Regionale Geologie Europas
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1 Regionale Geologie Europas (Uwe Kroner, Klaus Stanek, Lothar Ratschbacher) Hauptsächlich nach: Müller, B. et al. JGR, 1992; WSM-Project - web-site Uni-Karlsruhe - http://www-wsm.physik.unikarlsruhe.de/pub/maps/europe.html; Pickering, K.T and Smith, A.G., 1998, in B.van der Pluijm and S. Marshak; Ziegler, P.A., in: D.G. Gee & B.A. Sturt, The Caledonide OrogenScandinavia and Related Areas, 1985; Roberts, D. and Gee, D.G., in: D.G. Gee & B.A. Sturt, The Caledonide OrogenScandinavia and Related Areas, 1985; Seguret, M. et al. Geology, 1989; Seranne, M. et al. Bull. Soc. Geol. France, 1989; B.van der Pluijm and S. Marshak, 1998, chapter 19; Hatzfeld, D. Geol. Soc. Special Publication 156, 1999; Jolivert, L., Patriat, M. Geol. Soc. Special Publication 156, 1999; Armijo et al., Geophysical Journal International, 126, 11-53, 1996; Mantovani, E. et al., Recent Geodynamic evolution of the Central Mediterranean Region, Tortonian to Present, Tipografia Senese, Siena, Italy, 1992; Doglioni, C., Terra Nova, 3, 423-434, 1991; Lonergan, L. and N. White, Tectonics, 16(3), 504-522, 1997; Royden, L.H., Tectonics 12(3), 629-638; Channell, J.E.T and Kozur, H.W., Geology; Stampfli, G.M. & Marchant, R.H., NFP 20, Birkhäuser AG, 1996; Schmid, S.M. et al. Tectonics, 15, 10361064, 1996; Coward, M. & Dietrich, D., Geol. Soc. Special Publications, No. 45, 1989; Dewey, J. et al. Geol. Soc. Special Publication, No. 45, 1989; Royden, L. et al., Tectonics, 1983; Matte, Ph. Tectonophysics, 126, 1986; R. Walter, Geologie von Mitteleuropa, 1995); Crowley et al. 2001, Terra Nova, 12, 171-180; Osmundson, P.T. & Andersen, T.B., 2001, Tectonophysics, 332, 51-68; Channel, J.E.T & Kozur, H.W., Geology, 25, 183-186, 1997; von Blanckenburg, F. & Davies J.H., Tectonics, 14, 120-131, 1995; Butler, R.H. et al., Geol. Soc. London; Schmid, S.M. & Kissling, E., Tectonics, 19, 6285, 2000. Wilson, M. & Bianchini, G., Geol. Soc. Special Pub., 156, 141-168; McClay, 2004, AAPG Memori 82, ix-xx, 2004; Montone et al., JGR, 109, 2004; Abbildungsabkürzungen im Skript.: M – Müller et al.; PS – Pickering & Smith; Z – Ziegler; RG – Roberts & Gee; S1 – Seguret et al.; S2 – Seranne et al.; PM – van der Pluijm and Marshak; H – Hatzfeld; JP – Jolivert and Patriat; A – Armijo et al.; Ma – Mantovani et al.; D – Doglioni; LW – Lonergan and White; ROY – Royden; CK - Channell & Kozur; S - Schmid et al., CD - Coward & Dietrich; D - Dewey et al.; R - Royden et al.; Ma - Matte; W – Walter; Crowley – Crowley et al. 2001; Osm – Osmundson & Andersen, 2001; CZ – Channel & Kozur; vBD – von Blanckenurg & Davies; B – Butler et al.; SK – Schmid & Kissing; WB – Wilson & Bianchini, McC-McClay, 2004; Mon – Montone et al. 2004; Verwendete Abkürzungen: MEU - Mitteleuropa; AA - Ostalpin; P -Penninikum (SP, NP - süd, nord); Grundlegende Frage Erkennen der fundamentalen Merkmale, die vielen Gebieten gemeinsam sind: Beispiel der “orogenen Architektur” (Fig. 19.1.2-PM): Viele Gebirgsgürtel enthalten: 1) Keilförmige sedimentäre Sequenzen; 2) Interne metamorphe Zonen mit high-T Metamorphose und anatektischen Granitoiden; 3) Ophiolite, die entlang von Suturzonen liegen; 4) Flysch; 5) Molasse; 6) Phasen des prä-orogenen Riftings und der syn- und post-orogenen Extension. Gestalt der Orogene häufig gebogen durch prä-existente Plattenirregularitäten vorgegeben oder ein Resultat der späteren Biegung (‘orogenic bending’ Beispiel Karpaten, Karpaten-Übersicht); Einbettung von “fremden” Elementen sogenannten Terranes: Reflektieren die Akkretion von ozeanischen Plateaus, ozeanischen Inseln (z.B. hot-spot generierten Inseln), Fragmenten von Kontinenten, etc. während des Subduktionsstadiums; Nach-außen-jünger-werdende Deformation. Generelles Wissen über die Erde: das meiste, was wir über die geologischen/tektonischen Prozesse wissen, kommt aus regionalen Studien mesozoischer/känozoischer Plattenränder. Das detaillierte Kennenlernen eines Gebietes hilft meist bei der Entschlüsselung eines anderen Gebietes. Übersicht - Regionale Geologie Europas Wesentliche Gestaltungsphasen: Alpidisches, variszisches und kaledonisches Event. Mit Südeuropa (Italien, Griechenland) eine Menge Neotektonik! Are we talking about the same? Physiogeographische-tektonische Provinzen: (Fig. 1-M, read and understand captions!!!) Alter der Provinzen. Geologische Unterscheidung: Dem fennosarmatische Kraton steht einer Zone phanerozoischer Orogengürtel gegenüber. 2 Fennosarmatische Kraton: Ist präkambrisch, begrenzt von der Tornquist-Teisseyre Linie (= Suturzone von wenigstem kaledonischen Alter) im W und dem Ural im E. S-Grenze: N-Rand des Kaukasus bis zum südlichen Ural. N-Grenze: Skandinavischen Kaledoniden. Fennosarmatische Kraton beinhaltet: Baltischer Schild, Ukrainischer Schild, Russische Plattform [Unterschied Schild - Plattform!]. Lithosphärendicke x 110 km, grossräumig aber variable: ~90 km im S, >170 km in Skandinavien; niedriger Wärmefluss <50mW/m2. Phanerozoischer Orogengürtel: Frühpaläozoische Kaledoniden in Skandinavien und den nördlichen Britischen Inseln; Spätpaläozoisches variszisches Orogen mit: Spanische Meseta, Massif Central (Zentralmassiv), Ardennen, Vogesen, Amorikanisches Massiv, Rheinisches Massiv, Schwarzwald, Böhmisches Massiv; spätmesozoischer/känozoischer alpidischer Gürtel mit: Pyrenäen, Apennin, Alpen, Karpaten, Dinariden, Helleniden. Sind diese Provinzen noch heute distinkte strukturelle Elemente? Neotektonik - Stressorientierung in EU. Europäische Stresskarte. Was wird hier geplottet? WSM-Figure Europe. Die Karten zeigt, dass die alten Orogene im wesentlichen ihre Bedeutung auch als Inhomogenitäten verloren haben. Wie steht das Stressfeld in Europa zu den Plattenantriebskräften? Im Durchschnitt weicht die maximale horizontale Kompressionsrichtung (S Hmax) 2 im Uhrzeigersinn von der relativen Plattenbewegungsrichtung ab (Fig. 6b-M). Neotektonische Stressprovinzen World-Stress-Map - WSW: http://www-wsm.physik.uni-karlsruhe.de/pub/maps/europe.html (1) Nordeuropäische neotektonische Stressprovinz (N of 55°N) (WSM-Scandinavia) Erfreut sich rezenter (aktiver) Hebung: <10mm/a, mit Zentrum im nördlichen baltischen Meer (Fig. 8M) - Ursache; Eisentlastung (“glacial rebound”). SHmax uneinheitlich. Tiefere Messungen generell NW-NNW-Trend, sub// zu der relativen Plattenbewegungsrichtung zwischen N-Amerika und EU = Mid-Atlantic ridge-push stress. Radiale SHmax möglicherweise Flexurstress als Resultat der Eislast (geringe Bedeutung); hier ergeben sich tensile Stresszustände im Bereich der Eisentlastung und kompressive Spannungen um diesen Bereich. (2) Ägäische und Westanatolische Extensionsprovinz (Mittelmeerraum, Ägäis - WSM) Begrenzt durch die dextrale, 1200 km lange nordanatolische Störung im N (~85 km Versatz), durch die ostanatolische Störung im E, und den Hellenischen Trench im S und W (Fig. 5; 9-M). Hellenischer trench: 60mm/a Konvergenz; Überschiebungstektonik entlang dem Trench, großes Backarc-Becken mit N-S Extension und kalkalkalinem Vulkanismus in der Ägäis und der W-Türkei. Konvergenz in Anatolien seit ca. 10-20 Ma (Arabische - europ. Kollision mit lateralem tektonischen Entweichen). SHmax: 85°27°. Dominierender Störungsmode: Abschiebungen. (ca. N-S). (3) West- und mitteleuropäischen Provinz (WSM-Europe and France, Germany, UK) Ist dominiert vom alpidischen Event (Stresstrajektorien normal oder parallel dem Streichen der Alpen; mit Komplikationen im Pannonischen Becken). 1) Es dominiert Seitenverschiebungsdeformation im westlichen und zentralen Europa (NW-SE und NNW-SSE Kompression) 2) Es sind Extensionsprovinzen eingelagert, wie der Rheingraben, Bessegraben und Teile Frankreichs. 3) Es gibt keine Korrelation zwischen den Stressregimes und geologischen Einheiten, wie Sedimentbecken oder Orogenen. 4) Die Stressorientierung ist tiefenunabhängig (Messtiefe gering in einigen Bereichen!). Westeuropäische NW-SE Kompressionsprovinz (SHmax: 14526). Das Vorherrschen von Seitenverschiebungsdeformation weist darauf hin, dass der mittlere Hauptstress (2) generell vertikal ist (das Verhältnis von Abschiebungs-, Seitenverschiebungs- und Überschiebungsevents [Qualitätsmerkmale A-C] = 62/106/58). 3 Alpen (WSM-N-Italien, France, Germany): Seismische Aktivität im nördlichen Vorland durch die gesamte Kruste, im Inneren der Alpen nur Krustenseismizität. 65% der Erdbeben haben Seitenverschiebungsherdflächenlösungen. Hauptprovinz der Jura (wurde in der letzten Phase der AlpenKonvergenz gebildet: Miozän - Pliozän). Lokal tritt in den W-Alpen eine radiale Anordnung von SHmax auf. Rheingraben (WSM-N-France, Germany): Oberer Rheingraben, NNE-streichend, aktiv ab dem späten Eozän/Oligozän (= Hauptriftperiode); Unterer Rheingraben, NW-streichend, aktiv seit dem Pliozän. Oberer Rheingraben: <25 km dicke Kruste, mit hohem Wärmefluss (100-110 mW/m2) und jungem Vulkanismus (jüngste: 19-13 Ma). SHmax hat eine Orientierung von 15114; die Grabenstörungen streichen daher mit ca. 60 zu SHmax. Unterer Rheingraben: fast reine Abschiebungen. Ursache der Grabenbildung ist umstritten, jedenfalls ist die neotektonische Aktivität in den Grabensegmenten deutlich zum alpidischen Stressfeld bezogen = Dominanz von Seitenverschiebungen im Oberen Rheingraben, schräg zu SHmax und Unterer Rheingraben: Dominanz von Abschiebungen senkrecht zu SHmax. Pyrenäen (WSM-France, Spain): Bildung im Eozän, Krustenverkürzung von ~120 km. Wesentlicher Krustendickensprung von 30 km im N (Relikt der Krustenverdünnung in der frühen Kreide als Resultat der frühkretazischen Bildung des Golfes von Biscaya) zu ~50 km unter den Pyreneen und der Iberischen Halbinsel. SHmax uneinheitlich mit einigen E-W und überwiegend NNE-SSW; offensichtlich unabhängig von den Plattenbewegungskräften. (4) Italien und Adria (WSM-Italy, Mon Figs. 3,4) West-Mediterran und Tyrrhenisches Meer haben sehr dünne Krusten (~10 km) und Lithosphäre (~30 km). Unter Apennin: 40-45 km Kruste. Lithosphäre unter Italien und Adria ~75 km. Entlang Appennin Abschiebungsherdflächenlösungen mit NW-SE Extensionsrichtung wahrscheinlich bezogen zur Extension entlang des Bogens der Thyrrenischen Subduktion; N-Italien unter N-S Kompression (=Alpen); Adria und Dinariden: NE-SW Kompression Überschiebungen in den Dinariden und Helleniden so nicht von der Europa-Afrika Konvergenz betroffen! Erklärung: apulischer = adriatischer Sporn rotiert losgelöst von Afrika um einen Pol in N-Italien. Subduktionszone-bezogenen Beben im Tyrrhenischen Meer (solche Beben werden generell nicht in die WSM einbezogen, da diese das intrakontinentale Stressfeld aufzeichnet). (5) Karpaten und Pannonisches Becken (WSM-Carpathians) 75-100 km E-W Extension während Miozän-Rezent. 25 km dicke Lithosphäre, 80-130 mW/m2 heat flow (geothermischer Gradient >50°C/km), hohe He3/He4 Verhältnisse zeigen Hochlage von Asthenosphäre an (mantle derived melts). Heute: NE-SW Kompression im zentralen Pannonischen Becken. NW-SE in westlichen Teil mit strike-slip Herflächenlösungen. Wichtig ist, dass kein extensives Stressfeld mehr herrscht. Alpen - Karpaten Karte der Alpen Einführung: komplex und vor allem die frühe Geschichte umstritten; eines der best- und meist-untersuchtesten “natural laboratories” der Erde. Modelltest-Studien leicht möglich (Orogenkollaps, Klima Tektonik). Vorstellung der italienischen Alpenkarte. Paläogeographie der Alpen - senso strictu - West- + Zentral- + Ost-Alpen Klassische strukturelle Zonierung (Fig. 2-CD, Alpenkarte von Schmid et al.): Europa (Schwarzwald, Vogesen) + mesozoische Bedeckung; Molasse = Vorlandsbecken auf europäischer Kruste; Helvetische Decken mit Vorlandsmassiven (Aar-Gotthard, Mount Blanc, Belledone, Pelvoux, Argentera) = subduzierte europäische Kruste; Penninikum = Ozean; Ostalpin oder Austroalpine = Afrika (Adriatischer Fortsatz (promontory), Apulischer Sporn) mit Basement + Deckgebirge (z.B. 4 Nördliche Kalkalpen), Südalpin durch die Insubrische (Periadriatische) Linie vom AA getrennter Anteil Afrikas – Periadriatische Linie ist keine Sutur. Problem 1: Wie viele Ozeane hat es in den Alpen gegeben? Penninikum (Ligurischer Ozean), Valais, Magura, Meliata, Vardar, Pindos…? Verteilung von Ozeanen angezeigt durch die Verteilung von Ophioliten (Fig. 1-CK) tektonisch “verstümmelt”!? Viele Modelle ein “rezentes” - Fig. 2-CK. Basiert im Wesentlichen auf paläontologischer Datierung und fazieller Analyse von Sedimenten. Eine radikale Vereinfachung = Interpretation wäre folgende: Komplexität durch das Zusammentreffen zweier “Enden” von Ozeanen: Atlantik und Tethys (Scotese Bilder; siehe auch Animationen in http://www.scotese.com/newpage13.htm). Moderne Auffassung: drei Ozeane (Fig. 2-CK; Fig. 5-S) 1) Meliata-Hallstatt: Öffnung in der Mitteltrias (~235 Ma), südöstlich des Ostalpins (=Austroalpine), südlich davon auch afrikanische Kruste; wahrscheinlich im wesentlichen Transformstörung; Vorhandensein dieses Ozeans löst eine Reihe von Problemen: Riffe in den NCA, HP-Metamorphose im AA, etc.; Schließung in der frühen Kreide; Charakteristikum: Top-(N)W-gerichtete Bewegungen bei der Schließung; Paläotethys oder Cimmerischer Ozean = Meliata-Hallstatt. 2) Pietmont-Ligurischer oder südpenninischer Ozean, nordwestlich des AA; finale Riftungphase bezogen zur Öffnung des Zentralatlantiks - Toarcian (oberster früher Jura, ~185 Ma) bis mittlerer Jura (~155 Ma). Ursprung als failed-rift des Zentralatlantiks; Ozean enthält einige “Terranes” oder Mikrokontinente (z.B. Sesia-Dent Blanche, Margna-Sella, auch Ultrahelvetikum genannt). Struktur des Ozeanbeckens: Rekonstruktion zeigt klassische passive Ränder. 3) Valais oder nordpenninischer Ozean; durch die Briançonnais Schwelle vom SP getrennt; Öffnung in der frühesten Kreide (~140 Ma); bezogen zum N-Atlantik und hat eine direkte Verbindung zum Golf von Biscaya (“Pyrenäen-Verbindung”); Interpretation als failed rift des Nordatlantiks, Valais = short-cut” durch die Pyrenäen zum Nordatlantik; nach E Rhenodanubischer Flysch; Briançonnais hört in den westlichsten Ostalpen auf, so schwierige Trennung SP - NP in den Ostalpen möglich. 2) und 3) enden irgendwo im Bereich des Schwarzen Meeres. Sie sind mit Transformstörungen mit der Tethys verbunden. 4) Neo-Tethys Sutur = Pindos-Vadar; mit Transform mit 2) und damit Zentralatlantik verbunden. Tertiäre Orogenese Plate 1-S – handout - genaue Erläuterung der heutigen Situation anhand der Profile (siehe Farbabbildungen. Farbabbildungen und eine kleine Geschichte der West- und Zentralalpen, siehe: http://www.unibas.ch/earth/GPI/tecto/ Entwicklungsstufen am Beispiel der Zentralalpen: Übersicht – Karte der W- und Zentralalpen mit HP-Metamorphose (1) Frühtertiäre Konvergenz und Subduktion: Fig. 8 – S; Beginn mit der Subduktion des PietmontLigurischen Miniozeans und des Briançonnais (frühes Paläozän = ~65 Ma). Höchste Drucke in den Süd-Briançonnais Decken Tambo und Suretta = 10-13 kbar um 50 Ma mit T-peak um 40-35 Ma. Um 50 Ma südlichster Teil des europäischen Vorlandes in der Subduktionszone = Adula Decke (mit Eklogitisierung, bis 27 kbar). (2) Tertiäre Kollision: Subduktion und Exhumierung der Adula Decke und penetrative Deformation aller penninischen Einheiten (+Briançonnais), 50-35 Ma. Imbrikation der helvetischen Decken. (3) Slab-Deatchment, Bergell-Typ Intrusionen und Rückfaltung (~35-30 Ma): Tiefe Subduktion von kontinentaler Kruste erzeugt Extensionskräfte im subduzierten Slab, resultierend aus den entgegengesetzt gerichteten Auftriebskräften in der leichten kontinentalen Kruste und der schweren ozeanischen Kruste. Slab-break-off (Fig. 2–vBD) irgendwo im Bereich des früheren passiven Kontinentalrandes von EU. Slab-break-off resultiert in: a) Aufwärmung der überfahrenden Mantellithosphäre durch das Aufsteigen von Asthenosphäre; 5 b) partiellen Aufschmelzung des lithosphärischen Mantels der Oberplatte mit einer Mischung von basaltischen Mantelschmelzen mit Krustenkomponenten beim Aufstieg; die Magmen zeugen vom Aufschmelzen von wenigen % der Mantellithosphäre ohne eine Involvierung von Asthenosphäre c) thermische Schwächung der subduzierten kontinentalen Lithosphäre und dadurch das gravitativ getriebene Aufsteigen von freigesetzten (keine ozeanische Lithosphäre mehr angehängt) Krustenstücken aus Manteltiefen; HP-Metamorphose endet überall gleichzeitig. d) Slab-break-off propagiert leicht und sehr schnell lateral, was in einem linearen Gürtel von Magmatiten resultiert. e) Abkoppelung der schweren ozeanischen Kruste resultiert in einer Hebung und eventuell in einer Extension der Oberplatte. Alpidische Situation: Subduktionsende: Angezeigt durch das rasche Exhumieren von ozeanischen HP Gesteine um 40-45 Ma (Fig. 9-vBD). In kurzer Zeitabfolge folgt der Magmatismus (Fig. 3-vBD) mit der typischen Mixtur von Mantel- und Krustengesteinen (Fig. 5-vBD). Magmen: „periadriatische Intrusiva” (Fig. 1-vBD). Der Aufstieg und die finale Platznahme dieser Schmelzen sind bezogen zur post-kollisionalen Verkürzung. Charakteristikum der Intrusiva sind lineare Anordnung und gleichzeitige Bildung. Intrusion der Bergell-Intrusion entlang der Rücküberschiebung des krustalen Pop-ups (siehe unten). (4) Bildung eines krustalen Pop-ups: Rücküberschiebungen entlang der Insubrischen Linie und “foreland propagation” der Helvetischen Decken (32-19 Ma): Führt zu einer Exhumierung der Penninischen Einheiten und der Bergell-Intrusion (up to 5mm/a). Rücküberschiebungen haben eine dextrale Komponente. (5) Krustale Imbrikation und Vorlandpropagieren in den S-Alpen und im Jura (post 19 Ma): Hauptbewegungen verlagern sich in die S-Alpen. Diese Phase ist entscheidend für die Tiefenstruktur der Alpen, hat kaum Einfluss auf die Entwicklung der Architektur der Zentralalpen (nur Heraushebung), aber wesentliche Einflüsse auf Architektur der Ostalpen. Tiefkrustaler Indenter in den Zentralalpen und Ostalpen. Indenter umfasst die gesamte Kruste in den Ostalpen. In Vorland Imbrikation der Molasse. Entwicklung der Westalpen Grundlage des Verständnisses sind neue geophysikalische Profile (Fig. 1-SK, Plate 1-SK). Wesentliche Tiefenstruktur: Imbrikation eines Unterkrustenkeils (Gegensatz zum Profil der Zentralalpen – dort Keil der Apulischen Kruste). Interessante rheologische Konsequenzen: impliziert rheologisch feste, Feldspat-dominierte Rheologie in der Unterkruste, im Gegensatz zur Quarz-dominierten Oberkruste. Alter der Strukturen im NW-gerichtetem Profil (mit top-NW Bewegung): jünger als 35 Ma, also deutlich jünger als die synkollisionale, frühtertiäre N-S Konvergenz, die nicht in dieser Profillage dargestellt werden kann. Vergleich West- Zentralalpen (Fig. 4a-c, SK). Gemeinsame Merkmale: 1) ESE to S gerichtete Subduktion der europäischen Lithosphäre. 2) Lücke zwischen der Europäischen und Apulischen Moho. 3) Vorhandensein von Keilen mit Unterkrustenzusammensetzung, die völlig von einem Stapel von dünnen Decken und Faltendecken bestehend aus Oberkrustenmaterial abgekoppelt sind Unterschiedliche Merkmale: 1) Apulische Moho ist N-einfallend in der östlichen Traverse. In der Oberflächengeologie steht der Überschiebungsgürtel der Südalpen (der das N-Einfallen bewirkt) in der östlichen Traverse, dem Oberflächenaufschluß der Unterkruste und des Mantels (Ivrea-Körper) gegenüber. Dieser Körper keilt nach E aus. Der steil nach SE einfallende Ivrea-Körper bildet die WEcke der apulischen Platte und markiert den W-gerichteten Indenter während der spätalpinen Orogenese. 2) Im östlichen Profil liegt ein Keil adriatischer Unterkruste in europäischer Kruste (Miozäne Platznahme). 6 3) Das östliche Profil wird durch Rücküberschiebungen und Rücküberfaltungen charakterisiert = Exhumierung des lepontinischen Domes und der Bergell-Intrusion. Wenig Rücküberschiebungen in den Westalpen. 4) In den Westalpen verbleibt die ostalpinen Decken SE-lich der Insubrischen Linie – die Dent Blanche Decke war wahrscheinlich ein extensionales Allochton, welches schon während des jurassischen Riftings von apulischen Rand abgespalten wurde und danach in den PiemontLigurischen Akkretionskeil eingebaut wurde. Das zentrale Profil (Fig. 4b-SK) ist ähnlich dem westlichen Profil. Topologie der tiefkrustalen Merkmale im Übergangsbereich zwischen W- und Zentralapen (Figs. 5,6 – SK): Folgende Merkmale: 1) Die adriatische Moho bildet einen Dom unter der Poebene und ist gegen die Ivreazone aufgebogen (kommt näher zur Oberfläche). Eine wesentliche Änderung in der Höhenlage der Moho tritt dort auf, wo die Insubrische Linie ihr E-W Streichen (=Tonale Linie) in ein NE-SE Streichen ändert (=Canavese Linie). 2) Die W-Grenze des apulischen Unterkrustenkeils fällt ungefähr mit der E-Grenze des Keils von europäischer Kruste in den Westalpen zusammen. Dieser Übergangsbereich fällt auch mit dem Änderung im Streichen der Insubrischen Linie zusammen. 3) Dieser Übergangsbereich fällt weiterhin mit der Simplonlinie, die mit der Tonale Linie (=EW Teil der Insubrischen Linie) zusammenmündet (Fig. 1-SK). Tonale Scherzone and Simplonlinie (Fig. 1-SK). Tonale - Linie: ~ 1 km breite, grünschieferfazielle Scherzone; Alter gegeben durch Versatz durch die Giudicarien-Linie (Tonale ist älter als), die Bergellintrusion (32-30 Ma, synkinematisch), posttektonische Gangintrusionen (29-26 Ma): ~35-30 Ma. Simplon – Linie: ~ 10 km mächtig; Beginn der Deformation ~35 Ma, mit einer späteren Konzentration der Deformation entlang der „Rhone-Simplon-Linie“. Die jüngere Deformation ist im wesentlichen eine top-W Abschiebung, aktiv von ~18-15 Ma. Zusammenfassend: beide Scherzonen nehmen dextrale Seitenverschiebungsdeformation zwischen der adriatischen Mikroplatte im S und der penninischen Domäne im N auf. Das impliziert, dass der Teil der W-Alpen, der südlich und westlich der Simplonlinie lag, ein Teil der apulischen Mikroplatte war: post-35 Ma dextraler Versatz ~100 km (sehr ungenau). Kinematische Rückführung der post-35 Ma Deformation (Fig. 7-SK): Wesentliche Merkmale: 1) Die Bildung des „Europäischen Unterkrustenkeils“ ist ein junges (<30 Ma) Merkmal; 2) Alle Deformation bezogen zur Schließung des Valais und des Piemont-Liguria Ozeans war prä-35 Ma und lag weit im (S)E. Kinematische Rückführung der gesamten W- und Zentral-Alpen seit der Kollision (vor ~50 Ma) (Fig. 8-SK): Merkmale: 1) Spät-Miozäne Gegenuhrzeigerrotation der adriatischen Mikroplatte um einen Pol NE von Turin, überlagert eine 124 km Translation nach ~305°. Die Rotation resultiert aus paläomagnetischen Vorgaben und der Tatsache, dass die Verkürzung in den S-Alpen von E nach W abnimmt. Wichtigste Resultate: die Briançonnais-Vorlandmassive sind in einer einheitlichen NNE-Linie angeordnet. Die divergenten Versätze zwischen Adula (östlich der Simplonlinie) und Monte Rosa (westlich der Simplonlinie) Einheiten erklären die Orogen-paralle Dehnung von ~60 km an der Simplonlinie und die Entwicklung des Lepontinischen Doms. 2) Für die Restaurierung in die Konfiguration vor 50 Ma muss ein gemeinsamer ~195 km Ngerichteter Versatz für das Zeitintervall 35-50 Ma angenommen werden. Dies impliziert substantielle sinistrale Seitenverschiebungsdeformation in den W-Alpen; diese führte zur Trennung des Briançonnais von Kosika-Sardinien (Fig. 8-SK). 3) Orogene Verkürzungen versus plattentektonische Konvergenzbestimmungen: 518 km versus 481 km; 0.79 cm/a versus 0.72cm/a; Fig. 8-SK Verbindung der Krustenstruktur mit Erdbeben (Fig. 4-SK). 15 km breiter Gürtel links und rechts der Profile betrachtet. Merkmale: 1) Maximale Erdbebentiefe ist nahe der Moho in den nördlichen und südlichen Vorländern entlang der östlichen Traverse. Im lepontinischen Dom ist die Seismiszität auf die Oberkruste beschränkt. Der adriatische Unterkrustenkeil ist seismisch inaktiv. Thermische Modellier- 7 ungen zeigen, dass der spröd-duktile Übergang mit der 500°C Isotherme zusammenfällt. Die heutige Stressübertragung erfolgt nur in der Oberkruste. 2) Im Gegensatz zur östlichen Traverse (Zentralalpen) zeigen die Westalpen Seismiszität in der gesamten Kruste. Stressübertragung erfolgt über die gesamte Kruste. Es herrscht ein wesentlicher Unterschied im thermischen Regime! Dieser Unterschied im thermischen Regime ist gegeben durch: a) Schräge Kollision in den W-Alpen <35 Ma und damit weniger Akkretion von Material mit großer radioaktiver Wärmeproduktion. b) Orogen-parallele Extension in den Zentralalpen erlaubt die Aufdomung der Isothermen im lepontinischen Dom. Zusammenfassung der Zentral- und W-Alpen-Entwicklung: 1) N-gerichtete (head-on) Kollision des konvexen Europäischen Plattenrands mit der apulischen Mikroplatte in den Zentral- und Ostalpen und sinistrale Transpression in den Westalpen im Zeitraum 50-35 Ma. 2) Nach 35 Ma wurde die westalpine Bogenform durch WNW-gerichtete Bewegung und Gegenuhrzeigersinnrotation der apulischen Platte akzentuiert. In den Zentralalpen bildet sich ein Unterkrustenkeil aus apulischen Gesteinen in den W-Alpen aus europäischen Gesteinen. Ursache der unterschiedlichen Keile: rheologische Festigkeit des Ivreakörpers. Kretazische Orogenese (Meliata-Hallstatt) a) Kompressive Invertierung (schräge E über W Imbrikation) des NW-lichen passiven Randes der Apulischen Platte (AA) - Fig. 7-S. Während der tertiären Orogenese verhält sich dieser Deckenstapel rigid und bildet ein “orogenic lid”, das entlang einer basalen Überschiebung (’sole thrust’) das Penninikum überschiebt (angezeigt durch die großen tektonischen Fenster (Engadine, Tauern). b) Orogener Kollaps nach der kretazischen Orogenese - Fig. 7-S - Abschiebungen. Ursache gravitative Anpassung eines überdickten Orogenkeils. Entwicklung der Ostalpen Bewußt wird ein Bruch in der Entwicklungsgeschichte zwischen Ost- und Westalpen eingelegt: Ostalpen sind im Wesentlichen die Entwicklung des Ostalpins!! Ostalpen: Übersicht der Gesamtentwicklung von der kaledonischen bis zur alpidischen Entwicklung (Übersichtsabbildung) Wesentliche Punkte der alpidischen Entwicklung (reflektiert in der stratigraphischen Entwicklung der Nördlichen Kalkalpen und der Molasse: 1) Rifting – Perm bis Oberjura; 2) Triassische Entwicklung: Faziesdifferenzierung – Karbonatplattformen 3) Jura: Ozeanisierung 4) Unterkreide: Akkretionskeil, kretazische Meliatta-Hallstatt Subduktion und Kollision (140-70 Ma); 5) Tertiäre Subduktion des penninischen Ozeans und Kollision: Eozän bis Miozän. 6) Molasseentwicklung; überschobene – gefaltete – ungefaltete Molasse; ab Oligozän Ostalpen: Datierung wesentlicher Ereignisse – eine kleine Erinnerung an die Tertiäre Geschichte (Abbildungssequenz aus Ratschbacher et al. 2003) Ostalpen: Tiefenstruktur und laterale Extrusion Transalp-Profil und interpretiertes Tiefenprofil vor der Transalp Traverse (Fig. Lammerer, Ratschbacher) – Tiefenstruktur sehr ähnlich dem östlichen Profil durch die Zentralalpen. Wesentlicher Unterschied – laterale Extrusion (Abbildungssequenz aus Arbeiten von Ratschbacher et al. 1991, 1995) Entwicklung der Karpaten Karpaten: separate Entwicklung als kontinentale Einbuchtung: sukzessive Füllung und unabhängige Blockrotationen - Fig. Karpaten, Antriebsmechanismus - laterale Extrusion aus den Ostalpen und rückschreitende Subduktion (subduction roll-back) entlang des Karpatenbogens - Fig. Sperner et al., 2003; SFB Karlsruhe; tabellarische Zusammenstellung der Events. 8 Ägäis Aktive Tektonik aus seismischen Untersuchungen Übersicht: Ägäis liegt zwischen den europäischen und afrikanischen Platten, die mit ~1.5 cm/a konvergieren (Fig. 20 Jolivet). Die Bewegung über den Hellenischen Trench ist aber ~ 5 cm/a; als Ursache wird die W-gerichtete Bewegung Anatoliens (Türkei) und die SW-gerichtete Bewegung der Ägäis angegeben. Bewegungsbild ist nicht komplett: interne Deformation tritt auf (geodätisch, seimologisch (Fig. 1-H), paläomagnetisch nachgewiesen). Extensionsbeginn unklar: wahrscheinlich 15 - 25 Ma aktiv. Unklare Verbindung zur Nordanatolischen Störung (NAF), da ihr W-Teil erst seit 5 Ma aktiv ist. Aktive Störungen sind meist Abschiebungen in Zentralgriechenland, dem Peloponnes und den griechischen Inseln und meist dextrale Seitenverschiebungen in der nördlichen Ägäis. Seismizität und tektonische Interpretation Teleseimische Events (größer Magnitude 3.5, aufgezeichnet in Distanzen > 30°) (Fig. 1-H). Seismizität konzentriert entlang den aktiven Plattengrenzen in W-Griechenland und dem Hellenischen Trench. Keine Seismizität südlich davon. Starke Seismizität auch in der nördlichen Ägäis assoziiert mit der NAF. Die “Sea fo Crete’ is fast aseismisch. Im Kontinentalbereich ist die Seismizität weit verbreitet (“distributed”), mit einem Fokus um den Golf von Korinth. Einschub: Regionale seismische Netzwerke und historische Seismizität Regionale seismologische Netzwerke ( 3.0 Magnitude) (Fig. 2-H). Ähnlich wie 1., mit diffuser Seismizität in der Kontinentalen Kruste. Tiefe der Erdbeben 5-20 km. Klare Dominanz der W-E streichenden Grabenstrukturen, wie der Golf von Korinth. Historische Seismizität (Fig. 3-H). Ähnliches Bild wie 1. und 2.. Interessant ist, dass die Seismizität nicht direkt mit den Beobachtungen aktiver Störungen korreliert (z.B. Störungsstufen). Z.B. sind die NW-SE streichenden bedeutenden Gräben, die z.B. den Golf von Saros, den Golf von Evia und das Thessalische Becken begrenzen, kaum in der Seismizität ausgeprägt (Fig. 1-H). Viele der aktiven Störungen Griechenlands scheinen aseismisch zu sein und Bereiche, die noch keine deutlichen morphologischen Merkmale entwickelt haben, sind seismisch sehr aktiv. Erdbebenherdflächenlösungen (Fig. 4, 6,7-H). Überschiebungen entlang dem Hellenischen Trench, Abschiebungen in der Ägäis, dextrale Seitenverschiebungen im nordägäischen Trog, und der Kefallinia Störungen, einer dextralen Trenchversatzstörung in W-Griechenkland (Fig. 1,4-H). TAchsen streichen sehr konstant N-S, aber gleich nördlich des hellenischen Trenches von Albanien bis Rhodos bögenförmige “E-W” Extension (Fig. 6-H). P-Achsen (Fig. 7-H) bogenförmig normal zum Hellenischen Trench. Kreta-Rhodos-Bereich zeigt N-S Achsen. Zentrale Ägäis und Festland - generell E-W P-Achsen-Orientierung. Interpretation: Heutige Tektonik (Fig. 8-H) ist unterschiedlich zu der des Pliozän (5.3-1.6 Ma), während dem NW-SE streichende Gräben dominant waren. Wesentliches Bild sind E-W streichende, noch nicht sehr gut ausgebildete Gräben. Dies Gräben bilden sich senkrecht auf die N-S Extension, die für die Ägäis charakteristisch ist, sie bilden sich aber offensichtlich nur am griechischen und türkischen Festland und am Ende von dextralen Seitenverschiebungen, wie im Bereich des nordägäischen Troges und der Keffalinia Störung. Die Usache dafür ist wohl die extreme Krustenausdünnung in der Ägäis (=2) und die damit einhergehende “Ozeanisierung” der Ägäis; die rheologische Festigkeit ist daher dort höher. Es ergibt sich ein Bild der Verbindung der NAF mit der Keffalinia Störung mittels eines diffusen Netzwerkes an Gräben und Abschiebungen. Nettoresultat ist eine Abkoppelung des Peloponnes von Zentralgriechenland. Paläotektonik der Ägäis Ist im Wesentlichen eine Geschichte der Extension. 25 Ma Extension hat ausgereicht duktile Kruste an die Oberfläche zu bringen. Die duktile Kruste ist in verschiedenen klassischen metamorphen Kernkomplexen (metamorphic core complexes), wie Naxos, Paros, Tinos, Mykonos, beobachtbar. 9 Plattentektonisches Setting der Extension: Back-arc Extension (in den Kykladen) gleichzeitig mit der Bildung eines Akkretionskeils im hellenischen Trench. Während der Extension wanderten die frontale Akkretion und die Extension südwärts durch den Prozess der rückschreitenden Subduktion (slab retreat). Bedeutet, dass das akkretierte Material vom Akkretionskeil in den back-arc Bereich übergeführt wurde. Exhumierung erfolgte im (1) Akkretionskeil und (2) in der back-arc Region: Der Unterschied ist, dass (2) in einem erwärmten Bereich erfolgte. Ägais ist demnach hervorragend geeignet, Prozesse der Extension von der Oberkruste (z.B. Golf von Korinth) bis in die Mittelkruste zu untersuchen. Hauptaugenmerk auf der “seismogenen Zone” zwischen 10-20 km Tiefe oder den spröd-duktilen Übergang. Regionale Geologie – generell: Heutige Extension (nun im Gegensatz zu der seismischen Untersuchung – (siehe oben) gemessen mit Hilfe geodätischer Methoden (GPS)), wird dominiert von der rigiden Extrusion des anatolischen Blocks entlang der NAF in Richtung des freien Endes, der Subduktionszone (Fig. 5-JP) und der internen Deformation dieses Blocks durch Extension in der back-arc Region. Die beginnende Kollision zwischen der afrikanischen Platte und dem anatolischen Block südlich von Kreta ist verantwortlich für arc-parallele Extension im Bereich des Trenches. Vor 3 Ma war auch dieser Bereich von N-S Extension betroffen. Die Extension überprägte eine frühere kontraktionale Krustenverdickungsdeformation, die zum alpinen Ast der Helleniden gehört (ca. <45 Ma). Das Produkt dieser Krustenverdickung sind die Deckenstapel, die im Wesentlichen hoch-Pniedrig-T Metamorphose enthalten und als die kykladischen Blauschiefer bekannt sind. Krustenkollaps (als Funktion des gespeicherten gravitativen Energiepotentials) begann im späten Oligozän-frühen Miozan (25-20 Ma), möglicherweise durch die Entstehung des hellenischen Trenches. Krustendicke aus Schweredaten: Der nordägäische Trog und die “Sea of Crete” haben die geringste Krustendicke. Unter Sea of Crete 20 km, unter Olymp 38 km. Prä-Extensions-Krustendicke 45-50 km (Vergleich mit den hellenischen Ketten im W ohne Ausdünnung). Metamorphe Kernkomplexe: Naxos, Paros, Evia, Andros, Tinos, Mykonos, Ikaria, Ios, Thassos, südliche Rhodopen, Olymp mit typischem Strainfeld (Fig. 2-JP); bis auf Ios, Thassos und Rhodopen top-to-N (NE) Extension (Fig. 2-JP). Paläomagnetische Studien in den miozänen Instrusiva von Naxos und Mykonos zeigen post-duktile Rotationen um vertikale Achsen. OlympNaxos Transekt Charakteristisch sind NW-SE streichende Gräben und Abschiebungen, mit gekippten Blöcken im Krustenmassstab (Figs. 3,4-JP). Die Hauptabschiebungen fallen nach NE ein und die Hauptblöcke sind nach SW gekippt. Die metamorphen Kernkomplexe sind entlang einer Linie Olymp-Naxos aufgereiht und gehören alle zu demselben gekippten Block (Olymp, Evia, Andros, Tinos, Mykonos, Paros, Naxos) (Figs. 2-JP). Fokus P-T-t Entwicklung der Olymp-Naxos Traverese Die spätoligozänefrühmiozäne Deformation überprägt das eozäne hoch-Pniedrig-T Ereignis (Fig. 1,6-JP). Ein deutlicher Gradient zu hoch-T (retrogressiver) Metamorphose wird von NW nach SE beobachtet (Fig. 1,6-JP): Wenig Retrogression im grünschieferfaziellen Olymp-Gebiet; bis zur lokalen Migmatisierung and Magmatismus auf Naxos. Der Olymp ist interessant, da das hoch-Pniedrig-T Ereignis (max. 8 kbar - 300°C) mit 53-61 Ma datiert ist und ein rasches Abkühlungsereignis (durch 100-150°C) um 16-23 Ma stattfand: Zeigt deutlich, dass die hoch-Pniedrig-T Gesteine schon ein hohes Krustenniveau erreicht haben, als die ägäische Extension begann! Auf Tinos wurde das hoch-P Event auf 15-18 kbar, 450-500°C, 45 Ma (Eklogite) festgelegt; die grünschieferfazielle Überprägung ist 21-23 Ma alt. Granitintrusion erfolgte um 19 Ma. Naxos zeigt 10 kbar, 550-600°C um 45 Ma und Retrogression um 5 kbar und 700°C (Migmatisierung). Dieses NW-SE Profil zeigt deutlich die Zunahme der Krustenausdünnung von NW nach SE (Grünschieferfazies bis Migmatisierung). Fokus - Regionale Details Olymp: Tektonisches Fenster, das den Kontakt zwischen der allochtonen pelagonischen Einheit, den kykladischen Blauschiefern (Subduktionszone, Ambelakia) und den paraautochtonen triassisch-eozänen Karbonatplattformgesteinen (Olymp-Ossa Einheit) zeigt (Fig. 3,7-JP). Syn-HP kontraktionale Deformation ist top-to-SW (zum Vorland). Tinos: Zwei wesentliche Einheiten: Obere besteht aus Serpentiniten und Metabasiten (Grünschieferfazies). Untere Einheit: Metabasite, Metapelite (mit Blauschiefern und Eklogiten) als Teil der kykladischen Blauschiefer. Beide Einheiten werden von einem 19 Ma Granodiorit intrudiert; der Magmatit versiegelt also das Detachment. Altersdaten geben 70 Ma für das hoch-T Event der oberen Einheit (spreading-bezogen?), 45 Ma für das hoch-P und 19-14 Ma für das hoch-T intrusionsbezogene Event (Figs. 7,10,12-JP). Das Detachment wird von spröden, späten Störungen geschnitten, die auch den Granodiorit betreffen; kontaktmetamorphe Minerale über dem Magmatit und periphere Dikes sind synkinematisch. Das 10 Detachment ist offensichtlich während der Aktivität und während der Intrusion in höhere Krustenniveaus gewandert. Interessant ist, dass hier ein Detachment beobachtet werden kann, das vor, während, und nach der Intrusion aktiv war. Mykonos, Paros, Naxos: Mykonos: Duktile Deformation tritt vor allem in einem Granitoid auf (13 Ma), der den Grossteil der Insel einnimmt. Paros-Naxos: Zwei Migmatitdome werden von unmetamorphen Oberplattengesteinen überlagert (Serpentinite, miozäne Sedimente) (Fig. 7,10-JP). Granodiorit auf Naxos (12 Ma) ist deformiert; Migmatitisierung in der Liegendplatte (unter dem Detachment) ist zeitgleich mit Sedimentation der ältesten Sedimente auf der Hangendplatte. Generelle Schlüsse zur Entwicklung von extensionaler Deformation: Das Interessante der Traverse ist, dass entlang dem Streichen eines einzelnen Krustenblocks sich die Extension von spröden Abschiebungen, über duktile Detachments, zu migmatitischen Kernkomplexen entwickelt. Die Intensität der Deformation und der Betrag der Exhumierung nehmen kontinuierlich zu. Vertikal ergibt sich eine Stratifizierung der Deformationsregime (coaxial versus non-coaxial): Lokalisierte Abschiebungen in der spröden Oberkruste, verteilte (distributed) extensionale Scherbänder mit einer Aufteilung in Domänen mit nicht-koaxialem und koaxialem Fliessen unter 10 km und verteiltes koaxiales Fliessen unter 20 km (Figs. 17,18-JP). Kreta-Naxos Transekt Die Geochronologie zeigt, dass die Hochdruckgesteine schon in grünschiefer- (Olymp) bis amphibolithfaziellen Bedingungen waren, als die ca. 20-15 Ma Extension der Ägäis begann. Die wesentliche Exhumierung muss also älter sein! Belegt ist eine südgerichtete Migration der Subduktionszone von kretazischem Alter in den Rhodopen, über eozänes Alter in den kykladischen Blauschiefern, zu miozänem Alter auf Kreta. Fokus – Regionale Details Kreta: Hoch-Pniedrig-T ist frühes Miozän und ist im tiefsten Kern des metamorphen Kernkomplexes aufgeschlossen (Phyllitquarzit-Einheit und Plattenkalkeinheit mit Fe-Mg Karpholit, Chloritoid, Lawsonit, Aragonit, Phengit in Metapeliten und Glaukophan [Alkali-hbl], Lawsonit, Na-Pyroxen [Jadeit] in Metabasiten) (Fig. 19-JP). Oberplatte ist schwach- bis unmetamorph und besteht aus einer Reihe von imbrikierten Einheiten. Exhumierung ist schnell und beinhaltet isothermale Dekompression. Exhumierung zwischen 24 und 15 Ma. Die Form der PT-Kurve mit andauender Abkühlung verlangt eine aktive Kühlung, i.e. kontinuierliche Unterschiebung, und erfolgte syn-orogen in einem Akkretionskeil (Vergleiche den extremen Unterschied in der Exhumierung zu z.B. Naxos zur selben Zeit) (Fig. 4-JP). Strainfeld der Ägäis: Das Streichen der Streckungslineare wechselt von ESE-WSW zu N-S von N nach S (Fig. 20-JP). Das Strainfeld kann mit Kleinkreisen um einen Rotationspol am östlichen Ende des Hellenidentrench beschrieben werden (Fig. 20b-JP). Mögliche Erklärungen für dieses Muster sind: (1) Die Deformation zeichnet das duktile Fliessen unter einer rigid rotierenden Platte auf. (2) Die gesamte Region kollabiert zu einer freien Grenze (die Subduktionszone). Das momentan diskutierte Szenario umfasst: (a) Krustenkollaps der ägäischen Region begann um 25 Ma durch die freie Grenze entlang der Subduktionszone. Der Kollaps der überdickten Kruste betraf die gesamte ägäische Kruste und war zeitgleich mit der Subduktion. Die Rate des Rückwärtswandern der Subduktionszone ist nicht zu bestimmen, aber ein Wert von 1 cm/a ist wahrscheinlich. (b) der Beginn des raschen Entweichens von Anatolien um 12-15 Ma beschleunigte die Subduktionsrate südlich der Ägäis um einen Faktor von ca. 3. Die back-arc Extensionsgeometrie in der Ägäis blieb gleich, d.h. die Subduktionszone wanderte weiterhin zurück. Die Deformation verlagerte sich aber nach Norden in den Bereich des propagierenden Endes der NAF (Fig. 20-JP). (c) Im Pliozän (ca. 3 Ma) änderten sich die Stressrahmenbedingungen entlang der Subduktionszone drastisch (z.B. 3 ist nun E-W nicht mehr N-S); auch die Extension in der Ägäis ist nun N-S nicht mehr NE-SW. Dies wird auf die beginnende Kollision der afrikanischen Platte mit der ägäischen Region zurückgeführt; diese Kollision hat wahrscheinlich die extensive Komponente entlang der Subduktionszone reduziert (ihr Rückschreiten). Fokus: Quartäre Evolution des Golf von Korinths und Implikationen für die spätkänozoische Entwicklung der Ägäis Literatur – siehe auch Figuren: Armijo et al., Geophysical Journal International, 126, 11-53, 1996 Ziel: Analyse konzentriert sich um die quartäre Entwicklung des asymmetrischen Golfs von Korinth mittels einer neotektonischen Analyse der spektakulären Strandterrassen des östlichen Golfes. Ansatz 1: Regionale morphologische Analyse mit SPOT Satellitenbildern. Ansatz 2: Geomorphologische Untersuchungen von Terrassen, Datierung und Korrelation mit Meeresspiegelschwankungen; erlaubt tektonisches Uplift zu bestimmen (surface uplift) Ansatz 3: Mechanisches Modell (Modell einer elastischen Platte) 11 Seismizität, tektonisches Setting und Gesamtmorphologie - Golf von Korinth Instrumentelle Seismizität (Fig. 1-A): Sechs Erdbeben größer als Ms=6; Abschiebungen mit N-S Extension. Abschiebungen überprägen maximal miozäne Gesteine des fold-thrust belts und Plio-Pleistozäne ungefaltete Gesteine; Golf von Korinth ist hauptsächlich Quartär. Strukturgeometrie (Fig. 2-A): Asymmetrischer Halbgraben mit herausgehobenem südlichem Footwall; der nördliche Hanging wall hat nur wenige Abschiebungen - dies kann man sofort erkennen, wenn man die Küstenlinie betrachtet (scharf und linear im S). Bathymetrie zeigt eine Vertiefung und Verbreiterung des Graben nach E mit höheren Sedimentdicken Extensionsbetrag nimmt nach E hin zu (= Rift sollte nach W propagieren). Extensionsbetrag: Bilanzierung der Abschiebungen 2 km im W bis 7 km im E. Entwicklung des Riftings: Wanderung nach N; ältestes, inaktives Abschiebungsset 25-30 km südlich des Golfes, dann 5-10 km südlich des Golfes, heutiger Riftabhang und in seismischen Schnitten Neubildung eines neuen Riftabhanges off-shore. Desgleichen N-Wanderung der Erosion und Sedimentation; z.B.: Flusseinschneidung hat einige Schuttfächer-Delta (fandeltas) freigelegt, die auf einen (heute herausgehobenen) Block abgelagert wurden (Fig. 2-A, S’ der Heliki-Störung). Die Ablagerungsbedingungen in diesem Fan waren wahrscheinlich sehr ähnlich zu den Fans, die heute nördlich der Störung abgelagert werden. Die N-Wanderung der S-Schulter des Golf von Korinths hat auch das Entwässerungsnetz (drainage) verändert (Fig. 2-A): heute N-gerichtet in Golf. Es gibt jedoch zwei Becken mit internem Entwässerungsnetz; diese haben trichterförmige Täler, die sich nach S öffnen; das Einfallen der Terrassen, der Winkel der Zuflüsse, die Richtung des Sedimenttransportes, etc. beweisen aber, dass die Flüsse einmal nach N geflossen sind. Die Umkehrung des Entwässerungsnetzes ist wahrscheinlich durch die Aktivität entlang einer nördlichen Störung (Xylokasto) entstanden, die die heutige Riftschulter nach S geneigt hat. Störungsentwicklung am E-Rand des Rifts (Fig. 2-A): Abschiebungen wandern N-wärts und ändern ihre Richtung (bei einem gleichbleibenden Stressfeld [N-S Dehnung] rotieren die Gesteine und die Störungen im Uhrzeigersinn alte Störungen bekommen WNW-Trend, neue behalten E-W bis NE-SW in Übereinstimmung mit dem ~N-S Stressfeld; die Rotation des Pelopennes ist paleomagnetisch nachgewiesen). Die jungen Störungen streichen 70-90 und sind für das abrupte Ende der Vertiefung des Golfes verantwortlich. Das morphologisch bestimmte jüngste Störungsstreichen wird auch durch Erdbebenherdflächenlösungen ausgedrückt (Fig. 2-A). Genaue Bestimmung der Hebungsgeometrie im SE-Eck des Golfs ist durch eine Serie von Terrassen möglich. Diese Terrassen wurden als eine Konsequenz der Abschiebungszerstückelung von einigen wenigen marinen Terrassen interpretiert. Die gebogene Form und die Parallelität der Ränder dieser Terrassen untereinander und zu der heutigen Meeresküste weist darauf hin, dass sie nicht-tektonischen Ursprungs sind und dass die inneren (landwärtigen) Ränder, Standlinien unterschiedlicher Meeresstände sind (Figs. 3, 4-A). Die Terrassen sind höher in Annäherung zur aktiven Xylokastro-Störung im NW. Strandlinien sind ein sehr gute Marker für ein intitiales “Paläohorizontal” (siehe unten). Strandterrassen: Die Terrassen bestehen aus unterschiedlichem Material sind aber alle von 2-6 m dicken, gut zementierten Sanden und Konglomeraten bedeckt; sie spalten sich nach W in eine größere Anzahl von Terrassen auf (Fig. 4-A). Marine Terrassen entstehen als eine Wechselwirkung zwischen der Rate des globalen Meeresspiegelwechsel und der Rate der tektonischen Hebung. Periodische glazio-eustatische Meeresspiegelschwanungen sind sehr rasch; so ist z.B. der Meeresspiegel während des letzten Entgletscherung am Ende des Pleistozäns 150 m in 12 ka (~12 mm/a) gestiegen. Tektonische Hebungsraten von Küsten sind <2 mm/a. Eine sich hebende Küste kann so die Hochstände als eine Serie von Terrassen und Strandlinien aufzeichnen (Niedrigstände bleiben generell nicht erhalten, da sie durch die Wellenaktivität zerstört und von Sediment überdeckt werden). Die Terrassen sind generell erosiv oder dünn deposiv und haben Hangneigungen von <10 und eine Strandkehle (Fig. 5-A). Korrelation basiert auf SPOT Images, Luftbildern, und topographischen Karten; im Feld wurde die zwei wesentlichen morphologischen Merkmale der Terrassen kartiert: a) die zum Meer gerichtete, äußere Ecke, am Top der Störungsstufe, die das Meereskliff (Brandungs-Cliff) der jüngeren Terrasse bildet (Figs. 6,7-A); b) die Brandungskehle. Fig. 8-A zeigt die Veränderung der Höhenlage der einzelnen Strandlinien in Annäherung zur Xylokastro-Störung (N-S Profile). Die Fehlergrenzen der Lokalisierung sind 100 m in x/y (horizontal; dort wo die Änderung in der Neigung des Seacliffs durch Erosion zum Meer hin verschoben wurde) und 4 m vertikal. Beobachtung: Strandlinien sind von Footwall Abschiebungs-Deformation betroffen; die Strandlinien sind nach S gekippt; z.B. der Höhenunterschied von der Störung weg ist für die New Corinth Terrasse 130 m, für die ältere Laliotis Terrasse 250 m, was Kippungswinkel von 0.45 und 1.3 entspricht. Der Verkippungswinkel nimmt zur Störung hin zu (1-2). Bestimmung von Erosion und Ablagerung N und S der Xylokastro Störung (für die mechanische Modellierung der Deformation über größere Zeitraume notwendig): Ablagerung nördlich der Störung (meistens off-shore mittels seismischer Profile) gibt 2000 m Subsidenz zwischen den Basementgesteinen (der Pindos-Einheit) unter heutigem NN; Korrelation mit on-shore Sedimenten gibt c. 1 mm/a Sedimentationsrate; genaue Bestimmungen sind wegen dem Fehlen von Bohrungen nicht möglich. Erosionbestimmung erfolgt in Profilen entlang des Terrassenstreichens, es wird über die Terassen eine mittlere Hangneigung gelegt (in diesem Fall passt eine Exponentialkurve am besten; die Terrassen sind im W höher, da näher zur Störung) und von dieser Kurve werden die Flusseinschneidungen abgeträgen (Fig. 10-A; ein 3D digitales Modell wäre noch besser). Die Prozent der Erosion berechnet man aus dem erodierten Volumsanteil zwischen NN und der Hangneigungskurve. Ergebnis (ist intuitiv): Erosion im Footwall der Xylokastro-Störung nimmt mit grösserem Abstand zur Störung ab. Bestimmung der genauen Störungsgeometrie (für die mechanische Modellierung der Deformation über größere Zeitraume notwendig): Die on-shore Geometrie ist klar 100 Trend und 45-55 Dip mit kleiner sinistraler Komponente an der Abschiebung. Alterseinstufung der Terrassen: Die pleistozänen Meeresspiegelhochstände werden durch die O-Isotopenaufzeichnungen in Tiefwasserforaminiferen und die Höhe der durch Korallen datierten Strandlinien in auftauchenden Küstengebieten der Erde (e.g. Papua Neuguinea) datiert [ 16O reichert sich in den Poleiskappen an; wenn sie abschmelzen reduziert sich 18O/16O 12 Verhältnis]; diese Methoden geben eine Aufzeichnung von Meeresspiegelhochständen für die letzten 340 ka. Verwendet werden sich rasch hebende Küsten (>2 mm/a; z.B. Papua Neuguinea). Bei Hebungsraten von 0.5-2 mm/a überlappen sich die extremen Hochstände und löschen mittlere Hochstande aus. Z.B. war der Hochstand während der letzten Zwischeneiszeit besonders hoch (Isotopenstufe 5.5; 6 m über NN); dieser Hochstand löschte vorhergehende, mittlere Hochstände in allen, sich mit langsamen und mittleren Raten hebenden Küsten aus; erhalten sind nur die extremen Hochstände (i.e. 5.5, 7.5, 9.3; siehe Fig. 11-A). Die Tatsache, dass im Golf von Korinth viele gut erhaltene Terrasse auftreten, lässt den Schluss zu, dass mittlere (bis hohe) Hebungsraten auftreten. Des weiteren belegt das Konvergieren der Strandlinien in Annäherung an die Xylokastro-Störung höhere Hebungsraten in diesem Gebiet. Faunenassoziationen und U/Th Datierung geben für zwei der ausgeprägtesten Terrassen absolute Altern und erlauben eine Korrelation mit den Hochständen 5.5 und 7.5. Als nächstes nimmt man Profile parallel zu der Xylokastro-Störung in bestimmten Abständen (hier 5, 10, 15, 20 km); diese illustrieren die Hebungsinformation der Küstenlinien mit gleichem Abstand von der Störung: dies löst das Problem der Hebungszunahme mit Annäherung an die Störung, weil diese Hebung zylindrisch (Achse parallel der Störung ist). Die nicht-datierten Terasse werden interpoliert (Figs. 11, 12 - A). Fig. 12-A zeigt, dass einige, weniger ausgeprägte Hochstände nicht repräsentiert sind, wenn sie weit von der Störung weg sind, sie sind möglicherweise vorhanden, wenn man nahe an die Störung herangeht (hohe Hebungsraten). Fig. 12b-A zeigt das Profil am nächsten zur Xylokastro-Störung: die schwarzen Punkte plotten die Höhenlage der Punkte gegen ihr Alter (Altersbestimmung nach obiger Methode, im wesentliche basierend auf den zwei absoluten Alterseinstufungen) die Regression ergibt die durchschnittliche Hebungsrate und zeigt, dass eine Annahme einer linearen Hebungsrate statistisch gerechtfertigt ist. Korrigiert man die Höhen der Küstenlinien für die Meeresspiegelschwankungen zu dieser Zeit (Fig. 11-A; was man tut ist eine Normierung der Terassenhöhenlagen auf das heutige NN), dann ergibt sich eine wesentliche bessere lineare Korrelation (Fig. 12b-A) - diese gibt eine lineare Hebungsrate für den Bereich des Golfes von 1.280.15 mm für die letzten 350 ka und 1.250.14 mm für die letzten 124 ka. Beachte, dass die alten Höchststände die geringste Korrektur bedürfen, da die Höchststände ungefähr dem heutigen interglazialen Höchststand entsprechen. Es ist also vernünftig für die Hebungsmodellierung nur diese Höchststandterassen zu nehmen; die Bestimmung der Hebungsraten aus den anderen Terrassen ist sehr empfindlich für Fehler bei der zeitlichen Einstufung, da die Meeresspiegelkorrektur für sie teilweise extrem ist. Da die Höchststände während der drei wesentlichen Interglaziale ident mit dem heutigen waren (Fig. 11-A), ergibt die Erosionsabschätzung in Bezug zum heutigen NN (Fig. 10-A) auch ein Maß für die Nettoheraushebung (ausgedruckt in %) [ Erosionsbestimmung erfolgt an den Terrassen, die den gleichen Meeresspiegel wie heute haben]. Mechanisches Modell für die Deformation am S-Rand des Golfes von Korinth (= Bestimmung der genauen Störungsversetzungsraten). Modellierung ist notwendig, da man zwar genaue Information im aufgeschlossenen Footwall hat, aber nur wenig Info über den off-shore Hangendblock (Alterseinstufung und Dicke der Sedimente: keine genaue Korrelation über Störung möglich). (a) Theorie. Modellierung mit einem boundary element model (22 km) (Fig. 14-A). Elastische Platte mit folgenden Eigenschaften (Fig. 14a-A): Langzeitliche Festigkeit (fliesst also nicht), der langzeitliche elastische Modul (z.B. n = Een, Young’s Modul, E ~ 80 GPa) ist durch Mikrobrüche reduziert (E 0.1 GPa). Überlagert viskose Flüssigkeit (= unter brittle-ductile Transition). Fig. 14b gibt die Rahmenbedingungen, die sich aus den Daten des Golfs von Korinth ergeben (Dicke aus Erdbebentiefe, Einfallen der Störung, Erosion und Sedimentloading (wird gleichgesetzt, da keine gute Daten für den Hangendblock), Dimensionen. Fig. 14c-A zeigt Strainverteilung (kompressiv hell, extensiv dunkel). Fig. 15-A untersucht die Empfindlichkeit des Modells in Bezug zur Erosion (des Footwalls) und Sedimentation des Hangendblockes: Modellierung zeigt, dass Änderungen in der Erosion und Sedimentation (im Bereich, der für den Golf von Korinth möglichen Parameter) nur wenig Einfluss auf die Hebung im Liegendblock (= dort wo es Messungen gibt) haben. Fig. 16-A untersucht den Effekt der Änderung in der elastischen Festigkeit (also die Änderungen im elastischen Modul). Das Verhältnis der Hebung zur Subsidenz wird für einen Modul <0.1 GPa vernachlässigbar (da aus der Golfgeometrie wahrscheinlich, dass alles erodierte Material im Golf landete ergibt sich Modul <0.1 Ga). Ein Wechsel im Modul von 0.1 (weich) zu 1 (fest) GPa resultiert in einer Versatzminderung von 10%. Fig. 18-A untersucht den Einfluss des Störungseinfallens auf die Hebung und Subsidenz im Umfeld des Riftes für zwei Werte, die die reale elastische Dicke der Modellplatte beschreiben und eine vertikale Separation von 3813 m haben. Weil die Hauptabschiebung im Golf von Korinth nur zwischen 40-60 variieren kann, ist der Fehler, der sich bei eine falschen Annahme (40-60) für das Störungseinfallen ergibt <10%. (b) Modellierung der Terrassen. Für den ersten Modell-run werden nur die 3 größten Terrassen der Meeresspiegelhochstände verwendet, für die man annehmen kann, dass der Meeresspiegel ca. so hoch wie der heutige war. Fig. 19a-A zeigt eine Modellierung für diesen Fall und mit einem Einfallen von 50 und einen elastischen Modul, der eine weiche Platte annimmt; der Versatz entlang der Störung wird nun so lange variiert bis die errechneten mit den gemessenen Kurven der Hebung des Footwalls (Linien in Fig. 19a-A) in einem Profile normal zur Störung übereinstimmen; für jede Terrasse muss der Versatz entlang der Störung unterschiedlich sein - er muss für die höchste Terrasse am größten sein. Fig. 19b-A gibt selbiges für alle Terrassen und mit einer Korrektur für die Meeresspiegelschwankungen; der Einbau des Alters der Terrassen erlaubt eine Versatzrate an der Störung zu berechnen. Als nächstes werden die Einflüsse eines möglichen regionalen Uplifts des gesamten Peloponnes auf die Versatzrate an der Störung untersucht (Fig. 20a,b-A): logischerweise ergibt sich eine Reduktion der Versatzrate. Die Berechnungen wurden unter der Annahme durchgeführt, dass die Xylokastro-Störung allen Versatz, der zur Hebung der Terrasse geführt hat akkumuliert hat; denkbar wäre jedoch ein Modell mit mehren Störungen, die offshore liegen. Fig. 20c,d modelliert den Einfluss dieser Unsicherheit in der genauen Lokalisierung der Störung auf die Terrassenhebung: logischerweise muss die Versatzrate entlang der/den Störungen höher sein, wenn sie weiter im N sind; die Unsicherheit in der Lokalisierung im Fall des Golfs von Korinth für die Versatzrate ist 10-15%. Nach Untersuchung aller möglichen 13 Einflussparameter ergibt sich eine Variation in der möglichen Versatzrate von 7.0 bis 1.6 mm/a (Mittelwert 11mm/a) (Fig. 21-A gibt die Variabilität und ihre Faktoren). Mechanik des Golf von Korinth Rift-Systems Zusammenfassung der Fehlerabschätzung. (1) Messfehler der Position und Höhenlage der Strandterrassen. (2) Alterseinstufungsfehler. (3) Unsicherheiten im Modell und den Modellierungsparametern (z.B. Erosion und Ablagerung, Dichte, elastischer Modul, Plattendicke [=elastische Dicke], Störungseinfallen, Störungslage, regionale Hebung). Wesentliche Faktoren sind Störungslage und regionale Hebung. Fehler sind nicht ziellos und tendieren sich gegenseitig auszulöschen; so erniedrigt z.B. die regionale Hebung die Versatzrate. Diese Erhöhung wird aber kompensiert durch eine möglicherweise weiter nördlich gelegene Störung, die Versatzrate erhöht. In Summe sind die Fehlergrenzen in der Versatzrate wohl ca. 20% (~113 mm Versatzrate). Segmentierung und langzeitliche Versatzraten in anderen Bereichen des Golfs. Die Untersuchungen zeigen, obwohl auf einer schlechteren Datenbasis, dass die heutigen Versatzraten zu den Rändern (besonders zu dem östlichen Rand) nicht bedeutend abnehmen. Dies ist eine sehr unwahrscheinliches Szenario, da es zeigen würde, dass der Golf mit seiner heutigen Längenausdehnung (~130 km) begann und nur der Versatz zunahm, ohne dass die Störungslänge zunahm. Diese Beobachtung ist inkompatibel mit den weltweit erarbeiteten Skalierungsgesetzen für das Wachstum von Störungen; diese besagen, dass eine Störung bei einer Zunahme des Versatzes länger wird. Das maximale Versatz zu Riftlängenverhältnis des Golfes ist ~0.09, was Werten anderer Störungszonen entspricht. Eine mögliche Lösung, die erklärt, warum die Versatzraten an den Störungsenden nicht abnehmen und doch die Skalierungsgesetze erfüllen (=gleichzeitiges Längenwachstum und Versatzzunahme), ist eine Modell, dass den Golf durch Addition von diskreten Segmenten wachsen liess. Bevor eine neüs Segment im Streichen angeheftet wird, bleibt die Störung gleich lang und nur d/L (Versatz durch Streichlänge) nimmt zu. Dann wird ein neues Segment in einer Phase rascher lateraler Propagierung hinzugefügt. Dann kommt wieder eine Phase in der, der Versatz ziemlich gleichmäßig entlang der Störung zunimmt, ohne dass die Streichlange zunimmt. In diesem Modell wäre der Golf nun in einer Phase, in der die Streichlänge nicht zunimmt. Erklären kann man dieses Verhalten mit der Lage von Diskontinuitäten in der “Prozesszone” (laterale Wachstumszone der Störung) (Fig. 24-A). Liegt die Diskontinuität in der Streichverlängerung der Störung, dann wandert die Prozesszone seitlich und bleibt klein (es bildet sich zuerst ein Mikrostörungsnetzwerk); die Störung akkumuliert Versatz und wird länger bei konstantem d/L. Liegt die Diskontinuität seitlich vor der Hauptstörung muss die Prozesszone zuerst einmal im Radius wachsen; d.h. d/L nimmt zu. Fig. 24h-A zeigt ein Modell dieser Situation und zeigt wie der Versatz zunimmt, ohne dass die Streichlange der Störung zunimmt. Der östliche Golf von Korinth könnte ein gutes Beispiel für eine Vergrößerung der Prozesszone sein; dies wird durch Verteilung der aktiven Störungen angezeigt. Die antithetischen Störungen NE-lich der synthetischen Riftstörungen am S-Rand des Golfes spielen die Rolle der vorgelagerten Diskontinuitäten in Abb. 24d-A. Hier akkumuliert Displacement im Moment, ohne dass die Länge der Hauptstörung wächst. Es ist aber klar, dass in kurzer Zeit die Periode des raschen Seitwärtswachsens folgen wird ( Erdbebenvohersage). Diskussion der Riftentwicklung des Golf von Korinth (1) Rolle der regionalen Heraushebung. Eine der Ziele dieser Studie war einen Anhaltspunkt der Rolle der regionalen Heraushebung des Peloponnes zu erarbeiten und die mögliche Größenordung dieser Heraushebung zu quantifizieren. Die Studie ergab, dass man die Hebungsgeschichte der Golfschultern mit einem elastischen Flexurprozess entlang der Riftstörung erklären kann, ohne dass man eine regionales Uplift zur Erklärung braucht (0.1-0.2 mm/a sind jedoch möglich/wahrscheinlich); dies entspricht den Messungen am Peloponnes. Diese Hebung ist relativ schwierig zu erklären. Gebiete die eine Krustenextension unterliegen (wie die Ägäis) und die abkühlen unterliegen einer Subsidenz (darum Ägäis unter Wasser). Trotz Extension hat der Peloponnes und das griechische Festland eine Krustendicke von ~40 km behalten und hebt sich sehr langsam. Zwei Theorien gibt es: (a) Hebung durch Sedimentunterschiebung entlang der hellenischen Subduktionszone; dies ist im Einklang damit, dass heute bereits distale Teile Afrikas in die Subduktionszone kommen (Turbititfächer mit beträchtlicher Sedimentdicke) (dies bewirkt auch longitudinale Extension entlang des Trench - siehe oben). (b) Relativ bedeutende regionale Erosion, die zur Entlastung führt. (2) Lokalisierung und Asymmetrie der Riftentwicklung. Typische zu anderen Teilen der Erde sind die Halbgrabenstruktur und die Länge der Störungen, die mit der Dicke der elastische deformierenden Platte (hier ~16.5 km) skalieren (brittle thickness). Typisch ist auch das N-gerichtete, in den Hangendblock gerichtete Propagieren der Störungen. Untypisch ist die heutige (<1 Ma) Rate des Versatzes entlang der Rifts (Störungsversatz ~11 mm/a und Öffnungsrate ~ 7 mm/a); typische Abschiebungen haben Raten die 1/10 dieser Werte betragen. Solch hohe Extensionsraten finden sich nur an wesentlichen Plattengrenzen. Die Raten anderer Abschiebungssystem in der Ägäis sind schlecht bestimmt, werden aber als wesentlich geringer erachtet; die on-land Gräben in Anatolien haben 1 mm/a (Fig. 1-A). Rifts treten häufig als subparellen Abschiebungssysteme auf (z.B. Tibet mit 8 Riftsystemen im 150-200 km Abstand, Basin-and-Range, Abstand 30 km). In der Ägäis liegen die Riftsysteme ~ 60-75 km auseinander (Fig. 1-A). Alle Rift werden breiter und tiefer nach SE. Generell zeigen Rifts mit einer kurzen Wiederkehrrate (“short wavelength faulting”) eine 1:1 Korreation zur Krustendicke (basin-and-range: 30 km wavelength und 30 km Krustendicke). Rifts mit geringer Extension zeigen generell eine Korrelation mit Mantelprozessen; so sind in Tibet die Riftabstände mit periodischen Verdickungen und Verdünnungen der Mantellithosphäre assoziiert, die die gleiche Wellenlänge wie die Rifts haben. In der Ägäis ist ein ähnlich Trend zu sehen: im Bereich der zentralen Ägäis ist die Extension ~80% und der Riftabstand ist kleiner; die Ränder haben weniger Extension und der Abstand ist grösser (ist also ein Funktion der Mantelrheologie. In der basinand-range ist der geothermische Gradient so hoch, dass die Mantellithosphare keine Festigkeit überträgt). (3) Großmaßstäbliche Entwicklung und Evolution der Ägäis. Drei wesentliche Merkmale der Entwicklung des Golfes müssen durch die regionale Tektonik erklärt werden. (a) Die hohen Extensionsraten. (b) Die hohen Raten sind nur seit ca. 1 Ma aktiv; sie überprägen eine ältere Riftstruktur mit geringeren Extensionsraten. (c) Die Extensionsraten nehmen nach W ab; dies ist ein Hinweis für das W-gerichte Propagieren des Rifts. 14 Bevorzugtes Modell mit den folgenden Phasen: (a) 15 Ma Beginn eines Extensionskollaps im Ägäisraum (Fig. 25a-A). Ausbildung eines “long wavelength faulting” durch Ausbildung von Mantelboudinage (“necking instabilities”). Die maximale Dehnung im Zentrum der Ägäis bedingt die Biegung der Subduktionszone (Hellenic Arc) und bedingt entgegengesetzte Rotationen (Fig. 25b-A). Diese Rotationen sind nachgewiesen. (b) Stadium 2 wird eingeleitet durch die Kollision von Arabien mit Eurasien und die beginnende Extrusion von Anatolien. Ausbildung der NAF um 10 Ma vor heute. Die Störung propagiert nach W und erreicht die Ägäis vor ~ 5 Ma (Fig. 25c-A). Segmentierung der NAF resultiert in extensionalen Übertritten, wie z.B. das Marmara Meer. Ein zweiter Ast liegt weiter südlich und ist jünger; dieser Ast scheint die älteren NW-streichenden Rifts zu reaktivieren und zwar in einer NE-SW Reihenfolge; der Golf von Korinth ist die jüngste Reaktivierung. Zentrales Mediterran Einleitung Interessantes Phänomen ist das Nebeneinander von Kompression und Extension (Fig. 1-WB) in den letzten 10 Ma mit einer komplexen Zeit-Raum Überlagerung: Öffnung des tyrrhenischen Beckens im Bereich der Afrika-Eurasien Kollisionszone. Entwicklungsmodell für das zentrale Mediterran Annahmen: SSW-NNE Konvergenz zwischen Afrika und Eurasien mit Abnahme der Konvergenzrate vom späten Torton (Beginn Torton 11.2 Ma, oberes Miozän; spätes Torton 7 Ma) bis heute. Eurasien wird in den Rekonstruktionen fix gehalten. Ausgangssituation: Fig. 2.1A-Ma, Oberes Torton ( 7 Ma), nach Öffnung des Balearenbeckens (Liguro-Provencal Becken) und vor der Extension im tyrrhenischen Meer. Der wichtigste Player ist der afrikanische/adriatische Promontory (Sporn; dunkelbraun in den Abbildungen). Konvergenz wird während dieser Phase durch Krustenverkürzung des östlichen adriatischen Randes entlang der Dinariden und Helleniden und in den Alpen aufgefangen. Der südliche Teil des Sporns (Iblea Vorland = südliches Sizilien) war noch starr mit Afrika verbunden. Die Verteilung von Oligo-Miozänen, calcalkalischen Magmatiten in Sardinien und Nordafrika, mit einem Extrusionsende um 10-15 Ma, weist darauf hin, dass nach der Öffnung des balearischen Meers eine gebogene Zone subduzierter Lithosphäre unter dem Apennin und den maghrebianischen Ketten lag (Fig. 2.1A-Ma). Mittleres Messin (ca. 6 Ma) – mittleres Pliozän (Fig. 2.1C,D-Ma): Charakerisiert durch die Kontinent-Kontinent Kollision zwischen Adria (Afrika) und dem Balkan (Eurasien). Starke Reduktion der E-gerichteten Komponente der Bewegung des adriatischen Sporns. Kontraktion wird in den Bereich des südlichen Apennins verlagert. Die NNE-SSW Kontraktion ist zeitgleich mit der ESE, nach Außen gerichteten Migration der apenninischen Einheiten und der rückschreitenden Subduktion der adriatischen-ionischen Lithosphäre während des mittleren Messins bis zum mittleren Pliozäns (Fig. 2.1C,D-Ma). Die Krustenverkürzung in dieser Zeitperiode ist 150-300 km im S-Apennin. Die nach Außen gerichtete Migration der apenninischen Einheiten und die rückschreitende Subduktion induziert Krustenextension im tyrrhenischen Becken (E-W Extension). Oberes Pliozän (~2 Ma) – Heute (Fig. 2.1E-Ma): S-Apennin wechselt von Kompression zu Transtension. Ende der Extension im Bereich des zentraltyrrhenischen Meeres (= Kompression und Extension wandern nach SE, es bildet sich ein asymmetrischer Orogenbogen aus). Extrusion des kalabrischen Blockes nach SE, und als Resultat davon, Extension im südtyrrhenischen Meer. Seismische Tomographie zeigt eine steil einfallende rigide Lithosphäre unter dem tyrrhenischen Meer; die auch durch die Lokation von tiefen Beben nachgewiesen ist. Der quartäre Magmatismus im Bereich von Rom, Neapel und den äolischen Inseln ist ein Resultat der Subduktion, kann aber auch überlagert sein durch einen Magmatismus, der die zunehmenden Fragmentierung des tyrrhenischen Slabs, bedingt durch die Steilstellung und Biegung, bzw. ein Abreissen des Slabs widerspiegelt; der Abriss des Slabs muss in N unter Zentralitalien begonnen haben, da dort schon ein Zone niedriger Wellengeschwindigkeiten beobachtet wird. Seismizität und heutige tektonische Situation Heutige Konvergenzgeschwindigkeit im zentralen Mediterran ist 5-10 mm/a. Dies Konvergenz wird absorbiert in den äusseren Helleniden und Dinariden (d.i. im Balkan; nach Moment- 15 tensorstudien ca. 2mm/a) und am S-Rand der adriatischen Platten, i.e. in Sizilien und im kalabrischen Bogen. Die gesamte adriatische Platte wandert mit ca. 5 mm/a nach N/NW, wobei die Bewegung im Bereich der Südalpen aufgefangen wird. Seismizität in den Südalpen (Fig. 3.2-Ma): Hier wird die mesozoische adriatische Plattform unter die Alpen geschoben Überschiebungsbeben. Die heutige Konvergenzabsorbtion durch kleine Erdbeben ist 1 mm/a, die Wiederkehrrate von M = 5-6 Beben in den östlichen Südalpen (Friaul) liegt bei 100 Jahren. In den westlichen S-Alpen ist seismische Aktivität und sind neotektonische Merkmale entlang der Giudicarien -Linie bekannt; das Wiederholungsintervall großer Erdbeben ist dort jedoch wesentlich höher (letztes großes Erdebeben um 1200). Aus diesen Angaben ergibt sich die Möglichkeit einer signifikanten neotektonischen Aktivität in den Ostalpen. Seismizität im zentralen und nördlichen Apennin: Aufteilung in kompressive Herdflächenlösungen im Osten und einer weiten Region extensiver Deformation im W: Effekt des Rückrollens der Subduktionszone. Fokus - Avezzano Schwarmbeben Begann mit dem Avezzano Erdbeben (M = 6.9, das stärkste Beben in Italien, ein sinistral transtensionales Beben) und wurde von eine verteilten Aftershocksequenz gefolgt (Fig. 3.4-Ma). Das Hauptbeben scheint zu einer Ablösung der nordöstlich gelegenen Einheiten geführt zu haben; die Erdbeben migrierten zuerst nach N und aktivierten auch die kompressive Region im östlichen Apennin (Umbrien); dann wanderten die Erdbeben nach NW und wieder in die interne Regionen. Seismizität in Kalabrien und Sizilien (Figs. 3.6-Ma): Charakterisiert durch NE-SW Kompression als Resultat der Afrika-Eurasien Konvergenz. Resultiert in der Extrusion von Kalabrien ins ionische Meer und von Sizilien in den Bereich des tyrrhenischen Meeres. Fokus: W-gerichtete Subduktionszonen und ein kinematisches Modell für das tyrrhenische-apenninische System. Basale Hypothese, die mit einigen Daten belegt ist: W-gerichtete Drift der Lithosphäre im Vergleich zum Mantel. Resultieren muss: W-gerichtete Subduktionszonen werden, weil sie gegen den Mantelstrom stehen, gefaltet und nach E gebogen. Die Oberflächenmerkmale sind: Niedrigreliefakkretionskeile (die Akkretionskeile umfassen nur Oberflächengesteine); bedeutende Vortiefe, die durch das Zurückrollen der Subduktionszone entstanden ist; Back-arc Extension, die nach E wandert und kontinuierlich den Akkretionskeil überlagert; der Back-arc Bereich wird kontinuierlich mit neüm Mantel gefüllt (Fig. 1-D). Das Rückrollen der Lithosphäre produziert eine laterale Dehnung im Slab, was zu einer kammartigen Fragmentierung des Slab führt (Fig. 2-D). In rückschreitenden und deshalb auch gebogenen Suduktionszonen ergeben sich entgegengesetzte Rotationen und sinistral und dextral transpressive Zonen (Fig. 3-D). Die „Kamm“-bezogenen Gräben schneiden die Back-arc Extensionsprovinz in einem hohen Winkel (Fig. 3-D). Die neutrale Linie, die Extension von Kompression trennt, propagiert nach E (Figs. 4,5-D). Das Kompressionsgebiet in W-gerichteten Orogenen ist sehr eng (einige 10er km) und liegt meist unter dem Meeresspiegel (typische W-gerichtete Subduktionszonen und Orogene sind: W-Pazifik, Barbados-Karibik, Karpaten, Apennin). Das akkretierte Material stammt von der subduzierten Platte. Anwendung der Hypothese auf das tyrrhenisch-apenninische System: Fig. 4-D ist angelehnt an die tektonische Situation im südlichen Sektor des tyrrhenisch-apenninischen Systems. Fig. 6-D zeigt eine Anwendung des tektonischen Inventars der Fig. 3-D auf das tyrrhenisch-apenninische System. Folgende Übereinstimmungen sind festzustellen: Gegenuhrzeigerrotationen von 20-60° wurden im Zentralapennin festgestellt, Uhrzeigerrotationen von 90-140° in Sizilien. Im südlichen Apennin ist dextrale Transpression typisch, der sinistraler Transtension im südwestlichen tyrrhenischen Meer gegenübersteht. Extension überlagert einen engen Kompressionsgürtel mit E-gerichteter Propagierungsrichtung. Kamm-artige Gräben treten in Kalabrien auf (Ort der grössten Biegung der Subduktionszone). Mesozoische Extension (vor dem Rückroll-Szenario) lieferte eine unterschiedlich dicke apenninische Lithosphäre, die ein Schlüsselfaktor für die spätere Subduktionsentwicklung ist. Dicke Lithosphäre im Bereich des nördlichen Apennins und in Sizilien limitiert das ozeanische Rifting und die maximale Extension auf den Bereich des tyrrhenischen Meers (= Pinning im S und N). Die Belastung durch die Topographie des Apennin ist nicht ausreichend um die Subsidenz der apenninischen Vortiefe zu erklären. Zwei Erklärungen sind möglich: (a) Belastung der Vortiefe durch das Vorhandensein eines bereits subduzierten Slabs; (b) der E-gerichtete Mantelfluss, der den Slab vertikal stellt. Unter dem westlichen Apennin beobachtet man sehr hohen Wärmefluss; dies könnte ein Anzeichen sein, dass dort die apulische Lithosphäre durch eine Mantelkeil ersetzt ist. Die Asymmetrie des Bogens kann eine Resultat der Änderung in der Lithosphärendicke von N (Apennin = Adria) nach S (dünn = ionische, teilweise ozeanische Lithosphäre, wahrscheinlich ein Relikt der mesozoischen Tethys) sein. Die nach N abnehmende Extension im tyrrhenischen Meer kann man als Funktion des Widerstandes gegen die Subduktion dickerer Lithosphäre ansehen (Fig. 7-D). Extension und Verkürzung sind genetisch verbunden: Im zentralen und nördlichen Apennin nimmt die Verkürzung von 170 auf 30 km ab; die Extension im tyrrhenischen Meer nimmt auch nach N ab. Logische Frage: Was ist mit der Ägäis, wenn das Modell der W-gerichteten Subduktionsanomalien stimmt. Die Ägäis wird als Back-arc oder Kollaps-Becken, in Verbindung mit N bis NE-gerichteter Subduktion, angesehen. Die Unterschiede zwischen der Ägäis und dem tyrrhenischen Meer sind (für die Ägäis): Dicke Kruste (20-25 km), obwohl 16 Subduktion seit der Kreide aktiv ist (das tyrrhenische Becken ist im Gegensatz ein typisches Back-arc Becken mit Öffnungsraten von 10-20 cm/a); die hellenische Subduktion ist eine direkte Fortsetzung der dinarischen Subduktionszone, entlang der keine Back-arc Extension stattfand. Deshalb wird von Doglioni die Ägäis auch eher als sinistrales Transtensionsareal zur Extrusion von Anatolien und als Kollapsbecken angesehen, als ein Back-arc Becken. Back-arc Becken – Akkretionskeilsysteme haben generell eine kurze Lebensspanne (10-40? Ma). Sie entstehen eigentlich nur, wenn dünnere (und daher rheologisch schwächere) Lithosphäre im W vorhanden ist. Wenn die Wgerichtete Subduktionszone durch das Eintreten von dicker Lithosphäre in die Subduktionszone blockiert wird, dann ist es wahrscheinlich, dass eine neü (meist E-abtauchende) Subduktionszone am W-Rand des Back-arc Beckens (welches durch die W-gerichtete Subduktion gebildet wurde) ausgebildet wird (Fig. 8-D); natürlich kann sich auch ein Wabtauchende Subduktionszone im W des Back-arc Beckens bilden – entscheidend ist immer, wo die dünne Lithosphäre des Back-arc Beckens liegt. West-Mediterran Umfasst im Wesentlichen das Alboran Meer und das algerische-provencialisches Becken und die umgebenden Gebirge des Betikums und des Rifs (Fig. 1-LW). Die Orokline entwickelte sich als Resultat der spätmesozoischen bis tertiären Afrika-Iberien-Konvergenz. Drei Modelle wurden für diesen Bereich entworfen: (1) Rasche W-Bewegung der rigiden Alboran Mikroplatte nach W, (2) rückschreitende Subduktion und (3) radialer Extensionskollaps verursacht durch die konvektive Entfernung oder Delamination des lithosphärsichen Mantels. Das wahrscheinlichste Modell umfasst eine kurze, steil nach E einfallende Subduktionszone, die im frühen Miozän mit einer Rate zwischen 5-10 cm/a nach W delaminierte oder zurückrollte bis die ozeanische Kruste im Bereich von Gibraltar verbraucht war. Regionale Unterteilung des Betischen-Rif Orogens (Fig. 2-LW): Externe und interne Zonen und Flyschzone. In der betischen Kordillere besteht die externe Zone aus mesozoisch-tertiären Sedimenten, die in Beckenfazies (Subbetikum) und Shelffazies (Prebetikum) am iberischen Rand der Tethys abgelagert wurden. Dieser Orogenteil wurde durch NW-vergente, thin-skinned FaltenÜberschiebungstektonik im Miozän gebildet. Es bildete sich das Guadalquivir Vorlandbecken. Die interne Zone beinhaltete Gebirgsketten aus paläozoischen und mesozoischen Gesteinen, die von neogenen Becken getrennt werden. Die Metamorphose und penetrative Deformation ist Paläogen bis frühes Miozän. Das Rif wird in drei Einheiten unterteilt: (1) Die interne Zone; sie ist ident mit der des betischen Astes. (2) Eine intermediäre Flyschzone („Flyschdecken“); sie besteht aus frühkretazischen bis frühmiozänen Tiefwasserklastika. Die interne Zone wurde im frühen Miozän auf die Flyschdecken überschoben. (3) Die externe Zone besteht aus mesozoischen bis tertiären Gesteinen des nordafrikanischen Tethysrands. Die kontinentale Kruste unter dem Alboran Meer besteht aus Gesteinen der internen Zone. Daten Gleichzeitige Extension und Kompression: Die alborane und die interne Domäne erfreute sich beträchtlicher Krustenextension gleichzeitig mit der W, NW, S und SW gerichteten Überschiebungstektonik in der externen Zone (Fig. 3-LW). Die Krustendicke variiert von 40 km in den internen und externen Zonen und erreicht 15 km im Zentrum des Alboran-Meers. Reflexionsseismische Profile über das Alboran-Meer belegen großmaßstäbliche Abschiebungstektonik. Die Extensionsfaktoren (=l/l0)) ergeben Werte zwischen 1.3-1.6. An Land beweisen die neogenen Becken Krustenextension; in der internen Zone belegt die Überlagerung von Gesteinseinheiten mit extrem unterschiedlichen Metamorphosegrad Krustenextension. Exhumierung und rasche Abkühlung erfolgte in der internen Zone zwischen 23 und 15 Ma. Rotationen: Paläomagnetische Studien belegen Uhrzeigersinn-Rotationen um vertikale Achsen von Decken der externen Zone von bis zu 130° im Miozän mit Werten bis 200° entlang dem Nordrand der internen Zone (Malaguide). Die Rotationsbeträge nehmen in das Vorlandbecken ab. Undeformierte obermiozäne Mergel der intramontanen Becken sind nicht rotiert. Das maximale Zeitintervall für die Rotationen von 200° sind 30 Ma (minimale Rate von 7°/Ma). Wenn die Rotation gleichzeitig mit der der kontraktionalen Deformation entlang der Grenze zwischen der externen und der internen Zone erfolgte, muss die Rotation bei ~15 Ma aufgehört haben (was eine Rotationsrate von ~13°/Ma ergibt). Im Rif wurden Gegenuhrzeigersinnrotationen von ~100° gemessen. 17 Vulkanismus: Ist gleichzeitig mit oder jünger als die miozäne Extension (Figs. 2,3-LW). Der Vulkanismus beginnt mit einem basaltischen Dike-Schwarm um ~22 Ma im zentralen und westlichen Teil der internen betischen Zone. Die ersten vulkanischen Gesteine sind kalk-alkalin und 15 bis 7 Ma alt. Die Insel Alboran ist ein kalk-alkalines vulkanisches Gebäude mit einem Alter von 18-7 Ma. K-reiche Vulkanite mit einer großen chemischen Variationsbreite (shoshonitisch bis lamproitisch) eruptieren zwischen 9 und 4 Ma. Die jüngsten Vulkanite sind Alkalibasalte mit ~pliozänen und quartären Altern (5.9-0 Ma). Die offshore Daten weisen darauf hin, dass das Streichen der kalk-alkalinen Gesteine generell dem Streichen der Orokline folgt. Einschub: Lamproite Sie treten fast ausschließlich als Intraplattenvulkanite auf. Sie sind K- und Mg-reich und erfüllen die Kriterien von Alkaligesteinen mit K>>Na. Sie können (wie die Kimberlite) auch Diamanten führen und treten vorzugsweise als Dikes und Pipes auf. Ihr Auftreten ist fast ausschließlich auf das Känozoikum beschränkt. Im Unterschied zu den Kimberliten sind Lamproite nicht an archaische Kratone gebunden. Es gibt vereinzelte Hinweise, dass ihr Vorkommen (wie auch die Kimberlite) an tiefreichende Störungen gekoppelt ist. Ihre Entstehung ist vermutlich auf Mantelsomatose zurückzuführen. Seismizität: (Fig. 4-LW) Bemerkenswerterweise treten sehr tiefe Erdbeben auf; z.B. das 1954 Mb=7.1 Erdbeben mit einer Tiefe von 6304 km und einem Nodalflächenstreichen von 0025°. Die P-Achsen aller tiefen Erdbeben fallen steil nach E ein. Mitteltiefe und flache Seismizität ist ausgeprägt und zeigt eine schräge Konvergenz zwischen Afrika und Europa an; basierend auf dieser Seismizität wurden N oder S-einfallende Subduktionszonen für den Bereich zwischen Afrika und Iberien postuliert. Im Alboran Meer tritt keine mitteltiefe Seismizität unter 150 km auf und es ist existiert eine seismische Lücke zwischen 60 und 100 km. Die Existenz eines nach E einfallenden Slabs ist nicht verständlich, wenn man die heutigen N-S bis NW-SE gerichteten Plattenkonvergenzvektoren zugrunde legt. Des weiteren erlauben die Plattenrekonstruktionen, die von fehlender ozeanischer Kruste oder/und ozeanischer Kruste mit geringer Ausdehnung zwischen Afrika und Iberien ausgehen, keine ozeanische Subduktionszone von 600 km Tiefe (Iberien-Afrika Konvergenz seit dem Oligozän 300 km). Deshalb wurden Modelle eines delaminierten lithosphären Mantels postuliert. Das Vorhandensein von E-einfallenden P-Achsen in einer E-einfallenden Wadati-Benioff Zone ist konsistent mit einem N-S steichenden Slab; die seimische Lücke zwischen 150 und 600 km weist darauf hin, dass der Slab ist von der heutigen Lithosphäre abgelöst ist, in Einklang mit der Tatsache, dass die Subduktion vor 12-15 Ma aufgehört hat. Es macht kein Problem, wenn man 600 km Lithosphäre subduziert, wenn man sie W-gerichtet zurückrollen lässt, da ozeanischer Kruste der Tethys im östlichen westlichen Mittelmeer vorhanden war (Fig. 6-R) Zeitablauf und Plattenbewegungen: Zusammen mit seismischen Profilen kann die Abfolge der Einheiten kontinuierlich um die Orokline gezogen werden (Fig. 2-LW, 6-R). Z.B. treten betische Einheiten 250 km W’ von Gibraltar auf. Seit dem späten Torton (8-9 Ma) hat sich die Plattenkonvergenz von N-S auf NW-SE geändert; als eine Konsequenz tritt dextrale Transpression zwischen dem nördlichen Afrika und Spanien auf. Die wesentlichen strukturellen Expressionen sind Seitenverschiebungen und strukturelle Inversionen der älteren Abschiebungen. Seit dem Pliozän (~5 Ma) wurden die onshore neogenen Becken rasch herausgehoben; dies ist ein Resultat der Konvergenz und/oder eines Slab-break-off. Fokus: Modelle der spätorogenen Extension (a) Konvektives Entfernen/Delamination von Mantellithosphäre. Das Modell beruht auf dem Gegensatz zwischen einem stark konvektierenden, adiabatischen Mantel und der ca. 80 km dicken, mechanisch starken Lithosphäre („mechanical boundary layer“ mbl). Die Grenzzone stellte die ca. 50 km dicke „thermal boundary layer“ tbl dar; letztere hat eine geringere Viskosität als die mbl und erlaubt die Dicke der Lithosphäre konstant (bei ~120 km) zu halten, in dem sie sich von Zeit zu Zeit umdreht (overturn). Die Modelle des konvektiven Entfernens der Mantellithosphäre nehmen eine augenblickliche Verdickung der Lithosphäre an; als Resultat wird die tbl instabil und fällt in einem Zeitmaßstab von 10 Ma in den Mantel. Es gibt zwei wesentliche Einsprüche gegen dieses Modell: Erstens: Die Delaminierung ist extrem viskositätsabhängig und die Viskositäten für den oberen Mantel sind schlecht bekannt; kleine Änderungen in der Viskosität führen zur Delamination von nur sehr geringen Volumina. Des weiteren ist die Delamination der Mantellithosphäre äußerst ineffizient um substanzielle Änderungen in der gravitativen potentiellen Energie zu erzeugen, die man benötigt um eine Orogen gravitativ kollabieren zu lassen; der Grund ist der geringe Dichteunterschied zwischen dem lithosphärischen Mantel und der Asthenosphäre. Zweitens: Bei Annahme einer kontinuierlichen Verkürzung unter geologischen Verformungsraten ist es wahrscheinlich, dass die tbl sich kontinuierlich umdreht und nicht „katastrophisch“. 18 Für die Orokline des Betikums-Rifs gibt es zwei wesentliche Probleme mit einem Modell der Kombination von lithosphärischer Verdickung und radialem Extensionskollaps: (a) Verkürzung tritt nur an drei Seiten des Orogens auf und ist in keiner Weise radial. Es gibt keine Verkürzung im E-Bereich des Alboran Meeres, oder man erklärt das gesamte W-Mediterran durch einen Extensionskollaps. (b) Die großen, rigiden Rotationen werden nicht erklärt. Das Auseinanderfließen einer kreisförmigen oder elliptischen Materialansammlung sollte keinerlei rigide Rotationen erzeugen. Kalkulationen der potentiellen Energie, die den Extensionskollaps treibt: Laterale Dichtevariationen in der Lithosphäre können horizontale Differenzspannungen von bis zu 100 MPa aufbaün. Wenn die gravitative potentielle Energie (GPE) einer Region die der Umgebung überschreitet, ist diese unter Extensionsspannung. Regionen mit großer GPE haben üblicherweise Höhenlagen (z.B. Tibet), aber da die GPE von der Dichteverteilung in der Lithosphäre abhängt, kann die Höhenlange nicht alleinig zur Berechnung der GPE herangezogen werden. Die Berechung der GPE basiert auf der Tatsache, dass die Unterschiede zwischen den über ein betrachtetes Tiefenintervall gemittelten horizontalen deviatorischen Spannungen für zwei Lithosphärenkolumnen im isostatischen Gleichgewicht proportional zu den Unterschieden in ihren GPE sind. Die lithosphärischen Kolumnen werden in Referenz zu den mittelozeanischen Rücken gesetzt, für die es vernünftig ist anzunehmen, dass die vertikalen und horizontalen Spannungen gleich sind (xx = zz). Ein extensionaler Kollaps wird ausgelöst durch eine rasche Zunahme der GPE. Es wird angenommen, dass eine Zunahme von ~51012Nm-1 zum Kollaps führt. Die Schwierigkeit aus GPE Berechnungen auf einen Kollaps zu schliessen ist, dass die Lithosphäre hohe Unterschiede in der GPE aushalten kann ohne zu kollapieren. Z.B. ist der Unterschied in der GPE zwischen der kontinentalen Kruste und der benachbarten alten ozeanischen Kruste in Südafrika so gross, dass es zu einem Kollaps kommen müsste (Fig. 5-LW). Wichtiger als einfache GPE Berechnungen für verschiedene Lithosphärenprofile wären Berechnungen über die Möglichkeit diese Energiedifferenzen freizusetzen; dies würde Berechnungen über die rheologische Strukur der Lithosphäre voraussetzen. Des weiteren ist unklar, wie Extensionsdeformation als Resultat eines Kollaps weitergeführt werden kann, wenn die Kruste wieder normale Dicke erreicht hat und die Höhenlage der Kruste auf NN liegt (siehe 15 km dicke Kruste im Alboran Meer). Fig. 5-LW zeigt Beispiele für GPE Berechnungen. Als Referenzkolumne wurde 30 km dicke Kruste im isostatischen Gleichgewicht mit einer MOR Kolumne genommen. Zwei Extremwerte sind dargestellt (uniforme Verdickung und konvektive Verkürzung unter Beibehaltung der verdickten Kruste). Die obere Kurve gibt eine Lithosphärenverdickung um den Faktor f, wobei der lithosphärische Mantel entfernt wurde, um eine Lithosphärendicke von 125 km beizubehalten. Die untere Kurve gibt eine uniforme Verdickung. Wenn Delamination bei einer Verdickung von f = 1.8 auftritt, dann wird die Zunahme der GPE durch die vertikalen Pfeile angezeigt. Es wird angenommen, dass eine Zunahme von ~0.51013Nm-1 von der Erde ausgehalten werden kann. Berechnungen im Appendix von LW. (b) Subduktions roll-back Modelle. Rückschreitende Subduktion ist die Konsequenz der Subduktion von alter ozeanischer Lithosphäre, die älter und dichter als der Mantel ist, durch den sie sinkt. Im subduzierenden Slab wird die vertikale negative Auftriebskraft F (Fig. 6-LW) in zwei Komponenten aufgelöst: eine Komponente R normal zu dem einfallenden Slab und eine Komponenten P entlang dem Slab. Der einzige Weg wie R im statischen Gleichgewicht gehalten werden kann ist, wenn der Druck im asthenosphärischen Mantel unter dem Slab größer ist als über dem Slab. Diese Druckdifferenz führt zu einem Asthenosphärenfluß entlang dem Druckgradienten, was den roll-back unterstützt. Da die negativen Auftriebskräfte in einem Slab in alter ozeanischer Kruste die konvektiven Kräfte im Mantel weit überschreiten, ist die Bewegung des Slabs weitgehende vom Dichteüberschuss im Slab gekennzeichnet. Die Komponente der Geschwindigkeit normal zum Slab (die roll-back Komponente) wird weitgehend bestimmt durch die Leichtigkeit mit der Asthenosphäre um den Slab fliessen kann; dies ist relativ leicht in eine Richtung parallel dem Streichen möglich für lateral kurze Slabs. Das Fliessen in der Tiefe um den Slab wird durch vertikale Viskositätsänderungen eingeschränkt. Die normale Komponente der Geschwindigkeit ist daher am größten in kurzen Subduktionszonen (entlang dem Streichen: <1000 km). Entlang einem aktiven Ozean-Kontinent Kontinentalrand führt die back-arc Extension generell zum Extensionskollaps. Die Geschwindigkeiten des roll-backs variieren stark, sind aber generell bei 10-20 cm/a. Hat das roll-back begonnen sollte es weiterlaufen bis keine ozeanische Kruste mehr vorhanden ist (also wenn die rückrollende Lithosphäre auf einen MOR oder auf kontinentale Lithosphäre trifft z.B. Karibik, Scotia Arc, Karparten). Subduktions roll-back ist auch sehr gut geeignet rigide Rotationen um vertikale Achsen zu erzeugen (Fig. 6-LW). In Japan erfolgten Rotationsraten von 20°/Ma. Subduktions roll-back im Alboran Meer Das Modell erklärt die regionale Geologie des Betischen-Rif Gebirges durch einen W-gerichteten roll-back eines schmalen Slabs. Die kontinentale Lithosphäre im Bereich Gibraltars hat den rollback beendet; in anderen Modellen ist der roll-back weitergelaufen und erst an einigen grossen Seamounts (Horseshoe Seamounts) im Atlantik zum Stillstand gekommen (vergleiche Fig. 1-LW und Fig. 4-ROY). Die Verteilung der Vulkanismuszusammensetzung von calkalkalin zu alkalin zu basaltisch ist typisch für kleine back-arc Becken, in denen sowohl Arc als auch back-arc Vulkanismus auftritt. Das Fehlen eines gut ausgeprägten, zusammenhängenden vulkanischen Bogens lässt sich auf (a) die spätmiozäne bis rezente Zerstückelung durch die transpressive Deformation und (b) das rasche Rückschreiten der Subduktionszone, die zu keiner Ausbildung eines stabilen Vulkanbogens führte, zurückführen. Das Zurückschreiten der Subduktionszone führte zur nach außen gerichteten Bewegungen der internen Zone und des Bereichs des Alboran- 19 Meeres und zur Kollision mit den passiven Kontinentalrändern; dies verursachte schräge Kollision und rigide Blockrotationen. Die Verkürzung in der externen Zone endete im späten Torton (Fig. 8-LW), was auf ein Erreichen der Subduktionszone der Gibraltarzone hinweist. Abhängig davon von wo der roll-back begann (= wieweit im E) ergeben sich für den Zeitraum 23-10 Ma ein Rückschreitbetrag von 500-900 km (= die Länge der Betischen Kordillere), eine roll-back Rate von 42-75 mm/a und Rotationsraten von 6-18°/Ma. Zusammenfassung: Entwicklung des westlichen Mediterrans Ursprünglich NNW-fallende Subduktionszone im W-Mediterran (Figs. 9-LW). Ab ~18 Ma war die inaktive Subduktionszone im Bereich des Alboran Meers mit der des kalabrischen Bogens verbunden. Dieser frühe Bogen teilte sich in zwei kürzere Bögen im mittleren Miozän, als das zentrale Segment des ursprünglich N-fallenden Subduktionsbogens mit dem afrikanischen Kontinentalrand im Bereich der Kabylen kollidierte (Figs. 8,9-LW). Im Oligozän, vor der Öffnung des westlichen Mediterrans (back-arc hinter der afrikanischen Subduktionszone), waren die metamorphen Gürteln des Betikums, des Rifs, der Kabylien (N-Afrika) und von Korsika, Sardinien, Sizilien, Kalabrien nördlich einer N-gerichten Subduktionszone angeordnet (Fig. 9aLW). Als der Subduktions-roll-back begann, begann auch die back-arc Extension, und Korsika und Sardinien erreichten ihre heutige Positionen um 191 Ma (Fig. 9b-LW); dies wurde durch die Kollision dieser Mikrokontinente mit dem Apennin erreicht. Fortlaufende S(SE)-gerichtete Subduktion öffnete das südliche tyrrhenische Meer und den kalabrischen Bogen. Fig. 8-LW zeigt, dass die Extension in den Bereich der ozeanisierten Becken (z.B. Balearen) hinein jünger wird, die altesten Gräben bildeten sich onshore in S-Frankreich (Camarque, Provence und heute 90° rotierte, ehemals E-W streichende Gräben in Korsika und Sardinien). Fig. 9b-LW gibt die neogene Evolution (+ captions). Beachte die gegeneinander gerichteten rigiden Blockrotationen. Fig. 10ab-LW (+ captions) geben eine Übersicht über die paläomagnetischen Rotationen und die Verteilung des Vulkanismus. Der Vulkanismus ist zeitgleich mit der ersten Phase der back-arc Extension im Bereich Golf von Lion, Liguriden, Valencia Trog (24-13 Ma in Sardinien, 30-20 Ma im ligurischen Becken und Valencia Trog). Paläomagnetische Daten belegen die Gegenuhrzeigersinnrotation von Korsika und Sardinien und die Uhrzeigersinnrotation der balearischen Inseln. Kaledoniden Geographisch: Im wesentlichen Svalbard (Spitsbergen) und NW-Europa. Paläogeographisch: (Fig. 19.6.1-PS) Kambrisch-silurische Paläogegraphie ist dominiert von 3 grossen Kontinentblöcken: Gondwana (S-Amerika + Afrika), Laurentia (N-Amerika, Grönland, NWSchottland, NW-Irland), Baltika (= Fennosarmatischer Kraton). Tektonisch: 3 Kollisionsgürtel zwischen 3 Kontinenten. Jeder dieser Kollisionsgürtel repräsentiert einen subduzierten Ozean = Iapetus Ozean: (a) Die Kaledoniden von Norwegen, W-Schweden und E-Grönland liegen zwischen W-Baltika und ELaurentia (siehe Fig. 19.6.1e-PS, 440 Ma Rekonstruktion), der Ozean dazwischen = E-Iapetus; (b) Die Kaledoniden der Nordsee + Osteuropa (Tornquist-Teisseyre-Linie) liegen zwischen Gondwana + dem südlichen Baltika, Ozean dazwischen = Tornquist’s Meer (siehe Fig. 19.6.1e-PS, 440 Ma Rekonstruktion); (c) Die Kaledoniden der Britischen Inseln/Irlands liegen zwischen NW-Gondwana und dem südlichen Baltika, Ozean dazwischen = W-Iapetus. Im Detail passierte eine Geschichte, die typisch für den N-Rand von Gondwana bis heute ist: relative kleine Blöcke rifteten von Gondwana weg und kollidieren mit Laurentia und Baltika (Fig. 19.6.1d-PS). Für die Kaledoniden ist Ost-Avalonia bedeutend; der Ozean der sich hinter diesem Mikrokontinent (oder mehrere) bildete ist der Rheische (Rheic) Ozean, der durch die variszische Orogenese geschlossen wird; alle diese Teilozeane können im weiteren Sinn dem Iapetus Ozean 20 zugerechnet werden (vergleiche Tethys mit Paläotethys, kimmerischem Ozean, Neotethys – Abb. SEAsien als rezentes Analogiebeispiel). Die Rekonstruktion dieser Kontinent und Mikrokontinentlagen in der Zeit erfolgt durch paläomagnetische Daten aus stabilen Gebieten und geologisch-paläontologische Daten. Phase 1: Spätpräkambrisch-kambrisches Rifting und Inselbögen (Fig. 19.6.1, a-b-PS) Kontinentalrand von Gondwana ist zweigeteilt: (a) Passiver Rand, (b) Aktiver Rand. (a) Laurentia, Baltika, und das W’ S-Amerika waren passive Kontinentalränder (Rifting-Phase I) Beispiel A: spätpräkambrische Dalradian Supergroup in NW-Großbritannien entstand zwischen Laurentia und S-Amerika. Beispiel B: Dike-Schwärme (= Krustenextension) in Labrador (Laurentia) ~615 Ma, Skandinavien (Baltika) ~665-640 Ma. Alle Gebiete mit Dike-Swarms sind verbunden mit Karbonatplattformen (!) oder intrudieren in dicke Tiefwasserklastika, die als passive Kontinentalrandsedimente gedeutet werden. Beispiel C: Passive Kontinentalränder haben eine typische Subsidenzkurve, die bestimmt wird durch den Streckungsbetrag und die Zeit (Z = C/t; wobei Z die Subsidenz ist, C eine Konstante und t die Zeit; die Subsidenz reflektiert den Dehnungsbetrag). Diese Kurven zeigen an, dass das Breakup und Rifting entlang Laurentia 625-555 Ma aktiv war. (b) N- und NW-Gondwana waren aktive Kontinentalränder Bekannt als kadomische Orogenese (~650-500 Ma). Typlokalität in der Bretagne (NW-Frankreich). Hauptgesteinsassoziation sind Arc-bezogene Gesteine (äquivalente Gesteine im südlichen UK, Spanien, SE-Irland, Avalonien der nördlichen Appallachen. Kadomische Deformation wurde auch in der Tschechei + Slovakai und in den Südkarpaten und am Balkan beschreiben. Die kadomische “Orogenese” ist also wahrscheinlich Subduktions- und Arc-gebundene Deformation (Typus: Laramische Orogenese der späten Kreide/frühes Tertiärs in W-N-Amerika). Phase 2: Früh-Mittel Ordovizische (~510-450 Ma) magmatische Bögen, Randmeere und Ophiolite (Fig. 19.6.1c,d-PS) Um ~490 Ma war Laurentia begrenzt von magmatischen Bögen und Randmeeren (marginal basins) (Fig. 19.6.1c; 19.6.2-PS). Die Randmeere wurden weitgehend subduziert im Zeitintervall vom frühen Ordovizium bis ins mittlere Silur (~470-420 Ma) - z.B. M’Clintock Orogenese von Spitsbergen). Die Subduktion der Randmeere und die Kollision des magmatischen Bogens mit dem Kraton wurde von Ophiolitobduktion begleitet (takonische = früh-kaledonische “Orogenese”): z.B. Laurentische Randbecken-Ophiolite in W-Neufundland + Shetland Inseln; Intra-Arc + Backarc Ophiolite in Zentral-Neufundland, dem westlichen Irland, und Schottland (Highland Border Group); ForearcOphiolite (+ Seamounts) im zentralen Neufundland und Schottland. Die finnmarkische Orogenese (frühes Ordovizium) in den skandinavischen Kaledoniden resultiert wahrscheinlich auch aus ArcKollision. In Summe: alle Ordovizisch-Devonische Magmatite nördlich der Iapetus Sutur (NWEuropa = Schottland, NW-Irland) sind subduktionsgebunden. Die komplexe Schliessung und Öffnung von Randbecken entlang von Laurentia führt wohl zu einem Subduktions-Flip, mit SE-gerichteter Subduktion von Laurentia in einem frühen Stadium (takonischer Vulkanbogen) und NW-gerichteter Subduktion im folgenden. Ein ähnlicher vulkanischer Arc bildet sich als Fortführung des kadomischen magmatischen Bogens entlang Gondwana (Fig. 19.6.1c-PS) Die paläogeographischen Rekonstruktionen für diese Zeit (Fig. 19.6.1c, d-PS) zeigen S-Amerika schräg an Laurentia vorbeiwandern, ohne eigentliche Kontinent-Kontinent Kollision. Baltikas Position vor 490 Ma ist unklar, dann wandert es eindeutig auf Laurentia zu; im späten Ober-Ordovizium (ca. 440 Ma) war eine Faunenverbindung vorhanden. Sehr wahrscheinlich waren zwei Subduktionszonen aktiv, wobei die NW-einfallende den Grossteil der Subduktion des Iapetus bewerkstelligte. Phase 3: Früh-Mittel-Ordovizische (~510-450 Ma) Ridge-Subduktion und Kontinentalfragmentierung (Fig. 19.6.1 c,d-PS) (Rifting-Phase II) 21 Im späten Arenig (~470 Ma) erfolgte eine zweite Phase der Fragmentierung von Gondwana. Ein langgezogener Mikrokontinent, die alle kadomisch überprägtes Basement haben (und deshalb geringe rheologische Festigkeit), brach von NW-Gondwana ab (Fig. 19.6.1c-PS). Wahrscheinlich wurde an der Ostseite von Baltika gleichzeitig ein neuer Ozean gebildet (= Ural) (Fig. 19.6.1c-PS). Wahrscheinlich ist zur gleichen Zeit das Tornquist Meer entstanden: dieses könnte durch ein Wegriften des Südteils von Baltika von Afrika (=Gondwana) entstanden sein (Fig. 19.6.1d-PS). Ob die Tornquist Linie zu dieser Zeit ein Ozean mit passiven Kontinentalrändern oder eine breite Seitenverschiebungszone war (Fig. 19.6.1d-PS) ist unklar. Zu dieser Zeit (~470 Ma) war der Grossteil der N-Randes von Gondwana eine Anden-Typ Inselbogen (Fig. 19.6.1c-PS) mit einer Subduktionspolarität zum Kontinent. Typische Überreste dieses magmatischen Bogens finden sich in den calc-alkalischen Gesteinen des englischen Lake-Districts, im südlichen Welsh basin und in Süd-Irland. Der subduktionsgebundene Magmatismus trat auf den britischen Inseln (südlich der Iapetus Sutur) vom Tremdoc (frühestes Ordovizium) bis in das früheste Caradoc (Mittel-Ordovizium) auf, begleitet von einem raschen Wechsel zu einem mehr alkalinem und peralkalinem Charakter; der Vulkanismus hörte abrupt im Longvillian (Mittel-Caradoc, ~455 Ma) auf. Eine sehr elegante Hypothese verbindet diese magmatische Geschichte mit der Riftgeschichte am NRand von Gondwana. Die Hypothese postuliert die Subduktion eines ozeanischen Rückens des Iapetus und die Bildung eines “slab-windows” (fehlender Slab über dem Rift (Abb.: http://quakes.oce.orst.edu/mendocino/map.html) unter dem N-Rand von Gondwana (= prä-Rift OstAvalonien) (Fig. 19.6.1d-PS). Die Hypothese (Zeichnung!!!) erklärt schön (a) das abrupte Aufhören des Subduktions-Magmatismus, (b) die Änderung der Chemie der Magmatite davor (Arc zu Mittelozeanischem Rücken), (c) den weitverbreiteten Llandeilo (~~460 Ma) Hiatus (oder extrem ausgedünnte Stratigraphie) durch die Subduktion von thermisch warmer Lithosphäre (die Riftflanken) für einige Ma vor der Subduktion des Rückens selbst, und (d) den Transfer von Ost-Avalonien auf die nach N wandernde Platte und sein Wegriften vom Rest von Gondwana (das Ridge-spreading Center sprang südwärts des Mikrokontinents). Eine heutige Analogie ist die Subduktion des Pazifik spreading centers das schmale Kontinentalfragment Baja California ist nun Teil der pazifischen Platte und wandert mit Ihr. Einschub: Unterscheidung subduktionsgebundener (kalkalkaliner) und spreadinggebundener (tholeiitischer) Magmen: Fig. Abb.12.3 BB. Die Wanderung von Avalonien kann relativ gut paläomagnetisch nachgewiesen werden: Während des Kambriums und des frühen Ordoviziums (bis ~480 Ma) war NW-Großbritannien (GB) ein Teil von Laurentia mit einer Lage von 15-20°S. Dagegen war Ost-Avalonien (das südliche Großbritannien + Amorica) im frühen Ordovizium bei ~60°S. Ost-Avalonien war bei 45°S im Mittel-Ordovizium und bei 15-25°S im späten Ordovizium bis frühem Silur. Phase 4: Mittel-Spät (~~450 – 435 Ma) Ordovizische Arc-Kontinent Kollisionen (Fig. 19.6.1c, d-PS) Takonische Kollision im frühen Ordovizium resultiert in hochgradiger Metamorphose und Exhumierung im Zeitraum 460-440 Ma entlang dem Laurentischen Rand. Teile der skandinavischen Kaledoniden zeigen auch ein 450-435 Ma Exhumierungsevent (Fig. 19.6.1c, d-PS). Wahrscheinlich ist die Subduktion und Exhumierung der UHP-Gesteine des westlichsten Norwegen (mit Coesit und Diamant) dieser Zeit zuzuschreiben. Die Deckenstapel, die sich zu dieser Zeit bildeten beinhalten Gesteine westlich von Baltika und randliche Gesteine von Baltika. Es hier unklar was eigentlich akkretiert wird: wahrscheinlich Akkretionskeil und Virisen Vulkanbogen (Fig. 19.6.1cPS) Phase 5: Spät-Ordovizisch-Silurisches (~440-410 Ma) Schließen des östlichen Iapetus Ozeans (Fig. 19.6.1 d,e,f-PS) 22 Die finale Schließung des Iapetus Ozeans war schräg sinistral. Die Kollision begann im spätesten Llandeilo (~~460 Ma) bis Caradoc (~~450 Ma) im Bereich von N-Norwegen und Svalbard, die M’Clintock-finnmarkischen Fragmente einbauend (Fig. 19.6.1 d,e-PS). In Teilen muss diese Kollision ausgesehen haben wie das heutige SE-Asien (Kollision mit Australien). Die Kollision von OstAvalonien mit Baltika und Laurentia erfolgte im spätesten Ashgill-frühesten Llandoversy (OrdovizSilur-Grenze; ~440 Ma). Der Mikrokontinent verhielt sich dabei wie ein rigider, rotierender Indenter. Laurentia-Avalonia Kollision Die ordovizisch-silurische Geschichte des Midland Valleys in Schottland (Teil Laurasiens) zeichnet während des gesamten späten Ordoviziums und frühen Silurs die Evolution eines Arc (S-gerichtete Subduktionszone) und eines back-arc Beckens auf (kaledonischer Vulkangürtel, Fig. 19.6.1d-PS). Die Southern Uplands Schottlands (und im Streichen in Irland das Wexford-County Down area) sind zur gleichen Zeit ein Akkretionskeil, der über eine N-gerichteten Subduktionszone entstand (über 50 Ma lang aktiv). Die Southern Uplands beinhalten großvolumige turbititische Sedimente, mit einem Volumen ähnlich dem Bengal-Fan. Die Kollision erfolgte wahrscheinlich in der Region des heutigen Neufundlands entlang einer N-eintauchenden Subduktionszone (Fig. 19.6.3-PS). Das finale Kollisionsstadium erfolgte im Wenlock (~425 Ma). Die Kollision war sinistral-schräg und weich. Unmittelbar nach der Kollision erfolgte bimodaler silurischer Vulkanismus, den man nur durch Krustenextension erklären kann (Vulkanismus in Neufundland, New Brundwick, süd-zentral GB und W-Irland). Auch die Intrusion von syntektonischen Grantoide in NW-GB erfordert Transtension. Erklärung für die lokale Extension ist die Gegenuhrzeigerrotation von Ost-Avalonia. Die gesamte Kollisionsgeschichte ist von sinistraler Seitenverschiebungsdeformation begleitet (Silur bis Ems (frühes Devon; ~410-390 Ma). Baltika-Laurentia Die silurisch-devonische Scandian (Skandinavische) Orogenese, als Resultat der Kollision von Laurentia und Baltika über einer nordwest-einfallenden Subduktionszone, resultierten in finaler Egerichteter Überschiebung der skandinavischen Kristallindecken und ihrer kambrisch-ordovizischen Shelfsequenzen. Baltika-Ostavalonien Im Llandovery (frühes Silur, ~435 Ma) war die Tornquist-Teisseyre-Line wahrscheinlich als back-arc Seitenverschiebungszone zwischen Ost-Avalonien und Baltika aktiv (Fig. 19.6.3-PS). Unterschiedliche Rekonstruktionen: Basierend auf dem Vorhandensein von Rift-bezogenem Vulkanismus werden in jüngster Zeit verfeinerte Rekonstruktionen vorgeschlagen; die Unterschiede beziehen sich auf einen Zerfall von Avalonia (Fig. 9, Crowley) und damit auf die Ausgangssituation der varistischen Gebirgsbildung. Ordovizische-Silurische magmatische Bögen in anderen Teilen Europas (Fig. 19.6.4-PS) Die Analyse ist ein Problem wegen der starken variszischen und alpidischen Überprägung. Klar ist Subduktionsaktivität südlich von Ost-Avalonien im Silur. Dazu gehören Ophiolite in Ibero-Amorica und den Alpen. Die süd-amorikanische Scherzone in der Bretagne enthält Überschiebungs-begrenzte Metasedimente und Magmatite metamorphisiert bis in die Eklogitfazies (420-375 Ma) und einen hoch-Tlow-P Migmatitgürtel; dies wird als Akkretionskeil über einer Subduktionszone erklärt. Hochdruckmetamorphoserelikte ohne bedeutende Deformation (450-415 Ma, nun mit Coesit) finden sich auch in Frankreich (Massif Central: diese werden als prä-kollisional zur variszischen Gebirgsbildung gedeutet. Die Ossa-Morena Zone in Zentralspanien (zentralspanischer Falten-Überschiebungsgürtel): mitteldevonische Platznahme von NE-vergenten Decken und nachfolgende sinistrale Transpression. Dieser 23 Gürtel trennt den Aquitaine-Kantabrischen Mikrokontinent (Iberisches Terrane) im E vom südportugisischen Block im W; letzter muss daher zu Ost-Avalonia gehören. Früh-silurischer bis mittel-devonischer Vulkanismus in Mitteleuropa (Tepla-Barrandian Terranes) weist auf Extension hin (Erklärung siehe: Fig. 9, Crowley) . Weiter südlich, in den südlichen Ostalpen tritt subduktionsgebundener Magmatismus auf. Schluss: Südgrenze ist Subduktionszone. Post-orogene kontinentale Sedimentation und Magmatismus Molassestadium des Old Red Sandstone (ORS) (frühes-mittleres Devon; ~410-380 Ma). Alle großen sinistralen Seitenverschiebungen (z.B. Great Glen Fault, Shetland Island Faults) sind inaktiv in der ORS-Zeit; zur ORS-Zeit werden sie dextral reaktiviert. Die Kollisionszone zwischen Laurentia und Baltika (GB und Skandinavien) resultierte in ausgeprägter Topographie (=Krustenverdickung) und post-orogenem Magmatismus (Anatexite). Post-orogene Seitenverscheibungstektonik (Figs. 4,3 Z) Paläomagnetische Daten können als Hinweis für bis zu 1500 km sinistralen Versatz zwischen Laurentia-Grönland und Fennoscandia-Russischer Schild gedeutet werden (Alter ? Devon - frühes Karbon; ~380-340 Ma). Globale Betrachtung der kaledonischen Orogenese Wie beim Zerfall von Pangea waren wahrscheinlich die Riftphasen I (620-570 Ma) und II (490-470 Ma) das Resultat eines Mantelplumes. Das Rifting und die Ozeanisierung zwischen Laurentia und Gondwana (Fig. 19.6.1-a-PS) verlängerte die Länge der globalen Riftsegmente und reduzierte das mittlere Alter des Ozeanbodens. Die muss in einem globalen Meeresspiegelanstieg resultiert haben und in einer Ausweitung der ordovizischen Schelfareale. Die wird reflektiert in den weitverbreiteten Schiefern mit reichlich organischem Material (Pyrit-reiche Schiefer). Keinerlei Vereisungsspuren bis zum späten Ordovizium (Ashgill) weisen auf das Fehlen von polaren Eiskappen. So war das KambroOrdovizium wahrscheinlich eine Greenhouse-Zeit, mit viel CO2 in der Atmosphäre, als direktes Resultat der erhöhten Spreading-Aktivität und der Mantel-Plume Aktivität. Lokale Betrachtungen der kaledonischen Orogenese - Mittel- und Westeuropa (A) Nordsee und Norddeutsche - Polnische Kaledoniden: Sutur und östliche Deformationsfront: häufig nicht entgültig klar (Fig. 1-Z). (B) Mitteleuropäische Kaledoniden: Das südliche Deformationsfront der Kaledoniden wird durch den Amorikanischen Kraton - ?Riesengebirge - ?E-Silesisches Massiv gebildet (Fig. 1-Z). Die London Plattform schein ein kadomisch konsolidierter Teil zu sein, der kaledonisch wenig bis nicht deformiert ist. Südlich der Deformationsfront herrscht durchgehende silurisch-devonische Sedimentation auf diesen Teilen von Ost-Avalonia (Fig. 1-Z). (C) Ligerian-Moldanubian Kordillere: S-Grenze von Avalonia (Fig. 1-Z). “Ligeria-Arverno-VosgianMoldanubian Cordillera”. Lokale Betrachtungen der kaledonischen Orogenese Nordeuropa Stratigraphischer Umfang der E-vergenten Decken Spätes Präkambrium bis Silur, lokal Devon. Oslo-Graben enthält c. 2 km mittelkambrische devonische Sedimente; Ordovizium-Silur: marine Kalke, Sandsteine und Schiefer; Mittelsilur: südwärts propagierende Deltasandsteine; ab Mittelsilur kontinentale Sandsteine. Im Graben gibt es ein 24 Decollement (in oberkambrischen Schiefern) 150 km vor der heutige erosiven Überschiebungsfront. Generell Unterteilung in 4 allochtone Einheiten (Fig. 2-RG). (1) “Lower Allochthon”: Generell im E. Spätproterozoische + früh-paläozoische Sedimente; wenig Basement. Grünschiefer-fazielle Metamorphose. (2) “Middle Allochthon”: Stark deformiertes präkambrisches Kristallin, dicke spätproterozoische Psammite, in vielen Bereichen stark von Doleriten intrudiert (“passiver Kontinentalrand”). Mittlere Grünschieferfazies bis Amphibolitfazies. (3) “Upper Allochthon”: Stark von kaledonischem Magmatismus betroffen. Die unterste Einheit ist generell hochmetamorph, mit Amphiboliten und Granuliten, lokal mit Eklogiten. Darüber vulkanosedimentäre Abfolgen mit ozeanischer, forearc, backarc und island-arc Affinität. Enthält fragmentierte Ophiolite. (4) “Uppermost Allochton”: Amphibolit-fazielle Schiefer und Gneisse, wahrscheinlich oft präkaledonisches Alter, kaledonische Granitoide. Wahrscheinlich Teil Laurentias. Überschiebungstektonik Überschiebungstektonik wurde belegt in 1888 (Törnebohm). Tektonische Fenster belegen ~500 km Überschiebungsweite. Frühphase des kaledonischen Orogenese (“Finnmarkische Phase”): Spätkambrisch bis frühes Ordovizium. Im oberen Allochthon gibt es eine Reihe intra-ordovizische Unkonformitäten, die man zur Platznahme von Ophioliten bezieht. Hauptphase des Deckentransports: ?Früh-Mittelsilur bis frühes Devon. “Scandische oder Scandinavische Phase”. Spätphase der kaledonischen Orogenese: Nur in S-Norwegen und involviert die Deformation des ORS (= Molasse). Deformation lokal bis ins späte Devon. Extensionstektonik Beobachtung: Old Red Becken über dem Upper Allochthon (Figs. 1, 2-S2, Fig. 1 - Osm) Einführung: Normale extensive sedimentäre Becken (Fig. 4-S2) in kontinentaler Kruste bilden sich in normal dicker Kruste (~35 km) und Lithosphäre (~125 km). Charakteristisch für diese Extensionsbecken ist eine erste syn-Rift Phase (+Sedimentation; also Entwicklung des Beckens durch Extension im Lithosphärenmaßstab) und eine zweite Phase, die durch das Abkühlen der Asthenosphäre entsteht. Wichtig dabei ist, dass Kruste und lithosphärischer Mantel gleich ausgedünnt werden (deshalb entsteht die Asthenosphärenhochlage. Die “thermische Subsidenzphase” ist generell von keiner bis schwacher Deformation begleitet und dauert 60-70 Ma. Extension kann auch eine Konsequenz einer Krustenverdickung sein (Fig. 4-S2); sie ist dabei eine Konsequenz des Energiepotentials, das in der überdickten Kruste gespeichert ist. Da bei dieser Extension die verdickte Kruste auf eine normal dicke Kruste zurückgeführt wird, ist damit keine Asthenosphärenhochlage verbunden und somit tritt keine thermische Subsidenzphase auf. Die ORSBecken in W-Norwegen sind ein exzellentes Beispiel für solche “Kollapsbecken”. In Figure 4-S1 ist die thermale Entwicklung eines Extensionsbeckens (4a) und eines Orogens, welches rasche Verdickung erleidet (4b) und durch normale Erosion (4c) und Extensionskollaps (4d) exhumiert wird, zusammengefasst. Strukturelle und sedimentäre Charakteristik der Becken: Liegen unkonform über dem Kristallin (“upper Allochthon”). Ein Detachmenthorizont mit W-gerichteter Bewegung (!) trennt die maximal grünschieferfaziellen Beckensedimente von teilweise eklogitisierten Gneissen. Sedimente sind alluviale-lakustrine Sandsteine (axial) und Fan-Konglomerate (marginal). Strukturelle Geometrien beinhalten listrische Abschiebungen und steile laterale Rampen. Der Versatz am basalen Decollement ist 50 km, die kumulative Mächtigkeit der devonischen Sedimente ist 25 km. Diese Mächtigkeit resultiert aus der sukzessiven Überlappung von Sedimenten während der Aktivität entlang des Decollements. Die finale Tiefe des Beckens war 5-10 km (Figs. 2, 4, 5, 7-S2). Die W-gerichtete Scherzone ist 0.5-1 km dick im Basement; die basalen Konglomerate sind stark deformiert (Fig. 3, 6-S2, Fig. 2-S1). Die heutige Krustendicke ist normal und es werden nur syn-Rift Sedimente beobachtet (d.h. Karbon findet sich nicht, auch nicht in off-shore Bohrungen). 25 Die tektonothermale Entwicklung der Kaledoniden in einem W-E Profil durch die Sedimentbecken ist wie folgt (Fig. 3-S1): (a) Kaledonische kontinentale Subduktion und Bildung von Eklogiten in der kontinentalen Kruste. (b) Heraushebung durch Unterschiebung des baltischen Kratons. Eklogite exhumieren in die Mittelkruste. Wichtig: Eklogite werden retrograd umgewandelt in Amphibolite durch P-Änderung, T bleibt gleich (isothermale Dekompression). KEINE post-kollisionale T-Erhöhung, wie sie für die thermische Equilibrierung in verdickter Kruste typisch ist. (c) Während oder nach der Kollision entwickeln sich die extensionalen Scherzonen, die die Krustendicke schnell wieder auf normal zurückbringen (deshalb keine post-kollisionale T-Erhöhung durch radioaktive Erwärmung der verdickten Kruste). Zusammenfassung zum Timing: Fig. 3-RG Probleme der Kaledoniden * Timing des Orogenablaufes weitgehend unbekannt! Frühphasen! * UHP-Deformation+Exhumierung Varisciden
