Die untere und mittlere Kreide

In der unteren Kreide verstärkt sich die Drehbewegung der afrikanischen Platte, und es kommt zu einer verstärkten Extension in der westlichen Tethys, während sich die Subduktion nordwestlich von Apulien fortsetzt. Sollte das hier vorgeschlagene Modell, daß die internen Kristallindecken nordöstlich der westalpinen Sedimentbecken enstanden sind, stimmen, so könnte diese Subduktion die Ursache der Eklogit-Fazies-Metamorphose im Gebiet des Monte Rosa und Gran Paradiso (Chopin & Maluski, 1980) sein (Abb.6.3).

Abbildung 6.3: Paläogeographische Rekonstruktion für den westlichen Tethysraum im unteren Alb. Der orangefarbene Pfeil markiert die siliziklastischen Sedimentschüttungen aus dem Hochgebiet des Alboranblocks.

Die jetzt verstärkt einsetzende Extension im Bereich der zukünftigen Rhenodanubischen Flysch-Zone (markiert durch das gelbe Oval westlich Apuliens, s. Abb.6.3), führt zu einem Absinken der Liefergebiete der karbonatischen Turbidite der Tristel-Formation. Zusammen mit dem Ansteigen des CCL (van Andel, 1975; Thierstein & Roth, 1991) bedingt dies den Übergang der karbonatisch geprägten Tristel-Formation in die untere Tonsteinzone des Flysch-Gault.

Etwas später setzen, möglicherweise klimabedingt (Weissert, 1990), die ersten siliziklastischen Schüttungen aus dem im Apt/Alb ein Hochgebiet bildenden Alboranblock ein (Phillipe & Thurow, 1988). Im vorliegenden Modell entspräche dies dem Beginn der siliziklastischen Turbidite im Flysch-Gault. Die Annahme eines weiter südlich und isoliert liegenden Liefergebietes verträgt sich gut mit den sedimentologischen Befunden von Hesse (1972,1964,1974). Darüber hinaus löst die extra-alpine Natur dieses Blocks das in Abschnitt 1.3.4 skizzierte Problem der petrographischen Zusammensetzung der Flysch-Gault-Sandsteine.

Bis zum Ende des Cenomans wandert Afrika (relativ zu Europa) mehr als 500 km nach Osten, bevor es mit seiner Nordwanderung beginnt (Abb.6.4).

Abbildung 6.4: Paläogeographische Rekonstruktion für den westlichen Tethysraum im Cenoman. Der orangefarbene Pfeil markiert die siliziklastischen Sedimentschüttungen der durch die Ostrotation Spaniens bedingten Kollision zwischen Spanien und Europa.

Diese Nordostbewegung bewirkt eine verstärkte Subduktionstätigkeit im Bereich der Vardar-Sutur und dem Nordostrand der apulischen Platte. Dies zeigt sich nicht nur am Auftreten grobklastischer Sedimente in den Nördlichen Kalkalpen (z.B. Losensteiner Schichten Gaupp, 1983) sondern auch in den Chromspinell-Gehalten nordalpiner Flysche (Faupl & Wagreich, 1992; Pober & Faupl, 1988).

Die Krustenbereiche westlich Apuliens unterliegen bis in das mittlere Cenoman starker Extension und ruhigen Sedimentationsbedingungen. Die siliziklastischen Schüttungen des Alboranblocks versiegen im späten Alb (Phillipe & Thurow, 1988). In meinem Modell entspräche dies dem Ende der Flysch-Gault Sandsteinschüttungen.

Im mittleren Cenoman beginnt die Ostrotation Spaniens, in deren Folge im zukünftigen Pyrenäengebiet eine Subduktionszone ensteht. Die damit assoziierten unreifen siliziklastischen Sedimente werden in das südöstlich gelegene Extensionsgebiet geschüttet. Im vorliegendem Modell entspräche dies dem Eintrag des von Osten (bezogen auf die heutige Lage!) geschütteten Reiselsberger Sandsteins in die Rhenodanubische Flysch-Zone (Abb.6.4).

Die Nordostbewegung Apuliens wird am Ende des Cenomans durch eine Nordwestbewegung abgelöst. Die ehemals südwestlich ausgerichtete Subduktion erfolgt nun in südöstlicher Richtung, schräg zum Nordrand der apulischen Platte. Die zu Beginn des Cenomans noch als Akkretionsrand ausgebildete Plattengrenze wird zu einem erosiv geprägten Subduktionssystem, in dessen Folge die Subsidenz der Gosaubecken einsetzt (Wagreich, 1993) (Abb.6.5).

Abbildung 6.5: Paläogeographische Rekonstruktion für den westlichen Tethysraum im Campan. Apulien hat seine Ostwanderung (relativ zu Europa) beendet und beginnt nun mit einer Nordwest gerichteten Bewegung, wobei die ehemals gedehnten Krustenbereiche wieder subduziert werden. Durch die Rotation Spaniens ist das Gebiet der Rhenodanubischen Flysch-Zone um fast 500 km nach Norden transportiert worden.

Die Rotation Spaniens führt dazu, daß fast das gesamte Krustenmaterial zwischen der apulischen Platte und Südfrankreich kontinentrandparallel transportiert werden kann - lediglich der Südrand dieser Zone ist, bedingt durch die Nordwestwanderung Apuliens, transpressiv ausgebildet. Es sei nochmals ausdrücklich darauf hingewiesen, das dies keine Voraussetzung des Modells ist, sondern eine sich aus den paläomagnetischen Daten ergebende Folge der Plattengeometrie. Mit dieser nordwestwärts gerichteten Bewegung wird die Rhenodanubische Flysch-Zone bis zum unteren Campan fast 500 km nach Norden transportiert (Abb. 6.5). Der schnelle Nordosttransport bedingt, daß das Gebiet der Rhenodanubischen Flysch-Zone im oberen Turon von den siliziklastischen Schüttungen aus dem Pyrenäengebiet wieder abgekoppelt wird. Danach setzt eine ruhige und monotone Tiefseesedimentation ein. In meinem Modell entspricht dies dem Übergang vom Reiselsberger Sandstein in die Oberen Bunten Mergel beziehungsweise Piesenkopf-Schichten.

Das vermutete Ablagerungsgebiet der Rhenodanubischen Flysch-Zone befindet sich auch im weiteren Verlauf als passiver Teil auf der spanisch/europäischen Kruste. Diese europäische Position ermöglicht den Fortbestand der ruhigen Sedimentationsbedingungen bis in das mittlere Maastricht. In dieser Zeit kommen hemipelagische, karbonatfreie Tonsteine und mergelige Turbidite zur Ablagerung. Erst ab dem mittleren Maastricht setzten wieder siliziklastische Schüttungen ein.