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Kartierung
Tektonik des Lusitanischen Beckens
Geotektonische und geodynamische Entwicklung der Iberischen Platte und des Lusitanischen Beckens
Die Iberische Platte liegt auf dem Territorium von Portugal und Spanien. Begrenzungen stellen im Norden die Pyrenäen, im Süden die afrikanische Platte, im Westen die atlantische Platte und im Osten das Balearen-Becken dar.
Drei tektonische Hauptphasen der Entwicklung lassen sich unterscheiden:
- 1.Phase: (Paläozoikum) - Kompression im Oberkarbon bis Unterperm
- 2.Phase: (Mesozoikum) - Extension von Obertrias bis Kreide
- 3.Phase: (Känozoikum) - Kompression im Tertiär
1. Phase: Paläozoikum
Iberien kollidierte im Zuge des Zusammenschlusses von Pangea (Schließung der Proto-Tethys) während der variszischen Orogenese im Unter - Karbon mit Laurasia, wodurch eine NNW-SSE gerichtete sinistrale Transpressionszone entstand (Ziegler, 1989)
Abb. 06: Die herzynischen Strukturrichtungen im Iberischen Grundgebirge in Gegenüberstellung mit den Hauptstrukturen im Lusitanischen Becken (nach Wilson, 1990, abgeändert).
Der Ibero-Armorikanische Gürtel stellt den südwestlichen Teil des variszischen Orogens dar. Die Bogenform wurde durch den in NW-Richtung wandernden kantabrischen Intendor hervorgerufen (Dias & Ribeiro, 1995). Von Mittel bis Oberdevon wurde Iberien durch sinistrale Transpression entlang NNW-SSE gerichteter Störungen deformiert (Curtis, 1993; Dias & Ribeiro, 1995).
Im Vise (Unterkarbon) entstand eine Rotation des Intendors, der durch die Kollision desselben mit dem unregelmäßig verlaufenden Kontinentalrand Laurussias verursacht wurde. Als Folge bildete sich Iberien ein konjugiertes Schersystem, deren dextralen Horizontalverschiebungen NNW-SSE oder NW-SE und die weniger ausgebildeten sinistralen Horizontalverschiebungen NE-SW verliefen. Zusätzlich bildeten sich an den schon existierenden NNW-SSE verlaufenden Störungen Überschiebungssysteme.
In allen Hauptzonen herrschte Faltenbildung vor, deren Faltenachsen NW-SE gerichtet waren (Dias & Ribeiro, 1995). Ihre Beziehungen zum Lusitanischen Becken sind in Abb. 06 dargestellt.
Während des Höhepunktes der herzynischen Orogenese im Perm lag Mittel- und West-Europa und damit die Iberische Platte in einer dextralen Mega-Scherzone, die 10.000 km lang und 1.000 km breit war und den Ural mit den Appalachen verband und deren Begrenzungen im Norden das Biskaya-Störungssystem und im Süden das Gibraltar-Azoren-Störungssystem darstellte (Arthaud & Mate, 1977; Vegas & Banda, 1982).
Die kontinentalen Grabenbrüche entwickelten sich als Ankündigung der Öffnung des Nordatlantiks am Ende der herzynischen Phase entlang dieser Störungen.
Lokale vulkanische Aktivitäten waren gegen Ende der herzynischen Phase auf der Iberischen Platte festzustellen. Am Ende des Paläozoikums war Iberien von einem dichten Störungsnetz durchzogen, das während der Extension im Mesozoikum intensiv reaktiviert wurde.
2. Phase: Mesozoikum
Entwicklung des Zentralatlantiks von Obertrias bis Kreide
Die weitere Entwicklung Iberiens wurde entscheidend von der afrikanischen und der eurasischen Platte beeinflußt. Als Verbindung der westlichen Tethysbecken mit dem sich öffnenden Zentral- und Nordatlantik fungierten ab der mittleren Trias bis in die Oberkreide zwei NW-SE streichende Mega-Scherzonen, der Biscaya-Scherzone im N und der Gibraltar-Scherzone im S Iberiens, das zwischen beiden Scherzonen lag.
Diese Scherzonen entwickelten sich weiter zu Transformstörungen.
Abb. 07: Zusammenhang zwischen den variszischen Strukturen in West-Europa und Iberien - RO - Rhäischer Ozean, MCO - Massif-Central-Ozean, AM - Armorikanisches Massiv, MC - Massif Central, AR - Ardennen, CZ - Kantabrische Zone, Walz - Westasturische-Leonesische Zone, CIZ- Zentraliberische Zone, OMZ - Ossa-Morena-Zone, SPZ - Südportugiesische Zone, CAT - kontinentale allochtone Terrane, OT - ophiolithische Terrane, 1 - Devonische Bewegungsrichtung, 2 - Devonische Scherzonen, 3 und 4 - Streckungsachsen, 5 - Karbonische Überschiebungsrichtung, 6 - Karbonische Scherzonen (nach Dias & Ribeiro, 1995)
Im Zentralatlantik ging die erste Beckenentwicklung in der mittleren Trias von diesen Riftarmen aus, die den sich öffnenden Zentral- und Nordatlantik mit dem westlichen Tethysbecken verbanden (Ziegler 1987) und pflanzten sich anschließend weiter nach Westen in den Zentralatlantik fort.
Iberien trennte sich nach dem verzögerten Rifting, welches in der späten Trias begann und an beiden Seiten des Atlantiks gut dokumentiert ist, in der frühen Kreide von der Spitze Neufundlands (Wilson et al., 1989; Welsink et al., 1989). Die folgende Plattentektonik und das Seafloor-spreading dieses Teils des Nordatlantiks ist sehr gut durch magnetische Anomalien zu belegen. Dies beweist, daß Iberien und Nordamerika sich getrennt entlang einer ungefähr E-W orientierten Störungszone bewegten. (Klitgord and Schouten, 1986).
Abb. 08a: 1. Riftphase: Entwicklung des Zentralatlantiks von Trias bis Jura (nach Malod & Mauffret, 1990).
Initiales Rifting mit Extension Richtung NW-SE fand im Lusitanischen Becken zwischen Ober-Trias und Unter-Lias statt, wodurch eine Reaktivierung der NNE-SSW streichenden Grundgebirgsstörungen hervorgerufen wurde.
Mächtigkeitsschwankungen der abgelagerten Evaporite zeugen hierbei von unterschiedlichen Subsidenzraten, hervorgerufen durch synsedimentäre Tektonik, während der Ober-Trias.
Ab dem Lias traten über das gesamte Becken vollmarine Ablagerungsbedingungen ohne größere Mächtigkeitsschwankungen ein.
Wilson et al., 1990 nimmt daher ein Abklingen des Riftings bis zum Callov (oberes Dogger) an. Im Dogger setzte die erste Halokinese der Trias-Evaporite ein. Die Salzrücken orientierten sich hierbei an NNE-NE streichenden Störungen und verursachten kleinere Mächtigkeitsschwankungen in deren unmittelbaren Nähe.
Im Callov (oberes Dogger) setzte abermals synsedimentäre Tektonik ein, die zusammen mit der anhaltenden Halokinese zu lokalen Schichtlücken und Winkeldiskordanzen führte und schließlich einen Hiatus zwischen Callov und Oxford verursachte (Leinefelder, 1987).
Die Öffnung des südlichen Nordatlantiks war der Grund für diese 2. tektonisch aktive Phase mit einer E-W gerichteten Extension.
Abb. 8b: 2. Riftphase: fortschreitende Spreading-Zentren im Nord-Atlantik von Jura (Malm) bis Kreide - (nach Malod & Mauffret, 1990).
Synsedimentär transtensive Abschiebungen orientierten sich an NW-SE streichenden orientierten sich an NW-SE streichenden Gebirgsstrukturen, wobei die NNE-SSW bis NE- SW verlaufenden Grundgebirgsstrukturen ebenfalls zu transtensiven Horizontalverschiebungen reaktiviert wurden.
Hinzu kam eine N-S gerichtete Abschiebungsrichtung, die das Lusitanische Becken in verschiedene Subbecken unterteilte (Ribeiro et al., 1990).
Am Ende der beiden Riftphasen waren alle heute sichtbaren Strukturen im Deckgebirge ausgebildet. In der Oberkreide driftete Iberien ca. 100 km nach NW an Europa an, nachdem es zwischen Apt und Alb eine sinistrale Rotation von 30o erfahren hatte.
Erste Kompressionserscheinungen machten sich in den Pyrenäen zwischen der Oberkreide und dem Eozän bemerkbar.
Ab den Miozän erfolgte dann während der alpidischen Orogenese die Invertierung des Lusitanischen Beckens während der Hauptkompressionsphasen (Curtis, 1990).
3. Phase: Känozoikum
1. Inversionsphase
Während der alpidischen Phase wurde in Iberien im Miozän die Betische Kordillere gebildet, wobei das Lusitanische Becken als Vorland des Betischen Orogengürtels angesehen werden kann.
Hierbei fand im Vorland hauptsächlich Überschiebungs- und Horizontalverschiebungstektonik statt, wobei reaktivierte Horizontalverschiebungen NNE-SSW und neugebildete Überschiebungen ENE-WSW verliefen. (Ribeiro et. al.,1988, 1990).
Die Kompression war entsprechend der betischen Kompressionsrichtung N-S gerichtet. Die triassischen Evaporite fungierten hierbei als Gleithorizonte (Curtis, 1993).
Abb. 8c: Postriftphase (Nach Malod & Mauffret; 1990)
Abb. 8a-c: Entwicklung des Zentral- und Nordatlantiks und der damit verbundenen Becken. - AZFZ - Azoren-Scherzone (Nach Malod & Mauffret, 1990).
2. Invasionsphase:
Im Torton (oberes Miozän, 9 Ma) änderten sich die Relativbewegungen zwischen Afrika und Europa, wodurch die Kompessionsrichtung der afrikanischen Platte nicht mehr N-S, sondern NW-SE gerichtet (Dewey et al, 1989). Die NNE-SSW streichenden Grundgebirgsstörungen wurden dadurch zu sinistralen transpressiven Horizontalverschiebungen reaktiviert.
Die Hauptinvasion des Lusitanischen Beckens erfolgte zwischen der Lousa-Nazare Störung und dem Lower-Tagus Störungssystem (Abb. 09).
Der Hebungsbetrag des Beckens betrug ca. 1.000 m und hält bis heute an. Neotektonische Studien ergaben, daß in Süd- und Mittelportugal eine sinistrale Transpressionsbewegung entlang der NE-SW verlaufenden Grundgebirgsstrukturen anhält (Moreira, 1985).
Neuere geophysikalische Messungen (AMT, Dipolmessungen, VLFR) ergaben rezent einen NNW-SSE Hauptspannungstensor.
Die Deckgebirgsstrukturen sollen nach Curtis (1993) von den Grundgebirgsstrukturen entlang der Evaporithorizonte des Hettange entkoppelt und somit bis auf Ausnahmen nicht in die alpidische Gebirgsbildung einbezogen worden sein.
Abb. 9: Neotekt. Karte mit σ1-Spannungstrajektorien (nach Cabral, 1986) die über Herdflächenlösungen ermittelt wurden. Durchgezogene Linien stellen sichere und unterbrochene Linien vermutete Störungen dar (C= Coimbra, L= Lissabon, P= Porto).
Letzte Aktualisierung: 04.11.2009
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