Rocky
Ihr Browser kann leider kein SVG darstellen.

Kreide

Mesozoikum

Paläoglobus
In der frühen Kreide (ca. 120 Millionen Jahre) zeigt sich deutlich der Zerfall des einstigen Superkontinents Pangäa. © Geologische Bundesanstalt
Karte
In der frühen Kreide (ca. 120 Millionen Jahre) wurden zunächst nördliche Teile des ehemaligen „Adriatischen Sporns“ subduziert. © Geologische Bundesanstalt
Paläoglobus
Die Umrisse der heutigen Kontinente sind im Ansatz zu erkennen, deren Lage war noch deutlich anders. © Geologische Bundesanstalt
Karte
Im Laufe der späten Kreide (ca. 85 Millionen Jahre) wird ozeanische Lithosphäre des Penninischen Ozeans subduziert. © Geologische Bundesanstalt
Fossilien
Längs- und Querschnitte der Schnecke Trochactaeon, ein typisches Fossil der Gosau-Gruppe, aus Gams bei Hieflau (St) (Bildbreite: 9 cm). © Geologische Bundesanstalt

Pangäa zerfällt

Die Kreide ist mit 80 Millionen Jahren Dauer die längste Periode der jüngeren Erdgeschichte. Es war zeitweise so warm, dass sogar die Polregionen bewaldet waren. Das Ende der Kreide ist durch ein großes Aussterbeereignis markiert, das vor 66 Millionen Jahre mit einem finalen » Impakt auch das Ende des „Zeitalters der Dinosaurier“ besiegelte.

Der Superkontinent Pangäa zerfiel während der Kreide vollends. Schon am Beginn der Kreide, ab etwa 145 Millionen Jahren vor heute, begann sich die Öffnung des Nord- und Südatlantiks abzuzeichnen. Der Penninische Ozean verbreiterte sich durch die anhaltende Bildung neuer ozeanischer Kruste. Aus dem Golf von Biskaya kommend entwickelte sich ein zweiter Ast, welcher die heutige Iberische Halbinsel vom „Alten Europa“ abtrennte und um die heutigen Karpaten gegen Osten ausgriff. Der „Adriatische Sporn“ löste sich im Zuge der Entstehung des östlichen Mittelmeeres allmählich von Afrika. Zwar bewegten sich beide Teile noch bis in die späte Kreide um ca. 95 Millionen Jahre vor heute nahezu synchron, doch ist die Adriatische Platte ab dieser Zeit als eigenständig zu betrachten. Seither driftet diese Platte mit einigen Millimetern pro Jahr gegen Norden, wobei sie eine leichte Rotation gegen den Uhrzeigersinn vollführt. Diese Bewegungen sind letztendlich für die Bildung der Alpen verantwortlich.

Beginn der Alpenbildung

Während des Anfangsstadiums der Alpidischen Gebirgsbildung entwickelte sich um etwa 135 Millionen Jahre vor heute eine Plattengrenze entlang der im spätesten Jura angelegten Störung, die den Penninischen mit dem Tethys-Ozean verband. Dieser Störung folgend wurde seit damals die Adriatische Platte über die nordwestlich gelegene Lithosphärenplatte geschoben, welche nach Südosten in den Mantel abtauchte. Der dicke und schwere Lithosphärische Mantel dieser abtauchenden Platte fungierte dabei wie ein Förderband, auf dem die auflagernde Kruste zur Subduktionszone transportiert wurde. Zuvorderst auf dem Förderband lag die kontinentale Kruste des ehemals nördlichsten Teils des „Adriatischen Sporns“, dahinter die ozeanische Kruste des Penninischen Ozean und schließlich die kontinentale Kruste des „Alten Europa“.

Der frühe Orogenkeil – das Ostalpin

In der frühen Kreide gelangten zunächst die nördlichen Teile des ehemaligen „Adriatischen Sporns“ in die Subduktionszone. Von der abtauchenden Platte wurden dabei Decken aus Sedimentgesteinen abgehobelt, während die tieferen Krustenteile mit dem Förderband in die Tiefe geschleppt und durch die ständige Zunahme von Druck und Temperatur zunehmend metamorph wurden.

Die abgehobelten Decken aus wenig metamorphen paläozoischen und mesozoischen Gesteinen wurden gestapelt. Solche bauen beispielsweise die Gurktaler Alpen und die Nördlichen Kalkalpen auf. Die Decken bildeten auf diese Weise einen Orogenkeil, der zum Teil über die Wasseroberfläche herausgehoben wurde. So entstanden langgestreckte Inselketten. Die verfalteten und stark zerbrochenen Gesteine der Decken fielen der Erosion anheim und der Schutt gelangte in Becken innerhalb und vor dem Deckenstapel. Während der gesamten frühen Kreide wurden sukzessive neue Decken in den Orogenkeil eingebaut, der sich auf diese Weise kontinuierlich gegen Nordwesten erweiterte.

Vor knapp 90 Millionen Jahren, in der mittleren Kreide, hatten die vordersten Teile der subduzierten Lithosphärenplatte eine Tiefe von mehr als 70 km erreicht und kontinentale Kruste wurde in den dichteren Erdmantel gedrückt. Durch die hohen Drucke und Temperaturen entstanden hier einerseits Eklogite, andererseits reagierten die leichten quarzreichen Gesteine der kontinentalen Kruste sehr plastisch. Große Stücke der Kruste lösten sich von der weiter abtauchenden Lithosphärenplatte und stiegen rasch als Decken mit nun metamorphen kristallinen Gesteinen zur Oberfläche auf. Dies führte zu großen Umgestaltungen im Orogenkeil.

Vor 85 Millionen Jahren ragten schon große Teile des Ostalpins als Inselwelt aus dem Meer. Flüsse transportierten den Verwitterungsschutt in die verbliebenen seichten Meeresarme und bildeten den Auftakt zur Sedimentation der » Gosau-Gruppe. Deren fossilreiche Sedimente zeugen von Kohlesümpfen und subtropischen Küstenlandschaften mit kleinen Riffen. Flyschartige Sedimente aus tiefem Wasser lassen aber auch erkennen, dass der vorderste Teil des Orogenkeils, welcher zu dieser Zeit aus den heutigen Kalkalpen bestand, am Ende der Kreide wieder tief abgesunken war. Dies ist wahrscheinlich darauf zurückzuführen, dass diese Teile des Orogenkeils damals über den Kontinentalhang zum Penninischen Ozean geschoben wurden.

Subduktion des Penninischen Ozeans

Im Laufe der späten Kreide, um 85 Millionen Jahre vor heute, gelangte auf dem „Lithosphären-Förderband“ erstmals dünne und relativ schwere ozeanische Lithosphäre des Penninischen Ozeans in die Subduktionszone. Dadurch änderte sich die Geometrie an der Plattengrenze: Im Ostalpin nahm die Intensität der tektonischen Bewegungen ab, da nur mehr sehr kleine Anteile von Sedimenten des Ozeanbodens, ozeanischer Kruste und etwas Mantel von der abtauchenden Platte abgehobelt wurden. Diese schoben sich zu einem sogenannten » Akkretionskeil zusammen, während der Rest der Platte subduziert wurde. Dabei wurden auch Anteile des Orogenkeils weiter unter dessen Hauptmasse aus Ostalpinen Decken geschleppt. Heute finden wir diese zum Beispiel in den Radstädter Tauern und im Semmeringgebiet als so genannte Unterostalpine Decken. Auch Teile der subduzierten ozeanischen Lithosphäre wurden in größerer Tiefe abgeschert und als erste Decken des Penninikums in den Orogenkeil eingebaut, während die gesamte übrige Platte für immer im Erdmantel versank.

An der Erdoberfläche entstand eine Tiefseerinne und im verbleibenden Ozeanbecken gelangten Flyschgesteine zur Ablagerung. Diese wurden nicht nur vom Verwitterungsschutt des südlich angrenzenden Orogenkeils gespeist, sondern auch durch Trübeströme, die aus West und Ost sandig-tonige Sedimente über große Distanzen herantransportierten. Auslöser der submarinen Sedimentlawinen waren wohl häufige Erdbeben, die durch tektonische Bewegungen an der Plattengrenze ausgelöst wurden.

Auf dem Helvetischen Schelf wurden in der Kreide bunte Mergel abgelagert, deren Ausläufer sich mit den Flyschgesteinen im Ozeanbecken verzahnten.

Obwohl in der späten Kreide im Penninischen Ozean noch neue ozeanische Lithosphäre gebildet wurde, begann sich der Ozean allmählich zu schließen, da mehr ozeanische Lithosphäre subduziert als gebildet wurde.

Grafiken stehen für Unterricht und Lehre zur Verfügung.

» Download

» Erdgeschichte

Österreichs geologische Entwicklungsgeschichte