Störungen

DIE KONTINENTE
Es ist nun Zeit, die Kontinente näher zu betrachten.
Inbesondere
wollen
wir
mit
Hilfe
von
geologischen
Beobachtungen und den Prinzipien der Plattentektonik die
Enstehung und Entwicklung der Kontinente erklären.
Aus vorherigen Vorlesungsstunden wissen wir, dass die Kontinente in vielen Regionen eine dünne Sedimentbedeckung
besitzen.
So kann man z.B. anhand der Abbildung G1 sehen, dass grosse
Teile Nordamerikas von verhältnismässig jungen Sedimenten
bedeckt sind.
Wir wollen uns in diesem Abschnitt der Vorlesung aber mit den
darunter liegenden Krusten-gesteinen beschäftigen.
Abbildung G2 zeigt, wie Nordamerika ohne die dünne
Sedimentbedeckung aussehen würde.
Die
hervortretenen
Krustengesteine
sind
magmatischen,
sedimentären und metamorphen Ursprungs.
In fast jeder Region entstammen diese Krustengesteine
Bergketten, die einst aus Plattenkollsionen hervorgegeangen sind
(G3).
Die Gesteine der kontinentalen Kruste berichten von einer
vier
Milliarden
Jahre
langen
Geschichte
vertikaler
Bewegungen, Faltungen, Bruchtektonik, Magmenintrusionen
und Metamorphosen (G4).
Zur Gebirgsbildung kommt es dort, wo Lithosphärenplatten
kollidieren und die Sedimente des Kontinentalrandes in eine
Reihe von Falten zusammengeschoben und von Störungen
durchzogen werden.
Eine subduzierte Platte schmilzt auf und in dem deformierten
Gesteinsgürtel steigen Magmen nach oben.
Plattenbewegungen beziehen ausserdem Bruchstücke fremder
Kontinente ein und schweissen sie an den deformierten
Bereich.
Hebungs- und Senkungsbewegungen führen innerhalb der
Kontinente zu Becken und kuppelförmigen Aufwölbungen
sowie zur Heraushebung alter, längst abgetragener Gebirge.
Vor
der
Küste
führen
Senkungsbewegungen
zu
Beckenstrukturen auf den Schelfgebieten.
Die Karte in Abbildung G4 zeigt die Verteilung deformierter
kontinentaler Gesteine, wobei die unterschiedlichen Farben
jeweils der geologischen Epoche entsprechen, in der die
Deformation erfolgte.
Man beachte hierbei, dass der geologische Bau der Kontinente
kein Produkt des Zufalls ist.
Gesteine
der
ältesten
Deformationsepochen
treten
normalerweise im Inneren der Kontinente auf, die heute im
allgemeinen tektonisch konsolidiert und durch Erosion
weitgehend eingeebnet sind.
An den Rändern dieser alten Schilde oder Kratone folgen die
etwas jüngeren, aktiven Gebirgsgürtel, in denen die meisten
der heutigen Gebirgszüge liegen.
Sie treten als langgestreckte morphologische Strukturen an
den Rändern der Kontinente auf, wie beispielsweise die
Kordilleren am Westrand Nord- und Südamerikas oder die
Appalachen am Ostrand Nordamerikas oder auch die
mediterranen Kettengebirge von den Alpen bis hin zum
Himalaya, die quer durch Südeuropa und Asien verlaufen.
Faltung und Störungen
 Faltung und Bruchtektonik sind die häufigsten Formen
der Deformation in den die Erdkruste aufbauenden
Gesteinen (G5-G6).
 Falten und Störungen reichen in der Grössenordnung von
Millimetern bis zu zig Kilometern.
 Viele Gebirgszüge bestehen tatsächlich aus einer ganzen
Serie grosser Falten oder Störungen oder aus beidem
zusammen, die verwittert und abgetragen wurden.
 Die Kräfte, die die grossen Platten bewegen, sind auch für
viele lokale Deformationen verantwortlich.
Die Deformation der Gesteine erfolgt durch Faltung und
Bruchtektonik, je nachdem, welchen tektonischen Kräften sie
ausgesetzt werden. Diese Kräfte lassen sich auf drei
Erscheinungsformen zurückführen (G7):
 Kompressionskräfte, die einen Körper zusammendrücken
und verkürzen,
 Dehnungskräfte,
die
einen
Körper
strecken
und
gewöhnlich auseinanderreissen,
 Scherkräfte, die einen Körper so deformieren, dass zwei
horizontal
entstehen.
aneinander
vorbeigleitende
Teilkörper
Abbildung G7 zeigt, wie Gesteine ganz allgemein unter der
Einwirkung dieser drei Arten von Kräften deformiert werden.
Wir wissen, dass dieselben Kräfte an den Grenzen zwischen
Lithosphärenplatten wirken:
 Kompressionskräfte überwiegen an konvergierenden
Grenzen, wo Platten kollidieren,
 Dehnungskräfte herrschen an divergierenden Grenzen
vor, wo Platten auseinanderdriften,
 Scherkräfte dominieren an Transformstörungen, wo die
Lithosphärenplatten horizontal aneinander vorbeigleiten.
Faltungen - Antikline und Synkline
Geschichtete Gesteinsserien können auf sehr unterschiedliche
Art und Weise durch Kompressionskräfte verfaltet werden, je
nach den Eigenschaften der Gesteine und den jeweils
wirkenden Kräften.
Um ihre Beobachtungen zu beschreiben, haben die Geologen
den Falten Bezeichnungen gegeben, die in den Abbildungen
G8 dargestellt sind.
Eine Aufwölbung geschichteter Gesteine wird als Sattel (oder
Antikline) bezeichnet (G8, G9a, G9b).
Eine Einwölbung heisst Mulde (oder Synkline) (G8, G10).
Die beiden Seiten einer Falte werden Flanken genannt (G8).
In den Abbildungen G11 - G16 sehen wir:
 eine überkippte Falte,
 ein Satellitenbild, welches ein gefaltes und metamorphes
Gestein in Appalachen (U.S.A.) zeigt,
 die Falten des Säntis,
 Falten, aufgeschlossen in einer zwei Milliarden Jahre
alten Wechselfolge aus Kalk- und Tonsteinen, NordKanada,
 nordwärts überliegende Falten im Dogger-Kalkstein der
Wildhorndecke,
 Falten, aufgeschlossen in einem drei Milliarden Jahre
alten Gneiss, Zentral-Kanada.
Störungen
Im
Gegensatz
zu
Kompressionskräfte
gleichermassen
durch
Falten,
hinweisen,
alle
drei
die
gewöhnlich
können
Formen
auf
Störungen
von
Kräften
verursacht werden: von Kompressions-, Dehnungs- und
Scherkräften.
Diese Kräfte sind an den Plattengrenzen besonders stark.
Einige Transformstörungen, an denen Platten aneinander
vorbeigleiten, beispielsweise die San-Andreas-Störung in
Kalifornien (G17), zeigen so grosse Versatzbeträge, dass die
Relativbewegung der beiden Platten Hunderte von Kilometern
erreichen kann.
Störungen sind eine häufige Erscheinung in Gebirgsgürteln,
die mit Plattenkollisionen vergesellschaftet sind, aber auch in
Rift-Valleys, wo Platten auseinandergezerrt werden (G18).
Die Krustenkräfte können auch innerhalb der Platten
ausgesprochen stark sein und selbst in grosser Entfernung von
den Plattengrenzen zu Bruchtektonik in den Gesteinen führen.
Die Fläche, an der das Gestein zerbrochen ist und
gegeneinander bewegt wurde, ist die Störungsfläche (G19).
Zwei Begriffe, das Fallen () und das Streichen (), werden
verwendet, um die räumliche Orientierung der Störungsfläche
zu beschreiben.
Bei Aufschiebungen und Abschiebungen erfolgt eine vertikale
Relativbewegung des Gesteins in Richtung des Fallens der
Störungsfläche.
Eine Horizontal- oder Blattverschiebung ist eine Störung, bei
der die Bewegung horizontal, das heisst parallel zum Streichen
der Störungsfläche, erfolgt. Eine Transformstörung ist eine
Horizontalverschiebung, die gleichzeitig eine Plattengrenze ist.
Eine Bewegung in Richtung des Streichen bei gleichzeitiger
Vertikalbewegung
Schrägabschiebung
bezeichnet (G19).
auf
der
Störungsfläche
beziehungsweise
wird
als
Schrägaufschiebung
Bei einer Abschiebung bewegen sich die Gesteine auf der
Oberseite der Störung infolge einer Krustendehnung auf der
Störungsfläche nach unten. Bei einer Aufschiebung bewegt
sich der Gesteinsblock oberhalb der Störung als Folge einer
Einengung auf der Störungsfläche nach oben. Aufschiebungen
sind deutliche Zeichen einer Kompression.
Wenn wir auf eine Horizontalverschiebung blicken und der
Gesteinsblock auf der gegenüberliegenden Seite ist nach rechts
versetzt, handelt es sich bei dieser Störung um eine
rechtssinnige (dextrale) Blattverschiebung, ist die Scholle auf
der gegenüberliegenden Seite der Störung nach links versetzt,
handelt
es
sich
um
eine
linkssinnige
(sinistrale)
Blattverschiebung. Diese Bewegungen sind auf Scherkräfte
zurückzuführen (G19).
Dehnungskräfte, die zum Zerreissen einer Platte führen,
hinterlassen Abschiebungen.
Dieses Auseinanderreissen kann zur Entwicklung eines
Grabens
oder
Struktur,
bei
Rift-Valleys
der
ein
führen,
einer
Krustenblock
tektonischen
zwischen
zwei
auseinandergezogenen, seitlichen Blöcken abgesunken ist
(G20).
Die
Dehnungskräfte
lassen
einen
langgestreckten
Senkungsbereich entstehen, der von einer oder mehreren,
parallel zur Trogachse verlaufenden Abschiebungen begrenzt
wird.
Die Ostafrikanischen Grabensenken, die Riftstrukturen auf
den mittelozeanischen Rücken, der Oberrheingraben und das
Rote Meer sind berühmte Beispiele für solche Rift-Valleys.
Schliesslich wird eine Aufschiebung, bei der die vertikale
Bewegung geringer ist als die horizontale (Einfallswinkel der
Störung kleiner als 45 Grad) als Überschiebung bezeichnet
(G21).
Überschiebungen, bei denen ein Gesteinsblock über grosse
Entfernungen horizontal über den anderen geschoben wurde,
treten häufig in intensiv deformierten Gebirgsgürteln auf.
Solche Überschiebungen sind ebenfalls eine Reaktion auf
Kompressionskräfte.
Im wesentlichen passt sich die Kruste diesen Kräften an,
indem sie sich verkürzt - in diesem Falle dadurch, dass sie
zerbricht, und ein Schichtstapel den anderen überfährt.
Oftmals kann die Verkürzung Hunderte von Kilometern
betragen und zu mehrfachen Überschiebungen führen.
In den Abbildungen G22 - G41 sehen wir:
TRANSFORMSTÖRUNGEN
 Landers
Transformstörung, Kalifornien, U.S.A. –
Lokation von dem M7,4 Erdbeben, 1992
 Anatolische Transformstörung, Türkei – Lokation von
dem katastrophalen M7,4 Erdbeben, 1999
ABSCHIEBUNGEN
 Hurricane-Störung, U.S.A
 Mittelatlantischer Graben
 Rotes Meer, Golf von Aden, Ostafrikanischer Graben,
Afar-Dreieck
 Abschiebungen entlang des Ostafrikanischen Grabens,
Nordost-Afrika
 Abschiebungen innerhalb des Afar-Dreiecks, NordostAfrika
AUFSCHIEBUNG
 Neue Aufschiebung in Armenien
ÜBERSCHIEBUNGEN
 In der Westflanke des Sex Rouge im Diableretsmassiv VD
ist die Überschiebung der Wildhorn- über die Diableretsdecke aufgeschlossen.
 Eine sehr komplizierte metamorphische Einheit ist über
eine
andere
aufgeschoben
wurden
(Kanadische
Kordilleren).
 Die «Glarner Überschiebung» in den Tschingelhörnern
am Segnespass.
 Die
grosse
Hockenhorn-"Klippe"
östlich
des
Lötschenpasses.
 Das Matterhorn sitzt als Klippe den Gesteinen der Zone
Zermatt-Saas Fee auf.
SCHRÄGABSCHIEBUNG
 Owens Störung, Kalifornien, U.S.A.
SCHRÄGAUFSCHIEBUNG
 Sudalpin Störung, Neuseeland
Akkretions entlang eines Kontinentalrandes
Die heutigen Kontinente sind das Produkt von andauernden
magmatischen
Prozessen
und
plattentektonischen
Konvergenzen. Abbildungen 42 und 43 zeigen:
 Akkretion
eines
Mikrokontinents
an
einen
Grosskontinent
 Akkretion eines Inselbogens an einen Kontinent
 Akkretion entlang einer Transformstörung
 Akkretion durch den Zusammenstoss zweier Kontinente
Wenn Platten, die Kontinente tragen, miteinander kollidieren,
kann die kontinentale Kruste in zahlreiche tektonische Decken
zerschert und übereinandergestapelt werden (44; siehe auch
32-37).
Wir werden zwei Beispiele von Akkretion entlang aktiver
kontinentaler Ränder vorstellen: (i) Indien - Euroasien und
(ii) Adriatische Mikrokontinent - Europa.
DIE KOLLISION VON INDIEN MIT EURASIEN - DIE
ENTSTEHUNG DES HIMALAYAS
Abbildung 45 zeigt die Gebirgsbildung des Himalaya. Vor gut
60 Millionen Jahren begann die Subduktion der Indischen
Platte unter die Eurasische Platte.
Die Indische Platte driftete nach Norden und transportierte an
ihrem Vorderrand den aus paläozoischen und mesozoischen
Sedimenten des Kontinentalschelfes bestehenden indischen
Subkontinent (G45a).
Von der subduzierten Platteaufsteigende Magmen führten zu
Granitintrusionen und Vulkaniten, die die Kruste verdickten.
Aus dem Sedimentstapel und der ozeanischen Kruste, die von
der abtauchenden Platte abgeschert wurden, entstand ein
Akkretionskeil.
Hinter dem Akkretionskeil entwickelte sich ein ForearcBecken und fing das vom heutigen Gebiet von Tibet erodierte
Material auf.
Später kollidierte der indische Subkontinent irgendwann
zwischen 40 und 60 Millionen Jahren mit Tibet.
Indien besass zuviel Auftrieb, um in den Mantel subduziert zu
werden, und die indische Kruste zerbrach an einer
Überschiebungsfläche, der sogenannten Main Central Thrust
(G45b).
Anschliessend dauerte die Kollision fort, wobei die Bewegung
an der Überschiebung aufgefangen wurde
Ein Teil der indischen Kruste und der Schelfsedimente wurde
zusammen
mit
überschoben (G45c).
dem
heranrückenden
Subkontinent
Der Akkretionskeil und die Sedimente des Forearc-Beckens
wurden nach Norden in Richtung Tibet überschoben.
Schliesslich entstand vor ungefähr 10 bis 20 Millionen Jahren
eine
neue
Überschiebungsbahn,
die
sogenannte
Main
Boundary Fault.
Ein zweiter Krustenspan wurde unter Heraushebung des
ersten auf Indien überschoben (G45d).
Diese beiden überschobenen Bereiche bilden den Grossteil des
Himalaya einschliesslich der paläozoischen Gesteine, die in
den Gipfelregionen auftreten. (G45-G46)
 Da die kontinentale Kruste nicht einfach subduziert wird,
müssen wir eine Antwort darauf geben, was mit einem
Krustenstück von der Breite Indiens und einer Länge von
2000 Kilometern passierte.
 Der Himalaya, das höchste Gebirge der Erde, besteht aus
tektonisch überschobenen Einheiten des ehemaligen
Nordteiles von Indien, die übereinandergestapelt wurden.
 Dieser
Prozess
kompensierte
einen
Teil
der
Kompressionskräfte.
 Horizontal gerichteter Druck äusserte sich in Tibet in
Vertikalbewegungen.
 Dieser Vorgang trug zum Aufstieg des Hochlandes von
Tibet bei.
 Zusammenschub
von
Gesteinseinheiten
an
Überschiebungen ist der vorherrschende Deformationsstil
im Tianshan-Gebirge (G45-G46).
 Doch mit den Überschiebungen an dieser und den
anderen Kompressionszonen ist vielleicht nur der halbe
Betrag des Eindringens von Indien in Eurasien erklärbar.
 Wir vermuteten als Erklärung für die andere Hälfte, dass
China und die Mongolei nach Osten und damit von der
Bewegungsrichtung
ähnlich
wie
Indiens
Zahnpaste,
weggeschoben
die
aus
einer
wurden,
Tube
herausgedrückt wird (G47).
 Diese Bewegungen erfolgen an der ungeheuer langen
Altyn-Tagh-Störung
und
den
anderen
Horizontal-
verschiebungen, die in der Karte dargestellt sind.
 Die Gebirge, Hochländer, Störungen und die schweren,
teilweise Tausende von Kilometern von der Nahtzone
zwischen Indien und Eurasien entfernt auftretenden
Erdbeben Asiens sind demnach der fortdauernden
Kollision der beiden Kontinente zuzuschreiben.
DIE KOLLISION ZWISCHEN DEM ADRIATISCHEN
MIKROKONTINENT UND EUROPA - DIE ENTSTEHUNG
DER ALPEN
Der Verlauf der Plattenkollsion zwischen dem adriatischen
Mikrokontinents und dem Europäischen Kontinents ist sehr
ähnlich zu der des Indischen und des Eurasischen Kontinents.
Sogar der zeitliche Ablauf ist ähnlich (beide Plattenkollisionen
haben vor 40-60 Millionen Jahren begonnen.) Obwohl nicht
dargestellt in Abbildung G45-47, kommt es bei beiden
Plattenkollisionen zur Akkretion von “Terranes”.
Abbildung G48 zeigt die Verteilung von "Terranes" innerhalb
der Alpen.
Wir beschätigen uns nun im weietern Verlauf mit der
Plattenkollision zwischen dem Adriatischen Mikrokontinent
und dem Europäischen Kontinent (G49-G50).
Die vier Querschnitte in Abbildung G49 zeigen schematisch,
wie man sich die Entstehungsgeschichte der südlichen
Walliseralpen vorstellt. Die zeitlichen Stationen entsprechen:
(A) dem ozeanischen Stadium zur Jurazeit,
(B) der Subduktionsphase der alpinen Gebirgsbildung
in der Kreidezeit,
(C) der Deckenbildung im Eozän,
(D) der Gegenwart.
Im Verlaufe der Deckenbildung ist der grösste Teil der im
Meer zwischen Trias und Kreide abgelagerten Sedimente
abgeschert und nach Nordosten geschoben worden.
Mit einem plausiblen Modell wird versucht, die (vermutlich)
verhältnismässig einfache geologische Situation im Eozän
(G49C) in die komplexen heutigen Strukturen (G49D) der
Alpen in der Ostschweiz (G50) zu überführen.
Wachstum der Kontinente
Die variskischen und kaledonischen Gebirgssysteme in
Europa gehören zu den älteren Gebirgsgürteln der Erde
(G51).
Sie wurden vor 280 bis 570 Millionen Jahren gebildet.
Diese Gebirge haben sich genau gleich wie die jüngeren
Gebirgssysteme
entwickelt,
und
zwar
als
Folge
konvergierender tektonischer Platten.
Die älteren Gebirge sind nicht so hoch wie die jüngeren, weil
die höchsten Gipfel schon seit Millionen von Jahren durch die
Erosion abgetragen wurden.
Als Beispiel für das Wachstum eines Kontinents betrachten
wir Nordamerika, da seine Entwicklung ein wenig einfacher
als
die
Europas
Nordamerikanische
geologischer
ist,
und
Kontinent
Provinzen
vor
die
abdeckt
allem,
ganze
(G52);
weil
der
Altersspanne
was
für
den
europäischen Kontinent nicht der Fall ist.
 Die ältesten Gebirgsgürtel, die an Subduktionszonen
entweder entlang von Inselbögen oder Rändern früherer
Kontinente gebildet wurden, entstanden vor etwa 2,5 bis
4,2 Milliarden Jahren. Es gibt verschiedene Beispiele von
diesen sogenannten archaischen Kratonen (G53-G54).
Etwa die Hälfte der nordamerikanischen kontinentalen
Kruste wurde während dieser frühen Periode der
Erdgeschichte gebildet. Es war eine wichtige Zeit der
Entwicklung der kontinentalen Kruste.
 Die älteste Gesteinformation, die je auf der Erde
gefunden wurde, ist ~3.8-4.2 Milliarden Jahre alt und
befindet sich auf dem sogenannten Sklaven-Kraton.
 Entlang der Ränder der archaiischen Kratone befinden
sich die Überreste von früheren Gebirgssystemen, welche
sich vor 1,3 bis 2,2 Milliarden Jahren bildeten (G55-G56).
Ungefähr ein Viertel der Erdkruste bildete sich während
dieser Zeit. Der grösste Teil der südlichen VereinigtenStaaten wurde in dem Zeitabschnitt zwischen 1,3 bis 1,7
Milliarden Jahren an Nordamerika angegliedert.
 Das nächst jüngere Gebirgssystem ist das sogenannte
Grenville-Orogen, welches sich im Osten Nordamerikas
über eine Länge von 4000 km vom Labrador, im Norden,
bis nach Mexiko, im Süden, erstreckt (G57). Dieser
Gebirgszug, von dem wir nur noch die 1.1 Milliarden
Jahre alten Überreste sehen, hatte die Ausmaβe des
jetzigen Himalajas.
 Die kontinentalen Gegenden, die älter als 570 Millionen
Jahre sind, werden als Teil des erdgeschichtlichen
Präkambriums klassifiziert. Diese Gegenden sind als die
präkambrische Schilde bekannt.
 Kurz vor dem Ende des Präkambriums, vor 700 bis 250
Millionen Jahren, bildeten sich die Appalachen entlang
der heutigen Ostküste Nordamerikas. Die Appalachen
waren
mit
den
variskischen
und
kaledonischen
Gebirgssystemen in Europa verbunden. (G58)
 Vor 150-250 Millionen Jahren begannen sich die
Kordillieren zu entwickeln (G59). Vor ca. 150 Millionen
Jahren
befand
sich
der
Westrand
des
nordamerikanischen Kontinentes ungefähr 300-500 km
östlicher als heute.
Bis jetzt wurde die Rolle der magmatischen Prozesse für das
Wachsen der Kontinente nicht hervorgehoben.
In vielen Abbildungen (z.B. G60) ist zu erkennen, dass es
starke magmatische Aktivitäten an den konvergierenden
Plattenrändern gibt und dass grosse magmatische Intrusionen
(z.B. G61-G63) wesentlich zum Wachstum der Kontinente
beitragen.
Zusammenfassend halten wir fest: Die Kontinente tendieren,
als Folge plattentektonischer Prozesse nach aussen zu
wachsen, und das Alter des kontinentalen Materials variiert
zwischen 0 und 4.2 Milliarden Jahren. Dies entspricht einer
viel grösseren Zeitspanne als für die Entstehung von
ozeanischem Material beobachtet wurde.
Wegen der relativ langen und komplizierten Geschichte
tendieren die Zusammensetzungen und Strukturen der
Kontinente viel komplexer zu sein als diejenigen der Ozeane.
Obgleich wir die Kontinente einen längeren Zeitraum als die
Ozeane studieren, ist unser Wissen über die Entwicklung der
Ozeane grösser.