mini|Lage der Kontinentalmassen (gelb und grau markiert) um 550 mya kurz vor dem Zusammenschluss zu Gondwana mini|Paläogeographie Pangaeas im unteren Perm Der Zerfall Gondwanas setzte regional schon kurz nach der Formierung des Superkontinents Pangaea ein. Er setzte in mehreren Phasen zwischen unterschiedlichen gondwanischen Kontinentmassen ein. Auslöser waren mächtige verschiedenartige magmatische Ereignisse, die die Erdkrusten dehnten und zu Grabenbrüchen und Ozeanbodenspreizungen führten.
Betroffen vom Zerfall Gondwanas waren die Kontinentalblöcke von Afrika, Südamerika, Ostantarktika und Australien sowie Groß-Indien. Groß-Indien entsprach einem Kontinentalblock, der größer war als nach der Kollision mit Laurasia bzw. der Eurasischen Platte (siehe auch → Tektonische Entwicklung des indischen Subkontinents). Diese Kontinentblöcke wurden durch Ozeane bzw. verschiedene Ozeanbecken getrennt, wie des Atlantiks, des Südlichen Ozeans und des Indischen Ozeans.
Der Zerfall Gondwanas kann in folgende tektonische Prozesse gegliedert werden: die Teilung Westgondwanas ab 200 mya, die Trennung Westgondwana von Ostgondwana ab 147 mya sowie den Zerfall Ostgondwanas. Dieser umfasste die Trennung Groß-Indiens von Ostantarktika ab 132 mya, die Trennung Groß-Indiens von Australien ab 155 mya, die Trennung Australiens von Ostantarktika ab 83 mya, die Separierung Zealandias von Westantarktika um 79 mya, die Separierung Madagaskars von Groß-Indien um 90 mya und die Separierung der Seychellen von Madagaskar um 65 mya.
Die Formierung Gondwanas, dessen anschließender Zerfall mit Öffnungen und erneuter Schließung von Ozeanen bzw. Ozeanbecken sowie die Bildung und den Zerfall von Kontinenten entsprechen dem Wilson-Zyklus-Modell.
Die Auflösung Gondwanas bedeutete auch den Zerfall des Superkontinents Pangaea.
Hinweis: Sofern nicht anders vermerkt, beziehen sich die hier aufgeführten Bezeichnungen für die paläogeographischen, geologischen, klimatischen und sonstigen Merkmale der Kontinentalmassen und Ozeane bzw. Meere auf die jeweils behandelten Zeiträume.
Teilung Westgondwanas
Die Teilung Westgondwanas wurde verursacht durch die Öffnung des Atlantiks in die afrikanischen und südamerikanischen Kontinentalmassen. Sie vollzog sich in mehreren Phasen. Geologisch und tektonisch wurde sie eingeleitet durch aufsteigende Mantelplumes oder Konvektionszellen aus dem Erdmantel, gefolgt von Grabenbruch- und Ozeanbodenspreizungen sowie massiven magmatischen Ereignissen.
Öffnung des zentralen Atlantiks
Die Öffnung des zentralen Atlantiks steht im Zusammenhang mit der Zentralatlantischen Magmatischen Provinz (ZAMP). Diese erstreckte sich im heutigen Südwesten Europas mit der Iberischen Halbinsel über den Nordwesten Afrikas von Marocco bis zu Guinea. Weiterhin lässt sich die ZAMP entlang der Südostflanke Nordamerikas von Nova Scotia nach Florida sowie von Nord- und Mittelsüdamerika mit den brasilianischen Amapá bis Französisch-Guayana nachweisen. Der massive Magmatismus und Vulkanismus war über ca. 60 Millionen Jahre zwischen ca. 202 und ca. 143 mya aktiv. Als Ursache werden große aufsteigende asthenosphärische Konvektionszellen aus dem Erdmantel angenommen.
Die Entwicklung der ZAMP führte zur Öffnung des zentralen Atlantiks. Diese plattentektonischen Prozesse begannen mit Grabenbruchbildungen. Ozeanbodenspreizungen breiteten sich zwischen ca. 200 und 185 mya aus. Bis ca. 148 mya öffnete sich die westliche Tethys-Bucht, wodurch Gondwana letztlich von Laurasia getrennt wurde. Weitere Plattenbewegungen führten u. a. im Zeitintervall Oligozän bis zum frühen Miozän zur Bildung des Atlas-Gebirgsgürtels.
Öffnung des äquatorialen Atlantiks
Im nördlichen afrikanischen Benin-Trog, der Teil des Zentralafrikanischen Riftsystems ist, bildete sich die Westafrika-/Äquatorial Atlantische Magmatische Provinz aus. Oberhalb eines Mantelplumes traten in mehreren Phasen magmatische Ereignisse zwischen 138 und 106 mya auf. An den Rändern des sich gebildeten Grabenbruchs sedimentierten von 125 bis 120 mya Dykes. Vulkanoklastika, und andere Vulkanite entstanden von 97 bis 81 mya. Der Magmatisums der Westafrika-/Äquatorial Atlantik-Provinz trat teilweise zeitnah mit dem im brasilianischen Maranhão-Becken auf. Sie wird mit der Öffnung des Äquatorial-Atlantiks in Verbindung gebracht, dessen Ozeanbodenspreizung zwischen ca. 125 und 110 mya erfolgte.
Öffnung des südlichen Atlantiks
mini|Trappablagerungen der Paraná-Magma-Provinz bei Santa Catarina
Die Öffnung des südlichen Atlantiks wurde durch den Tristan-da-Cunha-Mantelplume eingeleitet. Massive Magmaaustritte und Vulkanite, verbunden mit regionalen Krustenanhebungen, bildeten daraufhin die Paraná-Etendeka-Provinz. Sie bedeckten große Gebiete im südamerikanischen Paraná-Becken sowie im afrikanischen Nordwesten Namibias und im Südwesten Angolas. Die Magmen ergossen sich über einen Zeitraum von ca. 138 bis 83 mya und bedeckten eine Fläche von ca. 1,5 Millionen Quadratkilometern mit einem Volumen von mehr als 2,3 Millionen Kubikkilometern.
Grabenbrüche traten in den südlichsten Bereichen ab ca. 190 mya auf. Der Nordwest-Südost verlaufende Ponta Grossa-Dykeschwarm, benannt nach der brasilianischen Großstadt Ponta Grossa im Bundesstaat Paraná, wird als beginnende Ozeanbodenspreizung 132 mya angesehen. Sie erfolgte auch zeitäquivalent mit der im Weddellmeer-Becken. (Siehe → Spreizung zwischen Antarktika und Afrika.) Dadurch wurde die Öffnung des südlichen Atlantiks eingeleitet. Diese Spreizung ist noch heute dokumentiert in einer vulkanischen Hotspot-Kette auf dem Ozeanboden zwischen dem afrikanischen Walfischrücken und dem südamerikanischen Rio Grande Rise. Vor dem westbrasilianischen Kontinentalrand bildete sich die Vitoria-Trindade Hotspot-Tiefseebergkette aus.
Trennung Westgondwana von Ostgondwana
Zwischen dem nordwestlichen Antarktika, dem östlichen Afrika und dem südamerikanischen Patagonien entstand eine Spreizungszone, die ihren Ursprung in einer Triple Junction, der Weddell-Triple Junction, hatte. Diese bildete das Zentrum von aufsteigenden Magmen aus dem Erdmantel, wodurch die magmatischen Großprovinzen der Karoo-Ferrar-Magmaprovinzen entstanden. Die Magmafreisetzungen begannen um 204 mya, die Hauptphase datiert zwischen 184 und 175 mya.
Die Spreizungszone verlief vom Weddellmeer, dann weiter nördlich zwischen dem gesamten östlichen afrikanischen Kontinentalrand einerseits sowie zwischen dem westlichen Antarktika und dem westlichen Groß-Indien andererseits.
Spreizung zwischen Antarktika und Afrika
Frühe Spreizungprozesse ereigneten sich zwischen 180 und 167 mya im Becken des heutigen Weddellmeeres. Ozeanbodenspreizungen bildeten sich dort um etwa 147 mya, verursacht durch das Weddellmeer-Riftsystem. Dieser Dehnungsbereich weitete sich aus bis zur heutigen antarktischen Riiser-Larsen-See und Kosmonautensee mit der dazwischen liegenden Gunnerus Ridge sowie dem heutigen afrikanischen Mosambik-Becken. (Siehe auch → Mosambik-Gürtel.) In diesem entstand von 83 bis 63 mya die Conrad Rise-Hotspotkette. Sie entwickelte sich zum ultralangsamen Südwestindischen Rücken. Dieser Rücken bildet eine divergierende tektonische Plattengrenze, die die Somaliplatte im Norden von der Antarktischen Platte im Süden trennt. Die tektonischen Prozesse führten zur Trennung Südwestantarktikas von Südamerika im Bereich von Patagonien.
Spreizung zwischen Groß-Indien und Afrika
mini|Lage der Straße von Mosambik
Die Spreizung zwischen Groß-Indien mit dem tektonisch verbundenen Madagaskar und den Seychellen einerseits sowie Afrika andererseits lässt sich nachvollziehen im West-Somali-Becken. Die südwärtige Kontinentaldrift Groß-Indiens erzeugte mehrere ozeanische Transformstörungen und Bruchzonen bzw. Scherzonen, die die Davie Fracture Zone bzw. das Davie Transform System bilden und die Driftbewegung dokumentieren. Sie reicht vom West-Somali-Becken bis zum nördlichen Mosambik-Becken bzw. der Straße von Mosambik. Im Zentrum erhebt sich die Davie Ridge. Diese verläuft quasiparallel zum südöstlichen Rand des Ostafrikanischen Orogens und besteht aus kontinentaler Kruste mit einer Dicke von 10 bis 12 km.
Die Krustendehnung und erste Ozeanbodenspreizung setzte ab ca. 163 mya ein. Um ca. 139 mya begann sich eine Verbindung zwischen dem West-Somali-Becken und dem Mosambik-Becken zu bilden. Um 126 mya war Groß-Indien von Afrika vollständig getrennt und damit auch die Trennung Ostgondwanas von Westgondwana vollzogen.
Zerfall Ostgondwanas
Der Zerfall Ostgondwanas vollzog in mehreren Phasen über einen längeren Zeitraum. Er schloss insbesondere die Abtrennung Antarktikas von Südostafrika, die Loslösung Groß-Indiens von Ostafrika sowie die Separierung Groß-Indiens von Antarktika und Australien ein. Des Weiteren wurden Zealandia, Madagaskar und die Seychellen isoliert.
Trennung Groß-Indiens von Ostantarktika
Die Trennung Groß-Indien von Antarktika begann mit Grabenbruchbildungen ab ca. 160 mya ein, denen Ozeanbodenspreizungen ab ca. 132 mya folgten. Sie erfolgten zwischen den indischen Ostghats und der antarktischen Rayner-Provinz mit dem Napier-Komplex. Beide liegen vor dem Enderbyland mit der ozeanseitigen abyssale Tiefseeebene der Enderby Plain. Die östliche Begrenzung bildet der Tiefseerücken der Bruce Spur in der Mawsonsee. Die Enderby Plain bildet einen breiten Übergang, der die kontinentale von der ozeanischen Kruste trennt. Während die ozeanische Erdkruste nahe der Kontinent-Ozean-Grenze nur 3,5 bis 5 km dick ist, nimmt ihre Dicke nach Norden in Richtung des südlichen Kerguelenplateaus auf 12 km zu. Dessen Elan-Bank war vor der Trennung ein Krustenblock Groß-Indiens und wurde plattentektonisch um 108 mya ans Kerguelenplateau verschoben. Die Indische Platte wurde von der Antarktischen Platte durch den Südostindischen Rücken und den Südwestindischen Rücken getrennt.
Die geochronologischen Daten des Kerguelen-Hotspots mit der Flutbasaltprovinz des Kerguelenplateaus zeigen, dass deren Magmatismus um 118 mya zu jung ist, um die Ursache des ersten Aufbrechen dieser Kontinentalränder um ca. 132 mya gewesen sein zu können.
Trennung Groß-Indiens von Australien
Während der Trennung Groß-Indiens von Australien zwischen 155 und 110 mya entwickelten sich vor dem westlichen Kontinentalrand Australiens mehrere Tiefseeebenen. Diese umfassen vom Nordwesten zum Südwesten die Argo Abyssal Plain, die Gascoyne Abyssal Plain und die Cuvier Abyssal Plain und die südliche gelegene Perth Abyssal Plain. Namengebend sind die jeweiligen australischen Regionen, während die Bezeichnung Argo sich auf einen versunkenen Kontinentalsplitter oder einen Archipel Argoland bezieht. Zwischen diesen Tiefseeebenen und dem Kontinentalrand liegt das submarine epikontinentale Carnarvonbecken, das über ca. 1000 km vom Mid West bis zur nördlichen Gascoyne verläuft. Im Süden geht es in die Perth Abyssal Plain über. Diese Tiefseeebenen gehen über in die Enderby Plain, wo sie Anschluss an das Kerguelenplateau haben.
Das intrakontinentale Auseinanderbrechen um 155 mya ist belegt durch Laven an den Rändern des Scott-Plateaus und der angrenzen Rowley-Terrassen sowie des Exmouth-Plateaus. Diese submarinen Plateaus befinden sich vor den heutigen westaustralischen Regionen Kimberley bzw. Pilbara. Weitere bedeutende Plateaubasalte bilden das Wallaby-Plateau und das Naturaliste-Plateau. Das Wallaby-Plateau liegt nordwestlich der heutigen australischen Stadt Perth, während das Naturaliste-Plateau sich am Rand der Perth Abyssal Plain befindet. Beide korrelieren mit den Kerguelen-Rajmahal-Trapps. Des Weiteren entstanden von 137 bis 131 mya die Burnbury-Basalte bei der heutigen Stadt Burnbury im äußerten Südwesten von Western Australia. Dessen Basalte sind wiederum Teil des Magmatismus der Naturaliste- und Wallaby-Plateaus.
Trennung Australiens von Ostantarktika
mini|Lage der Großen Australischen Bucht