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Paläogen

 
     
  [von griech. palaiós=alt und génesis=entstehen], System der Erdgeschichte, umfasst das Alttertiär (geologische Zeitskala). 1759 prägte der Italiener Arduino den Begriff Tertiär, indem er die »Montes tertarii« von dem Sekundär unterschied. 1833 untergliederte der Franzose Charles Lyell das Tertiär nach den heute noch lebenden Tierarten und führte die Begriffe Eozän, Miozän und Pliozän ein. Heinrich E. Beyrich schob 1854 das Oligozän zwischen Eozän und Miozän. 1874 trennte Wilhelm Schimpe das Paläozän vom Eozän ab und bereits 1866 fasste Naumann das Eozän und Oligozän zum Paläogen zusammen. Das Paläogen, das zusammen mit dem Neogen das Tertiär bildet, umfasst einen Zeitraum von vor 65 Mio. Jahren bis vor 23,8 Mio. Jahren (Tab.). Es besteht aus den Serien Paläozän (65-54,8 Mio. Jahre), Eozän (54,8-33,7 Mio. Jahre) und Oligozän (33,7-23,8 Mio. Jahre). Das Paläozän beinhaltet die Stufen Dan, Seland und Thanet, das Eozän die Stufen Yprés, Lutet, Barton und Priabon und das Oligozän wird in die Stufen Rupel und Chatt unterteilt. In Deutschland wird auch die Stufe Latdorf unterhalb des Rupels verwendet, international fehlen jedoch diese Ablagerungen meistens. Die Untergrenze des Paläogens und damit die Kreide/Tertiär-Grenze wird durch einen nahezu weltweit auftretenden auffällig dunklen Horizont gebildet, dessen Entstehung aufgrund seines hohen Gehaltes an Iridium vielfach als Folge eines Meteoriteneinschlages gedeutet wird. Die Obergrenze des Paläogens (=Untergrenze des Neogens) ist in einem »Global Stratotype Section and Point« (GSSP) in Norditalien bei Carrosio festgelegt.


Die Position der Kontinente hat sich seit der Oberkreide wenig verändert, am Ende des Paläogens ist sie aber schon fast mit der heutigen identisch. Im Paläozän trennten sich Nord- und Südamerika voneinander, Indien driftete von Madagaskar weg nach Nordosten. Der eurasische Doppelkontinent war schon weitgehend ortsfest in der heutigen Lage. Während sich der Atlantik nach Norden erweiterte und sich ein Meeresarm zwischen Nordamerika und Grönland bildete, wurde die Tethys, die Europa-Asien von Afrika-Arabien trennte, immer enger, da die adriatische Platte im Vorland der afrikanischen Kontinentalplatte nach Norden wanderte. Im Eozän löste sich Australien dann von der Antarktis und wanderte nach Norden. Indien lag mittlerweile nördlich des Äquators. Im immer breiter werdenden Atlantik bildete sich ein neuer Meeresarm zwischen Grönland und Europa. Durch eine leichte Drehung von Afrika wurde Arabien näher an Eurasien geschoben und die Tethys weiter eingeengt. Im Oligozän setzte sich die Einengung der Tethys fort, so dass am Ende zwei Teiltröge übrigblieben: die Paratethys im Bereich des heutigen Rhônetals, der Alpen und des Kaukasus, und im Süden, im heutigen Mittelmeerraum, die eigentliche Tethys. Am Mittelatlantischen Rücken, der sich nach Norden in zwei Äste teilte, hörten die Aktivitäten im westlichsten Ast auf, so dass nur noch zwischen Grönland und Skandinavien die Auseinanderbewegung im Oligozän fortgesetzt wurde. Der Arktische Ozean und der Atlantik vereinigten sich dadurch. Die Trennung von Europa und Grönland führte in Nordirland und Westschottland zu intensiven vulkanischen Tätigkeiten. Alaska und Sibirien waren während des gesamten Paläogens über die Beringlandbrücke verbunden. Daher fand ein Austausch der Landfauna und -flora zwischen Nordamerika und Asien statt. An der Wende Paläozän/Eozän traten fast im gesamten Nordseeraum Tuffe auf. Paläogenes Alter haben auch die mächtigen basaltischen Deckenergüsse (=Dekkan-Trapp) in Indien.


Im Paläogen fanden drei weltweite Gebirgsbildungsphasen (Orogenese) statt: Die Laramische Orogenese an der Wende Kreide/Paläogen führte besonders in der Kordillerenregion Nordamerikas zu Gebirgsbildungen. Die Pyrenäische Phase an der Eozän/Oligozän-Wende faltete die Pyrenäen und den Apennin auf. An der Wende Oligozän/Miozän kam es zur Savischen Phase, die besonders Auswirkungen auf die Alpenbildung hatte. Die Nordwanderung der Afrikanischen Platte, die unter die Eurasische Platte abtauchte (Subduktion), bedingte die Entstehung der Alpen (alpidische Ära). Während der Hauptfaltungsphase der Westalpen zu Beginn des Paläogens begannen die Zentralalpen aufzusteigen. Im nördlichen Vorland sank ab dem Obereozän der Molassetrog ein. Durch die Hebung des Gebirges und das Einsinken des Vorlandes kam es zu starken Sedimentumlagerungen. In das Molassebecken (nordalpines Molassebecken) wurden bis 6000 m mächtige Sedimente geschüttet. Zunächst waren es marine Sedimente (Meeresmolasse), danach limnische (Süsswassermolasse). Beide Ablagerungen enthalten Kohleflöze, Erdgas und Erdöl. Beim weiteren Deckenvorschub nach Norden wurde der Südrand der Vorsenke gefaltet (Faltenmolasse). Die südliche Vortiefe, unter der heutigen Po-Ebene, wurde auch vom Apennin her aufgefüllt. Hier drang das Meer von Osten im Untereozän ein und blieb während des gesamten Paläogens in diesem Gebiet. In den tektonisch stark beeinträchtigten Bereichen kam es während des gesamten Paläogens zu Flyschablagerungen (Flysch), die sich ins Vorland hinaus schoben. An der Eozän/Oligozän-Wende fanden grosse Deckenbewegungen in den Alpen statt.


In Folge der Alpenbildung entstanden im nördlich angrenzenden Spannungsfeld Bruchbildungen entlang älterer Schwächezonen. Sie führten zur Entstehung mehrerer Grabensysteme. Der Oberrheingraben ist Teilstück einer solchen überregionalen Grabenzone zwischen Nordsee und Mittelmeer. Zu ihr gehören auch der Centralgraben in der Nordsee sowie der Bresse- und Limagnegraben in Ost- bzw. Südfrankreich. Der Oberrheingraben sank im Eozän/Oligozän verstärkt ein. Er wurde im Eozän zunächst mit limnischen, später mit brackischen Sedimenten gefüllt. Lokal kam es im südlichen Oberrheingraben auch zu Salzablagerungen mit abbauwürdigen Kalisalzflözen im Unteroligozän. Während des Oligozäns wurden im Oberrheingraben marine Sedimente abgelagert. Zu dieser Zeit verlief eine Meeresverbindung vom Nordmeer über die Hessische Senke, das Mainzer Becken und den Oberrheingraben bis zur Tethys bzw. Paratethys. Im Mainzer Becken wurden im Oligozän an der ehemaligen Küste die marinen fossilreichen Meeressande abgelagert, während im Becken selbst der Rupelton, der lagenweise mikrofossilreich ist, gebildet wurde.


Funde von oligozänen Mikrofaunen in den Maaren der Eifel deuten darauf hin, dass zu dieser Zeit grosse Teile des Rheinischen Schiefergebirges überflutet waren. Für die biostratigraphische Gliederung werden im Paläogen hauptsächlich Schnecken und Muscheln sowie Foraminiferen und Säugetiere herangezogen. Ausserdem spielt auch die Einteilung mit kalkigem Nannoplankton (NP-Zonen) eine grosse Rolle. Die paläogene Flora gleicht weitgehend der heutigen Flora: Die Blütenpflanzen haben sich weiterentwickelt, nur die Gräser sind neu entstanden. Nach dem Aussterben der Dinosaurier an der Kreide/Tertiär-Grenze traten die Säugetiere an deren Stelle. Zu Anfang waren es eher kleine Formen, aber auch die grossen Säugetiere entfalteten sich rasch. Ab dem Eozän entwickelten sich die Urhuftiere, als erste Paarhufer traten Kamele und Schweinartige auf, erste Rüsseltiere waren in Asien und Afrika anzutreffen. Auch das Leben im Meer hatte sich verändert, obwohl viele benthonische Foraminiferen, Seeigel, Bryozoa, Krebse, Muscheln, Schnecken und Fische das Massensterben an der Kreide/Tertiär-Grenze überlebten. Im Lutet erreichten Grossforaminiferen bis 15 cm Durchmesser. Sie sind in den Nummulitenkalken der Tethys gesteinsbildend, welche z.B. als Bausteine für die ägyptischen Pyramiden verwendet wurden. Kalkiges Nannoplankton trat wieder vermehrt auf. Die höchste marine Produktivität lag neben den Dinophyta bei den Diatomeen (Bacillariophyceae), die gesteinsbildend wurden. Nach dem Aussterben der Rudisten breiteten sich die riffbauenden Korallen wieder verstärkt aus. Im Eozän traten erstmals Wale auf. Sie haben sich aus fleischfressenden Landsäugetieren entwickelt. Pinguine sind im Paläogen erstmals anzutreffen. Nach dem Aussterbeereignis an der Kreide/ Tertiär-Grenze wurden in den expandierten Ökosystemen neue Nischen besetzt, und so entwickelten sich z.B. die »Sanddollars«, flache Seeigel, die an ein Leben im Sand angepasst sind.


Im Paläogen gelangten Europas Küsten erstmals unter den Einfluss des Golfstromes. Im Untereozän war das Klima weltweit vergleichsweise warm, im Obereozän wurde es trockener. Anschliessend kam es zu einer Abkühlung (Obereozän bis Mitteloligozän), während dieser Zeit bildete sich auch Gletschereis in der Antarktis. Durch das Binden der Wassermassen im Eis sank der Meeresspiegel weltweit ab. Während des Eozäns war ein grosser Teil von Nordamerika und Europa von tropischen und subtropischen Wäldern bedeckt. In den Grassteppen Mitteldeutschlands entstanden vermoorte Senken mit tropischer Vegetation, wie z.B. in Messel. Im Oberlutet bildeten sich auch die bekannten Ablagerungen des Geiseltals (Sachsen-Anhalt) mit einer ähnlichen Fauna und Flora wie in Messel. Häufig wurden im Geiseltal fossile Kerbtiere, Amphibien, Reptilien, Vögel und Säugetiere in guter Erhaltung gefunden. Weitere eozäne Braunkohlebildungen sind aus dem Subherzynischen Becken bei Helmstedt und aus dem Weisselster Becken bei Bitterfeld sowie aus Hessen bekannt.


Im Oligozän wichen die tropischen Wälder in die niederen Breiten zurück und machten grasbewachsenen Ebenen mit einzelnen Bäumen und Sträuchern Platz (Savanne). Das Massenaussterben in der zweiten Hälfte des Paläogens wurde wahrscheinlich durch die Klimaänderungen ausgelöst, die sich anhand der Pflanzen auf dem Festland verfolgen lässt. Durch die Trennung Australiens von der Antarktis gegen Ende des Eozäns bildete sich zwischen diesen Kontinenten eine kalte Meeresströmung, die zur Abkühlung der Antarktis führte. Schliesslich bedingten zirkumantarktische Strömungen eine weitere Abkühlung der Gewässer, so dass gegen Ende des Eozäns erstes Eis um die Antarktis zu finden ist. Von dort sanken kalte Wassermassen in die Tiefe ab und breiteten sich nach Norden aus. Dies führte zum Aussterben von Tieren, die am Meeresboden lebten, und zu einer weiträumigen Klimaverschlechterung.


Durch die Absenkung des Nordseebeckens wurde der Südosten Grossbritanniens und der Bereich zwischen Frankreich und Dänemark erstmals im Paläozän überflutet, was ausgedehnte marine Ablagerungen dokumentieren. In Westeuropa bildeten sich mehrere Teilbecken wie das Londoner Becken, das Hampshire-Becken, das Belgische Becken und das Pariser Becken. In diese Senken brachen der Atlantik und die Nordsee mehrfach ein. Die Transgression erreichte im Eozän einen ersten Höhepunkt. Im unteren Eozän sind in Dänemark und Schleswig-Holstein Diatomeenablagerungen und basaltische Aschen zu finden, die wahrscheinlich aus einem Ausbruch im Skagerrak stammen. Im Yprés drang das Meer von Süden in das Pariser Becken ein und brachte erste Nummuliten (Grossforaminiferen) mit, im Lutet kamen grosswüchsige Muscheln und Schnecken hinzu. Eine Regression im oberen Lutet führte zur Sedimentation von brackischen Schichten und Süsswasserkalken. Zu dieser Zeit wurden auch die berühmten Gipse von Montmatre abgelagert, die im vorigen Jahrhundert untertage in Paris abgebaut wurden. Im Belgischen Becken wurden während des Paläogens Sande und Tone, teilweise auch Mergel abgelagert. Aus dem Hampshire- und Londoner Becken ist besonders der untereozäne London Clay (Ton) bekannt.


Im Oligozän kam es erneut zu einer grossen Transgression, die Meeresverbindungen mit Osteuropa und auch die Verbindung von Nordmeer und Tethys über den Oberrheingraben zur Folge hatte. Diese Transgression bedingte die Ablagerungen der Rupeltone (Septarientone) im Nordseebecken. Sie reichen von der Niederrheinischen Bucht über Dänemark und Schleswig-Holstein sowie die ostdeutschen Becken bis nach Polen. Durch die Meeresverbindung über die Hessische Senke und das Mainzer Becken sind auch hier wie im Oberrheingraben Rupeltonablagerungen zu finden. Im Bereich der heutigen südlichen Ostsee sind in den Glaukonitsanden in Bernstein eingeschlossene Insekten und Pflanzenreste dokumentiert. Im Oberoligozän bewirkte eine Regression den Meeresrückzug bis in den heutigen Nordseebeckenraum. Literatur: [1] Berggren, W.A., Kent, D.V., Swisher, C.C. & Aubry, M.-P. (1995): A revised cenozoic Geochronology and Chronostratigraphy. - In: Berggren, W.A., Kent, D.V., Aubry, M.-P. & Hardenbol,


J. (Eds.): Geochronology, time scales and global stratigraphic correlation, SEPM Spec. Publ. 54, 129-212. [2] Krutzsch, W. (1992): Paläobotanische Klimagliederung des Alttertiärs (Mitteleozän bis Oberoligozän) in Mitteldeutschland und das Problem der Verknüpfung mariner und kontinentaler Gliederungen (Klassische Biostratigraphien - paläobotanisch-ökologische Klimastratigraphie Evolution - Stratigraphie der Vertebraten). - N. Jb. Geol. Paläont., Abh., 186, (1-2): 137-253. [3] Stanley, S.M. (1994): Historische Geologie - Eine Einführung in die Geschichte der Erde und des Lebens. – Heidelberg, Berlin, Oxford. [4] Tobien, H. (ed.): Nordwestdeutschland im Tertiär. - Beiträge zur regionalen Geologie der Erde, Band 18. [5] Vinken, R. (1988): The Northwest European Tertiary Basin. - Geol. Jb., A 100.

PaläogenPaläogen (Tab.): Gliederung des Paläogens (Ma=Mio. Jahre).
 
 

 

 

 
 
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