mini|Vereinfachte Geologische Karte vom nordwestlichen Afrika mit dem Westafrika-Kraton, dem Sahara-Metakraton, dem Tuareg-Schild, dem Benin-Nigeria-Schild sowie dem Atlasgebirge und Sedimentbecken
Der Tuareg-Schild wird als eine Ansammlung 23 komplexer paläoproterozoischer kratonartiger sowie neoproterozoischer juveniler (neu gebildete) Terrane interpretiert, die sich während der neoproterozoischen Pan-Afrikanischen Orogenese infolge Kollisionen und Kompressionen unter Schließung von Ozeanen zwischen dem Westafrika-Kraton im Westen und dem Sahara-Metakraton im Osten bildeten und die entweder durch subvertikale Scherzonen oder durch Überschiebungsfronten getrennt sind. Diese Terrane unterscheiden sich durch petrologische, metamorphe, magmatische, sedimentäre und tektonische Merkmale. In der regionalen Geologie Afrikas werden sie dem Transsahara-Gürtel zugeordnet. Aufgeschlossen sind im Wesentlichen ca. 550.000 Quadratkilometer (km²) vom Ahaggar (Hoggar) im südlichen Algerien, ca. 250,000 km² vom Adrar des Ifoghas im nordöstlichen Mali sowie ca. 84,000 km² vom Aïr im nördlich-zentralen Niger.
Das Altersspektrum der Gesteine reicht von ca. 3300 bis ca. 522 mya. Die geologisch/tektonische Entwicklung des Tuareg-Schildes erfolgte zeitlich von ca. 870 bis 520 mya.
Tektonische Struktur
Die Terrane im Tuareg-Schild sind unterschiedlich entstanden und haben demzufolge auch verschiedene tektonisch-geologische Eigenschaften. Sie bildeten sich in einem Ozean, der bis ca. 800 mya zwischen dem Westafrika-Kraton und dem Sahara-Metakraton entstand. Darin entwickelten sich mehrere kontinentale und ozeanische Strukturen. Diese gliederten den Ozean in mehrere Seebecken, die mit beginnender Schließung auch zu Subduktionen der Strukturen führten. Die weiteren Kompressionspozesse zwischen den Kratonen führten zwischen ca. 630 und 580 mya zu Kollisionen dieser Strukturen und zur Bildung von Terranen. Um ca. 520 mya waren die tektonischen Prozesse weitgehend abgeschlossen und die jeweiligen Terrane hatten sich etabliert. Nördlich und südlich wird der Tuareg-Schild von sedimentären Ablagerungen eingefasst.
Mehrere Terrane basieren auf paläoproterozoischen Grundgebirgen mit archaischen Relikten, die während der Pan-Afrikanischen Orogenese unterschiedlich deformiert, metamorph überprägt und von Magmatiten intrudiert wurden. Diese wurden zu kratonartigen Mikrokontinenten (Metakratons) zusammengefügt. Zu diesen zählen der LATEA-Metakraton im zentralen Hoggar, die westlichen In Ouzzal- (auch als IOGU) bezeichnet, und UGI-Granuliteinheiten im Adrar des Ifoghas sowie die im Osten liegenden Terrane Aouzegueur und Barghot.
Terrane mit paläoproterozoischen Grundgebirgen, die während der Pan-Afrikanischen Orogenese tektonisch und metamorph überarbeitet wurden, sind die am Westafrika-Kraton angrenzenden Tirek-, Ahnet-, Kidal- und Tassendjanet-Terrane, die am Sahara-Metakraton angrenzenden Assodé-Issalane- und Tazat-Terrane sowie die aufgeschobenen/obduzierten Edembo- und Djanet-Terrane. Die beiden Ersteren bilden den so genannten Orosirian-Streifen.
Juvenil im Neoproterozoikum entstanden folgende Terrane: die In Tedeini- und Tin-Zaouatinen-Terrane, welche zusammen das Pharusian-Terran bzw. den Pharusischen Gürtel bilden. Die Tilmesi- und Timétrine-Terrane stellen Überschiebungen auf den passiven Rand des Westafrika-Kratons dar. Westlich des LATEA-Metakratons schließt das Silet- bzw. Iskel-Terran an, das einen magmatischen Inselbogen bildete, während östlich des LATEA-Metakratons das Serouenout-Terran entstand. Beide Terrane repräsentieren ebenfalls Überschiebungen.
Die 8030-Scherzone bzw. Raghane-Scherzone markiert die östliche Grenze des Orosirian-Streifens und wird als westliche Grenze des Sahara-Metakratons interpretiert. Die Grenze zwischen dem Orosirian-Streifen und LATEA bildet die Ounane-Scherzone. Westlich wird LATEA vom Kandi-Lineanment abgeschlossen, an welches das Pharusian-Terran anschließt, das westlich von der Adrar-Scherzone begrenzt wird. Die Tilmesi-Scherzone bildet die östliche Grenze zu den Terranen im Adrar des Ifoghas.
Regionale Geologie
mini|Geologische Karte des Tuareg-Schildes
Die verschiedenen geologischen/tektonischen Strukturen im Tuareg-Schild können in einer östlichen, zentralen und einer westlichen Zone zusammengefasst werden.
Östliche Zone
In der östlichen Zone befinden sich die Djanet-, Edembo-, Aouzegueur- und Barghot-Terrane. Diese grenzen mit der 8030-Scherzone bzw. der Raghane-Scherzone an den Sahara-Metakraton. Geochemische und isotopische Daten von synorogenen Granitoiden deuten darauf hin, dass das Grundgebirge mit einem Altersspektrum zwischen ca. 2700 und 1900 mya von einer archaischen bis paläoproterozoischen kontinentalen Erdkruste abstammt, die mit jener des Sahara-Metakratons korreliert. Monozyklische metasedimentäre Ablagerungen, vulkanitische und plutonitische Gesteinssequenzen sowie potenzielle Ophiolithe haben Alter um ca. 730 mya. Kollisionsbedingter regionaler Metamorphismus und Magmatismus fand vor etwa 700 mya statt. Danach bildeten sich bis 580 mya erosionsbedingte panafrikanische Molassen, nachdem um ca. 660 mya Rhyolithe und Andesite und weitere Plutonite auftraten. Die Raghane-Scherzone ist durch Intrusionen mehrerer Generationen von Granitoiden zwischen 790 und 550 mya gekennzeichnet.
Zentrale Zone
Die zentrale Zone liegt zwischen der östlich liegenden Raghane-Scherzone und der westlich befindlichen Adrar-Scherzone. In ihr befinden sich die Assodé-Issalane- und Tazat-Terrane, das Afara-Serouenout-Terran sowie der LATEA-Mikrokontinent.
Assodé-Issalane- und Tazat-Terrane
Die Assodé-Issalane- und Tazat-Terrane sind gekennzeichnet durch hochgradig metamorphe Gneise, die als gründlich überarbeitetes und anatektisches paläoproterozoisches und/oder archaisches Grundgebirge angesehen werden, sowie durch ein Deckgebirge mit Abfolgen von suprakrustalen Gesteinssequenzen, einschließlich fuchsitführender Quarzite, die möglicherweise paläoproterozoischen oder archaischen Alters sind und von gebänderten subalkalischen Gneisen überlagert werden. Diese Terrane wurden zwischen 730 und 670 mya tektonisch beeinflusst. Der frühe Hochdruck-Metamorphismus im Iassalane-Terran ist durch Kyanite in anatexischen Metapeliten und von Granat-Rutil-Amphiboliten gekennzeichnet, die eng mit Kalksilikatgneisen und Marmoren verwandt sind. Auf diese frühe Metamorphose folgten Niederdruckeinflüsse, die durch Cordierit-Sillimanit-Gemische dargestellt werden, die sich in Metapelite während der Intrusionen von Plutonen zwischen ca. 645 und 580 mya entwickelten. Im Norden ist das kleine nördlich liegende Tazat-Terran durch ausgeprägte metasedimentäre Sequenzen gekennzeichnet, die auf einem wenig bekannten Granit-Gneis-Grundgebirge liegen, das jedoch einem Ausläufer des Assodé-Issalane-Terrans ähnelt. Diese Terrane bilden den so genannten Orosirian-Streifen.
Serouenout-Terran
Das überwiegend juvenile neoproterozoische langgestreckte Serouenout-Terran bildet eine Überschiebung, die vermutlich auf einem paläoproterozoischen Grundgebirge rhyacinischen Alters basiert und mit dem des westlich liegenden Orosirian-Streifens korreliert. Dieses Terran wird als eine ophiolitische Hochdruckserie interpretiert, die hauptsächlich aus ehemals subduzierten ozeanischen Metasedimenten besteht. Diese enthält größtenteils weiße kristalline Schiefer (Schist)- und Eklogit-Strukturen, die an eine ophiolitische tektonische Mélange erinnern, die unter Eklogit-Fazies-Bedingungen metamorphisiert und stark deformiert wurden. Weiterhin sind sowohl polymetamorphe Metasedimente als auch subalkalische Orthogneise und Amphibolite vorhanden, die alle durch Kyanit-Zonen, liegende Faltungen und insgesamt durch Schieferung gekennzeichnet sind. Verschiedenartige Granate aus glimmerhaltige Metapelite weisen auf anfänglich hohe Drücke hin. Diese Einheiten wurden durch eine Grünschiefer-Fazies metamorph überarbeitet. Das Ablagerungsalter der Sequenzen in diesem Terran wurde noch nicht angegeben.
LATEA-Mikrokontinent
Der Mikrokontinent LATEA dominiert die zentrale Zone im Hoggar. Er wird östlich begrenzt durch die Ounane-Scherzone, westlich durch das Kandi-Lineanment, an das sich das Iskel-Terran anschließt. Der Name für diesen Mikrokontinent ist ein Akronym für die namengebenden Laouni-, Azrou-n’Fad-, Tefedest- und Egéré-Aleksod-Terrane. Zusammen bilden sie einen passiven Kontinentalrand. LATEA ähnelte während des Mesoproterozoikums und des frühen bis mittleren Neoproterozoikums einem Kraton, jedoch wurde er während der pan-afrikanischen Orogenese im späten Neoproterozoikum teilweise destabilisiert und zerschnitten. Trotzdem blieben seine hauptsächlichen rheologischen, geochronologischen, isotopischen und manchmal petrologischen Merkmale erhalten. Östlich wird LATEA vom Serouenout-Terran, westlich vom Iskel-Terran begrenzt, beide mit neoproterozoischem juvenilem Charakter. Sie stellen Überschiebungen auf LATEA dar.
LATEA basiert auf einem paläoproterozoischen Granulit-Amphibolit-Grundgebirge mit einem Alter zwischen ca. 2100 und 1900 mya und einigen lokalen ca. 3300 bis 2700 mya alten archaischen Relikten. Die Entwicklung von LATEA begann zwischen ca. 900 mya mit der westlichen Schließung der Subduktionszone zum Iskel-Terran. Dabei verhielt sich LATEA wie ein passiver Kontinentalrand. Um ca. 870 mya erfolgte die Kollision mit dem Iskel-Terran und zwischen 700 und 622 mya mit dem Serouenout-Terran, dabei wurden jeweils neoproterozoische juvenile Ophiolite auf LATEA aufgeschoben. Um ca. 685 mya erfolgte das Andocken von weiteren juvenilen Terranen mit Ophiolithen, verschiedenen Inselbogen-Lithologien. Von ca. 625 bis 580 mya wurde LATEA zwischen dem Westafrika-Kraton und dem Sahara-Metakraton eingequetscht. Dadurch wurde die Zergliederung von LATEA durch eine Mega-Scherzone in die vier Terrane hervorgerufen. Diese transpressive tektonische Hauptphase führte entlang der Scherzonen zur Einlagerung dioritischer Batholithe zwischen ca. 624 mya und um ca. 522 mya granitischer Plutone. LATEA hatte sich zum Metakraton verändert.
Westliche Zone
Die westliche Zone wird östlich begrenzt durch das 4050-Kandi-Lineanment und westlich durch die Tilmesi-Scherzone. Ihr werden das Iskel-Terran, das Pharusian-Terran sowie das Adrar, das Ifoghas-Gebirge mit den Tirek-, In-Quazzal- bzw. IOGU-, UGI- bzw. IGU-, Kidal-, Tassendjanet-Terranen sowie die westlich der Tilemsi-Scherzone liegenden Tilemsi- und Timetrine-Terrane zugeordnet.
Iskel-Terran
Das neoproterozoische juvenile Iskel-Terran, auch Silet-Terran genannt, wird östlich vom 4050-Kandi-Lineanment zum LATEA-Mikrokontinent und westlich mit der Iskel-Scherzone bzw. der West Silent-Scherzone vom Pharusian-Terran begrenzt. Nach der westwärtigen Subduktion und Zergliederung von LATEA obduzierte das Iskel-Terran am westlichen LATEA-Rand. Das Vorkommen des alten LATEA-Grundgebirges wird durch die isotopische Signatur der ca. 1700 bis 1200 mya alten alkalisch-kalkalkalischen bis kalkalischen granitischen Taourirt-Plutone und durch die tonischen ca. 870 und 730 mya alten und cryogenischen ca. 675 mya alten Plutone bestätigt. Erstere durchdrangen das LATEA-Grundgebirge, während die letzteren in panafrikanische Inselbogen-Komplexe intrudierten. Diese Plutone blieben von der panafrikanischen Hauptphase mit Ausnahme der Hauptscherungszonen nahezu unberührt. Dieses Terran hat seinen ursprünglichen Lithosphärenmantel während seiner Obduktion verloren und unterlag einer rezenten begrenzten domartigen Aufwölbung.
Pharusian-Terran