des baltischen Schildes und besteht aus nicht metamorphen Sedimenten des oberen Proterozoikums, überlagert von datiertem Kambrium und einer Serie, die bis ins Känozoikum reicht. Die Platte taucht nach Südosten unter die Senke im Vorland des Kaukasus nördlich des Kaspischen Meers, nach Osten und Westen unter die Vorlandtröge des Urals und der Karpaten. Die Platte ist intern strukturiert mit örtlichen Senken bzw. Becken mit mächtigeren Sedimentserien und Hochzonen geringerer Sedimentmächtigkeit Die Sedimente der russischen Platte spiegeln die späteren Gebirgsbildungen wider, die an ihrem Rand stattfanden. Beispiele sind der berühmte Old-Red-Sandstein, kontinentale fluviatile Sedimente des mittleren bis späteren Devons, die den Abtragungsschutt der (kaledonischen) Gebirge in Norwegen und Schottland darstellen, die permo-triadischen lagunär-kontinentalen Sedimente im Vorland des (variszischen) Urals sowie die känozoischen kontinentalen Bildungen im Vorland des Kaukasus und der Karpaten. Im Inneren der russischen Platte sind die Sedimente meist marin, (mit Ausnahme etwa der Kohlesümpfe des frühen Karbons von Moskau), aber ab der frühen Kreide zog sich das Meer nach Süden zurück, und die russische Platte entwickelte sich zum Festland.
Unter Paläo-Europa versteht man das kaledonische Gebirge, welches sich über Skandinavien und Schottland erstreckt. Weitere Teile finden sich in Grönland und in den Appalachen. Diese geografische Verteilung deutet schon an, dass spätere Plattenbewegungen dieses im frühen Paläozoikum entstandene Gebirge in Stücke zerlegten. Verantwortlich dafür waren etwa die Öffnung der Nordsee ab dem Perm und die Öffnung des Nordatlantiks ab dem Jura.
Zu Meso-Europa zählen die variszischen Gebirge, die im späten Paläozoikum entstanden sind. Mit Ausnahme des Urals, der als durchgehender Gebirgsstrang verfolgt werden kann, sind die variszischen Gebirge in Deutschland und Frankreich weitgehend abgetragen und von jüngeren Sedimenten bedeckt. Dies zeigt sich in der inselartigen Verteilung der Gebirgsreste in Abb. 1-1.
Neo-Europa schließlich umfasst eine Reihe von Gebirgen, die im Jura (Türkei), in der Kreide (Teile der Alpen, Pyrenäen), aber hauptsächlich im Känozoikum entstanden sind. Diese Gebirgsstränge weisen oftmals gewundene Bogenformen auf. Exemplarisch dafür sind neben den Alpen die Karpaten und das System Betische Kordillere–Rif– Tell-Atlas. Diese Bogenform beruht im Wesentlichen auf der Geometrie der Plattengrenzen der verschiedenen beteiligten Mikroplatten, ein Punkt, der später eingehender diskutiert wird. Den geradlinigen Gebirgen Pyrenäen und Hoher und Mittlerer Atlas ist gemeinsam, dass die Gebirgsbildung wesentlich durch eine Seitenverschiebung längs geradliniger Bruchzonen geprägt ist. Neben dieser Seitenverschiebung verursachte eine kompressive Komponente eine Verkürzung der Ränder der Bruchzonen, die für die eigentliche „Auffaltung“ der Gebirge verantwortlich war.
Die plattentektonische Entwicklung Europas und die Entstehung der kaledonischen und variszischen Gebirge ist in Abb. 1-2 vereinfacht dargestellt. Die Abbildung zeigt, wie mehrere Kontinente innert 300 Millionen Jahren zu einem Großkontinent, Pangäa, zusammengeschweißt werden.
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1-1 Tektonische Karte von Europa.
Ausgeschieden sind die Gebirgsgürtel unterschiedlichen Alters sowie die daran beteiligten Terrane bzw. Kontinente.
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Im späten Kambrium (vor 500 Millionen Jahren) sind im Südkontinent Gondwana die heutigen Landmassen von Südamerika, Afrika und Teilen von Asien vereinigt. Die Kontinente von Baltica (etwa das heutige Schweden, Finnland und Russland), Sibiria und Nordamerika sind von Meeren umgeben, in denen sich mächtige Sedimentablagerungen sammelten. Am nördlichen Kontinentalrand von Baltica wurden im untiefen Teil des Iapetus-Ozeans während des Proterozoikums (vor etwa 600 Millionen Jahren) 1400 Meter graue und rötliche Arkosen, Konglomerate, Kalke und Tonschiefer abgelagert. Die Arkosen enthalten auch Diamiktite, also fossile Grundmoränen, die auf eine uralte Vereisung deuten. Das Kambrium setzt mit einem Basalkonglomerat ein und enthält sogenannte Alaunschiefer, d. h. dunkle eisensulfidreiche Pelite. Die marine Sedimentation setzte sich im Ordovizium-Silur fort, wovon Ton-, Kalk-, und Turbiditablagerungen zeugen. Im eigentlichen Iapetus-Ozean entstanden Grüngesteine mit Gabbros und Peridotiten, typische Gesteinsassoziationen einer neu entstehenden ozeanischen Kruste. Am nordamerikanischen Kontinentalrand schließlich wurden im Proterozoikum 6000 Meter Arkosen, Konglomerate, Sandsteine, Grauwacken und Pelite des sogenannten Torridonian abgelagert. Im Kambrium folgten dann Quarzite und schließlich mächtige Dolomite, deren Ablagerung sich bis ins Ordovizium fortsetzte.
Durch Subduktion wurde der Iapetus-Ozean sukzessive geschlossen, und mit der Kollision von Baltica mit Nordamerika wurde ein großer Gebirgsstrang gebildet: die Appalachen in Nordamerika und das kaledonische Gebirge in Europa (Skandinavien und Schottland).
1-2 Die plattentektonische Entwicklung von Europa, dargestellt anhand von vier Momentaufnahmen. Position der Platten nach Blakey (2008) und Scotese & Sager (1988). A: Appalachen, K: Kaledonische Gebirge, E: Ellesmere-Gebirge, V: Variszische Gebirge, U: Ural, NAm: Nordamerika, SAm: Südamerika.
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In Abb. 1-3 sind zwei Profilschnitte durch das kaledonische Gebirge wiedergegeben. Das Profil durch das kaledonische Gebirge von Skandinavien zeigt, wie der baltische Schild von großen Decken des kaledonischen Gebirges in östlicher Richtung überfahren wurde. Diese Decken enthalten präkambrisches kristallines Grundgebirge des ehemaligen Kontinentalrands von Baltica, das von den erwähnten proterozoisch-paläozoischen Sedimenten überdeckt ist. Diese Kristallin-Decken wurden über Hunderte von Kilometern auf den baltischen Schild überschoben, wie dies etwa am Beispiel der Jotun-Decke ersichtlich ist. Die dünnen überschobenen Decken von Aurdal und Synfjell bestehen hauptsächlich aus altpaläozoischen Sedimenten. Ganz im Osten erkennt man den Oslo-Graben, ein Rift innerhalb des baltischen Schildes, das zum größten Teil mit permischen Magmatika gefüllt ist. Im Westen, gegen die Nordsee hin, liegen über der Jotun-Decke ophiolithische Gesteine, Überreste des Iapetus-Ozeans. Fragmente dieses Ozeans wurden anlässlich der Kollision von Baltica mit Nordamerika nicht subduziert, sondern in das entstehende Gebirge einverleibt.
Eine gewisse Ähnlichkeit zum Profilschnitt in Skandinavien kann man im Profilschnitt durch Schottland erkennen. Das in Abb. 1-3 abgebildete Profil ist umgezeichnet nach Elliott & Johnson (1980). Auch hier ist das präkambrische kristalline Grundgebirge in den Deckenbau mit einbezogen worden. Dieses Grundgebirge ist in den Äußeren Hebriden im Nordwesten Schottlands aufgeschlossen und wird als „Lewisian“ bezeichnet. Das „Lewisian“ besitzt eine höhere Affinität zum kristallinen Grundgebirge des nordamerikanischen Kratons im Vorland der Appalachen in Kanada und Grönland verglichen mit dem baltischen Schild. Die Äußeren Hebriden sind also geologisch als ein Teil von Nordamerika anzusehen.
Die höchste Einheit, der Moine-Deckenkomplex, ist in diesem Querschnitt schon weitestgehend abgetragen. Der Metamorphosegrad in den Gesteinen darunter lässt aber eindeutig darauf schließen, dass einst ein mächtiger Deckenstapel die heute sichtbaren Gesteine überlagert hat (Strachan et al. 2002). Der Moine-Deckenkomplex zeigt in der Tat einen höheren Metamorphosegrad als die Gesteine darunter.
Am Beispiel der Loch Ailsh-Intrusion kann die Deckenbildung zeitlich eingegrenzt werden: die Glen Oykel-Überschiebung ist von der Intrusion geschnitten (also älter), während die Ben More-Überschiebung die Intrusion versetzt und transportiert (also jünger ist) und die Moine-Überschiebung die Intrusion kappt und somit ebenfalls jünger ist. Die Loch Ailsh-Intrusion ist auf 434 Millionen Jahre datiert (Silur). Da sie sich zeitlich zwischen die Anlage der Glen Oykel- und der Ben More- bzw. Moine-Überschiebung eingrenzt, kann sie als syn-orogen betrachtet werden.
Im großen Unterschied
