Unter Pan-Afrikanische Orogenese wird ein langwieriger und großräumiger geodynamischer Zyklus von tektonischen, magmatischen, vulkanischen, metamorphen und sedimentären Prozessen mit Bildung von Gebirgen bzw. orogenen Gürteln verstanden. Er führte im engeren Sinn zur Formierung des afrikanischen Kontinents.
Die Pan-Afrikanische Orogenese basiert auf plattentektonischen Vorgängen globalen Ausmaßes, beginnend mit dem Auseinanderbrechen von Lithosphärenplatten (Kontinentalplatten) und dem Öffnen von intra-kontinentalen Grabenbrüchen bis hin zum Schließen der sich zwischen ihnen gebildeten Ozeane oder Meere. Diese Prozesse lassen sich zurückverfolgen bis in Entwicklungsphasen des Superkontinents Rodinia und stehen im Zusammenhang mit der späteren Formierung des Superkontinents Pannotia mit dem Großkontinent Gondwana als dessen bedeutendste kontinentale Masse. Afrika war darin der zentrale Kontinent.
Die orogenen Gürtel bildeten sich zwischen älteren, geologisch stabilen Landmassen, wie z. B. Kratonen, Schilden oder Terranen und stellen heute somit fossile Plattenränder in unterschiedlicher und wechselnder geologischer Ausprägung dar, anhand derer die paläographischen Entwicklungen nachvollzogen werden können.
Der Zeitraum der Pan-Afrikanische Orogenese fällt in die Ära des Neoproterozoikums und begann vor ca. 1000 Millionen Jahren (abgekürzt mya) und war im frühen Phanerozoikum, dem unteren Kambrium, um 530 mya mit der abschließenden Orogenbildung weitgehend abgeschlossen.
Begriffsprägung
Der Begriff Pan-Afrikanisch (engl. Pan-African) wurde 1964 vom Geologen William Quarrier Kennedy geprägt. Grundlage waren die Messungen der Isotopenverhältnisse in den radioaktiven Zerfallsreihen von Rubidium (Rb) in Strontium (Sr) und Kalium (K) in Argon (Ar) in afrikanischen Gesteinen, die aus den orogenen Gürteln stammen (siehe auch → Geochronologie).
Archaische bis Mesoproterozoische Strukturen und Entwicklungen
Der Kontinent Afrika besteht aus einem riesigen, kratonisierten kristallinen Grundgebirge mit sehr alten Gesteinen. Darüber lagern weit verbreitete, mächtige Sedimente mesozoischen und tertiären Alters, die das Deckgebirge bilden.
Die ältesten Strukturen und Gesteine Afrikas können bis in archaische (von 4.600 bis 2.500 mya) und proterozoische (von 2.500 bis 541 mya) Zeiträume zurückverfolgt werden.
Archaische Strukturen
Im Archaikum entstanden im Wesentlichen die sieben ältesten kratonisierte Kerne Afrikas. Sie wurden bis zum Paläoproterozoikum zu drei große Kratone zusammengefügt.
Nordwest-Afrika Westafrika-Kraton mit den Schilden Reguibat und Man Nordzentralafrika Sahara-Metakraton oder Nil-Kraton Zentralafrika Kongo-Kraton mit den Gabon- und Chaillu-, Zaire-, Angola- und Kassai-Blöcken. Vor und während der Pan-Afrikanischen Orogenese war der Kongo-Kraton noch mit dem São Francisco-Kraton verbunden. Deren Trennung erfolgte während des Zerfalls von Pangaea mit der Trennung Afrikas von Südamerika in der Unterkreide. Tansania-Kraton Bangweulu-Block Südafrika Kaapvaal-Kraton Simbabwe-Kraton, in dem der Sebakwe-Protokraton eingegliedert ist. Diese Kratone werden vom archaischen Limpopo-Gürtel getrennt und vom paläoproterozoischen Namaqua-Natal-Gürtel südlich umschlossen. Sie bilden zusammen den Kalahari-Kraton.
Madagaskar enthält den Antogil-Block und den Antananarivo-Kraton.
Paläo- bis mesoproterozoische Entwicklungen
Im Proterozoikum ereigneten sich zwei große gebirgsbildende Ereignisse.
Als Eburnean-Orogenese (engl.: Eburnean orogeny) wird ein Zyklus von tektonischen, metamorphen und plutonischen Ereignissen bezeichnet, der sich zwischen ca. 2200 und 1800 mya ereignete. Es werden drei Phasen unterschieden: Entlang eines aktiven Akkretionskeils lagerten sich weitere Krustenteile an den Westafrika-Kraton an. Die Kratone Kongo und Tansania wurden zum Zentralafrikanischen Kraton zusammengefügt. An den zentral- und südafrikanischen Kratonen entwickelten sich passive Kontinentalränder mit Gebirgsbildungen. Die Kibaran-Orogenese (engl.: Kibaran orogeny) war ein gebirgsbildender Prozess in Afrika als Teil der globalen Grenville-Orogenese, die zur Formierung Rodinias führte. Der Zeitraum wird zwischen 1400 und 1000 mya vermutet. Die afrikanischen Regionen, die von dieser Orogenese erfasst wurden, werden noch unterschiedlich interpretiert. Im weitesten Sinne sind es die Kibara mountains im Osten der Demokratischen Republik Kongo und der Namaqua-Natal-Gürtel im südlichen Afrika. Gesteine dieses Alters wurden im Ahaggar (Hoggar-Berge) sowie im Nordwesten und Südwesten Nigerias und in Kamerun sowie im Norden des Kongo-Kratons gefunden. Auch in Südafrika fanden sich orogene Segmente.
Neuerdings wird vorgeschlagen, die Definition viel enger zu fassen. Danach bezieht sich der Begriff „Kibara“ nur auf ein tektono-magmatisches Ereignis um 1375 mya in dem Karagwe-Ankole Belt nördlich des Tanganjikasees im Süden Ugandas. Der Begriff „Kibaran-Gürtel“ soll sich auf den Gürtel um die Kibara-Berge im Südosten der Demokratischen Republik Kongo beschränken.
Pan-Afrikanische Orogenese
Ostafrikanisches Orogen
360px|rechts|Kuunga2 mini|x350px|links|Krustenprovinzen im Ostafrikanischen Orogen mit mutmaßlichen Azania-Randzonen
Das Ostafrikanische Orogen ist ein etwa 6000 Kilometer (abgekürzt km) langer Orogenkomplex, der in Nord-Süd-Richtung im Osten Afrikas und im angrenzenden Teil Vorderasiens verläuft. Er beginnt im Süden Israels und verläuft weiter nach Mosambik. Das Ostafrikanische Orogen besteht aus dem Arabisch-Nubischen Schild, dem Mosambik-Gürtel und findet seine geologische Fortsetzung auf Madagaskar. Dieser Orogenkomplex kann mit dem heutigen Hochgebirgssystem der Alpidischen Orogenese verglichen werden.
Mit dem Zerfall von Rodinia öffnete sich um ca. 1000 mya infolge Ozeanbodenspreizungen der Mosambik-Ozean. Dieser breitete sich zwischen Groß-Indien (Indien mit Nordost-Madagaskar, Sri Lanka und den Seychellen), dem Kraton Tansania, dem damals noch verbundenen Kraton Kongo-São Francisco (abgekürzt Kongo-SF) sowie dem Bangweulu Block aus (siehe auch → Pannotia). Ein weiterer Ozean befand sich zwischen dem Kalahari-Kraton und Ostantarktika, bzw. dem anteiligen Mawson-Kraton. Dieser wird als Mawson-Ozean bezeichnet. Der Mawson-Kraton ist unter dem antarktischen Eisschild verdeckt. Es wird vermutet, dass er etwa Wilkesland entspricht.
Infolge der Ozeanboden-Subduktion lösten sich von dieser ein oder mehrere Krustenblöcke, Mikrokontinente oder Terrane archaischen und paläoproterozoischen Alters. Der Zeitraum dieser Trennung ist noch nicht geklärt. Die abgelösten Landmassen wurden nach einem alten Namen für Bereiche der afrikanischen Ostküste Azania benannt.
Die wesentlichen Krustenprovinzen im Ostafrikanischen Orogen sind der Sahara-Metakraton (SM), der Arabisch-Nubische Schild (ANS), die Kongo-/Tansania-/Bangweulu-Kratone (CTB), die Simbabwe-/Kalahari-Kratone (ZKC), der Mosambik-Gürtel (MG), die Eastern Granulite-/Cabo Delgado-Deckenkomplexe, jeweils afrikanisch sowie die madagassischen Kratone Antogil (A) und der Masora (M) (siehe Abbildung).
Die ostafrikanische Kollisionsphase erfolgte zwischen 650 und 620 mya. Sie reichte vom Arabisch-Nubischen Schild bis zum Bangweulu-Block. Ihr folgte von 570 bis 530 mya die Kuunga-Orogenese, bei der Ostantarktika bzw. der anteilige Mason-Kraton mit dem Kalahari-Kraton zusammenstieß. Anschließende Dehnungstektonik (Extension) fanden bis 480 mya statt.
Arabisch-Nubischer Schild
mini|x250px|Arabisch-Nubischer Schild mit Krusten-Akkretionsalter und Suturen
Der Arabisch-Nubische Schild bildet den nördlichen Abschnitt des Ostafrikanischen Orogens. Er gliedert sich in den Arabischen Schild und den Nubischen Schild. Ersterer erstreckt sich über weite Teile der westlichen Arabischen Halbinsel. Der Nubische Schild ist Bestandteil der Afrikanischen Platte. Ursprünglich hingen beide Schilde zusammen. Sie wurden infolge der Öffnung des Roten Meeres, die vor etwa 38 mya begann, voneinander getrennt.
Geologisch stellt der Arabisch-Nubische Schild einen schildartigen, jedoch nicht kratonisierten Grundgebirgskomplex dar. Er entstand durch Akkretion (Zusammenschluss) einer Vielzahl von intra-ozeanischen Krusten (Inselbögen) und möglicherweise ozeanischen Plateaus sowie anderen Terranen. Diese wurden zwischen dem im Westen liegenden Sahara-Metakraton, dem Kraton Kongo-SF und dem Tansania-Kraton und den im Osten befindlichen Azania- und den Afif-Terranen komprimiert. Zahlreiche auf kontinentalen Flanken aufgeschobene Ozeanbodensequenzen (Ophiolithe) und deren Suturen zeugen von diesen Kollisionen, die sich von 890 bis 580 mya ereigneten.
Mosambik-Gürtel
mini|x200px|Mosambik-Gürtel mit Krustendomainen und -alter mini|x200px|Strukturelle und metamorphe Fazies im Mosambik-Gürtel und Madagaskar mit mutmaßlichen Randzonen der Mosambik- und Malagasy-Ozeane
Der Mosambik-Gürtel schließt südlich an den Arabisch-Nubischen Schild an. Er bildet den südlichen Ast des Ostafrikanisches Orogens. Er verläuft entlang der zentral- bis südafrikanischen Ostküste vom südlichen Äthiopien bis hin zu Mittel-Mosambik. Aufgrund von geophysikalischen Mustern, strukturellen Eigenschaften und der Geochronologie wird angenommen, dass sich der Mosambik-Gürtel u. a. auf Madagaskar fortsetzt.
Die Azania-Krustenblöcke kollidierten zwischen 650 und 620 mya mit den Kratonen Tansania, Kongo-SF und Bangweulu infolge der Annäherung des Indischen Schildes. Eine weitere Orogenbildungsphase fand statt zwischen 570 und 530 mya, als sich der Mawson-Ozean schloss und Ostantarktika bzw. der Mawson-Kraton und Australien mit den Kratonen Kalahari und Simbabwe kollidierten. Diese Prozesse werden Kuunga-Orogenese bezeichnet.
Der Mosambik-Gürtel enthält eine Vielzahl von Krustenstrukturen, Blöcken und Orogenen, die unterschiedlich entstanden sind und sich abweichend voneinander weiter entwickelt haben. Dies kann unterschieden werden in die Bildung von neuen (juvenilen) und in die Wiederaufarbeitung von alten Krusten. Gemeinsam ist jedoch der Einfluss von Kollisionen auf diese Strukturen.
Neu gebildete Krusten formen einen einheitlichen, durchgehenden Gürtelkomplex, der südlich an den Arabisch-Nubischen Schild anschließt und vom östlichen Uganda über Kenia, Tansania bis nach Mittel-Mosambik verläuft. Die Gesteine sind ähnlich denjenigen des Arabisch-Nubischen Schildes. Zwischen 650 und 620 mya wurden sie hochgradig deformiert und metamorph überprägt und als tektonischen Decken in Form von Klippen (engl.: Nappe) auf westlich liegende vor-neoproterozoische Grundgebirgsprovinzen aufgeschoben.
Umgeformte Krustenprovinzen betreffen vor-neoproterozoische Grundgebirgseinheiten an den östlichen bis südwestlichen Rändern der Kratone Kongo-SF, Tansania und Bangweulu sowie den nördlichen und östlichen Rändern der Kratone Kalahari und Simbabwe. Infolge von Kollisionsvorgängen wurden sie zwischen 580 und 540 mya unterschiedlich tektonisch, thermisch und strukturell umgearbeitet. Dieses betraf eine Vielzahl von einzelnen Krustenprovinzen, deren Ausgangsgesteine (Protolithe) größtenteils den jeweiligen Kratonen entstammen. Die Kollisionsprozesse waren begleitet von z. T. voluminösen plutonischen Intrusionen und sich flächenhaft ausbreitenden Vulkaniten.
Madagaskar-Strukturen
Die Entstehung von Madagaskar ist geprägt durch eine Ansammlung von unterschiedlichen geologischen Strukturen aus verschiedenen geografischen Ursprungsgebieten und zeitlichen Entwicklungsphasen. Sie umfasst paläoarchaische und paläoproterozische Kraton-Bruchstücke, die von anderen Kratonen abstammen sowie neoproterozoische juvenile Inselbogen-Komponenten aus verschiedenen Ozeanbecken. Während der Bildung des Ostafrikanischen Orogens schlossen sich diese Landmassen zusammen.