Tektonik

Europa – physische Übersicht

100750 | Seite 63 | Abb. 3 | Maßstab 1 : 40.000.000
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Die geotektonische Entwicklung Europas erfolgte in mehreren Zyklen oder Faltungsären. Dabei wurden jeweils geosynklinale Senkungsräume im Verlauf von Gebirgsbildungen — den Orogenesen — deformiert. Diese Deformation wird im plattentektonischen Modell auf eine Ozean/Kontinent- oder Kontinent/Kontinent-Kollision zurückgeführt (Tektogenese). Im Anschluss an diese Kollision wurde das Orogen infolge eines isostatischen Aufstiegs herausgehoben (Morphogenese), um wiederum im Schwerefeld der Erde der Abtragung zu unterliegen, sodass sich die jungen Orogene noch im Hochgebirgsstadium befinden, während die ältesten in kontinentale Plattformen umgestaltet wurden.

Geologische Urgeschichte Europas
Im Zuge der jungpaläozoischen Urfaltung wurde der europäische Subkontinent mit der sibirischen Tafel zum eurasiatischen Festlandsblock verschweißt. Im Süden grenzt der europäische Kontinent an den arabischen bzw. afrikanischen Schild, beide sind Teilgebiete des Gondwana-Urkontinents. Das nordwestliche Schottland und die Hebriden sind Relikte des laurentischen Urkontinents, der vom grönländischen und kanadischen Schild gebildet wurde.
Fennosammatia stellt den europäischen Urkraton (Ureuropa) dar, dessen Konsolidierung im Verlauf mehrerer präkambrischer Orogenesen erfolgte. Die ältesten, ganz überwiegend kristallinen Gesteine dieses Urkratons mit einem Alter von rund 3,5 Mrd. Jahren sind auf der Halbinsel Kola und in der Podolischen Masse erschlossen. Das jüngere präkambrische Grundgebirge, das letztmalig vor 1,6 Mrd. Jahren gefaltet wurde, bildet in Finnland, Schweden und Südnorwegen die weite, flache Aufwölbung des Baltischen Schildes, der nach Osten abtaucht und von den ungefalteten jung-präkambrischen bis quartären Deckschichten der Russischen Tafel überlagert wird. Der Baltische Schild ist ein tief abgetragenes Kristallingebiet, das seit dem Präkambrium überwiegend Hebungstendenz zeigte. Dieser Aufstieg hält aufgrund der Entlastung durch den Rückzug der quartären Eisbedeckung auch heute noch an. Nur randlich wird der Baltische Schild von jüngeren Sedimenten bedeckt. Hingegen bildet die Russische Tafel seit dem Präkambrium ein weiträumiges Senkungsgebiet, über dem relativ ungestört flach lagernde Sedimentserien das kristalline Grundgebirge verhüllen, das lediglich in Gebieten geringer Senkungstendenz freiliegt (Podolische Masse).
Auf seiner Südseite wird der Baltische Schild von einem markanten Abbruch begrenzt (Tornquist?sche Linie), der im Ablauf der nachpräkambrischen Erdgeschichte zwischen Schonen und der Dobrudscha als eine Art Scharnier wirksam war und an dem wiederholt tiefe Tröge einsanken, die mit mächtigen Sedimentserien aufgefüllt wurden.
Aus präkambrischem Grundgebirge besteht darüber hinaus im übrigen Europa der Unterbau der jüngeren Orogengürtel, womit deren kontinentale Krustennatur belegt ist. Während der anschließenden kaledonischen Orogenese wurde im Ordovizium bzw. am Ende des Silur vor rund 400 Mio. Jahren das norwegische Hochgebirge und dessen südwestliche Fortsetzung in Schottland, Mittelengland sowie Irland an den präkambrischen Kern angefaltet (Paläo-Europa). Vermutlich bildet kaledonisch gefaltetes Grundgebirge auch den tieferen Untergrund des norddeutsch-polnischen Beckens.
Die variskische Gebirgsbildung hat weite Teile West- und Mitteleuropas betroffen und ist reliktartig in Südeuropa sowie Kleinasien verbreitet, unter anderem in Kalabrien, Sardinien, dem Rhodopengebirge und dem Menderes-Massiv. Die variskischen Grundgebirgsaufbrüche des außeralpinen Mitteleuropa, Frankreichs, der spanischen Meseta und Südenglands lassen eine nach Norden konvexe bogenförmige Anordnung der Faltenstränge erkennen und ergeben zusammen das zuletzt im Oberkarbon vor rund 300 Mio. Jahren gefaltete Meso-Europa.

Entwicklungen in der Erdneuzeit
Die mediterranen Deckengebirge der Alpen, Karpaten, des Balkan, der Helleniden, Dinariden, des Apennin, der Pyrenäen, Betischen Kordillere und des Atlas resultieren aus der alpidischen Gebirgsbildung, die an der Wende von der Unter- zur Oberkreide vor rund 90 Mio. Jahren begann und gegen Ende des Tertiärs im späten Miozän die höchste Aktivität der Hebung erreichte. Weite Teile der Tethysgeosynklinale wurden durch diese jüngste Orogenese konsolidiert. In einigen Gebieten Neoeuropas ist diese auf die Kollision der afrikanischen mit der europäischen Platte zurückzuführende Orogenese noch nicht abgeschlossen, so in der Poebene, im Ionischen Meer südlich Kalabriens und im Lybischen Meer südlich von Kreta. Als Anzeichen dieser rezenten Orogenese gelten der aktive Vulkanismus in Süditalien, auf den Äolischen Inseln und in der südlichen Ägäis, insbesondere aber die seismische Aktivität in diesem Raum. Letztere ist unmittelbar Ausdruck einer im Wesentlichen in Nord-Süd-Richtung erfolgenden Kollision der afrikanischen Platte — einschließlich ihres Ligurischen Sporns — mit der europäischen Platte. Entlang der nordanatolischen Störung sind Epizentren angeordnet, die eine Horizontalverschiebung in Ost-West-Richtung belegen.
Während der alpidischen Entwicklung, die im Perm begann und sich bis ins Tertiär erstreckte, erfuhr das übrige Europa die Ausgestaltung epikontinentaler Plattformen, die von marinen Senkungsräumen zu kontinentalen Tafeln umgestaltet wurden. Eine gesteigerte Bruchtektonik bewirkte im Tertiär das grabenförmige Einsinken der Mittelmeer-Mjösen-Zone und einen ausgedehnten Spaltenvulkanismus. Im Untergrund des nordwestdeutschen Beckens erfolgte der Aufstieg des Zechsteinsalzes und dessen Akkumulation in etwa 220 Salzstöcken (Diapire).
Asien, Afrika und Europa wurden somit im Verlauf der Erdgeschichte durch Anfaltungen miteinander versteift. Hingegen wurden die ursprünglichen Faltengebirgszusammenhänge zwischen den nordamerikanischen Appalachen und den europäischen Kaledoniden durch die Öffnung des Atlantik im Verlauf des mittelatlantischen Rückens infolge der Kontinentaldrift bzw. des "Sea Floor Spreading" voneinander getrennt. Wie der rezente Vulkanismus im Bereich des Mittelatlantischen Rückens und im Fortstreichen des isländischen Zentralgrabens beweist, ist dieser Vorgang bei Geschwindigkeiten von rund einem Zentimeter pro Jahr auch gegenwärtig noch wirksam.
H. Wachendorf

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