwegens zeigen

Landbrücke, die Britannien mit dem übrigen Europa

eine charakteristische Fjord-Topografie, entstanden

verband, ermöglichte die Wanderung sowohl von Flora

durch die Überflutung ursprünglich vergletscherter

als auch von Fauna, einschließlich des Menschen, von

T äler (Abbildung

Eurasien nach Britannien und Irland.

9.3). Im Unterschied dazu stieg der

Meeresspiegel in den warmen Interglazialzeiten, da das in den Eisschilden gebundene Wasser frei wurde,

Auswirkungen der Vereisungen

und die Küstenlinien wanderten landeinwärts. Als

Ein großer Teil der europäischen Landoberfläche

die Eisauflast schwand, wurde das Land langsam

bezeugt den Einfluss der pleistozänen Vereisung

angehoben (als "glaziales Rückfedern" bezeichnet).

sogar insoweit, als - wenigstens in Nordeuropa - die

Dabei stiegen die ehemaligen Küstenlinien entspre­

Landformen und Ablagerungen des Pleistozäns die

chend über das heutige Meeresspiegelniveau und es

Landschaft prägen. Im Nordseebecken und entlang des

kam zu gehobenen Stränden (Grafik

9.3; Abbildung

atlantischen Schelfsaumes bilden pleistozäne marine

alten Strandniveaus können rund um die

Ablagerungen eine dünne Decke, sowohl unterhalb des

l.2). Diese

Küsten von Schottland und Skandinavien nachge­

gegenwärtigen Meeresspiegels als auch auf den gehobe­

wiesen werden, wo sie bis zu

nen Stränden. In Flüssen und in Seen vor den Gletschern

300

Meter über dem

Meeresspiegel liegen. W ährend des letzten Glazialmaximums waren

wurden fluviatile und lakustrische Sedimente abge­ lagert. Die Ablagerungen in den oberen Abschnitten

ganz Nordeuropa einschließlich Skandinavien, ganz

der ehemals vergletscherten T äler liegen hauptsäch­

Schottland, der größte Teil von Irland und Wales

lich als Moränen-Material vor - einer Mischung von

sowie Nordengland von einer einzigen Eiskappe

Gesteinsbruchstücken unterschiedlicher Größe von

bedeckt (Grafik 9.4). Die Eisfront erstreckte sich durch

Ton und Silt bis zu riesigen Blöcken. Diese bilden cha­

Dänemark, über Norddeutschland und setzte sich durch

rakteristische Landformen: Seitenmoränen an den

Zentralpolen, Weißrussland und Russland fort. Eine

Talrändern, Endmoränen vor der Gletscherfront und

große Eiskappe bedeckte auch die West- und Ostalpen,

Grundmoränen auf dem Talboden unter dem ehe­

kleinere gab es in den Pyrenäen, den Karpaten und im

maligen Eis (Abbildung

Apennin sowie in den Hochgebieten der Iberischen

Oser, Kames und Drumlins entstanden unterhalb der

9.4). Andere Landformen wie

Halbinsel und im Französischen Zentralmassiv. Ein

Eisdecke und blieben als markante Erhebungen in den

Tundragürtel zog sich über Europa südlich der Eisfront.

früher vergletscherten Landschaften über einen großen

Jenseits davon war das Land mit Gras und Wäldern

Bereich von Nordeuropa hinweg erhalten (siehe Grafik

überzogen.

9.S).

Diese Verhältnisse begünstigten schnellläufige

Besonders in den Gebirgen, zum Beispiel in

Graser wie den Hirsch und kleine Säugetiere wie die

Norwegen, den Schottischen Highlands und den Alpen,

Waldmaus. Jeder glaziale Vorstoß verursachte weit­

sind die Auswirkungen der letzten Eiszeit am besten

reichende Veränderungen in der Ökologie und ein

zu erkennen. Die Herausarbeitung durch Gletscher

Südwärtswandern von Fauna und Flora. Sowohl

hat für die Bildung der Kare, für niedrige Rücken

die grasenden Säugetiere als auch Vögel waren zu

und für U -T äler gesorgt, die die Berglandschaften

157

Jungtertiär und Quartär in Europa

von Nordeuropa und den Alpen prägen. Es waren die

in der Arktis. Das Rückschreiten der Eisfront wurde

Studien von Louis Agassiz Mitte des 19.Jahrhunderts

von einer Nordwanderung der Tundra, des Graslandes

an den alpinen Gletschern, die es ihm ermöglichten, die

und der Wälder begleitet - Letztere sind heute bis zum

glazialen Auswirkungen in den Schottischen Highlands

Nordpolarkreis vorgerückt.

zu interpretieren und der Vergletscherung als geologi­ schem Phänomen Geltung zu verschaffen:

Die umfassenden Eiskappen lösten sich nachfolgend allmählich in separate Talgletscher auf und schmolzen in vielen Bereichen Europas vollständig ab. Das spät­

"Nachdem ich in der Schweiz die schlüssigen Beweise erhalten habe, dass die Gletscher zu einerfrüheren Zeit viel größere Ausmaße als heute gehabt haben, ja, dass sie das ganze Land bedeckt hatten und dass sie erratische Blöcke zu den Orten gebracht hatten, wo sie jetzt gefunden werden, war es mein Wunsch, ein Land zu untersuchen, wo Gletscher nicht mehr angetroffen werden, aber wo siefrüher gewesen sein könnten. Deshalb habe ich meine Aufmerksamkeit Schottland zugewandt ... "

und Grasland wurde

(Brief von Agassiz an die Zeitung "The Scots­

und städtische Landschaft ersetzt. Sümpfe und

man'� 6. Oktober 1840).

bis postglaziale Aufsteigen der vorher eisbedeckten Landschaften in Nordeuropa hinterließ seine Spuren in einer Folge von gehobenen Stränden und ertrunkenen Tälern, die eine herausragende Erscheinung der Küsten von Schottland und Norwegen sind. Abgesehen von diesen postglazialen Auswirkungen wurden

die

dramatischsten Veränderungen auf

dem europäischen Festland durch den Menschen verursacht: Die frühere Bedeckung durch Wald durch eine ackerbauliche

Überschwemmungsebenen wurden trockengelegt, Moore beseitigt und Flüsse kanalisiert. Dies hat mess­

Holozän

bare Auswirkungen auf Erosion und Sedimentation, circa

die bedeutsame Erscheinungen im holozänen geologi­

11 700 Jahren markiert den Anfang des Holozäns,

schen Geschehen darstellen. Der allmähliche globale

das zur Gegenwart überleitet. Wie bereits erwähnt,

Temperaturanstieg mit Unterbrechungen, der die Erde

unterscheidet

seit Beginn des Holozäns erfasst hat, beschleunigt sich

Das

Ende

der

es

jüngsten

sich

nur

Eiszeit

wenig

vor

von

einem

Interglazial innerhalb des Pleistozäns, und es ist

zu einem möglicherweise bedrohlichen Ausmaß durch

durchaus möglich, dass es in Zukunft zu weiteren

menschliche Aktivität.

Vergletscherungsphasen kommt. Aus geologischer

Die gravierendsten Auswirkungen der menschli­

Sichtweise könnte man argumentieren, dass mit den

chen Eingriffe betreffen jedoch die Flora und Fauna:

letzten 11 000 Jahren nicht genügend Zeit für die

die Bevölkerungsexplosion des Homo sapiens bedeu­

Entwicklung spezifischer geologischer Merkmale

tete Reduktion, Verlagerung und Auslöschung und ging

verstrichen ist, die die Aufstellung einer eigenstän­

damit auf Kosten einer großen Artenzahl. Es ist in der

digen Epoche rechtfertigen könnten. V iele

der

klimatischen

und

Tat möglich, sich einen Geologen in einigen Millionen

topografischen

Jahren vorzustellen, der ein Massenaussterben im

Auswirkungen auf Europa im Holozän beruhen auf

Holozän feststellt, so schwerwiegend wie das Ereignis

dem allmählichen Zurückweichen der skandinavischen

zum Ende der Kreide, das zum Aussterben der

Eiskappe und des Meereises zu ihrer heutigen Position

Dinosaurier führte.

Glossar Alpujarriden-Komplex: mittlere Überschiebungseinheit der

(im Glossar erklärte Begriffe kursiv, Ma

=

Millionenjahre, Ga

=

Milliardenjahre)

Alboran-Einheit in der Betischen Kordillere mit hochmetamorphen Gesteinen des paläozoischen Grundgebirges.

Amazonia: mittel- bis ober-proterozoischer Kontinent, der einen

A

Abdulina-Becken:

ober-proterozoisches

langgestrecktes

Sedimentbecken im Süden der Osteuropäischen Plattform (siehe

großen Teil des nördlichen Südamerikas einnimmt und zum Großkontinent Rodinia gehört hat (siehe Grafik 2.5A).

Anatolisch-Tauridische Zone: südlicher Abschnitt des Alpidischen

Grafik 2.6A).

Abscherhorizont: inkompetente Schicht, normalerweise par­

Orogens in der Türkei; ein Gondwana-Teilstück, das in der

allel zur Schichtung, die die Überschiebungsfläche oder

Kreidezeit von Afrika-Arabia getrennt wurde (siehe Grafik 8.13).

Diskontinuitätsfläche zwischen zwei verschiedenen tektonischen

Anglesey-Rosslare-Zone: eine schmale, störungsbegrenzte Zone intensiv deformierter Gesteine proterozoischen bis kambrischen

Einheiten bildet.

Adria, Adriatische Platte: kontinentales Terran (Mikrokontinent), Teil des Zentralmediterranen Blocks, wurde Teil des apulischen Vorlandes während der Alpidischen Orogenese (siehe Grafik 8.9).

Alters der Britisch-Irischen Kaledoniden zwischen den Zonen des Lake Districtund des Waliser Beckens (siehe Grafiken 3.6,4.1).

Anglo-Brabanter Deformations- (oder FaIten-) Gürtel: Zweig

Adriatische Plattform: Untereinheit der Adriatische Platte in den

der Kaledoniden auf der Ostseite desMidlands-Kratons, der unter

Dinariden, überschiebungsgürtel mit massiven karbonatischen

jüngeren Schichten verdeckt von Nordengland bis zum Brabanter Massiv reicht (siehe Grafik 1.1).

Deckschichten (siehe Grafik 8.16).

Ägir-Ozean: Ozean zwischen den Kontinenten Sibiria und Baltica

Ankara-Erzincan-Sutur: östliche Fortsetzung der Vardar-Sutur aus Griechenland in die Türkei; trennt die Pontiden von der

während des Alt-Paläozoikums (siehe Grafiken 3.1,3.2).

Ägir-Rücken: Abschnitt des Mittelatlantischen Rückens nord­

Anatolisch-Tauridischen Zone (siehe Grafik 8.13).

östlich von Island, entstanden im späten A1ttertiär, als sich die

Apennin: über die ganze Länge der italienischen Halbinsel reichen­

Ozeanbodenspreizung nach Norden zwischen Norwegen und

der NNW-SSE streichender Abschnitt des Alpidischen Orogens zwischen Apulischer Platte und Tyrrhenischem Meer (siehe

Grönland verlängerte (siehe Grafiken 7.6,7.8).

Akkretionskeil/ Akkretionärer Ansammlung klastischer

Keil,

Sedimente

Komplex, und

R and:

vulkanischer

Abtragungsprodukte in einer Folge von gefalteten und überscho­ benen Scherkörpern in der Tiefseerinne und auf dem Rand der

Grafik 8.13).

Appalachen-Gürtel: Fortsetzung des kaledonischen Orogens in Nordamerika.

Apulia(-Terran): Mikrokontinent, entstanden in der mittleren

Oberplatte einer Subduktionszone (siehe Grafik 1.6); ein akkre­

Kreidezeit aus der Kollision zwischen dem Adria- und dem

tionärer Komplex besteht aus einer Mischung von tektonischen

Alcapia-Terran; bildete später das südliche Vorland des Alpidischen

Scherkörpern, wozu exotische kontinentale oder ozeanische Terrane gehören können; ein akkretionärer Rand ist ein aktiver Kontinentalrand, an dem solch ein Komplex besteht.

Aktiver Kontinentalrand: kontinentaler Plattenrand,an den eine Subduktionszone grenzt.

A1boran-(Meer)-Becken: marines, teilweise ozeanisches Gebiet, das sich im Jura zwischen Iberia und Nordwestafrika öffnete; wurde in das Betische Orogen einbezogen; sank im Jungtertiär wieder zu einem Meeresbecken ab (siehe Grafiken 7.3A, 7.5A, 7.6,9.1).

A1boran-Einheit: tektonische Untereinheit der Betischen Kordillere mit dem metamorphen Kernkomplex (siehe Grafik 8.3).

A1capia: kontinentales Terran, Teil des Zentralmediterranen Blocks; löste sich in der Kreide von der afrikanischen Platte und wurde

Orogens in der adriatischen Region (siehe Grafiken 8.10, 8.11).

Aquitanisches Becken: großes Gebiet in Südwestfrankreich; bildet das nordöstliche Vorland der Pyrenäen und beinhaltet eine Abfolge triassischer bis jungtertiärer Schelfsedimente; der SW-Teil des Beckens ist ein alttertiäres Vortiefenbecken (siehe Grafik 8.5).

Archaisches Gebiet: NE-Teil des Baltischen Schildes aus hauptsäch­ lich archaischen Gesteinen (siehe Grafik 2.2).

Arctica: Ansammlung von kontinentalen Terranen, die im Devon im arktischen Kanada und Nordgrönland mit Laurentia kollidier­ ten (siehe Grafik 5.1A).

Ardennen(-Massiv): in den Varisziden zur Rhenoherzynischen Zone gehöriges paläozoisches Massiv in Belgien,Nordfrankreich und Westdeutschland (siehe Grafik 6.1).

Teil der Apulischen Platte während der Alpidischen Orogenese

Arenig: Stufe des Unter-Ordoviziums (486-482 Ma).

(siehe Grafik 8.9).

Arfon-Gruppe: 614-604 Ma alte vulkaniklastische Abfolge im

A1kapecia( -Terran): kontinentales Terran; trennte sich in der frühen Kreide von Iberia und wurde zwischen Korsika-Sardinien und Apulia während der Alpidischen Orogenese unter Bildung des Apennin-Orogens eingeklemmt (siehe Grafiken 8.9,8.12)

A1leghenian-Orogenese: Variszische Orogenese an der Ostküste von Nordamerika zwischen Maryland und Georgia.

cadomischen Grundgebirge des Kaledonischen Orogens von NW-Wales (siehe Grafik 3.6).

Armorica: paläozoischer Mikrokontinent,namensgebender Teil der Armorica-Gruppe (siehe Grafiken Sol, 6.1).

Armorica-Gruppe: eine Ansammlung kontinentaler Mikroplatten, die einen großen Teil von West- und Mitteleuropa einnehmen

Alpen (West- und Ostalpen): namensgebender Gebirgszug des

und, von Gondwana im Alt-Paläozoikum getrennt, im Verlauf

Alpidischen o rogens im südlichen Mittel- bis Westeuropa (siehe

der Variszischen Orogenese mit Europa kollidierten (siehe

Grafiken 7.6,8.8,8.11).

Grafiken 5.1,6.1).

A1pidische Orogenese, A1pidisches Orogen: Serie von orogenen

Armorikanisches Massiv: über lange Zeit herausstehendes

Ereignissen in Südeuropa, verursacht durch die Kollision zwi­

paläozoisches Grundgebirge in Nordwestfrankreich (siehe

schen Eurasien und Afrika; das dadurch entstandene Orogen.

Grafiken 5.1,6.1).

159

Glossar

das skythische Vorland des Großen Kaukasus überlagerndes Vortiejenbecken (siehe Grafiken 8.5, 8.6A). Asow-Provinz: mittel-archaisches hochmetamorphes Gneisgebiet im östlichen Teil des Ukrainischen Schildes (siehe Grafik 2.3). Asturische Zone: tektonische Einheit innerhalb der iberischen Varisziden; Teil des deformierten Gondwana-Vorlandes (siehe Grafiken 6.1, 6.8). Atlas(-Gebirge, -Orogen): Teil des Alpidischen Orogens inner­ halb der Afrikanischen Platte von der Westküste Marokkos bis Tunesien (siehe Grafiken 8.2, 8.8). Avalonia: eine kontinentale Mikroplatte, Teile des östlichen Nordamerikas und Westeuropas einnehmend; von Gondwana im Alt-Paläozoikum getrennt und mit Baltica und später Laurentia während der Kaledonischen Orogenese kollidiert (siehe Grafiken 3.1, 3.2). Averno-Vogesen-Kordillere: langgestrecktes variszisches Massiv, im Devon und frühen Karbon südöstlich des Zentralar­ morikanischen und des Saxothuringischen Beckens nordwestlich der (heutigen) Alpidischen Front (siehe Grafik 5.3A, B). Axial-Zone (der Pyrenäen): tektonischer Zentralbereich des Pyrenäen-Orogens, aufgebaut aus einem Schuppenkomplex von übereinandergeschobenem, variszischem Grundgebirge (siehe Grafiken 8.5, 8.6A). Asow-Kuban-Becken:

B

ozeanisches Sedimentbecken auf der Oberplatte einer Subduktionszone hinter einem vulkanischen Bogen (siehe Grafik 1.6). Balaton-Linie: bedeutende Störung in Mittelungarn auf der Südseite des Alcapia- Terrans; die östliche Fortsetzung der Periadriatischen Naht in den Alpen (siehe Grafik 8.14). Balearen: Inselgruppe östlich von Spanien, getrennt vom Festland durch das Valencia-Becken; bilden die östliche Fortsetzung der Betischen Kordillere (siehe Grafik 8.2). Balearen-Becken: Meeresbecken zwischen der Südküste von Frankreich, dem Ligurischen Meer und Korsika-Sardinien (siehe Grafik 8.21). Baltica: im Mittel-Proterozoikum gebildeter, den größten Teil von Nordeuropa einnehmender Kontinent bis zur Kaledonischen Orogenese (siehe Grafiken 2.1, 2.4, 2.5). Baltischer Schild, Baltisches Hoch (Fennoskandia): Gebiet der skandinavischen Länder einschließlich eines großen Teils von Nordrussland, landfest über einen großen Teil des Phanerozoikums (siehe z. B. Grafiken 2.2, 3.3, 5.3, 7.3). Baltisches Becken, Senke: Sedimentbecken im Kambrium und Ordovizium zwischen dem Baltischen und dem Sarmatischen Schild (siehe Grafik 3.3); im Devon und Unter-Karbon auch als Baltische Senke bezeichnet. Barrow-Metamorphosezonen: eine Abfolge metamorpher Mineralvergesellschaftungen, entstanden unter mittlerem Temperatur- und Druckanstieg. Baschkirisches Antiklinorium: wichtige große Antiklinalstruktur innerhalb der Westural-Zone des Ural-Orogens (siehe Grafik 6.10). Belomoran-Provinz: Teil einer archaischen Einheit des Baltischen Schildes, bestehend aus spät-archaischen Graniten und hochme­ tamorphen Gneisen (siehe Grafik 2.2). Belozerkow-Provinz: breite Zone mit stark deformierten alt-prote­ rozoischen Gneisen, die die Wolhyn- und die Kirowgrad-Provinz im Ukrainischen Schild trennt (siehe Grafik 2.3). Betische Kordillere: Ast des Alpidischen Orogens an der Südküste von Spanien (siehe Grafiken 8.2, 8.3). Backarc-Becken:

störungsbegrenztes Sedimentbecken zwischen Iberia und Südwestfrankreich, nicht­ marin in Perm und Trias, wurde es im Jura marin und in der Kreide Teil des Atlantischen Ozeans (siehe Grafiken 5.4B, 7.2, 7.3, 7.5). Blauschiefer: schiefriges metamorphes Gestein mit basischem Chemismus, entstanden unter extrem hohem Druck und niedriger Temperatur und z. B. durch blaue Amphibole wie Glaukophan gekennzeichnet. Bohemia: Kern des Böhmischen Massivs; ein von Gondwana im Devon abgetrenntes und im Karbon durch die Variszische Orogenese mit Laurussia vereintes kontinentales Terran, identisch mit dem weniger gebräuchlichen Perunica (siehe Grafik 6.2). Böhmisches Massiv: paläozoisches Massiv in Tschechien, besteht hauptsächlich aus von Gondwana stammenden Terranen, die Europa während der Variszischen Orogenese angeschweißt wurden (siehe Grafik 6.1). Bois-de-Cene-Blauschiefer: Aufschluss mit Gesteinen der Hochdruck-Metamorphose in der Südarmorikanischen Zone des Armorikanischen Massivs (siehe Grafik 6.6). Borrowdale-Vulkanite: mehrere Tausend Meter mächtige Folge andesitischer und rhyolithischer mittel-ordovizischer Vulkanite und Vulkaniklastite im Lake District, englische Kaledoniden. Brabanter Massiv: kaledonisches Massiv in Belgien, Teil des vom jung-Paläozoikum bis Känozoikum währenden London­ Brabanter Massivs (siehe Grafik 5.3). Bresse-Graben: NNE-SSW streichender Graben im Südosten Frankreichs (siehe Grafik 9.2). Brian\=onnais-Terran: kleines, durch die Penninische Zone in den Französisch-Schweizer Alpen repräsentiertes kontinentales Terran, ursprünglich in der Tethys gelegen (siehe Grafiken 8.10, 8.11). Buchan-Metamorphosezonen: eine Abfolge metamorpher Mineralvergesellschaftungen, entstanden unter mittlerem Druck­ und hohem Temperaturanstieg. Burgundischer Trog: großes terrestrisches intramontanes Becken aus dem Perm im Variszischen Orogen Südostfrankreichs (siehe Grafik 5.4B). Biskaya- (oder Golf-von-Biskaya-) Rift:

C Cadomische Orogenese: Orogenese am Ende des Proterozoikums

(vor ca. 650-550 Ma), die das avalonische und variszische Grundgebirge in West- und Mitteleuropa erfasste (zeitgleich mit der Panafrikanischen Orogenese). Celtic-Sea-Rift: störungsbegrenztes Dehnungsbecken zwischen Irland und Wales, terrestrisch in der Trias, marin im Jura (siehe Grafiken 7.2, 7.3). Champtoceaux-Komplex: Folge von Decken mit Gneisen und Eklogiten innerhalb der Mauges-Zone des Armorikanischen Massivs (siehe Grafik 6.6). Chantonnay-Einheit: eklogitische Ophiolith-Einheit innerhalb der Mauges-Zone des Armorikanischen Massivs (siehe Grafik 6.6). Charn-Supergruppe: Abfolge spät-proterozoischer Tuffe, Tonsteine und Grauwacken innerhalb des avalonischen Grundgebirges der Midlands-Plattjorm (siehe Grafik 3.6). Church-Stretton-Störung: wichtige, langlebige Störung, bildet die Ostgrenze des Waliser Beckens (siehe Grafik 3.6). Coccolithen: fossile mikroskopisch kleine marine Kalkalgen. Coedana-Komplex: magmatischer Intrusivkomplex einschließ­ lich des 614 Ma alten Coedana-Granits, der als cadomisches Grundgebirge der Moine-Supergruppe in Nordwestwales angese­ hen wird (siehe Grafik 3.6).

160

devonisches bis unter-karboni­ sches marines Sedimentbecken auf dem südlichen (avalonischen) passiven Plattenrand in Südwestengland (siehe Grafik 5.3A, B). Cornubisches Massiv: paläozoisches Massiv in Südwestengland, zur Rhenoherzynischen Zone gehörig, besteht hauptsächlich aus devonischen und karbonischen Gesteinen, die durch die Variszische Orogenese betroffen wurden (siehe Grafik 6.1). Craven-Becken: devonisches bis karbonisches Sedimentbecken in Nordengland nordöstlich des Waliser Massivs (siehe Grafik 5.3).

Cornisches, Cornwall-Becken:

D

kontinentales Terran, das das von Westen hineinragende des Karpaten-Orogens bildetj ursprünglich in der Trias vom eurasischen Kontinent abgetrennt (siehe Grafiken 8.14, 8.15). Dalradian-Supergruppe: ober-proterozoische (ca. 650 Ma) bis unter-kambrische marine Abfolge in der Grampian-Highlands­ Zone der schottischen Kaledoniden. Decke: von seinem ursprünglichen Unterlager abgescherter und auf sein heutiges Unterlager überschobener großflächiger Gesteinskörper. Dent-Blanche-Decke: Klippe aus kristallinern Grundgebirge der Penninischen Zone in den Westalpenj wurzelnd in der Sesia­ Lanzo-Zone, als Teil des Terrans Apulia angesehen (siehe Grafik 8.ll). Dinariden: Teil des Alpidischen Orogensj erstreckt sich von den Ostalpen über den Balkan entlang der Ostseite der Adria (siehe Grafik 8.13). Dnjepr-Donez-Rift: langlebige Riftzone, die die Nordostseite des Ukrainischen Schildes markiert (siehe Grafik 2.1). Dnjepr-Provinz: archaisches Granit-Grünstein-Terran im östlichen Bereich des Ukrainischen Schildes (siehe Grafik 2.3). Doggerland: untergetauchte spätpleistozäne Landrnasse zwischen Südostengland und Dänemark (siehe Grafik 1.3). Drosendorf-Einheit: Untereinheit der Moldanubischen Zone im Böhmischen Massivj bestehend aus paläozoischen Meta-Gneisen, stark von der Variszischen Orogenese betroffen. Drumlin: langgestreckter Hügel mit sanftgeneigten Flankenj ent­ standen bei dem Gleiten einer Eisdecke über weiche Tone. Dublin-Trog: karbonisches Sedimentbecken, einen großen Teil Südwestirlands einnehmend, zwischen dem Waliser und dem Longford-Down-Massiv (siehe Grafik 5.3). Durness-Gruppe: kambrische bis unter-ordovizische, von Karbonaten beherrschte Plattformsedimente im nordwestlichen Vorland der schottischen Kaledoniden. Dada:

Vorland

E

großes Sedimentbecken südlich der Pyrenäen mit einer alttertiären Plattformabfolge und jungtertiärer Molasse über einem variszischen Grundgebirge des Iberischen Massivsj der nördliche Bereich bildet das Vortiefenbecken der Pyrenäen (siehe Grafik 8.5). Ediacara, Ediacarium: jüngste Periode des Ober-Proterozoikums (635-542 Ma). Eger-Graben: jungtertiäre NE-SW streichende Grabenstruktur innerhalb des Böhmischen Massivs in der Tschechischen Republik (siehe Grafik 9.2). Eiszeit: Zeitspanne in der Erdgeschichte, in der aus klimatischen Gründen größere Gebiete zeitweise von Inlandeismassen und Gebirgsgletschern zugedeckt sind. Eklogitfazies: metamorphe Bildungsbedingungen, die durch besonders hohen Druck gekennzeichnet sind. Ebro-Becken:

Glossar

Bündel von bedeutenden NW -SE streichenden rechts­ sinnigen Seitenverschiebungen, die das Böhmische Massiv schnei­ den (siehe Grafik 6.2). Endmoräne: Moränenablagerung, die den Außenrand eines zurückschreitenden Gletschers kennzeichnet (siehe Grafik 9.4). Engadiner Fenster: tektonisches Fenster in den östlichen Schweizer Alpen, in dem die Helvetische Zone unter den Ostalpinen Decken aufgeschlossen ist (siehe Grafik 8.ll). Eoalpines Ereignis: tektonisches Ereignis, hervorgerufen in der mittleren Kreide durch die Kollision des Adria- und des Alcapia­ Terrans (siehe Grafik 8.9). Eurussia: Kontinent, gebildet aus der Osteuropäischen Plattform zusammen mit den Teilen West- und Mitteleuropas, die während der Kaledonischen Orogenese angefügt wurden. Eibe-Zone:

F

Nordosterweiterung des Rockall-Rifts mit ähnlicher Geschichte, gelegen zwischen den Färöer- und Shetland-Inseln. Färöer-Rücken: ozeanischer Rücken ungefahr quer zum Mittelozeanischen Rückenj bildete im Oligozän die Verbindung zwischen Grönland und Europa. Fazies-Vergesellschaftung: Vergesellschaftung verschiedener Sedimenttypen einschließlich ihres Fossilinhaltes, die zusam­ men für ein bestimmtes tektonisches Milieu repräsentativ sind. Fennosarmatia: der präkambrische Schild Ost- und Nordeuropasj besonders in den paläozoischen Sedimenten erkennbar, ver­ gleichbar der Osteuropäischen Plattform. Fennoskandia, Fennoskandischer Schild (Hoch): siehe Bal­ Färöer-Rift:

tischer Schild.

meist durch Erosion entstandene Öffnung, in der das Unterlager einer Decke sichtbar wird. Finnmarken, -Ereignis: unter- bis mittel-ordovizisches orogenes Ereignis in den skandinavischen Kaledoniden. Fjord: schmales, steilwandiges, durch den Anstieg des Meeresspiegels ertrunkenes, vom Gletscher ausgeformtes Tal (siehe Abbildung 9.3). Flysch: marine klastische Sedimente, typischerweise von Turbiditen dominiert, gebildet aus der Abtragung eines aktiven Orogens. Foraminiferen: Klasse einzelliger Mikroorganismen mit Kalkschalen, häufig in ozeanischen Sedimenten vom Kambrium bis heutej sehr nützlich zur Altersbestimmung von Sedimenten wegen ihrer Häufigkeit und schnellen Evolution. Forearc-Becken: Sedimentbecken auf der Oberplatte einer Subduk­ tionszone zwischen Tiefseerinne und vulkanischem Bogen. Fränkische Plattform: jurassischer Karbonatschelf von Südfrankreich bis zum Rand des Böhmischen Massivsj wurde Teil des deformierten Vorlandes der Westalpen (siehe Grafik 7.3B). Französisches Zentralmassiv: paläozoisches Massiv in Südfrankreich, Teil der Mauges-Zone der Variszidenj im Mesozoikum und Känozoikum herausstehendes Gebiet (siehe Grafiken 6.1, 7.3, 7.4, 7.5, 7.6). Frontketten-Zone (des Großen Kaukasus): Abfolge von Überschiebungseinheiten, gerichtet gegen das skythische Vorland, mit silurischem bis unter-karbonischem Inselbogen­ und Ozeanmaterial, überlagert von jüngerer karbonischer Molasse (siehe Grafik 8.19). Fenster:

G

tektoni­ sche Einheit mit einer großen Ophiolithklippe innerhalb der Zentraliberischen Zone der iberischen Varisziden (siehe Grafik 6.8).

Galida, Galizische (oder Tras-os-Montes-) Zone:

161

Glossar

Gebänderter Hornstein: feingeschichtetes Kieselsediment orga­

Guadalquivir-Becken: iberischer passiver Kontinentalrand,über­

nischen Ursprungs,typisch für den tiefen Ozean (Radiolarit).

lagert von mesozoischen bis jungtertiären Plattformsedimenten

Gehobener Strand: über dem jetzigen Strandniveau liegender frü­

auf der Nordseite der Betischen Kordillere, mit einem jungterti­

herer Strand (siehe Grafik 9.3,Abbildung 1.2).

ären Vortiefenbecken auf seiner Südostseite (siehe Grafik 8.3).

Germanisches Becken: Sedimentationsraum in Mitteleuropa nach

der Variszischen Orogenese. GföhI-Einheit:

H

Untereinheit der Moldanubischen Zone im

Böhmischen Massiv mit hochmetamorphen ober-proterozoischen Ophiolithen, die als Ozeanboden des moldanubischen Beckens interpretiert werden. Gibraltar-Bogen: der 140-Grad-Bogen des Alpidischen Orogens

vom Westende der Betischen Kordillere über Gibraltar nach Marokko in Nordwestafrika (siehe Grafik 8.2). Glaziales Rückfedern: Landhebung, verursacht durch das

Halbgraben: ein verkippter,auf einer Seite durch eine Abschiebung

begrenzter Block (siehe Grafik 1.7B). Hauptketten-Zone

(des

Großen Kaukasus):

variszischer

Grundgebirgskomplex, nach Süden überschoben auf die Südhang-Zone (siehe Grafik 8.19). Hebriden-West-Shetland-Hoch: Landgebiet während des Devons

und Karbons nordwestlich von Schottland (siehe Grafik 5.3). Helgoland-Pommern-Faltengürtel:

auch

als

Östliche

Abschmelzen einer Inlandeiskappe, durch deren Gewicht die

Kaledoniden bekannti eine schmale Zone tektonischer Aktivität

Kruste eingedellt wurde.

(ca. SO Kilometer breit) zwischen Ost-Avalonia und der

Golowanez-Sutur: breite unter-proterozoische Scherzone, die

die Podolsk-Provinz von der Kirowgrad-Provinz im Ukrainischen Schild trennt (siehe Grafik 2.3). Gondwana: paläozoischer Großkontinent, zu dem die heutigen

Kontinente Südamerika,Afrika,India,Antarctica und Australien gehören. Gotidische Orogenese: unter-proterozoische Orogenese (vor

ca. 1,75-1,5 Ga),die sich im südwest-skandinavischen Gebiet ausgewirkt hat. Graben: an Abschiebungen abgesunkener Block (siehe z. B.

Grafik 8.7). Grampian Highlands: tektonische Zone der schottischen

Osteuropäischen Platiform (siehe Grafik 4.7). Helleniden: Zweig des Alpidischen Orogens in Griechenland,

Albanien und Mazedonieni Südostfortsetzung der Dinariden (siehe Grafiken 8.13,8.17,8.18). Helleniden-Bogen: aktive Subduktionszone am Außen-(Süd-)

rand des Helleniden-Abschnittes im Alpidischen Orogeni um die Südseite von Kreta gebogen (siehe Grafik 8.18). Helvetikum-Dauphine-Zone:

tektonische Untereinheit des

Alpidischen Orogens in den Alpen, bestehend aus komplexen, von überschiebungen unterlagerten Faltendecken aus Material des europäischen Vorlandes, auf das dieses überschoben ist (siehe Grafik 8.11).

Kaledoniden, dominiert von ober-proterozoischen bis alt-paläo­

Herzynische Orogenese: siehe Variszische Orogenese.

zoischen Metasedimenten (siehe Grafik 4.1).

Highland Boundary Fault: bedeutende Störung mit linkssinni­

Grampian-Orogenese: zur Kaledonischen Orogenese gehörendes

ger Scherbewegung, die die Grenze zwischen der Grampian­

unter-ordovizisches tektonometamorphes Ereignis, verant­

Highlands- und der Midland-Valley-Zone in den schottischen

wortlich für die Deformation in den Grampian Highlands von

Kaledoniden bildet (siehe Grafik 4.1,Abbildung 4.1).

Schottland. Granit-Grünstein-Terran:

Hochmetamorphes Gneisgebiet: präkambrisches Gebiet, das

Typ

eines früh-präkambrischen

Terrains, charakterisiert durch die Vorherrschaft von Graniten mit zwischengeschalteten Grünsteingürteln. Grauwacke: unsortierter Sandstein,enthält neben verschiedenen

Mineralien auch Gesteinsbruchstücke, typischerweise durch Turbiditströme abgelagert. Great GIen Fault: wichtige Störung mit einer links sinnigen

Scherbewegungi bildet die Grenze zwischen der Northern­

durch stark deformierte und hochmetamorphe,vergneiste mag­ matische und sedimentäre Gesteine charakterisiert ist. Horngraben: triassisches störungsgebundenes Dehnungsbecken in

der südöstlichen Nordsee, unmittelbar westlich von Dänemark (siehe Grafik 7.2). Hotspot: Bereich der Erdkruste mit besonders hohem Wärmefluss

und starkem Vulkanismus,entweder innerhalb einer Platte oder auf einem Ozeanrücken (siehe Grafiken 1.7,9.1).

Highlands- und der Grampian-Highlands-Zone in den schotti­ schen Kaledoniden (siehe Grafik 4.1). GrenvilIe-Orogenese: mittel-proterozoische Orogenese am

Südostrand von Nordamerika (siehe Grafik 2.5A). Großer Kaukasus: Abschnitt des Alpidischen Orogens zwischen

Schwarzem und Kaspischem Meer am Südrand von Eurasien (siehe Grafik 8.19). Große-St.-Bernhard-Decke:

komplexe

Faltendecke

der

Penninischen Zone in den Französisch-Schweizer Alpen mit einem paläozoischen variszischen Grundgebirge im Kern und einem mesozoischen Deckgebirge (siehe Grafik 8.11). Großkontinent (Superkontinent) : große Kontinentalmasse,

bestehend aus mehreren vorher oder hinterher eigenständigen Kontinenten. Grundmoräne: vom Gletscher an seiner Unterseite abgelagerter

Gesteinsschutt. Grünsteingürtel: linearer bis unregelmäßig geformter Aufschluss

oder Vergesellschaftung vulkanischer und sedimentärer Gesteine innerhalb eines Granitgebietes von früh- bis mittel-präkambri­ schen Alters.

Iapetus-Ozean: alt-paläozoischer Ozean, der Laurentia, Baltica

und Avalonia vor ihrer Kollision in der Kaledonischen Orogenese trennte (siehe Grafiken 3.1, 3.2). Iapetus-Sutur: die Kollisionsgrenze zwischen den Platten von

Laurentia und Avalonia innerhalb der Kaledoniden (siehe Grafik 4.1). Iberische (Keltiberische) Ketten: Gürtel alpidischer Deformation

entlang des Ostrandes des Iberischen Massivs (siehe Grafiken 8.2, 8.7). Iberisches Massiv: paläozoisches Massiv,das den Nordwestteil der

Iberischen Halbinsel umfasst (siehe Grafik 6.1). Ignimbrit: vulkanische Ablagerung, entstanden bei einer explosi­

ven Vulkaneruption aus der Verfestigung eines schnell fließenden heißen Aschen/Lapilli/Block- und Gasstromes. iIe-de-Groix-Blauschiefer: hochdruckmetamorphe Schiefer,

aufgeschlossen vor der Südwestküste der Bretagne in der Südarmorikanischen Zone des Armorikanischen Massivs (siehe Abbildung 6.6).

162

bedeutende Störung in den trennt Eurasische Platte und das Apulia-Terran (siehe Grafik 8.l 1). Intermediäre (Betische) Zone: tektonische Untereinheit der Betischen Kordillere mit einer sedimentären Folge, die in einem mesozoischen Dehnungsbecken am Rand Iberias abgelagert wurde (siehe Grafik 8.3B). Ionisches Meer: Ozeanbecken östlich von Sizilien, Teil der Neotethys-Platte, die unter den Kalabrischen und den Helleniden­ Bogen subduziert wird (siehe Grafiken 8.8, 8.l3). Ionische Zone: südwestliches Vorland der Helleniden, Teil des Adria-Terrans (siehe Grafik 8.l7). Island-Hotspot: Gebiet mit besonders hohem Wärmefluss und starkem Vulkanismus mit dem Zentrum in Island seit dem Alttertiär (siehe Grafiken 7,6, 7.8, 9.1). Ivrea-Zone: tektonische Zone im italienischen Abschnitt der Alpen, bestehend aus dem kristallinen Unterbau der Apulischen Mikroplatte (siehe Grafik 8.11). Insubrische Linie (Störung):

Alpen,

J

Gebirgszug nordwestlich der alpinen Überschiebungsfront von Ostfrankreich über die Schweiz bis nach Süddeutschland reichend; besteht aus deformierten juras­ sischen Schichten des Eurasischen Vorlandes (siehe Grafik 8.11).

Jura( -Gebirge):

K Kalabrischer Bogen: halbrunder Vulkanbogen zwischen Kalabrien

in Südostitalien bis Sizilien, unter den die ozeanische Kruste des Ionischen Meeres subduziert wird. Dazu gehören mehrere aktive Vulkane, der Ätna eingeschlossen (siehe Grafik 8.8). Kaledonische Deformationsfront: NW-SE streichende Grenze, die die östlichen Kaledoniden in Polen von der Osteuropäischen Plattform trennt (siehe Grafik 4.7). Kaledonische Orogenese, Kaledoniden: eine Reihe von oro­ genen Ereignissen, die den größten Teil der Britischen Inseln, Ostgrönlands und Westnorwegens sowie andere Teile des europäischen Festlandes im Alt-Paläozoikum betroffen haben; kulminierten in der Kollision der Kontinente Laurentia, Baltica und Avalonia; der durch diese Orogenese erfasste Gebirgsgürtel (siehe Grafik 1.4). Kames: Buckel oder kleiner Hügel aus Sand oder Kies, entstanden in einer Senke auf einem Gletscher oder einer Inlandeismasse nach dem Abschmelzen des Eises. Kanada-Becken: großes in der Kreidezeit entstandenes Ozeanbecken im Zentrum des heutigen Nordpolarmeeres (siehe Grafiken 7.1C, D, 7.6). Kantabrisches Becken: Schelfgebiet südwestlich der Ligerischen Kordillere auf der Nordostseite des Iberischen Massivs während des Devons und Karbons (siehe Grafik 5.3A-C). Kantabrische Zone: innerste tektonische Untereinheit der iberischen Varisziden; Teil des Gondwana-Vorlandes (siehe Grafiken 6.1, 6.8). Kar: durch Eiserosion entstandene steilwandige Mulde am Talanfang eines Gebirges, Ausgangspunkt für Talgletseher. Kara: kontinentale Mikroplatte, jetzt Teil von Nordrussland in der Barentssee-Region, bildete das Timan-Orogen im Ober­ Proterozoikum durch Kollision mit Baltica (siehe Grafiken LI, 3.1). Karelische Provinz: Südwestteil des archaischen Gebiets von Baltica; besteht hauptsächlich aus einem 2,9-2,6 Ga alten Granit­ Gr ü nstein -Grundgebirge mit einem unter-proterozoischen Deckgebirge (siehe Grafik 2.2).

Glossar

Teil des Alpidischen Orogens, bestehend aus einem west­ lichen, zentralen und südlichen Abschnitt in einem Bogen von 210 Grad von den Ostalpen bis zum Balkan (siehe Grafik 8.l3). Kasachstania, Kasachisches Massiv: Kontinentalplatte im Bereich des heutigen Kasachstan; entstanden durch das Zusammenschweißen mehrerer kleiner Terrane im Devon, die später im Karbon mit Laurasia kollidierten (siehe Grafik 5.1). Kaspische Senke, Randsenke, Becken: langlebiges Sediment­ becken am Südostrand der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik 2.1). Katalanische Ketten: schmale NE-SW streichende Zone von Falten und Aufschiebungen an der Mittelmeerküste von Katalonien (Nordostspanien); entstanden in der spät-alttertiären Phase der Alpidischen Orogenese (siehe Grafik 8.5). Kaukasus: Gebirgskette zwischen Schwarzem und Kaspischem Meer, getrennt in Großen und Kleinen Kaukasus; östlichster Abschnitt des Alpidischen Orogens (siehe Grafik 8.l9). Kimmeridge-Tonstein: oberjurassisches Erdölmuttergestein, im Nordseebecken und anderswo in Europa verbreitet. Kimmerisches Terran: von Gondwana stammendes kontinentales Terran, das im Jura mit dem eurasischen Rand unter Bildung der Pontiden kollidierte (siehe Grafik 7.3A). Kirowgrad-Provinz: unter-proterozoisches hochmetamorphes Gneisgebiet in der Westhälfte des Ukrainischen Schildes (siehe Grafik 2.3). Kleiner Kaukasus: südlicher Teil des Alpidischen Orogens zwischen Schwarzem und Kaspischem Meer, nordöstliche Fortsetzung der Pontiden (siehe Grafik 8.19). Klippe: durch Erosion isolierter Teil einer tektonischen Decke (siehe z. B. Grafik 8.llB). Knockan Crag: Besucherzentrum zur Erläuterung der regionalen Geologie der dahinterliegenden Kliffs mit der für das Verständnis der schottischen Kaledoniden wichtigen Moine Thrust. Knoydartian orogenes Ereignis, Knoydartium: ober-proterozo­ isches (vor ca. 800 Ma) tektonothermales Ereignis in der Moine­ Supergruppe der Northern-Highlands-Zone in den schottischen Karpaten:

Kaledoniden.

ovale thermisch bedingte Hebung in Zusammenhang mit einem devonischen Dehnungsrift auf der Kola-Halbinsel (siehe Grafik 5.2A). Kola-Provinz: Nordostteil des archaischen Gebiets im Baltischen Schild, bestehend hauptsächlich aus ca. 3) -2,6 Ga alten Graniten und hochmetamorphen Gneisen (siehe Grafik 2.2). Kontinentalhang: die Zone zwischen Schelf und Tiefsee. Kontinentalplattform: stabiler Teil eines Kontinents, weit entfernt von jeglicher orogener Aktivität. Kraton, Kratonisierung: stabiler Teil des Kontinentinneren, nicht betroffen von derzeitiger orogener Aktivität; Prozess der Bildung eines Kratons. Kreide(-Gruppe): sedimentäres Karbonatgestein, entstanden durch die Akkumulation von Kalzitskeletten mikroskopisch kleiner mariner Organismen; die Kreide-Gruppe ist eine ober­ kretazische stratigrafische Einheit. Kruste: oberste Zone der Erde; die ozeanische Kruste besteht aus Basalt, die kontinentale Kruste aus einer Vielfalt magmatischer, metamorpher und sedimentärer Gesteine mit der durchschnitt­ lichen Zusammensetzung ähnlich einer Mischung von Granit und Basalt; die kontinentale Kruste hat eine geringere Dichte, ist dicker als die ozeanische Kruste und steigt zu einem höheren Niveau auf (siehe Grafiken 1.6, 1.7). Kuiavia-Block: verdeckter Grundgebirgsblock in Südostpolen, interpretiert als Teil der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik 4.7).

Kola-Dom:

Glossar

163

der heutigen kanadischen Arktis liegenden Terranen und dem

Kura-Becken: großes intramontanes Molasse-Becken auf der

Südostseite des Transkaukasischen Massivs (siehe Grafik 8.1 9).

Nordrand des Barents-Schelfs (siehe Grafik 5.2). London-Brabanter Massiv, Hoch: Ostengland und das Brabanter

Massiv einschließendes Hochgebiet im Jung-Paläozoikum (siehe

L

Grafiken 5.3, 5.4).

Lake District: tektonische Zone in den englischen Kaledoniden,

bestehend aus alt-paläozoischen Vulkaniten und transversalge­

Longford-Down-Massiv: Fortsetzung der Southern-Uplands-Zone

der schottischen Kaledoniden in Irland (siehe Grafik 4.1).

schieferten Sedimenten; interpretiert als vulkanischer Bogen am

Longmynd-Supergruppe: Abfolge ca. 566 Ma alter vulkaniklasti­

Nordrand von Avalonia (siehe Grafik 4.1). Lanvaux-Gneis:

scher Sedimente; Teil der Welsh Borderlands,des Grundgebirges

Gneiseinheit unterhalb der Mauges-Zone

von Avalonia der Kaledoniden (siehe Grafik 3.6).

im Armorikanischen Massiv, interpretiert als Teil der Nord­

Lopische Orogenese: spät-archaische Orogenese im archaischen

Zentralarmorikanischen Zone (siehe Grafik 6.6).

Gebiet des Baltischen Schildes.

Lappland-Granulitgürtel: Gürtel mit unter-proterozoischen

Gneisen in Granulitfazies zwischen der Kola- und der Belomoran­

Loranca-Becken: störungsbegrenztes jungtertiäres Sediment­

becken innerhalb der Iberischen Ketten (siehe Grafik 8.7).

Provinz im Baltischen Schild (siehe Grafik 2.2). Lappland-Supergruppe: 2,6-2,5 Ga alte Deckgebirgsfolge über

Lysa-Gora-Terran, Massiv: isolierte, gefaltete alt-paläozoische

dem archaischen Grundgebirge der Karelischen Provinz im

Schichten im Heilig-Kreuz-Gebirge in Zentralpolen, inter­

Baltischen Schild.

pretiert als Teil des moravosilesischen Grundgebirges (siehe Grafiken 4.7,6.2).

Laurasia: Großkontinent im späten Jung-Paläozoikum; bestehend

aus dem größeren Teil der Kontinente Nordamerika,Europa und Asien; bildet durch Kollision mit Gondwana den Großkontinent

M

Pangäa (siehe Grafik 5.l C).

Magnitogorsk-Zone: tektonische Untereinheit des Ural-Orogens,

Laurentia: Kontinent im unteren Paläozoikum vor der Kaledonischen

Orogenese, bestehend aus dem größten Teil von Nordamerika, dazu Grönland und Nordwestschottland (siehe Grafik 3.l). Laurussia: Großkontinent, bestehend aus Laurentia zusammen

interpretiert als Vulkanbogenkomplex (siehe Grafik 6.10). Malaguiden-Komplex: obere überschiebungseinheit des Alboran­

Bereichs der Betischen Kordillere; enthält niedrigmetamorphe paläozoische Gesteine des variszischen Grundgebirges,überla­

mit dem größeren Teil von Europa, entstanden durch die

gert von einern geringmächtigen mesozoischen bis frühen alt­

Kaledonische Orogenese.

tertiären Deckgebirge.

Laxfordian-Orogenese: unter-proterozoische Orogenese (vor

Malin-Rhinns-Komplex: vorwiegend unter Wasser liegender

ca. 1,9-1,7 Ga),den Lewisischen Komplex in Nordwestschottland

Gürtel unter-proterozoischer Gneise südwestlich der lewisischen

betreffend.

Aufschlüsse zwischen dem nördlichsten Irland und Islay in den

Leinetal-Graben: tertiäres NNE-SSW streichendes Grabensystem

in Nordhessen/Südniedersachsen; Teil des Rheinisch-Hessischen Grabensystems (siehe Grafiken 7.6, 9.2).

Inneren Hebriden von Westschottland (siehe Grafik 4.1). Malopolska-Massiv: isolierte,gefaltete alt-paläozoische Schichten

im Heiligkreuzgebirge in Zentralpolen, interpretiert als Teil des

Leinster-Massiv: alt-paläozoisches Fenster in Südostirland, ein­

moravosilesischen Grundgebirges (siehe Grafiken 4.7,6.2).

schließlich des Leinster-Granits, repräsentiert die südwestliche

Malvern-Gneis: ca. 700-640 Ma alter Gneis, Teil des Avalonia­

Fortsetzung der Lake-Distrikt-Zone der englischen Kaledoniden

Grundgebirges im westlichen Abschnitt der Midlands-Plattform

(siehe Grafik 4.1).

(siehe Grafik 3.6).

Leonesisches Gebiet, Zone/Leon-Gebiet, Zone: tektonische Zone

im Armorikanischen Massiv; bestehend hauptsächlich aus von der Variszischen Orogenese betroffenen alt-paläozoischen Gesteinen, Äquivalent der Saxothuringischen Zone (siehe Grafik 6.6).

Mantel-Diapir: hypothetische Säule von aufsteigendem heißen

Mantelmaterial zur Erklärung für Hotspots. Manx-Cumbria-Hoch: im Devon in Nordengland herausstehendes

Massiv (siehe Grafik 5.3A).

Lewisischer Komplex, Block: archaisches bis unter-proterozo­

Marienbader (Marianske-Lizne-) Komplex: durch überschie­

isches, hauptsächlich aus Gneisen bestehendes Grundgebirge

bungen begrenzte Ophiolith-Einheit im Südteil der Saxo­

(Teil von Laurentia) im nordwestlichen Vorland der schottischen

thuringischen Zone des Böhmischen Massivs im Nordwesten der

Kaledoniden.

Tschechischen Republik.

Ligerische Kordillere: während des Devons und frühen Karbons

bogenförmiges, herausstehendes Massiv

zwischen

dem

Mauges-Zone: tektonische Untereinheit der Varisziden im

Armorikanischen Massiv, bestehend aus einern Deckenstapel

Zentralarmorikanischen und dem Kantabrischen Becken (siehe

aus kontinentalen wie ozeanischen Spänen, interpretiert als

Grafik 5.3A,B).

Akkretionskomplex (siehe Grafik 6.6).

Limagne-Graben: jungtertiäre, N-S streichende Grabenstruktur

am Ostrand des Französischen Zentralmassivs (siehe Grafik 9.2). Lizard-Ophiolithkomplex: Vergesellschaftung basischer und ult­

Meliata-Ozean: während der Unterkreide zwischen den Terranen

von Adria und Alcapia abgeleitetes Ozeanbecken, geschlossen durch das Eoalpine Ereignis (siehe Grafik 8.10).

rabasischer Gesteine in Cornwall,Südwestengland,interpretiert

Menai-Straits-Störungssystem: bedeutendes spät-kaledonisches

als Rest des Rhenoherzynischen Ozeans, der auf den passiven

Störungssystem, das die Insel Anglesey vorn Hauptland von

Plattenrand Europas geschoben wurde; Teil der Leonesischen Zone des Armorikanischen Massivs. Loch-Maree-Gruppe: unter-proterozoische Vergesellschaftung

metamorpher vulkanischer und sedimentärer Gesteine, inter­

Nordwales trennt (siehe Grafik 3.6). Mesen-Hoch: im Devon herausstehendes, kleines Massiv im

Norden der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik 5.2B). Midlands-Plattform/Kraton: südliches Vorland der Britisch­

pretiert als ein Akkretionskeil in Zusammenhang mit der

Irischen Kaledoniden; bestehend aus dem jung-präkambri­

Laxfordian-Orogenese.

schen Grundgebirge von Avalonia, überwiegend von jüngeren

Lomonossow-Gürtel, Orogen: hypothetisches Orogen als Folge

einer devonischen Kollision zwischen einern oder mehreren,in

Ablagerungen verdeckt (siehe Grafik 3.6A).

Glossar

164

Midland-Valley-Zone, -Graben: tektonische Zone der schotti­

Moray-Firth-Becken: nichtmarines devonisches Sedimentbecken

schen Kaledoniden mit alt-paläozoischen (ordovizischen und silurischen) Ophiolithen und schwach gefalteten Sedimenten,

im Moray Firth in Nordostschottland (siehe Grafik S.3B). Mordes-Decke:

angesehen als vulkanischer Inselbogen (siehe Grafik 4. I) i

Teil

der

Helvetikum-Dauphine-Zone

der

Französisch-Schweizer Alpeni eine komplexe Faltendecke,

auch ein devonisches bis karbonisches Sedimentbecken (siehe

auf einer duktilen Überschiebung nach Nordwesten auf das

Grafik 5.3).

Eurasische Vorland überschoben, bestehend aus mesozoischen

Minch-Rift,

Becken:

Plattformsedimenten über einem kristallinen variszischen

störungsbegrenztes Sedimentbecken

zwischen den Äußeren und den Inneren Hebriden von

Grundgebirge (siehe Grafik 8.11B).

Nordwestschottlandi nichtmarin im Perm und in der Trias, marin

Moskau-Mesen-Becken: großes Sedimentbecken im zentralen Teil

im Jura, landfest in der Kreide, jetzt Teil des Nordatlantiks (siehe

der Osteuropäischen Plattform vom jüngsten Proterozoikum bis

Grafiken S.4B, 7.3B, 7.SB).

zum frühen Kambrium (siehe Grafik 2.6C).

Mitteldeutsche Kristallinzone: Untereinheit der mitteleu­

ropäischen

Varisziden

zwischen

Rhenoherzynischer

MuHet-Gneis: unter-proterozoische (vor ca. 1,8 Ga) vergneiste

magmatische Intrusion in North Mayo, Irland, wird mit dem

und

Saxothuringischer Zone, enthält die Sutur des Rheischen Ozeans (siehe Grafik 6.2).

Malin-Rhinns-Komplex korreliert. Münchberg-Decken: Folge von Überschiebungsblättern mit

Mittelungarische Störungszone:

karbonischem Flysch, die Saxothuringische Zone im Böhmischen

bedeutende Störung und

Suturzone, die dasAlcapia- und das Tisia-Terran in Zentralungarn trennt (siehe Grafik 8.14).

Massiv überlagernd (siehe Grafik 6.S A, D). Mylonit: feinkörniges, meist gebändertes Gesteini durch die

Bewegung auf Störungen in größerer Tiefe unter erhöhter

Mittleres Allochthon: tektonische Zone der skandinavischen

Kaledoniden, bestehend aus einer deformierten klastischen Sedimentfolge, die als Ablagerung des passiven Plattenrandes

Temperatur und erhöhtem Druck entstanden. Mylonit-Zone: bedeutende Scherzone in der Svekonorwegischen

von Baltica interpretiert wird (siehe Grafik 4.4).

Provinz des Baltischen Schildes (siehe Grafik 2.2).

Moesische Plattform: Teil der Eurasischen Platte zwischen den

südlichen Karpaten und den Helleniden, aber vom Hauptteil

N

Eurasias durch ein triassisches Rift getrennti es besteht aus einem

Neotethys: ozeanische Region im Mittelmeerraum, entstanden im

variszischen Grundgebirge und einem geringmächtigen mesozo­

Mesozoikum durch die Abtrennung verschiedener Terrane von

ischen Deckgebirge (siehe Grafik 8.13).

der afrikanischen Platte (siehe Grafik 8.9).

Mohnes-Rücken: Abschnitt des Mittelatlantischen Rückens zwi­

Nevado-Filabriden-Komplex: unterste Überschiebungseinheit

schen Norwegen und Grönland, entstanden im späten Alttertiär

des Alboran-Bereichs der Betischen Kordillerei bestehend

(siehe Grafiken 7.6, 7.8).

aus

Moine-Supergruppe: überwiegend marine ober-proterozoische

klastische Metasedimente in der Northern-Highlands-Zone der schottischen Kaledoniden.

einer paläozoischen bis

kretazischen

Hochdruck- /

Niedertemperaturfolge. Niederrhein-Graben: tertiäres NW-SE streichendes Graben­

system der Niederrheinischen Bucht, Teil des Rheinisch­

Moine Thrust ( -Zone ) : bedeutende Überschiebung (Zone

von überschiebungen) in Nordwestschottlandi definiert die Westgrenze des Kaledonischen Orogens (siehe Grafiken 4.1, 4.2, 4.3).

Hessischen Grabensystems (siehe Grafiken 7.6, 9.2). Niederschlesisches Becken:

devonisches bis unter-karbo­

nisches marines Sedimentbecken in Südpolen, östlich des

Moldanubischen Hochs (siehe Grafik S.3A, B). rote)

Nordarmorikanische Scherzone: bedeutende, den Nord- und

Ablagerungen von der Abtragung eines aufsteigenden Gebirges.

Zentralarmorikanischen Bereich des Armorikanischen Massivs

Molasse:

überwiegend kontinentale

klastische

(oft

Moldanubisches Hoch: im Devon und Unter-Karbon großes

herausstehendes Massiv im Südwesten des Böhmischen Massivs

trennende Scherzone (siehe Grafik 6.6). Nordatlantische Magmenprovinz: großes Gebiet magmatischer

zwischen dem Saxothuringikum und dem Oberschlesischen Becken

Aktivität mit über 1000 Kilometer Durchmesseri ein Großteil

(siehe Grafik S.3A, B).

der magmatischen Produkte ist submarin, aber an den Küsten

Moldanubische Zone, Moldanubikum: tektonische Untereinheit

der Inneren Hebriden von Schottland, der Ostküste Grönlands

im südlichen Bereich des Böhmischen Massivs, bestehend haupt­

und auf Island aufgeschlosseni der Höhepunkt der Aktivität

sächlich aus hochmetamorphen paläozoischen Gesteinen (siehe

war im mittleren Alttertiär, heute nur noch auf Island (siehe

Grafiken 6.1, 6.2).

Grafik 7.8).

Mona-Supergruppe: mächtige Folge turbiditischer klastischer

Nördliche Phyllitzone: schmale tektonische Zone im Norden

Sedimente, dazu gehören die unter-kambrische South-Stack­

der mitteleuropäischen Varisziden, aufgebaut aus niedrigme­

Gruppe, Pillowbasalte und ein Olisthostromi repräsentiert Teil

tamorphen Sedimenten und Vulkaniten aus dem Bereich des

eines Akkretionskomplexes der Kaledoniden in Nordwestwales (siehe Grafik 3.6).

Rhenoherzynischen Ozeans (siehe Grafik 6.2). Nord-Perm-Becken: im Perm großes, nichtmarines Becken in der

Monte-Rosa-Decke: Teil der Penninischen Zone der Französisch­

zentralen Nordsee (siehe Grafik SAB).

Schweizer Alpen: eine komplexe Faltendecke mit einem Kern

Nordpyrenäische Störungszone: zentrale Zone steiler Störungen

von kristallinern Grundgebirge und einem Deckgebirge aus

in der Axial-Zone des Pyrenäen-Orogens, von der angenommen

Ophiolithen und Ozeanbodensedimenten (siehe Grafik 8.11 ).

wird, dass sie die Suturzone zwischen Iberischer und Eurasischer

Moräne: Ablagerung von glazialem Schutt, bestehend aus unsor­

tiertem klastischem Material mit sehr weitem Korn- und Gesteinsspektrum.

Platte darstellt (siehe Grafiken 8.5, 8.6). Nordpyrenäische Überschiebungszone: tektonische Untereinheit

des Pyrenäen-Orogens aus intensiv gefalteter und verschupp­ tektonische

ter jurassischer bis unter-kretazischer Deckgebirgsfolge,

Untereinheit des Böhmischen Massivs, bestehend aus cadomi­

nach Norden auf die Eurasische Platte überschoben (siehe

sehern bis alt-paläozoischem Grundgebirge und jung-paläozoi­

Grafiken 8.5, 8.6A).

Moravosilesische

Zone,

Moravosilesikum:

schem Deckgebirge (siehe Grafik 6.2).

Glossar

Nordseebecken:

großes

devonisches

bis

karbonisches

165

Orcadisches, Orcadian-Becken: devonisches, nichtmarines Becken im Norden der Nordsee (siehe Grafik S.3A).

Sedimentbecken im Gebiet der südlichen Nordsee (siehe Grafik 5.3).

Orechowo-Pawlowgrad-Suturzone: bedeutende unter-prote­ rozoische Scherzone,die die Asow- und die Dnjepr-Provinz im

Nordsee-Rift(-Zone): triassisches,nichtmarines Dehnungsbecken, aus dem im Jura der Zentralgraben wurde (siehe Grafik 7.2). Nordwest-Vorland: Rand von Laurentia in den schottischen

Ukrainischen Schild trennt (siehe Grafik 2.3). Os (Plual: Oser): langer,gewundener Moränenrücken,entstanden

Kaledoniden (siehe Grafik 4.1).

in einem Flusssystem unter dem Gletscher (siehe Grafik 9.5).

Nord-Zentralarmorikanische Zone: tektonische Untereinheit der

Oslo-Graben: permisches, störungsbegrenztes nichtmarines

Varisziden im Armorikanischen Massiv (siehe Grafik 6.6). Normannisches

langgestreckter,

Hoch:

Dehnungsbecken mit ausgeprägter magmatischer Aktivität

herausragender

Rücken in Nordfrankreich zwischen dem Cornwall- und dem

(siehe Grafik S.4B). Ossa-Morena-Zone: Untereinheit der iberischen Varisziden, beste­

Zentralarmorikanischen Becken während der Frühphase der

hend aus einem eigenständigen, von Gondwana stammenden

Variszischen Orogenese im Devon bis tiefen Karbon (siehe

Terran,das als stark deformierter Vulkanbogen interpretiert wird

Grafik S.3A,B).

(siehe Grafiken 6.1,6.8).

Northern Highlands (-Zone): tektonische Untereinheit der schot­

Ostalpine Decken: tektonische Zone des Alpidischen Orogens in

tischen Kaledoniden aus hauptsächlich ober-proterozoischen

den Alpen mit Decken aus kristallinern Grundgebirge und sedi­ mentärem Deckgebirge des Apulia-Terransi bilden den Hauptteil

Metasedimenten (siehe Grafik 4.1). Northumberland-Becken:

devonisches Sedimentbecken in

des Anstehenden in den Ostalpen,dazu einige der herausstehen­ den Klippen in den Westalpen (siehe Grafik 8.11).

Nordengland mit Verbindung zum Nordseebecken (siehe

Ost-Avalonia: der europäische Abschnitt des Avalonia-Terrans

Grafik S.3A).

(siehe Grafik 3.5).

Nort-sur-Erdre-Störung: bedeutende Störungs-/Scherzone in Nordfrankreich,kennzeichnet den Nordrand des Anstehenden

Ost-Barentssee-Becken:

der Mauges-Zone im Armorikanischen Massiv (siehe Grafik 6.6). Nummuliten: Gruppe der Foraminiferen mit großen Kalkschalen (bis mehrere Zentimeter Durchmesser), eine kennzeichnende

Sedimentbecken im Zentrum des

Barents-Schelfs, hervorgegangen aus einem devonischen Dehnungsrift (siehe Grafik S.2a, B). Osteuropäische Plattform (Kraton, Platte): der präkamb­ rische Kern von Europa, im europäischen Russland und in

Erscheinung in alttertiären Kalksteinen. Nuna: hypothetischer mittel-proterozoischer Großkontinent,

Skandinavien gelegen und von jüngeren Orogenen umgeben (siehe Grafik 1.4).

bestehend aus Laurentia, Baltica,Sibiria und möglicherweise

Ostgrönland-Rift: störungsgebundenes nichtmarines Becken

weiteren Terranen (siehe Grafik 2.4).

im Perm zwischen Ostgrönland und dem Färöer-Hoch (siehe Grafik S.4B).

o Oberes Allochthon: tektonische Zone der skandinavischen

Östliche Kaledoniden: verborgener Zweig der Kaledoniden entlang

Kaledoniden, bestehend aus einer ober-proterozoischen bis alt­

des NW-SE streichenden Westrandes der Osteuropäischen

paläozoischen Vergesellschaftung von klastischen Sedimenten

Plattform, bei deren Kollision mit Avalonia entstanden (siehe Grafiken 3.4,4.7).

und Vulkaniten,einschließlich eines Ophioliths, interpretiert als

Östlicher Überschiebungsgürtel: Untereinheit der Adriatischen

vulkanischer Inselbogen (siehe Grafik 4.4). Oberrhein-Graben: NNE-SSW streichende Riftzone,im Alttertiär

Platte in den Dinariden, Überschiebungsgürtel mit jurassischen

entstanden und heute noch aktiv,Teil des Rheinisch-Hessischen

bis alttertiären Ophiolith- und Akkretionskeilgesteinen, die aus

Grabensystems (siehe Grafiken 7.6,9.2,Abbildung 7.5).

der Subduktion des Vardar-Ozeans abgeleitet werden (siehe Grafik 8.16).

Oberschlesisches Becken: marines Sedimentbecken auf der Ostseite des Moldanubischen Hochs im Devon und Unter-Karbon,

Ostschlesisches Hoch: im Devon herausstehendes Massiv

wurde im Ober-Karbon zu einem intramontanen Kohlebecken

in Ostpolen, südwestlich des Ukrainischen Schildes (siehe Grafik S.2A).

(siehe Grafik S.3A-C). Oberstes Allochthon: Zone der skandinavischen Kaledoniden,

Ostural-Zone: tektonische Untereinheit des Ural-Orogens, beste­

bestehend aus präkambrischem Gneisgrundgebirge und alt-paläo­

hend aus einem störungsgebundenen,eigenständigen kontinen­

zoischem Deckgebirge von Laurentia, dem Ostgrönlandsektor

talen Terran (siehe Grafik 6.10).

der Kaledoniden zugeschrieben (siehe Grafik 4.4). Oder-Störung: verborgene NW-SE streichende Störung in Westpolen, die die projektierten Vorkommen der Nördlichen

Phyllitzone und der Mitteldeutschen Kristallinzone im Böhmischen Massiv trennt (siehe Grafik 6.2).

p Pachelma-Becken: unter-proterozoisches,lineares Sedimentbecken im Süden der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik 2.6A). Paj-Choj-Halbinsel: in die Barentssee hineinreichende Halbinsel

Old-Red-Sandstein: devonische, nichtmarine klastische Sedi­ mente,entstanden aus der Abtragung der Kaledoniden.

am

Nordende

des

festländischen

Ural-Orogens

(siehe

Grafik 6.10).

Olisthostrom: völlig unsortierter Sedimentkörper,typischerweise

Paläo-Breitengrad: Lage des Breitengrades zu irgendeiner Zeit in

in Akkretionskomplexen zu finden,entstanden durch das plötzli­

der geologischen Vergangenheit,bestimmt durch z. B. paläoma­

che Abrutschen von Material am Kontinentalhang.

gnetische oder paläoklimatische Hinweise.

Ophiolith: eine Vergesellschaftung von Gesteinstypen, die als

Paläo-Längengrad: Lage des Längengrades zu irgendeiner Zeit in

Teile der Ozeankruste angesehen werdeni zur "vollständigen"

der geologischen Vergangenheiti dieser kann nicht durch paläo­

Sequenz gehören vom Oberen Mantel stammende Ultrabasite,

magnetische Daten ermittelt,sondern muss z. B. aus wahrschein -

tafelige basische und ultrabasische Intrusionen, eine Zone

lichen geologischen Passungen erschlossen werden.

mit

Gangschwärmen

Ozeanbodensedimente.

(sheeted dykes), Kissenlaven

und

Paläotethys: ozeanische Region im jung-Paläozoikum zwischen

Gondwana und Laurussia (siehe Grafiken 5.1,7.1).

166

ober-proterozoische bis unter­ kambrische Orogenese,die einen großen Teil von Afrika und Südamerika erfasste. Pangäa: Großkontinent aus den zusammengeschlossenen welt­ weiten kontinentalen Landrnassen im späten Paläozoikum bis frühen Mesozoikum (siehe Grafik 7.1A). Pannonisches Becken: großes jungtertiäres Sedimentbecken,das die zentrale Ebene von Ungarn einnimmtj im Norden,Osten und Süden von den Karpaten umgeben,im Westen von den Dinariden (siehe Grafik 8.13). Panthalassa-Ozean: ein weltumspannender Ozean, der Pangäa im späten Paläozoikum bis frühen Mesozoikum umgab (siehe Grafik 7.1). Passiver Kontinentalrand: ein jetzt inaktiver Plattenrand. Pelagonische Zone: tektonische Untereinheit der Helleniden süd­ westlich der Vardar-Sutur, bestehend aus einem von Gondwana stammenden Terranj wahrscheinlich die westliche Fortsetzung der Anatolisch-Tauridischen Zone in der Türkei (siehe Grafik 8.17). Penninische Zone: tektonische Untereinheit des Alpidischen Orogens in den Westalpenj eingeschlossen das Brianfonnais­ Terran, bestehend aus einer mesozoischen Sedimentfolge, die sich vom Vorland unterscheidetj unterlagert von einem kristalli­ nen Grundgebirge (siehe Grafik 8.11). Periadriatische Naht, Störung: bedeutende Störung im östli­ chen Alpidischen Orogenj trennt die Ostalpinen Decken von den Südalpenj Sutur zwischen der Eurasischen Platte und Apuliaj östliche Fortsetzung der Insubrischen Linie (siehe Grafik 8.11). Petschora-Becken: spät-paläozoisches flachmarines Sediment­ becken zwischen dem Hauptural- und dem Timan- (Westural-) Sektor des Ural-Orogens (siehe Grafik 6.10). Phyllit: aus Tonstein entstandenes feinkörniges metamorphes Gestein, typischerweise Muskovit oder Chlorit führendj niedriger Metamorphosegrad zwischen Tonschiefer und Glimmerschiefer. Piemont-Becken, auch Piemont-Ligurischer Ozean: ozeanisches Gebiet zwischen Zentralmediterranem Block und dem südeuro­ päischen Rand im Jura gebildet und während der Alpidischen Orogenese geschlossenj in den Westalpen durch Ophiolithe und Ozeanboden-Sedimente der Penninischen Zone repräsentiert (siehe Grafiken 7.3A, 8.1, 8.10). Pindos-Zone (Sub-Pelagonische Zone): tektonische Untereinheit der Hellenidenj bestehend aus südwestgerichteten Überschiebungsdecken, interpretiert als triassisches Ozean­ Riftbecken,das ursprünglich das Pelagonische Terran vonAlcapia trennte (siehe Grafik 8.17). Po-Becken: tektonische Zone auf der Südseite der Westalpen ein­ schließlich eines Vortiefenbeckensj auf dem Apulia-Terran gelegenj gefüllt mit Molassesedimenten der aufsteigenden Alpen (siehe Grafik 8.11). Podolsk-Provinz: archaisches hochmetamorphes Gneisgebietj aufgearbeitet im Unter-Proterozoikum, im Südwesten des Ukrainischen Schildes (siehe Grafik 2.3). Polnischer Trog: langgestrecktes, störungsbegrenztes Sedimentbecken in Mittelpolen,nichtmarin in der Trias, flach­ marin im Juraj zum Polnischen Antiklinorium invertiert in der Kreide (siehe Grafiken 7.2,7.3,7.5). Polnisches Antiklinorium: NW-SE streichende Antiklinalstruktur in Mittelpolenj entstanden durch die kretazische Inversion des Polnischen Troges (siehe Grafik 7.5). Pontiden( -Orogen), Pontidische Zone: Kollisionsgürtel in der nördlichen Türkei unmittelbar südlich des Schwarzen Meeresj entstanden im Jura durch die Kollision zwischen Eurasia und dem Kimmerischen Terran (siehe Grafik 7.3A). Panafrikanische Orogenese:

Glossar

ober-proterozoisches tektonothermales Ereignis,das die Kaledoniden in Nordnorwegen betraf. Präbetische Zone: tektonische Untereinheit der Betischen Kordillere mit schwach-deformierten mesozoischen Plattformsedimenten des iberischen Vorlandes (siehe Grafik 8.3). Prealpes Romandes: tektonische Zone der Französisch-Schweizer Alpen, bestehend aus einer Klippe der Penninischen Zonej jetzt im Vortiefenbecken und in der Helvetikum-Dauphine-Zone liegend (siehe Grafik 8.11). Proto-Europa: der am Ende des Mittel-Proterozoikums gebil­ dete Kern von Europaj siehe auch Baltica und Osteuropäische Porsanger-Orogenese:

Plattform.

bedeutende Scherzone,die den östlichen Rand der Svekonorwegischen Provinz des Baltischen Schildes definiert (siehe Grafik 2.2). Protolith: Ausgangsgestein, aus dem das metamorphe Gestein entstand. Pyrenäen( -Orogen), -Orogenese: Zweig des Alpidischen Orogens an der Grenze zwischen Frankreich und Spanien (siehe Grafiken 8.2, 8.5). Pyrenäische Frontüberschiebung: Überschiebung, die den Südrand der Südpyrenäischen Überschiebungszone markiert (siehe Grafik 8.5).

Protogine-Zone:

R Radiolarien: mikroskopisch kleine Einzeller mit kieseligern Skelett,

verbreitet in marinen Sedimenten vom Kambrium bis heute. kieseliges Sediment aus den Skeletten von Radiolarien, kennzeichnend für tiefes Ozeanmilieu. Rampe: bei einer überschiebung steilerer Abschnitt im Untergrund. Rapakiwi-Granit: Folge von Alkali-Graniten gotidischenAlters im svekofennidischen Bereich des Baltischen Schildes mit kennzeich­ nendem Wachstumsgefüge der Feldspäte. Rheinisches Becken (auch Rhenoherzynisches Becken): devo­ nisches bis unter-karbonisches Sedimentbecken am passiven Südrand von Avalonia nördlich des Rhenoherzynischen Ozeans (siehe Grafik S.3A,B). Rheinisches Schiefergebirge: variszisches Massiv in Nordwestdeutschland in östlicher Fortsetzung zu den Ardennenj bestehend hauptsächlich aus anchimetamorphen devonischen Sedimenten (Tonschieferfazies) (siehe Grafik 6.1). Rheinisch-Hessisches Grabensystem: störungsbegrenztes Dehnungsriftsystem mit den drei Komponenten: den NNE-SSW streichenden Oberrhein- und Leinetal-Grabensystemen und dem NW-SE streichenden Niederrhein-Grabensystem,angefangen im späten Alttertiär und heute noch aktiv (siehe Grafiken 7.6,9.2). Rheischer Ozean: Ozean zwischen Avalonia und Gondwana vom Ordovizium bis Karbon (siehe Grafik 3.2). Rheische Sutur: gegenwärtige Trennlinie zwischen Avalonia und Gondwana (siehe Grafiken 3.5,6.1). Rhenoherzynischer Ozean: im Devon im Süden Europas Backarc­ Becken zwischen Rhenoherzynischer Zone und Südavalonia (siehe Grafik 6.4). Rhenoherzynische Zone, Rhenoherzynikum: tektonische Untereinheit der europäischen Variszidenj repräsentiert den deformierten Rand Europas (siehe Grafik 6.1). Rhinns-Komplex: unter-proterozoische (vor ca. 1,8 Ga) vergneiste Magmatite auf Südwestislay,Schottlandj dem Grundgebirge von Laurentia der Grampian-Highlands-Zone in den schottischen Kaledoniden zugeschrieben. Rhodope-Massiv: tektonische Zone der Hellenidenj bestehend aus einem variszischen Grundgebirge und einem mesozoischen bis

Radiolarien-Hornstein (Radiolarit):

Glossar

jungtertiären Deckgebirge; Teil eines großen,während der Trias von Eurasien abgetrennten Terrans (siehe Grafik 8.17).

167

Schuppenstruktur: mehrfache Wiederholung derselben (meist sedimentären)

Rif-Gebirge, Ketten (Gürtel): Zweig des Alpidischen Orogens im

Folge

in

Überschiebungsblättern

(siehe

Grafik 4.2A). Schwarzmeer-Senke: den Südrand des Ukrainischen Schildes bil­

Norden Marokkos (siehe Grafik 8.2). Ringkobing-Fyn-Hoch: spät-paläozoischer, in W-E-Richtung herausragender Rücken,von der nördlichen Nordsee über die dänische Halbinsel reichend; während der Trias beschränkt auf ein Gebiet zwischen der Nordsee-Riftzone und dem Horngraben

dendes Sedimentbecken. Seitenmoräne: langgestreckte, schmale Moränen-Ablagerung, die die Seiten eines Gletschers markiert. Serbo-Mazedonische Zone, Serbo-Mazedonisches Massiv: tektonische Untereinheit der Helleniden mit einern kristallinen

(siehe Grafiken 504B, 7.2). Rioni-Becken: intramontanes Sedimentbecken; entwickelt über einem paläozoischen Grundgebirge im westlichen Teil des

Transkaukasischen Massivs im Kaukasus (siehe Grafik 8.19).

Grundgebirge ähnlich dem Rhodope-Massiv, aber möglicher­ weise anderer Entstehung (siehe Grafik 8.17). Sesia-Lanzo-Zone: tektonische Zone im italienischen Abschnitt

RockalI-(Färöer-)Rift: ursprünglich ein permotriassisches stö­ rungsgebundenes nichtmarines Becken zwischen Rockall-Bank

des Alpidischen Orogens, bestehend aus einem kristallinen, zu

Apulia gehörenden Grundgebirge (siehe Grafik 8.11).

und den schottischen Hebriden; wurde zu einem marinen

Skandische Orogenese: bedeutendes ober-silurisches bis unter­

Becken im Jura und zu einem Arm des Atlantiks in der Kreidezeit

devonisches tektonothermales Ereignis,das sowohl die skandi­ navischen als auch die schottischen Kaledoniden erfasste; wird

(siehe Grafiken 504B,7.2,7.3B,7.5). Rodinia: ober-proterozoischer Großkontinent, bestehend aus den meisten der damals existierenden Kontinente; zusammengefügt im Verlauf des Mittel-Proterozoikums (siehe Grafik 2.5).

der Kollision zwischen Baltica und Laurentia zugeschrieben. Skythische Plattform: kontinentales Terran,bestehend aus einem präkambrischen Grundgebirge und einern alt-paläozoischen

Rosslare-Komplex: intrusiver magmatischer Komplex,einschließ­ lich eines ca. 620 Ma alten Granits und wahrscheinlich unter­ proterozoischer Gneise; in den Kaledoniden von Südostirland

Deckgebirge; gebildet während der Timan-Orogenese am Südrand der Osteuropäischen Platiform (siehe Grafik 5.2). Southern Uplands: tektonische Zone der schottischen Kaledoniden, dominiert von einer alt-paläozoischen Folge aus hauptsächlich

(siehe Grafik 3.6). zur

Grauwacken und Tonschiefern,interpretiert als Akkretionärer Keil

Runzelschieferung: Folge engständiger Mikrofalten; bilden par­

Southern Uplands Fault: bedeutende Störung, die die Midland­

Rücküberschiebung:

Überschiebung

entgegengesetzt

(siehe Grafiken 4.1,4.2,4.3).

Hauptüberschiebungsrichtung. allelgebänderte Strukturen in feinlaminiertem Gestein (z. B.

Valley- und Southern-Uplands-Zonen der schottischen Kaledoniden

Tonschiefer oder Glimmerschiefer).

trennt (siehe Grafik 4.1).

Rushton-Schiefer: Einheit ober-proterozoischer kristalliner Schiefer; Teil des Grundgebirges von Avalonia im westlichen Abschnitt der Midlands-Platiform (siehe Grafik 3.6).

Southern-Uplands-Massiv: im Devon bis Karbon in den schot­ tischen Kaledoniden herausstehendes Massiv (siehe Grafik 5.3). South-Stack-Gruppe:

Folge

unter-kambrischer klastischer

Sedimente, einschließlich Turbiditen, die den ältesten Teil der

Moine-Supergruppe bildet.

S Saamische Orogenese: ca. 3,1-2,9 Ga altes orogenes Ereignis in

Spitzbergen-Archipel: Gruppe arktischer Inseln nördlich von

den hochmetamorphen Gneisen der Kola-Provinz des Baltischen

Norwegen, die die nördliche Fortsetzung der skandinavischen

Schildes.

Kaledoniden bildet (siehe Grafiken 3.3,304).

Saar-Becken: ober-karbonisches intramontanes Kohlebecken in

Stoer-Gruppe: mittel-proterozoische (ca. 1200 Ma) nichtma­ rine klastische Sedimentfolge (ältester Abschnitt der Torridon­

Westdeutschland (siehe Grafik 504A). Saint-Georges-sur-Loire-Einheit: tektonische Untereinheit des

Südarmorikanischen Gebiets im Armorikanischen Massiv, beste­ hend aus unter-devonischen Vulkaniten und Tonsteinen (siehe

Supergruppe) auf dem nordwestlichen Vorland der Kaledoniden in Nordwestschottland. Subbetische Zone: Falten- und Überschiebungsgürtel in der

Betischen Kordillere, der mesozoische Plattformsedimente des

Grafik 6.6). Sarmatischer Schild: große, emporragende Region, die einen großen Bereich im Süden und Osten der Osteuropäischen

Sub-Pelagonische Zone, siehe Pindos-Zone.

Platiform einnimmt (siehe Grafiken 3.3,3.4). Säulige Abkühlungsklüftung:

iberischen Vorlandes beinhaltet, die nach Nordwesten auf das Vorland überschoben wurden (siehe Grafik 8.3).

zu Säulen führende, regel­

Südalpen(-Zone): tektonische Untereinheit des Alpidischen

durch

Orogens südlich der Ostalpen, bestehend aus einem auf das

Volumenschwund bei der Erstarrung von Schmelzen an oder

Apulische Vorland gerichteten Falten- und Überschiebungsgürtel

mäßig

geformte

Schrumpfungsrisse, entstanden

in der Nähe der Erdoberfläche, vor allem bei Gesteinen aus der

aus variszischem Grundgebirge,überlagert von einern mesozoi­

Basaltfarnilie.

schen Deckgebirge (siehe Grafik 8.11).

Saxothuringisches Becken: devonisches bis unter-karbonisches

Südarmorikanische Scherzone: bedeutende Scherzone, die die

marines Sedimentbecken nördlich des Moldanubischen Hochs im

Zentralarmorikanischen und Südarmorikanischen Bereiche im

Böhmischen Massiv (siehe Grafik 5.3A,B).

Armorikanischen Massiv trennt (siehe Grafik 6.6). tektonische

Südarmorikanische Zone (Gebiet): tektonische Untereinheit,die

Untereinheit des Böhmischen Massivs; bestehend hauptsäch­

den Südteil des Armorikanischen Massivs bildet, bestehend aus

Saxothuringische

Zone,

Saxothuringikum:

lich aus alt-paläozoischen, von G ondwana herzuleitenden,

variszisch stark deformierten und hochmetamorphosierten alt­

in der Variszischen Orogenese deformierten Gesteinen (siehe

paläozoischen Gesteinen; das Gebiet beinhaltet die Zone und

Grafiken 6.1,6.2). Schelf: vorn Ozean überfluteter Flachrneerbereich (bis 200 Meter Wassertiefe) auf kontinentaler Kruste. Schreibkreide, siehe Kreide.

weitere Einheiten (siehe Grafik 6.6). Südhang-Zone (des Großen Kaukasus ): Zone intensiv deformier­ ter jurassischer bis früher alttertiärer Sedimentfolge über einem variszischen Grundgebirge,nach Süden auf das Transkaukasische

Massiv überschoben (siehe Grafik 8.19).

168

Südmunster-Becken: unter-karbonisches marines Sedimentbecken

auf dem südlichen passiven Plattenrand von Avalonia in Südwestirland (siehe Grafik S.3B). Südportugiesische Zone: tektonische Zone am Westrand des Iberischen Massivs, als südwestliche Fortsetzung der Rhenoherzynischen Zone der Varisziden angesehen (siehe Grafik 6.l). Südpyrenäische Überschiebungszone: südlicher Falten- und Überschiebungsgürtel im Pyrenäen-Orogen, bestehend aus mesozoischen Plattformsedimenten, überlagert von einer Serie von alttertiären Vortiefenbecken, die sukzessive nach Süden vom vorrückenden Orogen überdeckt wurden (siehe Grafik 8.6A-D). Südwest-Skandinavisches Gebiet: westlicher Teil des Baltischen Schildes, der von der Gotidischen Orogenese betroffen war (siehe Grafik 2.2). Sutur: Grenze zwischen zwei miteinander verschweißten kontinen­ talen Platten. Svekofennidische Orogenese (Gebiet), Svekofenniden: unter­ proterozoische Orogenese, die das Svekofennidische Gebiet des Baltischen Schildes betroffen hat und zur Bildung der Svekofenniden führte (siehe Grafik 2.1). Svekokarelidische Orogenese: bedeutende unter-proterozoische Orogenese im Baltischen Schild (siehe Abbildung 1.1). Svekonorwegische Orogenese, Provinz: mittel-proterozo­ ische Orogenese im Südwesten des Baltischen Schildesi der Südwestteil des skandinavischen Bereichs, erfasst durch die Svekonorwegische Orogenese (siehe Grafik 2.2). T

großes Sedimentbecken, das einen großen Teil der russischen Arktis vor der Küste eingenom­ men hat, einschließlich der Inseln Nowaja und Sewernaja Semlja (siehe Grafik 3.3A, B). Takonisches Ereignis: orogenes Ereignis im Mittel-Ordovizium von Nordamerika durch die Kollision von Avalonia mit Laurentia. Tauern-Fenster: innerhalb (unterhalb) der Ostalpinen Decken in den Ostalpen aufgeschlossene Penninische Decken. Tauriden: in der südlichen Türkei gelegener Abschnitt des

Taimyr-Sewernaja-Semlja-Becken:

Alpidischen Orogens.

langlebige bedeutende Störungszone, die den Westrand der Osteuropäischen Plattform definiert (siehe Grafiken 1.4, 2.l). Tell-Gebirge (Gürtel): Zweig des Alpidischen Orogens im Norden Algeriens (siehe Grafik 8.2). Tephi-Barrandium: der zentrale Teil des Böhmischen Massivs in der Tschechischen Republik (siehe Grafiken 6.1, 6.2). Terek-Kaspisches Becken: Vortiefenbecken auf dem skythischen Vorland des Großen Kaukasus (siehe Grafik 8.l9). Terran (auch Mikroplatte): Krustenstück, kleiner als eine Platte und jetzt Teil eines Orogensi weist eine von den Nachbargebieten andere Strukturgeschichte auf und zeigt möglicherweise durch Paläopollage oder Fossilien eine weit entfernte Herkunft an. Teruel-Rift: störungsgebundenes känozoisches Sedimentbecken (Graben) innerhalb der Iberischen Ketten (siehe Grafik 8.7). Tethys, -Ozean: Ozean, der Laurasia und Gondwana im Jung­ Paläozoikum und Mesozoikum trenntei siehe auch Paläotethys und Neotethys (siehe Grafik 7.l). Tethys-Becken: Schelf auf dem südlichen passiven Rand von West- und Mitteleuropa vom Perm bis zur Unter-Kreide (siehe Grafiken S.4B, 7.2, 7.3). T iman-Orogenese, T iman-Orogen ( T irnaniden): Gebirgs­ bildung, die das T iman-Orogen am Ost- und Südrand der Teisseyre-Tornquist-( Störungs-)Zone:

Glossar

Osteuropäischen Plattform im Ober-Proterozoikum bildete

(siehe Grafik 2.6C). T isia: kontinentales Terran, ursprünglich Teil des Zentral­ mediterranen Blocksi bildet Teil des westlichen keilförmigen Vorlandes der Karpaten (siehe Grafiken 8.14, 8.15). Toizk-Störung: bedeutende westfallende Überschiebung, die die Ostural- und die Transural-Zone im Ural-Orogen trennt (siehe Grafik 6.10). Tornquist-Ozean: Ozeangebiet westlich der Osteuropäischen Plattform vom Ober-Proterozoikum bis Alt-Paläozoikum (siehe Grafik 3.2A). Tornquist-(Störungs-)Zone: andere Bezeichnung für Teisseyre-Tornquist-Zone.

eine spät-/mittel-proterozoische (ca. 1200-1000 Ma), nichtmarine Sedimentfolge auf dem nord­ westlichen Vorland der schottischen Kaledoniden. Transeuropäische Sutur- (oder Störungs-)Zone: breite Zone am Westrand der Osteuropäischen Plattformi schließt die Teisseyre­ Tornquist-Zone ein und stimmt ungefähr mit der verdeckten Sutur zwischen der Osteuropäischen Plattform und den Terranen Avalonia und Armorica überein. Transkaukasisches Massiv: zentrale Senke zwischen Großem und Kleinem Kaukasus, bestehend aus einem variszischen Grundgebirge, überlagert von känozoischen Sedimentbecken und interpretiert als triassisches Inselbogenterran, entstanden vor dem eurasischen Rand (siehe Grafiken 8.19, 8.20). Transpression: Kombination von kompressiver und lateraler Bewegung, resultierend in einem schiefen Aufeinandertreffeni das Gegenteil heißt Transtension. Transskandinavischer Batholith: Gürtel mit 1,85-1,65 Ga alten Graniten, die den östlichen Teil des Südwest-Skandinavischen Gebietes im Baltischen Schild einnehmen (siehe Grafik 2.2). Transtension: Kombination von dehnender und lateraler Bewegung, resultierend in einem schiefen Auseinanderrücken. Transural-Störung: bedeutende N-S streichende Seitenver­ schiebung, die die Magnitogorsk- und die Ostural-Zone im Ural­ Orogen voneinander trennt (siehe Grafik 6.10). Transural-Zone: tektonische Untereinheit im Ural-Orogen, inter­ pretiert als silurisches Vulkanbogenterran (siehe Grafik 6.10). Trondheim-Ereignis: tektonometamorphes Ereignis vor ca. 493-482 Ma in den skandinavischen Kaledoniden. Tundra: arktische baumlose Landschaft, charakterisiert durch Dauerfrostboden und Zwergvegetation. Turbidit: Sedimentkörper, entstanden aus einem Suspensionsstrom (auch Turbidit), einer Aufwirbelung von Sediment, die eine sub­ aquatische Böschung hinabgleiteti charakterisiert durch klasti­ sche Partikel unterschiedlicher Größe und Zusammensetzung, die gradiert abgelagert werden und dabei unterschiedliche Sohlmarken erzeugen können. Tyrrhenisches Meer: jungtertiäres Backarc-Becken, das jetzt vom Tyrrhenischen Meer eingenommen wirdi zwischen der italieni­ schen Halbinsel und den Inseln Korsika und Sardinien (siehe Grafik 8.21). Torridon-Supergruppe:

U

ovale thermische Aufwölbung in Zusammenhang mit der devonischen Dehnung des Dnjepr­ Donez-Rifts im Süden der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik S.2A). Ukrainischer Schild: großes Gebiet hauptsächlich präkambrischer Gesteine in der Ukraine, wirkte als herausstehendes Massiv über den größten Teil des Phanerozoikums (Grafiken 1.4, 2.3). Ukraine-Woronesch-Dom:

Glossar

169

Unteres Allochthon: unterste tektonische Zone der skandinavi­

Waliser Massiv, Hoch: während desJung-Paläozoikums herausste­

schen Kaledoniden, aufgebaut aus dem Grund- und Deckgebirge

hendes Gebiet im größten Teil von Wales und dem angrenzenden Teil von Irland (siehe Grafiken 5.3,5,4).

Balticas (siehe Grafik 4.4).

Ural-Hauptstörung: bedeutende ostfallende überschiebung,

Weald-Antiklinale: NW-SE streichende jungtertiäre Antiklinale,

die die Westural- von der Magnitogorsk-Zone trennt (siehe

von Südostengland über den Ärmelkanal bis Nordostfrankreich

Grafik 6.10).

reichend (siehe Grafik 9.2).

Ural-Orogenese, Ural(-Orogen), Uraliden: variszische Orogenese,

Weißrussisches Hoch: im Devon kleines herausstehendes Massiv

die zum Ural-Orogen (Uraliden) am östlichen Rand der Osteuro­

auf der Südwestseite der Osteuropäischen Plattform (siehe Grafik 5.2A).

päischen Platiform geführt hat (siehe Grafiken 1.4,6.10).

Ural-Vortiefe: spät-paläozoischer Molasse-Trog auf der Westseite

Western-Approaches-Becken, Rift: langgestrecktes,störungsge­ bundenes Becken,das vom Ärmelkanal nach Südwesten bis zum

des Ural-Orogens (siehe Grafik 6.10).

Uricon-Vulkankomplex: Folge von ca. 566 Ma alten rhyolithischen

Biskaya-Rift reicht; nichtmarin in der Perrnotrias,marin imJura

und andesitischen Vulkaniten,die einen Teil des Grundgebirges vonAvalonia in den Welsh Borderlands bilden (siehe Grafik 3.6).

(siehe Grafiken 5.3B,7.2,7.3B,7.5).

West-Ingulets-Suturzone: unter-proterozoische Scherzone, die die Kirowgrad- und die Dnjepr-Provinz im Ukrainischen Schild trennt (siehe Grafik 2.3).

V

Valais-Ozean: Ozeanbecken in der mittleren Kreidezeit, entstan­

Westlicher Überschiebungsgürtel: Untereinheit der Adriatischen

den durch die Trennung des Brian�onnais-Terrans vom eurasi­

Platte; aus drei Einheiten unterschiedlicher Herkunft aufgebauter Überschiebungsgürtel im Westen der Dinariden.

schen Kontinentalrand (siehe Grafik 8.9).

Valencia-Becken: früh-jungtertiäres Backarc-Becken auf der

Westsibirisches Becken: postorogenes Sedimentbecken auf dem Ostrand des Ural-Orogens (siehe Grafik 6.10).

Oberplatte der Neotethys-Subduktionszone, entstanden durch die SE-gerichtete Wegbewegung der Balearen von der spanischen

Westural-Zone: Falten- und Überschiebungsgürtel; repräsentiert den passiven Plattenrand der Osteuropäischen Platiform auf der

Küste (siehe Grafiken 8.2,8.21).

Westseite des Ural-Orogens (siehe Grafik 6.10).

Varanger-Eiszeit: ober-proterozoische (ca. 770-580 Ma) Serie von weitverbreiteten Vereisungen,einschließlich der letzten vier mar­

W ildhorn-Decke:

der Helvetikum-Dauphine-Zone der

auf das europäische Vorland gerichtete Faltendecke (siehe

Vardar-Axios-Zone: tektonische Untereinheit der Helleniden, ein­

Grafik 8.11).

schließlich ozeanischen Materials,das dem Vardar-Ozean zuge­ schrieben wird,enthält die Sutur zwischen den eurasischen und

Teil

Französisch-Schweizer Alpen; eine komplexe,nach Nordwesten

kanten, von denen einige global gewesen sein könnten.

Wjatka-Dom: ovale thermische Aufwölbung, verbunden mit devonischen Dehnungsrifts auf der Ostseite der Osteuropäischen

den Gondwana-Terrranen (siehe Grafik 8.17).

Plattform (siehe Grafik 5.2A).

Vardar-Ozean, Sutur: Zweig der Neotethys, der die Terrane des Zentralmediterranen Blocks von Eurasien trennt und in den

Wolhyn-Provinz: komplexes archaisches bis mittel-proterozoi­

Dinariden und Helleniden durch die Vardar-Sutur repräsentiert

sches metamorphes Gebiet im Nordwesten des Ukrainischen

wird (siehe Grafik 8.13).

Schildes (siehe Grafik 2.3).

Variszische Deformationsfront: nördliche Grenze des variszischen

Woronesch-Hoch: im Devon langgestrecktes Massiv auf der Südseite der Osteuropäischen Platiform (siehe Grafik 5.2B).

Falten- und überschiebungsgürtels in West- und Mitteleuropa, von Südwestirland und Südwestengland durch Belgien und Deutschland bis nach Polen reichend (siehe Grafik 5.3).

Variszische Orogenese: Gebirgsbildung im Devon bis Perm in Europa.

Variszisches Orogen, Varisziden:

Z

Zentralanatolischer Kristallinkomplex: großes kristallines Grundgebirgsterran nördlich der Ankara-Erzincan-Sutur in

durch

die

variszische

Gebirgsbildung im Devon bis Karbon in West- und Mitteleuropa entstandenes Gebirge (siehe Grafik 1.4).

Viking-Graben: störungsgebundenes sedimentäres Dehnungs­ becken in der nördlichen Nordsee zwischen Shetland und Norwegen,nichtmarin in der Trias,marin im Jura bis Alttertiär (siehe Grafiken 7.2,7.3,7.5,7.6).

Vorland: Teil der kontinentalen Kruste unmittelbar vor einem aktiven Orogen,aber kaum davon betroffen.

der Türkei, von den Pontiden durch eine große überschiebung getrennt (siehe Grafik 8.13).

Zentralarmorikanisches Becken: devonische bis unter-karbo­ nische flachmarine Plattform auf dem Zentralarmorikanischen Massiv (siehe Grafik 5.3A, B).

Zentrale Highlands, siehe Grampian Highlands. Zentralgraben: jurassisches bis kretazisches störungsbegrenztes marines Dehnungsbecken in der südlichen Nordsee mit vulka­ nischen Aktivitäten imJura (siehe Grafiken 7.3,7.5).

Vorlandbecken, siehe Vortiefe. Vortiefe(n-Becken): Sedimentbecken,entstanden als Depression

Zentraliberische Zone: tektonische Untereinheit der iberischen

der kontinentalen Kruste durch die Auflast eines aufsteigenden

ähnlich zu Armorica oder möglicherweise ursprünglich ein Teil

Gebirges; es führt eine mächtige Folge vorherrschend klasti­ scher Sedimente,die durch die Erosion der Hauptgebirgskette zustande kommen (siehe Grafik 8.6).

Varisziden, als ein Terran von Gondwana stammend angesehen, davon (siehe Grafik 6.1,6.8).

Zentralmediterraner Block: von Gondwana nach Norden heraus­ stehender Block, der sich im Verlauf der Alpidischen Orogenese im Mesozoikum bis Känozoikum in mehrere Terrane aufge­ löst hat, die in das Alpidische Orogen integriert wurden (siehe

W

Waliser Becken: tektonische Zone der Britischen Kaledoniden,

Grafiken 7.4,7.5,7.6,7.7,8.1).

dominiert von alt-paläozoischen Vulkaniten, Grauwacken und

Zentralural-Zone: tektonische Untereinheit des Ural-Orogens,

Tonschiefern, interpretiert als Backarc-Becken auf der avaloni­

bestehend aus hoch deformierten und hochmetamorphen

sehen Platte (siehe Grafiken 4.1,4.3).

Gesteinen der Osteuropäischen Platiform (siehe Grafik 6.10).

Anhang mit den wichtigsten geologischen Einheiten. Altersangaben in Millionen Jahren (Ma), Zahlen nach: International Chronostratigraphic Chart, © International Commission on Stratigraphy, January 2015.

Stratigrafische Tabelle

Periode (System)

Ära

Äon

Quartär Känozoikum

Jungtertiär (Neogen) Alttertiär (Paläogen) Kreide

� :::) :::.:::

Jura

Mesozoikum

(5

Trias

N 0 0::: UJ z « I 0...

I

Cl c :::J

--, Paläozoikum

Perm Karbon Devon Silur

..!.

Ci: � :::) :::.::: 0 N 0 0::: UJ I0 0::: 0...

Ordovizium Kambrium

Epoche (Serie)

Alter (Ma)

/

Pleistozän

2,58-

Pliozän

23,03-

66,0- �

145,0 201,3 252,17

Holozän

\

Miozän

Eozän Paläozän

358,9 419,2 443,8 485,4 ��

Ober-

1000 Mittel-

1600 Unter-

2500-

� :::) :::.:::

PRÄKAMBRIUM

Ci:

I Ü 0::: «

4000HADÄIKUM

-4600

0,0117 2,58 5,33 23,03 -

Oligozän

298,9

541,0

Ma

�,

33,9 56,0 -

Weiterführende Literatur Kapitel 2 Buchan, K.L.,Mertanen,S., Park,R.G., Pesonen,L.L Elming, S.A.,Abrahamsen,A. & Bylund, G. 2000. Comparing the drift ofLaurentia and Baltica in the Proterozoic: the impor­ tance of key palaeomagnetic poles. Tectonophysics,319,

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Reviews, 102, 121-158.

Index A

Andesit 13,17,38

Balearen-Becken 127,130,147,147

Abdulina-Becken 25,27

Anglesey, avalonische Gesteine 35,54

Baltica 14-27

Aberystwyth Grits, Turbidite 42

Anglo-Brabanter Deformations- (oder

117,127/128,127,129/130,129,131, 134,135/13�138-14�139-141,143, 154 Adriatische Plattform 139,140,141

Ankara-Erzincan-Sutur 136,136

Aeromagnetische Messungen,

Appalachen-Gürtel44 , 63

Osteuropäische Plattform 13,21 Afrikanische Platte, Annäherung an Europa

102,111/112,116-118,128,129/130, 148-150 Ägir-Ozean 28,29/30,32,40,57,62,93,96,

Akkretionärer Keil 8,10,37,39,53,57,58,

61,79,82,84,87,91,138,140,140,143, 143 Akkretionärer Komplex

Tektonik 134 Apulia(-Terran) 127,129,130,131,133,

138 Apulisches Vorland 133 Aquitanisches Becken 122-124,123,125 Archaisches Gebiet 15-18,16

19-21 Arctica 62/63,66 Ardennen( -Massiv) 2,59,72,76,77/78 Arenig 58 Arfon-Gruppe 36/37,36 Arktisch-nordatlantisches Riftsystem 106

Southern Uplands 53

Armorica 28/29,29/30,35,63,76,77,85,

Avalonia 39 Aktiver Kontinentalrand 8-11 Magmatische Gesteine 13

86,88,90,104,104 Armorica-Gruppe 62/63,62,76,77/78,

79/8�81,84/85,8088/89,91 Armorikanisches Massiv 1,2,71,76,84-89

Alboran-(Meer)-Becken 101,104,106,106,

Asow-Kuban-Becken 145,146

118,118,120,122,149 Alboran-Einheit 119/120,121/122 Alcapia 101,106,107,128/129,129/130, 134,138-140,138-140 Alkaligranitische Intrusionen 19 Alkapecia(-Terran) 128,134,135 Alpen 1,2,127,130-133 Struktur 130 Tektonik 131 Alpidische Front 1 Alpidische Orogenese 6-7,6,102,116-147 Plattentektonik 116/117,128 Alpidisches Orogen 1,2,6,14,109-113, 116-147

Asow-Provinz 19,19,21 Asturische Zone 76,90,91 Atlas( -Orogen) 6,118,118,127,134 Ätna 134,13S Avalonia 28,29,34-43 alt-paläozoische Paläogeografie 39-43 Entstehung 34/35 Fauna 43 Grundgebirge der Britischen Inseln

35-39 Grundgebirge des europäischen

Plattentektonik 116/117

Alpujarriden-Komplex 120 Alttertiär

C

Kollision mit Baltica und Laurentia 35,

Cadomische Orogenese 35

40,43,51

Champtoceaux-Komplex 86,88,90

Axial-Zone 93,122,123,124,125

Chantonnay-Einheit 86,87 Charn-Supergruppe 38

B

Church-Stretton-Störung 36,38

Backarc-Becken 9,10 Avalonia 38/39,43 Cornisches Becken 63

Plattentektonik 99,102,109,116/117

Helleniden-Bogen 143,143,

Abbrechen 27 paläomagnetische Rekonstruktion 26 Ammonoidea 75

Celtic-Sea-Rift 100/101, 104

Averno-Vogesen-Kordillere 68,72

Paläogeografie 109-115 Amazonia

20/21,23/24,25/26,27,31-33,32-34, 40,44,46/47,65,66,67/68,69,70/71, 150 Baltisches Becken, Senke 31,31,32,68,72 Barrow-Metamorphosezonen 50 Basaltische Intrusionen 13,19 Baschkirisches Antiklinorium 94,95 Belomoran-Provinz 16/17 Belozerkow-Provinz 19,21 Betische Kordillere 1,116,117,118,118, 119,119-122,126,149 Biskaya- (oder Golf-von-Biskaya-)Rift 71, 75,100/101,102,100122 Blauschiefer 36,36,82,86,87 Böhmisches Massiv 1,2,71,76,77,78, 81/82,84/85,100/101,102-106,107, 108,150,151 Bohrlochdaten 5,7 Nordatlantische Magmenprovinz 115 Osteuropäische Plattform 21 Bois-de-Cem'-Blauschiefer 86,87 Borrowdale-Vulkanite 41 marine Transgression 43 Brabanter Massiv 39,41-43,59,59 Brachiopoden 8,43,75 Bresse-Graben 111,150,151 Brian