Pharusischer Gürtel

Der Pharusische Gürtel (pharusian belt oder pharusian terran) ist ein orogener Gürtel und stellt aus geologisch-/tektonisch Sicht ein Terran dar. Er ist Bestandteil des Tuareg-Schildes und damit auch des Transsahara-Gürtels. Im Tuareg-Schild nimmt er eine mittlere Position ein und verläuft in nordsüdlicher Richtung von Algerien bis Mali. Wie der gesamte Tuareg-Gürtel bildete sich dieser Gürtel zwischen dem Westafrika-Kraton und dem Sahara-Metakraton^[1], die sich aufeinander zubewegten und die dazwischen liegenden kontinentalen Krustenteile komprimierten und dadurch tektonisch/geologisch stark beeinflussten. Verbunden damit war eine Ost-West-Verkürzung mit Auffaltung und Bildung von vulkanischen und verschiedenartigen klastischen Sedimentsequenzen sowie großer Batholithe und Plutone. Diese Prozesse erfolgten zeitlich zwischen ca. 690 und 523 mya.

Tektonischer Rahmen

Die tektonische Entwicklung des Pharusischen Gürtels begann ab ca. 885 mya während des Zerfalls des Superkontinents Rodinia in einer Grabenbruchphase mit marinem Einfluss, aus der sich um ca. 800 mya der Pharusische Ozean^[2] entwickelte. Dieser kann als die nördliche Verlängerung des Goiás-Ozeans^[3] angesehen werden, der sich im Wesentlichen zwischen dem südamerikanischen São Luís-Kraton^[4] mit der Borborema-Provinz^[5] einerseits und dem afrikanischen Westafrika-Kraton und dem Sahara-Metakraton andererseits ausbreitete. Während der neoproterozoischen Pan-Afrikanischen Orogenese begann sich ab ca. 730 mya infolge des nordostwärts driftenden Westafrika-Kratons und dem sich südwestwärts bewegenden Sahara-Metakraton die Ozeankruste zu subduzieren, begleitet von Kollisionen und Kompressionen der dazwischen liegenden kontinentalen Krustenteile. Dadurch wurde der Pharusische Ozean zwischen ca. 690 bis 620 mya geschlossen. Die hauptsächliche Ost-West-Verkürzung erfolgte durch mehrere Transpressionsphasen und führte zu einer regionalen Grünschieferfazies mit aufrechter Auffaltung. Verbunden damit war eine Ost-West-Verkürzung mit Auffaltung und Bildung von vulkanischen und verschieden artiger klastischer Sedimentsequenzen sowie großer Batholithe und Plutone zwischen ca. 620 bis 523 mya.

Strukturgeologie

Der Pharusische Gürtel wird strukturiert in das östliche In Tedeini-Terran und das westliche Tin-Zaouatene-Terran. Diese sind durch eine Scherzone getrennt. Tektonisch wird der Gürtel östlich begrenzt durch die West Iskel- bzw. West Silet-Scherzone, an der das spät paläoproterozoische bis mesoproterozoische Iskel- (Silet)-Terran anschließt. Die Adrar-Scherzone bildet die westliche tektonische Grenze zum Adrar des Ifoghas mit dem überwiegend archaischen bis paläoproterozoischen In Quzzal-Terran, dem überwiegend paläoproterozoischen Tirek-Terran und dem vermutlich ähnlich altem Ahnet-Terran. (siehe auch Westliche Zone). Nördlich und südlich wird dieser Gürtel umschlossen von sedimentären Ablagerungen des Tindouf -Beckens^[6] und des Ullemmeden-Beckens.

Petrologien

Die Petrologie des Pharusische Gürtel besteht vor allem aus suprakrustalen Gesteinssequenzen und magmatischen Intrusivkörpern, wie Batholithe und Plutone.

Suprakrustale Sequenzen

Die suprakrustalen Gesteinssequenzen bestehen überwiegend ausneoproterozoischen vulkanischen bis vulkanisch-klastischen und verschieden artiger Sedimentsequenzen, die als Neoproterozoic Volcanic-Volcaniclastic Group (NVVG) bezeichnet wird. Sie wurden diskordant in Trögen neben subduktionsbedingten andesitischen Vulkanrücken abgelagert. Deren Alter datiert auf das späte Neoproterozoikum von ca. 690 bis 650 mya und kann abgeleitet werden an dem Vorkommen von schwach deformierten polygenen Konglomeraten mit reichlich Quarz-Feldspat-Kieseln und von horizontalen, nicht gefalteten, dünnschichtigen Cordierit-Sillimanit-Peliten, die vor dem Eindringen von Batholithe und Plutone nur geringe regionale Deformationen mit Grünschieferfazies erfuhren.^[7]

In Tedeini-Terran-NVVG

Im In Tedeini-Terran basiert die NVVG diskordant auf dem paläoproterozoischen bis mesoproterozoischen Grundgebirge des Iskel-Terrans bzw. Silet-Terrans. Südwestlich von Abalessa wird die NVVG-Basis von polygenen konglomeratischen Schichten mit einer arkoseartigen Matrix mit bis zu 50 cm großen kantigen Blöcken aus dem benachbarten Grundgebirge gebildet, die von einer ca. 2 bis 10 m dicken dolomitischen Schicht überlagert wird, die in kieselige Dolomite übergeht. In den darüber liegenden Schichten ist eine beginnende Schieferung mit Grünschieferfazies zu beobachten. In ihnen treten Schluffe, Grauwacken und Basalte auf. Die überlagernden grauen bis schwärzlichen undeformierten Schiefer (shale) und die in wechsellagernden Schluffe, Sandsteine und Grauwacken sind etwa 1000 m mächtig und weisen häufig eine gradierte Schichtung auf. Deren Ablagerungen weisen einen turbiditischen Charakter auf. Darüber befinden sich Grauwacken, Tuffe und Schuttströme, die von basaltischen Vulkanen stammen. Auch kommen Kissenbasalte, Andesite und Rhyodazite sowie pyroklastische Ströme vor. Sie bilden eine ca. 1500 Meter mächtige Anhäufung, die in einer Synklinale erhalten ist. Die geochemischen Merkmale der Vulkanite entsprechen denen von aktiven Kontinentalrändern.

In einer anderen Lokalität tritt eine basale Diskordanz von einer ca. 5 bis 10 m mächtigen chaotischen Formation aus abgerundeten Blöcken mit einem Durchmesser von bis zu 5 m auf, die in eine wenig exponierte, gleichmäßige weiße Tonmatrix eingebettet ist. Diese basale Formation wird von etwa 250 m dünn geschichteten Schluffe und Sandsteinen überlagert, die in einer ruhigen Umgebung abgelagert wurden, gefolgt von felsischen Tuffe. Die darüber liegende ca. 2000 m mächtige vulkanische Schicht besteht aus massiven Basalt- bis Andesit-Strömen und jüngeren Dazit- bis Rhyodazit-Strömen, die von vulkanisch-klastischen Konglomeraten, Peliten und Sandsteinen bedeckt sind. Des Weiteren bilden Grauwacken eine polygenetische chaotische Formation, die Olisthoströme darstellen. Sie setzen sich zusammen aus Kalksteinen, Dolomite mit dezimetergroßen bis hektometergroßen Serpentinitscheiben und -massen, roten Jaspise, Pyroxeniten sowie serpentinisierten Peridotiten und Konglomerate mit überwiegend doleritischen, gabbronischen und karbonatitischen Elementen dicker Linsen

Tin Zaouatene-Terran-NVVG

Im Tin Zaouatene-Terran lagert die NVVG diskordant auf dem Grundgebirge des Tirek-Terrans, im Bereich Tim Missao besteht die NVVG überwiegend aus ungeschichteten brekzienartigen Konglomerate, die Granite, Andesite und Grobkiese enthalten. Vermutlich könnten diese leicht deformierten Konglomerate und Vulkanite im Gebiet zum Molassegürtel der Adrar-Verwerfung gehören. Sie sind in der Regel frei von chemischer Alterationen und lassen sich leicht von nahegelegenen Gesteinseinheiten des Tirek-Grundgebirges und ähnlichen vulkanischen Einheiten abgrenzen. Eine mächtige Einheit von Grauwacken dominiert dieses Terran. von denen einige potenzielle distale (weit entfernte) Turbidite darstellen. Sie ist durchsetzt mit felsischen Vulkaniten, die hauptsächlich aus Daziten und Rhyolithen bestehen. Assoziiert sind sie mit Epiklasten und monogenen oder polygenen vulkanischen Brekzien sowie vulkanisch-plutonischen kieseligen Konglomeraten mit sowohl abgerundeten als auch kantigen Klasten. Orogene Gürtel aus vesikulären (blasigen) spilitischen Basalten und dicken mafischen Sills kommen ebenfalls innerhalb der Grauwacken vor. In dieser Einheit ereigneten sich eine Foliation (Cleavage).

Batholithe und Plutone

Im Pharusischen Gürtel entwickelten sich magmatische Intrusivkörper, die ihn schräg vom Nordwesten bis zum Südosten durchziehen und die suprakrustalen Sequenzen der NVVG durchdrungen. Sie bestehen aus mehreren einzelne Batholithe. Des Weiteren entstanden einzelne Plutone vor allem im Nordosten des Gürtels.^[7]

Die Batholithe bildeten sich im nördlichen Tin-Zaouatene-Terran sowie im ganzen In-Tedeini-Terran. Den ersten Terran wird der ca. 300 km lange Arak-Ta-n-Chaffao Batholith zugeordnet, während sich im Letzteren der vielfach strukturierte ca. 800 km lange Ti-m-Missaou-Ti Immezzarene-Batholith erstreckt. Sie bestehen generalisiert überwiegend aus Granodiorite und/oder kalkalkalischen Graniten, lokal sehr grobkörnig, mit Accessoiren aus Biotiten und geringfügigen Anteilen von Hornblenden. Eine gebänderte Fazies der Granite, manchmal sogar mit dem Aussehen von Augengneis, ist in einem Streifen von 1 bis 2 km Breite zu beobachten, der das Massiv auf Höhe von Adrar Tin Toua fa umgibt. Diese Intusiva waren nur von einer diskreten spröden panafrikanischen Verformung betroffen, verbunden mit einer Niedertemperatur-Grünschieferfazies. Die meisten mafischen magmatischen Minerale wurden chloritisiert. Proto-mylonitische bis mylonitische Strukturen entstanden entlang steiler chlorithaltiger Scherzonen. Zudem sind lolal plutonischeDykeschwärme enthalten, die ebenfalls nur schwach deformiert wurden. Um die magmatischen Intrusionen herum lagern, lokal unterschiedlich, dünn geschichtete grüne Schluffe mit regelmäßiger rhythmischer Schichtung ohne regionale panafrikanische Foliation (Cleavage). Diese schluffigen Schichten wurden in der Nähe von magmatischen Körpern in chertartigen Hornfelse sowie Glimmer-, Alkalifeldspate- und Cordierit-anatektische Hornfelse umgewandelt. Pelite weisen u. a. Glimmer- und Andalusit-Assemblagen nahe der magmatischen Körpern auf, deren Geometrie hektometer- bis plurikilometergroße Bulben definiert. Die Intusiva waren von Verformungen betroffen, verbunden Grünschiefer-Fazies bis hin zu Amphibolit-Fazies. Die nordwestlichen Batholithe datieren anhand von Dünnschliffen auf eine synkinematische Kristallisation vor der hauptsächlichen Ost-West-Verkürzung des Pharusischen Gürtels zwischen ca. 650 und 635 mya. Die östlichen Batholithe wurden mittels der Uran-Blei-Zirkon-Methode auf ca. 583 mya datiert, welches der hauptsächlichen Ost-West-Verkürzung des Pharusischen Gürtels zu geordnet wird. Plutone

Die Plutone nahmen vor allem im nördöstlichen Bereich des In-Tedeini-Terrans des Pharusischen Gürtels Platz, hauptsächlich nahe und an der Iskel-Scherzone bzw. der West Silent-Scherzone zum Iskel-Terran. Sie sind Teil der Taourirt-Provinz, die anderweitig im zentralen Tuareg-Schild vorkommen (siehe auch Iskel-Terran). Diese Plutone haben rundliche Durchmesser von ca. 10 bis 15 km und sind quasikonzentrisch und zoniert aufgebaut. Sie entstanden im Wesentlichen aus kaliumreiche kalkalkalische bis subalkalische granitische Magmaserien, aus denen sich verschieden artige Syenite, Leukogranite, Alkalifeldspatgranite und Monzogranite bildeten, häufig in konzentrische Anordnung der Gesteinsarten. Zudem bildeten sich Andalusit-Cordierit-Assemblagen in schieferigen pelitischen Hornfelsen um die Plutone herum. Die Plutone haben ein Uran-Blei-Zirkon-Alter zwischen 593 und 523 mya.^[8]