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Das Mittelmeer


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Entstehung des Mittelmeeres

Die stark gegliederte und wie aus Puzzlebausteinen zusammengesetzte Topographie des Mittelmeerraumes mit den vielen Gebirgszügen rund um das mediterrane Becken sind eine Folge komplexer tektonischer Vorgänge.

Hinsichtlich des Namens „Tethys“, der in Zusammenhang mit dem Mittelmeer auch von nicht fachkundigen Autoren oft erwähnt wird, gibt es für den geologischen Laien einige Unsicherheiten. Wie Sengör (1996) schreibt: „ … war es lange Zeit nicht möglich, … das ,Paradoxon der Tethys’ aufzuheben. Die Forschungen der letzten Jahre haben ergeben, dass die eigentliche interne Geometrie des Tethys-Raumes viel komplizierter war, als die einfache zweisuturige Vorstellung uns vermuten lässt. Die Hauptaufgabe der heutigen Tethysforschung besteht darin, diejenigen Stellen zu finden, entlang welcher die verschiedenen Ozeane des Tethys-Raumes verschwanden, und die von ihnen umgebenen Blöcke bis zu ihrem Entstehungsort zurückzuverfolgen.“

Die komplizierte Geschichte stark vereinfacht zusammengefasst: Im Gebiet des heutigen Mittelmeeres und weiter östlich und südlich davon hat es nicht nur einen Ozean – die Tethys – gegeben, sondern verschiedene Ozeanbecken unterschiedlichen Alters. Im Paläozoikum war es nördlich des Kimmerischen Kontinents die Paläotethys, manchmal als „Ur-Ur-Mittelmeer“ bezeichnet. Ein jüngeres Ozeanbecken, die Neotethys, erstreckte sich im späten Paläozoikum und frühen Mesozoikum südlich des Kimmerischen Kontinents. Von der Tethys spricht man erst in einem späteren Stadium. Die unterschiedlichen Ozeanbecken sind im Laufe der Zeit durch Subduktion verschwunden – Vorgänge, die zu Beginn des Kapitels dargestellt wurden. Ein weiteres, später dann isoliertes Meeresbecken war die Paratethys nördlich der Tethys.

Die genaue Rekonstruktion der geologischen Entstehungsgeschichte und die Interpretation der Sedimentabfolge wird durch verschiedene Faktoren erschwert: Öfters wurden Sedimentstapel an den Subduktionszonen (Vorbogen) durch enorme Druckkräfte chaotisch durcheinander gebracht, so dass eine so genannte „Melange“ verschiedener Gesteinstypen entstand. An steilen Abhängen hinuntergerutschte Brocken und untermeerische Lawinen können anhand von Bohrprofilen oft schwer interpretiert werden. Vor allem aber kam es zu zahlreichen, vielfach wiederholten Hebungen und Senkungen. Höher gelegene Evaporitlager auf vielen mediterranen Inseln und Küstengebieten sind einst am Rand flacher Salzpfannen ausgefällt worden und wurden später gehoben. Das ganze Tyrrhenische Becken erreichte erst nach dem Messinian nach und nach seine heutige Tiefe von bis zu 3.600 m. Viele Inseln sind durch starke Hebung des Meeresgrundes im Pliozän (Beginn vor 5,3 Mio. Jahren) aus dem Meer emporgehoben worden, so Rhodos und wahrscheinlich auch Kreta, wo Meeressedimente aus dem Späten Miozän auftreten. Aus den Sedimenten der Tethys sind am Ende der Kreidezeit und im Tertiär die Alpen aufgefaltet worden.

Das heutige Mittelmeer war schon sehr früh, noch vor dem Paläozoikum, auf einer Schwächezone des alten Superkontinents Pangäa angelegt. Entlang dieser Zone spaltete sich der riesige Superkontinent in einen nördlich gelegenen Teil, Laurasia, und einen südlichen Teil, Gondwana. Im Mittleren Jura (Callovian) hat sich Laurasia endgültig von Gondwana getrennt (Gond = südindischer Stamm, wana = Land). Zu Laurasia gehörten Nordamerika, Europa und Asien, ausgenommen Indien; zum Gondwanakontinent gehörten Südamerika, Afrika, Australien, Indien und die Antarktis. Infolge dieser Divergenz bildete sich durch seafloor-spreading ein neues Ozeanbecken, die Paläotethys, die bis zur späteren Jurazeit bestand. Im Ozean zwischen Süd- und Nordkontinent haben sich die Schichten abgelagert, die heute einen Teil des Baumaterials des Mittelmeergebietes und der umliegenden Gebirgszüge ausmachen.

Im Oberen Jura beginnt auch der Südkontinent Gondwana zu zerfallen – Südamerika, Afrika und die Arabische Halbinsel trennen sich von Indien, der Antarktis und Australien. An der Wende von der Unterkreide zur Oberkreide, etwa vor 100 Mio. Jahren, hörte die divergente Bewegung, das Auseinanderdriften Eurasiens und Afrikas auf, und eine Umkehr der Bewegung setzte ein. In der höheren Unterkreide lösten sich Südamerika und Indien von Afrika, Indien begann seinen Kollisionskurs auf Asien, Afrika mit der Arabischen Halbinsel driftete nach Norden in Richtung Eurasien.

Die konvergente Aufeinanderbewegung Afrikas nach Norden in Richtung Eurasien verkleinerte das Urmeer Tethys, drückte gegen südwestliche Teile Eurasiens und setzte eine Rotationsbewegung von Mikrokontinenten oder mikrotektonischen Platten in Gang. Das sind kleinere Krustenblöcke, die sich von den großen kontinentalen Blöcken gelöst haben. Die Vorgänge, die zur Entstehung des heutigen Mittelmeeres geführt haben, lassen sich als ein ständiges dynamisches Verschieben von kleineren und größeren tektonischen Platten verstehen, das zum Entstehen von Gebirgszügen, Meeresbecken, Tiefseegräben und Inselketten führte. Wichtige Schritte dieser Entwicklung sind nachfolgend erklärt.

Obere Trias (Nor/Rhät) 220 Mio. Jahre

Noch gegen Ende der Triaszeit war die Tethys ein im Westen blind endendes Meer, und Eurasien bildete mit Nordamerika eine Einheit. Dieser Laurasia genannte Großkontinent war noch mit dem Südkontinent, dem Gondwanaland, in enger Verbindung. Gondwana umfasste Afrika, Südamerika, Indien und Australien. Mitten in der Tethys befanden sich verschiedene kontinentale Blöcke, die Teile des heutigen Alpensystems sowie des östlichen und westlichen Mediterranraumes bildeten. Sie hatten sich von Afrika abgespalten. Ein großes Festland, der Kimmerische Kontinent, war noch nicht mit Laurasien kollidiert und trennte die so genannte Paläotethys im Norden von der Neotethys im Süden. Schon damals war die in der Neotethys gelegene Anlage des heutigen Mittelmeeres zweigeteilt: in das östliche Mittelmeerbecken parallel zur Riftzone der Neotethys und in ein westliches Mittelmeerbecken, das damals als schmale Spreiz- (spreading-)Zone senkrecht zur Hauptachse ausgebildet war und die Anlage des Pindos-Ozeans darstellte. Große Teile der spanischen Meseta und Frankreichs waren von einem Litoralmeer bedeckt. Um die schmale Ozeanzone lagen weit ausgedehnte Karbonatplattformen; sie entstanden aus mächtigen Riffketten und dazugehörigen Lagunen, wie sie z. B. in den Kalkalpen und den Dolomiten zu finden sind. Auch um die Ozeanböden des östlichen Mittelmeeres hat es solche Plattformen gegeben. Der Menderes-Taurus-Block bewegte sich nordostwärts entlang zweier Transformverschiebungen. Während dieser Bewegung zerfiel er entlang einer Riftzone in zwei Blöcke. Im südlichen Ast der Neotethys bewegten sich das künftige Kirsehir- und das Bitlis-Massiv entlang einer Spreizungszone von Afrika weg. Nördlich des Menderes-Taurus-Blocks spalteten sich als Teil der Podataksasi-Zone der künftige Sakarya-Kontinent und und die Ostpontiden vom Rest des Kimmerischen Kontinents ab. Die Paläotethys schrumpfte im Norden der Türkei und in Afghanistan zu einem Restozean, wie das östliche Mittelmeer es heute ist.

Unterer Jura (Toarcien) 190 Mio. Jahre

Der Ozeanboden der Neotethys hat sich weiter ausgeweitet, während jener der Paläotethys nach Süden bis auf einen Rest subduziert wurde. Der Kimmerische Kontinent (die Podataksasi-Zone und der Großblock Helmand–Lhasa–Mount Victoria-Land eingeschlossen) kollidierte im Bereich des heutigen Iran, wobei der östliche Teil des Kimmerischen Kontinents vom westlichen abgeschert wurde. Auch der sich nach Osten fortsetzende Rushan-Pshart-Banggong-Co-Nu-Jiang-Ozean verengte sich. Neben der Verbreiterung der Neotethys setzten auch die parallel dazu aufgerissenen submarinen Spreizzonen ihre Aktivität fort. Die Karbonatplattformen des Menderes-Taurus-Blocks waren durch Tiefseekanäle voneinander getrennt, ebenso vom Sakarya-Kontinent. Auch die Riftzone im westlichen Mittelmeerbecken hat sich verbreitert. Konvergenz begann auch in der Vardarzone innerhalb der ozeanischen Lithosphäre der Neotethys. Entlang einer Blattverschiebung bewegte sich die Podataksasi-Zone parallel zur Nordküste der Neotethys. Im Iran schneidet die Blattverschiebung den Kimmerischen Kontinent durch.

Mittlerer Jura (Bajocien) 180 Mio. Jahre

Die Paläotethys war im Bajocien fast zur Gänze subduziert. Unter den Nebenästen war nur der Banggong Co-Nu Jiang-Ozean noch offen, jedoch erheblich verschmälert. Im Nordteil der Neotethys verbreiterte sich der Alpine Ozean und stand mit dem Ozeanbecken des künftigen Westmediterrans in Verbindung. Der Ozeanbereich des künftigen östlichen Mittelmeeres gewann an Größe (die Reste seiner ozeanischen Kruste sind bis heute erhalten) und ging nach Osten in den Zargos-Schelf über, der zusammen mit dem Arabischen Schelf eine mächtige, zu Afrika gehörende Karbonatplattform darstellte.

Oberer Jura (Kimmeridge/Tithon) 150 Mio. Jahre

Die Paläotethys war im Westen völlig verschwunden und ihre Fortsetzung nach Osten stark eingeengt. Die Apulische Platte trennte den Alpinen Ozean von der Neotethys. Sie stellte um diese Zeit ein tiefes Schelfgebiet dar, das nach Süden, im Langobardischen Becken, seichter wurde und in eine Karbonatplatte überging. Durch den Schub der Afrikanischen Platte nach Norden kam es zugleich zu einer stärkeren Einengung im Bereich der Tethys. Mit Beginn des Späten Jura begann die Subduktion der Neotethys östlich der Vardar-Zone. Die eohellenischen Ophiolithdecken (submarine magmatische Gesteine) der Balkanhalbinsel waren bereits in Bewegung. Neben der schon in der Triaszeit tätigen Subduktionszone, der Podataksasi-Zone, trat zusätzlich eine Subduktion nördlich des Menderes-Taurus-Blocks und südlich des Sakarya-Kontinents auf.

Untere Kreide (Hauterive) 130 Mio. Jahre

Der Alpine Ozean hatte sich indessen noch weiter verbreitert und erstreckte sich in seiner Fortsetzung bis an die Nordküste Afrikas, während der Westteil des Alpinen Ozeans unter die Iberische Scholle und zum Teil unter den Helvetischen Schelf subduziert wurde. Entsprechend dem Nordschub Afrikas hielt auch das Absinken und Abtauchen unter den Sakarya-Kontinent an. Dies hatte eine verstärkte Kompression in den orogenen Gürteln und eine durchgehende Subduktionsfront entlang der Nordküste der Neotethys, vom Atlantischen bis zum Pazifischen Ozean, zur Folge. Gleichzeitig setzte die Loslösung Indiens von Afrika ein. Seit dieser Zeit begann auch der Zerfall des Gondwanalandes in einzelne Blöcke, die heutigen Kontinente.

Mittlere Kreide (Apt/Alb) 115 Mio. Jahre

Im Apt/Alb kam die kimmeridische Konvergenz in Eurasien zu einem Ende. Nördlich der Türkei bildete sich das Schwarze Meer als ein sehr komplexes Randbecken der Neotethys hinter dem Rhodop-Ponti-Fragment. Die Subduktion des Alpinen Ozeans begann, indem der Ozeanboden unter die Apulische Platte nach Süden untertauchte bzw. sich die Apulische Platte darüberschob. Die Verhältnisse im künftigen Mittelmeer blieben gegenüber jenen der Unteren Kreide gleich. Infolge der verstärkten Konvergenz zwischen Eurasien und den Südkontinenten kam es zur intratethydischen Subduktion nahe des Zargos-Oman-Kontinentalrandes.

•Obere Kreide (Campan) 80 Mio. Jahre

Durch das Anpressen der Afrikanischen Scholle nach Norden wurde der Tethysbereich noch stärker eingeengt, was sich durch die weitere Herausbildung von Subduktionszonen bemerkbar machte. Eine dieser Zonen verlief durch das östliche Mittelmeergebiet. Viele Subduktionszonen traten im Gebiet des heutigen Griechenland und der Türkei auf. Diese neue intratethydische Subduktionszone breitete sich rasch nach Nordwesten aus und führte zur Obduktion der periadriatischen Ophiolithdecken (Obduktion ist das Gegenteil von Subduktion: Ozeanbodenmaterial wird im Zuge der Gebirgsbildung nach oben verfrachtet, wo es in Form von Ophiolithen studiert werden kann). Im Campan ist auch die Zeit der Obduktion großer tethydischer Ophiolithdecken der Türkei und in den periadriatischen Gebieten. Der nördliche Ast der Neotethys in der Türkei wurde zu einem schmalen Kanal, ähnlich dem Inselbogen im heutigen Südostasien. Im Iran und in Afghanistan war der Seistan-Ozean dabei sich zu schließen, und der asiatische Teil der Neotethys verkleinerte sich zunehmend.

Alttertiär (Spät-Eozän: Priavon) 40 Mio. Jahre

Das Mittelmeer steht immer noch über den Zargos-Schelf, der im Süden einen Tiefwasserschelf darstellte, mit dem Indik in Verbindung. Im Kaukasus war der Schiefer-Diabas-Ozean geschlossen, und Ostanatolien blieb bis zum Miozän unter dem Meeresspiegel. Der Indische Schild kollidierte bereits mit Eurasien und ließ den Helmand-Block nach Westen treiben.

Jungtertiär (Frühes Miozän) 24 Mio. Jahre

Die Verbindung mit dem Indik war über den Seichtwasserschelf, die Karbonatplattform des Zargos-Schelfs, noch aufrecht. Korsika und Sardinien sowie die Balearen waren von der Iberischen Platte losgelöst, wobei Erstere nach links, Letztere nach rechts rotierten. Dazwischen lag ein schmales Ozeanbecken. Im Aquitän begann die Schließung des Bitlis-Zargos-Ozeans durch die Kollision Arabiens mit Eurasien. Im Spätmiozän verschwanden endgültig die neotethydischen Ozeane des westlichen Mittelmeeres und des periadriatischen Gebietes. Nur im östlichen Mittelmeer, im Arabischen Meer, im Somalibecken, im Golf von Bengalen und im Vorland der sumatrischen Subduktionszone sind noch Überreste der tethydischen Lithosphäre anzutreffen.

das_mittelmeer/geologie/entstehung_des_mittelmeeres.txt · Zuletzt geändert: 2015/09/02 14:58 von jakob