namex 2003 - Institut für Geologie

NAMEX 2003
Vorbericht zur Namibia-Exkursion
des
Instituts für Geologie, TU Bergakademie Freiberg
Zeitraum: 25.August bis 15.September 2003
Teilnehmer:
Juliane Becker
Esther Dietzel
Denise Hennig
Cindy Kleinnickel
Sandy Peischl
Denise Roch
Claudia Thomas
Claudia Twarz
Susanne Zechel
Bass Brimer
Daniel Hartzendorfer
Thomas Hollands
Holger Komischke
Bastian Wauschkuhn
Carsten Weise
Betreuer:
PD Dr. Peter Dietrich
Prof. Dr. Broder Merkel
Prof. Dr. Jörg Schneider
NAMEX 2003
0.
25.August – 15.September 2003
Themenübersicht:
1. Thema:
Allgemeines (Bass Brimer)
2. Thema:
Geologische Übersicht (Sandy Peischl)
3. Thema:
Windhoek und Umgebung (Cindy Kleinnickel)
4. Thema:
Karoo-Supergruppe/Flussspatabbau (Denise Roch)
5. Thema:
Damara Formation, Karst, Kombat Formation, Tsumeb Sub-Gruppe, Polymetallische Vererzungen/Mineralogie (Carsten Weise)
6. Thema:
Tertiär/Quartär/Aktuogeologie der Etoschapfanne (Susanne Zechel)
7. Thema:
Geologisches Profil Etoscha-Brandberg; Sn/SE-Vererzung (Daniel Hartzen
dorf)
8. Thema:
Geologisches Profil Brandberg-Swakopmund (Spitzkoppe, Erongo-Berge)
(Claudia Thomas)
9. Thema:
Damara Formation (Alaskite) Uranvererzung/ Umweltprobleme (Juliane Becker)
10. Thema:
Küstendünen, Geologisches Profil zum Kuiseb, Namib-Naukluft (Esther Dietzel)
11. Thema:
Geologie des Namalandes I (Denise Hennig)
12. Thema:
Geologie des Namalandes II (Thomas Hollands)
13. Thema:
Kambrische Nama-Formation/ Geologie des Fischfluss-Canyons (Claudia
Twarz)
14. Thema:
Südnamibisches Schichtstufenland (Bastian Wauschkuhn)
15.Thema:
Geologisches Profil Namaland – Windhoek (Holger Komischke)
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Thema 1: Allgemeines
1.1.
Geographie
Die Republik Namibia liegt zwischen 17ten und 29ten südlichen Breitengrad sowie zwischen 12ten
und 25ten östlichen Längengrad und umfasst den zum Atlantik liegenden Teil der Südspitze Afrikas.
Seine 1.500 km lange Küstenlinie im Westen wird vom kalten Benguelastrom begleitet, der von der
Antarktis nach Norden bis nach Angola fließt. Im Norden grenzt das Land an Angola und Sambia (mit
den Flüssen Kunene und Okavango), im Nordosten berührt es auf wenigen Kilometern Simbabwe, im
Osten grenzt es an Botswana und im Südosten und Süden (mit dem Fluß Oranje) an die Republik Südafrika.
Die Staatsfläche von Namibia beträgt 824.292 km² und ist fast zweieinhalb mal so groß wie Deutschland. Seine heute gültigen Grenzen erhielt Namibia erst gegen Ende des 19.Jh., als die europäischen
Kolonialmächte Deutschland, Großbritannien und Portugal die Flächenausdehnung des damaligen
Deutsch-Südwestafrika aushandelten. Die schnurgerade verlaufenden Grenzen werden nur von dem
Caprivi-Zipfel unterbrochen, einem langen, schmalen Landstreifen, der zwischen 32 und 90 km breit
ist und sich wie ein ausgestreckter Finger über 460 km im äußersten Nordosten des Landes nach Osten
bis an den Sambesi und weiter an ihm entlang bis zur Nordwestspitze Simbabwes erstreckt. Die OstWest-Ausdehnung Namibias beträgt zwischen 400 und 1.000 km (vom Caprivi-Zipfel abgesehen), die
Nord-Süd-Ausdehnung 1.320 km.
Die Republik Namibia hat eine Bevölkerungszahl von 1,8 Millionen (Deutschland 86 Mio.) und eine
Bevölkerungsdichte von ca. 2,2 Einwohnern pro qkm mit einem Wachstumsrate von 2,6%. Die
Hauptstadt mit 243.000 Einwohnern ist Windhoek, wo der Regierungs- und Verwaltungssitz, das
Wirtschafts- und Kulturzentrum und die einzige Universität Namibias zu finden sind. Namensgeber
der Republik Namibia ist die Namib-Wüste. "Namib" heißt aus der Sprache der Nama übersetzt: "Der
Ort, an dem nichts ist."
1.2.
Das Klima
Das Klima in Namibia ist subtropisch kontinental. Da Namibia auf der Südhalbkugel liegt, sind die
Jahreszeiten denen in Europa entgegengesetzt. Der namibische Sommer dauert von November bis
März, der Winter von Mai bis September. Frühling und Herbst sind nicht so stark ausgeprägt wie auf
dem europäischen Kontinent. Niederschläge sind in Namibia etwas Unzuverlässiges, abgesehen vom
Norden und Nordosten des Landes.
Generell gilt, dass die Niederschläge von Nordosten nach Südwesten abnehmen. Die durchschnittliche
Niederschlagsmenge liegt bei 250 mm jährlich (zum Vergleich: Freiberg hat ca. 700 mm). Über 80 %
der Niederschläge fallen in den Sommermonaten, in Form von kurzen heftigen Gewitterschauern.
Namibia liegt im Bereich des Ostpassats. Die Passatwinde verlieren einen Großteil ihrer Niederschläge bereits in Südafrika an der Großen Randstufe und dann weiter auf ihrem Weg in westlicher Richtung. Die Kalahari, an der östlichen Grenze Namibias, ist noch relativ niederschlagsreich, über dem
Binnenhochland jedoch nimmt die Feuchtigkeit rapide ab, und die Namib-Wüste im Westen erhält fast
keine Niederschläge mehr. Das Meer übt keinen so großen Einfluss auf das Klima Namibias aus, wie
aufgrund der Lage zu erwarten wäre. Zwar herrschen im Küstenbereich starke Südwest- und Westwinde, doch werden diese über dem Benguela-Strom, der kaltes Meerwasser aus der Antarktis nach
Norden in Richtung Äquator führt, stark abgekühlt und verlieren dadurch an Luftfeuchtigkeit. Über
diesen kühlen Luftmassen vom Meer kühlen sich wiederum warme Luftschichten aus dem Landesinneren ab - einzige Niederschlagsbildung sind Nebel und Tau. An etwa 100 Tagen pro Jahr tritt im
Küstenbereich eine starke Nebelbildung auf. Namibia ist mit rund 300 Tagen Sonne im Jahr ein "sonniges" Land. Mit grauverhangenem Himmel ist kaum zu rechnen, nur in den Sommermonaten erschei-
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nen meist am Spätnachmittag große Wolkenmassen. Prinzipiell herrschen in Namibia das ganze Jahr
über angenehm warme Temperaturen mit einer durchschnittlichen Jahrestemperatur von 16 bis 22°C.
In den kühleren Wintermonaten schwanken die Tagestemperaturen, je nach Region, zwischen
14 und 24°C. Die Nächte sind dann sehr kühl, mit Temperaturen zwischen 5 und 10°C, in Wüstenregionen manchmal auch um den Gefrierpunkt. Selbst mit Frost muss gerechnet werden, und zwar in
fast allen Teilen des Landes, außer im Bereich der Nebelküste sowie im tropischen Norden und
Nordosten. Im Sommer kann das Thermometer bis auf 40°C klettern, in der Namib sogar bis auf 48°C.
Doch ist das Klima in Namibia wegen der geringen Luftfeuchtigkeit generell sehr gut zu vertragen.
Nur im tropisch-wechselfeuchten Nordosten tritt zwischen Dezember und Februar eine große Schwüle
auf. An der Küste dagegen steigt das Thermometer auch im Sommer nur selten auf Werte über 22°C.
1.3.
Bevölkerung
1.3.1 Bevölkerungsdichte
Namibia hat eine durchschnittliche Bevölkerungsdichte von 2,2 Einwohner pro qkm, eine der geringsten der Welt (Deutschland: 231 Einwohner/qkm). Dicht besiedelt ist der besser beregnete Norden des
Landes, vor allem die Regionen Omusati, Oshana, Ohangwena und Oshikoto. Hier leben 61 % der
Bevölkerung, vorwiegend in traditionellen ländlichen Siedlungen, nur 5 % in Städten. In Zentralnamibia sind 32 % der Bevölkerung zu Hause, die Hälfte davon lebt in den Städten, wiederum die Hälfte
davon in der Hauptstadt Windhoek. Mit nur 7 % der Bevölkerung weist der südliche Teil Namibias,
wo die Großfarmen vorherrschen, eine dünne Besiedlung auf; 35 % leben in den Städten. Kaum bewohnt ist der westliche Landestreifen, die Namibwüste, mit Ausnahme der Häfen und Bergbauzentren.
Ein Namibier hat eine durchschnittliche Lebenserwartung von 59 Jahren.
1.3.2 Sozialstruktur
Die Sozialstruktur der Bevölkerung entspricht weitestgehend der ethnischen Zugehörigkeit. Lebensstil und -standard sowie die sozialen Beziehungen der Weißen und Farbigen ähneln der europäischen
Lebensweise. Die schwarze Bevölkerung lebt z.T. noch in Sippen- und Stammesverband in traditionellen Dorfstrukturen, während die städtischen Schwarzen stärker europäisiert sind. Die zahlreichen
männlichen Wanderarbeiter stellen oft ein Bindeglied zwischen ländlichen und städtischen Strukturen
dar. Viele Dörfer haben durch die Arbeitsmigration relativ hohe Anteile von Frauen, Kindern und
älteren Menschen.
1.3.3 Sprachen
Amtssprache ist Englisch, Verkehrssprache u.a. Deutsch. Die Umgangssprache ist Afrikaans, welche
aus dem Niederländischen entstanden ist. Die Bantu-, und Khoisiansprachen gelten als die so genannten "einheimischen" Sprachen.
1.3.4 Vielvölkerstaat
In Namibia leben 12 verschiedene Völker, bzw. ethnische Gruppierungen, welche alle über eine eigene Geschichte und Kultur verfügen, was wiederum Spannungen hervorruft. Die Namibische Regierung versucht dem mit einer Politik unter dem Motto „One Namibia – One Nation“ entgegenzuwirken.
Heute leben etwa noch 40.000 Buschleute in Namibia, davon allerdings nicht
einmal 1.000 in ihrer angestammten Lebensweise. Viele arbeiten bei weißen und schwarzen Farmern.
Seit etwa 20.000 Jahren ist die Lebensweise der Buschleute als Nomaden unverändert. Sie gehen sehr
sparsam und schonend mit der ihnen zur Verfügung stehenden kargen Umwelt um, besonders bemerkenswert ist ihre erstaunliche Naturkenntnis.
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Die Bantu-Völker, die miteinander verwandte Bantu-Sprachen sprechen, stellen mehr als 80 % der
Bevölkerung, wobei die Ovambo, als größte Volksgruppe, rund 50 % der Gesamtbevölkerung ausmachen. Danach folgen die ebenfalls zur Bantu-Gruppe gehörenden Kavango im Nordosten mit etwa
9,5 % Anteil, die Herero in Zentralnamibia und im Osten, die Damara im Westen, jeweils 8 %, die
Nama im Süden 5 % und die Caprivianer im Caprivi-Zipfel 4 %. Ca. 75.000 Weiße leben in Namibia,
damit haben sie nur noch einen Anteil von 4,5 % an der Bevölkerung.
San:
als Buschleute oder Buschmänner bezeichnete Ureinwohner des Landes;
stellen 2 % der Bevölkerung und leben heute in der Kalahariwüste. Dort führen sie noch ein traditionelles Leben.
Damara:
sind die Urbevölkerung und leben überwiegend in den Bergen des mittleren
Nordwestens zwischen dem Kaokoveld im Norden und Erongo im Süden.
Ovambo:
das größte Volk Namibias stellt etwa die Hälfte der Landesbevölkerung. Die
Mehrheit lebt im Norden in der gut beregneten Region nördlich der EtoshaPfanne zwischen dem Kaokoveld im Westen und der Kalahari im Osten.
Kavango:
leben vorwiegend im Nordosten des Landes, am südlichen Ufer des wasserreichen Okavango. Sie unterteilen sich in 5 Stämme: im Westen leben die
Kwangari, östlich davon die Mbunza, die Sambiu, die Gciriku, ganz im Osten, am Übergang zum Caprivi-Zipfel die Mbukuschu.
Herero:
leben über den ganzen mittleren Landesteil verteilt.
Himba:
deren Siedlungsgebiet das Kaokoveld ist.
Nama:
leben über das ganze Land verstreut, der größte Teil ist im mittleren Süden zu
finden.
Caprivianer:
Die rund 40.000 Caprivianer, auch Ost-Caprivianer genannt, leben im äußersten Nordosten des Landes an der Grenze zu Angola, Sambia und Botswana.
Die beiden größten Völker sind die Mafwe und die Masubia.
Tswana:
Die rund 7.000 Tswana sind die kleinste der ethnolinguistischen Gruppen.
Sie leben nordöstlich und südöstlich von Gobabis, im so genannten Sandveld,
das an Botswana grenzt
Baster:
Die rund 30.000 Baster leben im Ort Rehoboth südlich von Windhoek.
Farbige:
50.000 Namibier sind gemischter Abstammung und leben überwiegend in
den Städten bzw. in den Farbigen-Vororten.
Weiße:
rund 75.000 europäischer Herkunft; zum größten Teil Deutsche. Sie spielen
immer noch eine zentrale Rolle in der Wirtschaft des Landes, besitzen das
beste Farmland und arbeiten im Handel, in der Industrie und im öffentlichen
Dienst. Die Mehrheit lebt in den Städten Zentral- und Südnamibias.
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1.4.
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Der Naturraum
Namibia besteht im wesentlichen aus vier Großlandschaften. (a) Die Küstenzone am Atlantik ist ganz
von der Wüste Namib beherrscht, die bis zu 150 km weit ins Landesinnere reicht. (b) Im Osten wird
die Namibwüste von dem bis zu 2.000 m hohen Steilanstieg (Große Randstufe) und dem anschließenden, rund 1.700 m hohen Binnenhochland begrenzt. (c) Den dritten Naturraum bildet das östlich gelegene Kalaharihochbecken, zu dem hin sich die zentralen Hochländer leicht abdachen. (d) Im Norden
des Landes schließlich herrscht Buschland vor, das über den Landkorridor des Caprivi-Zipfels bis
nach Simbabwe reicht. Das Gebiet wird in drei Teile untergliedert: West-Caprivi (sehr sandig mit geringer Vegetation), Ost-Caprivi (sehr wildreich) und das Mafe-Veld (für Viehzucht geeignete Savanne). Intensive Viehhaltung ist wegen des tropischen Klimas und dem daraus folgenden Vorhandenseins der Tse-Tse-Fliege und der Malaria nur sehr eingeschränkt möglich.
Im ganzen Land sind nur wenige Oberflächengewässer anzutreffen. Bis auf den Otjikoto-See und den
Guinas-See bei Tsumeb gibt es überhaupt keine natürlichen Seen. Bei den wenigen ständig wasserführenden Flüssen handelt es sich um "Fremdlingsflüsse", also um Flüsse, die in feuchteren Landschaften
entspringen und in die ariden Regionen Namibias hineinfließen. Dazu gehören der Kunene und der
Okavango im Norden, der Kwando und der Sambesi im Nordosten des Landes, sowie der Oranje im
Süden. Der Kwando versickert in den Linyantisümpfen, der Okavango im Okavango-Delta in der Kalahari in Botswana, der Sambesi ist Grenzfluss zwischen Namibia und Sambia und bildet in seinem
weiteren Lauf die eindrucksvollen Viktoriafälle an der Grenze zwischen Sambia und Simbabwe, der
Kunene und der Oranje fließen in den Atlantischen Ozean. Alle anderen Flussläufe sind fast immer
ausgetrocknet, in Namibia nennt man diese Flussbetten "Riviere". Von Bedeutung ist vor allem der
Fish River, der mit 660 km längste Fluss des Landes. Er wird bereits in seinem Oberlauf gestaut (Hardap Dam) und führt daher nur noch nach stärkeren Regenfällen auf seiner gesamten Länge Wasser.
Kurz vor seiner Mündung in den Oranje hat der Fish River eine eindrucksvolle Cañonlandschaft geschaffen. Von Zeit zu Zeit führen auch in der Landesmitte der Swakop und der Kuiseb, die beide in
den Atlantik münden, Wasser. Im Osten füllen sich die Flussbetten von Omatako, Epukiro, Auob und
Nossob nur nach heftigen Regenfällen mit Wasser. Meist darf auch im Umkreis der Flussbetten nur
beschränkt Grundwasser erwartet werden, da die hier vorherrschenden Lockersedimentdecken das
Wasser rasch versickern lassen. Auch wenn darüber hinaus noch eine Reihe von ganzjährigen Quellen
und artesischen Brunnen vorzufinden sind, leidet Namibia, vom Caprivi-Zipfel einmal abgesehen,
doch unter einem erheblichen Wassermangel, den es mit künstlichen Brunnen und Staudämmen zu
beheben versucht. Bedingt durch die großen Klimaunterschiede im Land verfügt Namibia über eine
vielfältige Pflanzenwelt. Man findet hier eine an extreme Trockenheit angepasste Wüstenvegetation
ebenso wie eine kälteresistente Hochgebirgsflora und immergrüne tropische Wälder. Beeindruckend
ist das Naturschauspiel in kargen, trockenen Halbwüstengebieten nach einem Regen, oft auch schon
nach einem kurzen Regenschauer, denn dann verwandeln sich die weiten, kahlen Flächen binnen weniger Tage in einen Blütenteppich von Pflanzen, deren Samen, eingebettet im Wüstenboden, ihre
Keimfähigkeit Jahre und Jahrzehnte zu bewahren vermögen. Man unterscheidet zwischen drei Hauptvegetationszonen: Wüste, Savanne, Trockenwald.
Wüste:
Wüstenkürbis Tsamma, Flechten, Köcherbaum (Aloe dichotoma), Nara (unserer Gurke ähnlich), Welwitschia mirabilis (kann über 1.000 Jahre alt werden).
Savanne:
Mopane (Strauch, Baum), Affenbrotbaum (Baobab), Kameldornbaum, Fahlkameldorn, Dreidorn, Akazien, Bergdorn, Kudubusch und Palmen.
Trockenwald:
Feigenbaum, Affenbrotbaum und Akazienarten.
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Namibia gilt als eines der tierreichsten Länder des afrikanischen Kontinents, dank der mehr als
20 Tier- und Naturschutzgebiete, die mit 112.236 km² knapp 14 % der Landesfläche einnehmen.
1.5.
Verfassung
Namibia ist seit dem 21. März 1990 unabhängig (Nationalfeiertag). In der Verfassung Namibias (Parlamentarische Demokratie) von 1990, die sich an verschiedenen Verfassungen westlicher Demokratien
orientiert und auf internationaler Ebene als demokratisch und liberal gilt und innerhalb Afrikas geradezu als mustergültig anzusehen ist, erklärt sich Namibia zu einem unabhängigen, säkularen und demokratischen Einheitsstaat mit Mehrparteiensystem. Die Verfassung garantiert grundlegende Menschen- und Freiheitsrechte sowie rechtsstaatliche Grundsätze. Gedanken-, Rede-, Presse-, Religionsund Versammlungsfreiheit dürfen von keiner Regierung, mit welcher Mehrheit auch immer, eingeschränkt oder abgeschafft werden. Ferner darf sich jeder Bürger innerhalb des Landes frei bewegen, er
hat das Recht, frei aus- und einzureisen, sowie das Recht auf freie Berufsausübung. Weiterhin verbrieft die Verfassung das Recht auf Eigentum und das Streikrecht. Die Todesstrafe, menschenunwürdige Behandlung, Zwangsarbeit und jede Diskriminierung aufgrund von Rasse, Glauben, Hautfarbe,
Geschlecht, sozialer oder wirtschaftlicher Stellung sind strikt verboten. Eine Inhaftierung ohne Gerichtsurteil ist nur in Ausnahmefällen erlaubt, also bei Notstand oder unter Kriegsrecht. Eine Verfassungsänderung ist nur durch eine Zweidrittelmehrheit in der Nationalversammlung und im Nationalrat
möglich. Die Grundrechte aber können nicht geändert werden. Die Macht des Staates ist dreigeteilt in
die Legislative, Exekutive und Judikative.
1.6.
Die Flagge und das Wappen
Die Nationalflagge Namibias zeigt die SWAPO - Farben (South West African
People’s Organization of Namibia) Blau, Rot und Grün. Die Farben sind diagonal angeordnet und durch schmale, weiße Streifen voneinander abgesetzt.
In der oberen linken Ecke befindet sich eine Sonne mit Zwölf dreiecksförmigen Strahlen. Das Blau steht für den Himmel Namibias, den Atlantik und die
wichtigen Wasservorräte des Landes. Die Sonne symbolisiert die Energie, die
Strahlen stehen für die zwölf verschiedenen in Namibia lebenden Sprachvölkern. Mit dem Rot werden die Opfer des Freiheitskampfes und der Heldentum des Volkes symbolisiert. Das Grün bezieht sich auf die Natur und LandAbb. 1-1: Das Wappen
wirtschaft der Nation. Weiß schließlich bedeutet Frieden und Einheit.
von Namibia
Die Nationalflagge taucht auch im Wappen des Landes auf, wo sie in Form
eines Schildes das Kernstück bildet. Rechts und links wird sie jeweils von einem aufrecht stehenden
Oryx gehalten, Symbol für Mut, Stolz und Grazie. Auf dem Wappenschild lässt sich auf einem Diamantsockel ein Fischadler mit ausgebreiteten Schwingen nieder. Der für seine Sehschärfe bekannte
Fischadler soll die Weitsicht der politischen Führung des Landes symbolisieren. Unter dem Wappensockel breitet eine Welwitschia mirabilis im gelben Wüstensand ihre Blattranken aus; diese sehr seltene Wüstenpflanze steht für den ständigen und erfolgreichen Kampf ums Überleben in Namibia. Das
Schriftband am unteren Rand des Wappens enthält die drei Worte, die die Grundprinzipien der Verfassung darstellen: "Unity, Liberty, Justice" (Einheit, Freiheit, Gerechtigkeit).
1.7.
Von den ersten Europäern bis zur Kolonialzeit
Im 15. Jh. erforschten die Portugiesen als erste Kolonialmacht die Küste Afrikas, um einen Seeweg
nach Indien zu finden. So landeten Diego Cao (1486) und Bartholomeu Dias (1487) an der Skelettküste, aber wegen des fehlenden Süßwassers und der Kargheit der Landschaft wurden keine Handelsniederlassungen gegründet. So kamen die ersten Weißen Mitte des 18. Jh. aus der Kapprovinz ins Land,
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als die Holländer und später die Engländer bis über den Oranje vorstießen. Jedoch erschien der Handel
mit den Nama nicht profitabel genug.
1791 stieß eine Expedition von Jägern und Händlern bis zu den Ausbergen vor. Anfang des 19. Jh.
wanderten die Rehobother Baster und später die Farbigen aus Süden ein. Beide Gruppen haben sich
mit den Weißen gemischt und Afrikaans als Muttersprache angenommen. Um 1870 wurden die Baster
südlich von Windhoek und die Farbigen um 1925 um Keetmanshoop sesshaft. Die Baster, auch Oorlam genannt, die mit Pferden und Schusswaffen ausgerüstet waren, waren den Nama deutlich überlegen. Die bedeutendste Gruppe kam unter der Führung von Jager Afrikaner (= der die Afrikaner jagt)
bis in das Hereroland bei Windhoek. Sie stahlen Vieh und tauschten es bei Händlern vom Kap gegen
Gewehre, Munition, Kleidung und Branntwein. So wurde die Rinder zum landesweiten Tauschmittel.
Mit den Nama wurden Durchzugs- und Beistandsabkommen geschlossen. Jan Jonker Afrikaner ließ ab
1843 die Wege von Windhoek nach Walvis Bay und zur Lüderitzbucht ausbauen, um den Handel zu
intensivieren. Missionare erhielten die Erlaubnis, an verschiedenen Orten zu lehren. So wurde 1814
die Missionsstation Bethanien gegründet. Die europäischen Händler griffen, oft zusammen mit den
Missionaren, in die Auseinandersetzungen der verschiedenen Volksgruppen ein. So bewaffneten die
Händler Green (England) und Andersson (Schweden) die Herero und bildeten sie sogar militärischtaktisch aus. Dies und die Feindschaft mit den Witboois, einer weiteren Oorlamgruppe, führte zur
Ausrottung der Afrikaner. Die Witboois traten an die Stelle der Afrikaner und lagen nun ihrerseits mit
den Herero in bewaffneten Auseinandersetzungen. Durch die ständigen Übergriffe auf die Trecks der
europäischen Händler, ersuchte man die englische Regierung um Schutz, aber die Kapregierung war
nicht befugt, ihr Protektorat auszudehnen und der englischen Krone war es zu kostspielig. Lediglich
Walvis Bay wurde 1878 als einziger natürlicher Hafen unter englische Hoheit gestellt. Die deutsche
Regierung dagegen versagte den Schutz nicht, als einige Jahre später, 1883, der Bremer Kaufmann
Lüderitz Land erwarb und ein Handelskontor eröffnete.
1.8.
Der Weg in die Unabhängigkeit
1978 wurden einige die Rassendiskriminierung betreffende Gesetze aufgehoben, im Oktober das
Mischehen- u. Unsittlichkeitsgesetz und das Passgesetz, welches der nichtweißen Bevölkerung nur
bedingt die Ausstellung eines Passes zugestand. Dies gewährleistete die volle Bewegungsfreiheit und
den Zugang zu öffentlichen Einrichtungen. Im Mai erfolgte das allgemeine Gesetz zur Abschaffung
der Rassendiskriminierung und im Juni die Verfügung ‘Gleicher Lohn für gleiche Arbeit‘.
Nach vielen vergeblichen Verhandlungen in Genf (1981), auf den Kapverdischen Inseln (1982) und in
Lusaka (1984) kam 1988 die plötzliche Wende auf den Treffen von London, Kairo, New York und
Genf (alle zwischen 3. Mai und 5. August). Fünf weitere Treffen in Brazzaville brachten am
13. Dezember bereits das endgültige Ergebnis, einen Zeitplan für die Unabhängigkeit Namibias auf
der Basis der UNO-Resolution 435 von 1978.
Ende 1989 gewann bei den Wahlen die Befreiungsorganisation SWAPO die absolute Mehrheit der
Stimmen. Darauf aufbauend wurde am 21. März 1990 das ehemalige Südwestafrika unabhängig und
erhielt damit offiziell den neuen Namen NAMIBIA. Von nun an galt es eine neue, auf demokratische
Grundsätze beruhende Gesetzgebung und die regionale Einteilung des Landes in die Tat umzusetzen.
Namibia ist jetzt eine parlamentarische Demokratie, und die neue Verfassung gilt als eine der liberalsten in Afrika. Das Prinzip der Gleichheit hinsichtlich Rasse, Geschlecht und freie Religionsausübung
ist garantiert. An der Spitze der Republik steht der vom Parlament gewählte Präsident Sam Nujoma,
der zugleich Regierungschef, Oberbefehlshaber der Streitkräfte und Führer der SWAPO ist.
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Thema 2: Geologische Übersicht
2.1.
Übersicht über die Entwicklung Gondwanas und die darin eingebundene Stellung Namibias
Vor mehr als 2 Milliarden Jahren lagen im Bereich des heutigen Südafrikas zwei riesige Festlandssockel in Form von Inselgebilden vor: zum einen der Kalahari-Kraton im Südosten und zum anderen der
Kongo-Kraton im Norden. Im Laufe der Jahrmillionen gliederten sich unter Gebirgsbildungsprozessen
weitere Festlandsmassen an diese beiden Kontinentkerne an und bildeten somit die Grundlage für den
späteren gesamtafrikanischen Kontinent.
Die erste Gebirgsbildung umfasste Gesteine, deren Formationen als Vaalian bezeichnet werden. Im
Rahmen der vorherrschenden Prozesse wurden der Epupa-, Huab- und Grootfontein-Komplex an den
Kongo-Kraton angefügt. Während der zweiten großen Gebirgsbildungsphase kam es zur Entstehung
der Gesteine des Mokolian, die den metamorphen Abtragungsschutt des Kongo- und Kalahari-Kratons
sowie der umgebenden Gebirge des Vaalian darstellten.
Die dritte Angliederungsphase setzte vor ungefähr 900 Millionen Jahren ein. In dieser Zeit wirkten
starke plattentektonische Prozesse im Untergrund der beiden oben genannten Kratone, was dazu führte, dass sich der Kalahari-Kraton immer mehr dem Kongo-Kraton näherte und das Wasser aus dem
dazwischen liegenden Meeresarm verdrängte.
Abb. 2-1: Ursprüngliche Ausbildung
des Damara-Meeres zwischen Kongound Kalahari-Kraton in den Grenzen
des heutigen südlichen Afrikas
Schließlich kam es zur gewaltigen Kollision beider Kratone. Der im Damara-Meer sedimentierte Abtragungsschutt beider Sockel wurde dadurch regelrecht in die Höhe gepresst. Gegen Ende dieses Auffaltungsprozesses drangen zahlreiche Magmenkörper aus dem Erdinneren hervor und bildeten die
Grundlage des Damara-Gebirges sowie der daraus hervorgehenden Gesteine, die als Damara-Sequenz
bezeichnet werden.
Abb. 2-2: Plattentektonische
Vorgänge bei der Bildung des
Damara-Faltengebirges
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Zur Zeit der Damara-Gebirgsbildung wirkten zahlreiche ähnliche Auffaltungsprozesse auf der Erde.
Aus der Summe dieser globalen tektonischen Vorgänge resultierte vor etwa 560 Millionen Jahren
letztlich das Zusammenschweißen der damals bestehenden Festlandskontinente der Südhalbkugel
(heute: Afrika, Südamerika, Australien, Antarktis sowie Indien und Madagaskar) zu einer einheitlichen Landmasse namens Gondwana. Namibia befand sich während dieser Zeit im südlichen Teil
Gondwanas.
Bis zum Einsetzen der Karoo-Zeit vor etwa 300 Millionen Jahren unterlag das mächtige DamaraGebirge ausschließlich Verwitterungs- und Abtragungsprozessen.
Doch aufgrund der damaligen Nähe zum Südpol gelangte Namibia in die südliche Vereisungszone der
Erde und wurde von riesigen Inlandgletschern bedeckt. Vor etwa 280 Millionen Jahren endete die so
genannte Gondwana-Eiszeit, da sich dieser Teil wieder aufgrund von plattentektonischen Vorgängen
vom Südpol entfernt hatte. Die abschmelzenden Eismassen hinterließen mächtigen Gletscherschutt.
Vor allem in Südnamibia zwischen Mariental und Keetmanshoop ist noch ein großer Teil dieser Dwyka-Formation erhalten. Die fluviatilen, glazialen Ablagerungen finden wir dahingegen vorrangig in
Zentralnamibia unter der Bezeichnung Omingonde-Formation. Mit den kontinuierlich steigenden
Temperaturen verschwanden die Eismassen und an ihre Stelle traten riesige Dünenfelder.
Gegen Ende der Karoo-Zeit vor ungefähr 130 Millionen Jahren begann der Riesenkontinent Gondwana auseinander zu brechen. Ausgelöst durch dieses weittragende Ereignis kam es in Namibia zu weiteren großen magmatischen Ereignissen, bei der sich die Landschaftsformen des Landes stärker einprägten.
Das Tertiär war hauptsächlich Abtragungsprozesse und Sedimente der Kalahari-Sequenz gekennzeichnet. In den letzten Millionen Jahren entwickelten sich die Landschaftsstrukturen allmählich zu
dem uns heute bekanntem Land Namibia.
2.2
Stratigraphische Entwicklung
Charakteristische Elemente der Geologie Namibias sind in proterozoischer Zeit abgelagerte, verfestigte und anschließend teilweise gefaltete und metamorph überprägte Gesteine. Diesen unterschiedlichen
Grundzügen Namibias lassen sich stratigraphisch acht Zeiteinheiten zuweisen (Tabelle 1: Stratigraphie
Namibias).
Mio. Jahre
65 120 - 65
500 - 120
Zeitalter
Gruppe/ Folge/ Komplex
Tertiär + Quartär Kalahari, Namib, Alluvium
Kreide
Post-Karoo Komplexe
Karbon - Kreide Karoo
Lithologie
Sedimente
Magmatite
Sedimente, Vulkanite
570 - 500
Kambrium
Nama, postorogene Granite
Sedimente, Granite
1000 - 570
Namibium*
Damara, Gariep, Nama
Sedimente, Magmatite
1800 - 1000
Mokolium*
Sinclair, Rehoboth, Namaqualand
Sedimente, Vulkanite, Gneise
2000 - 1800 älter. Mokolium* Khoabendus, Haib
2000
Vaalium*
Kunene
Metamorphite
Magmatite
(*=südafrikanische Nomenklatur)
Tab 2-1: Stratigraphie Namibias (aus Schneider 1991)
10
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Die abgebildete Stratigraphie unterliegt im Wesentlichen fünf Hauptperioden der Lithogenese.
Die ältesten Gesteine aus dem Abschnitt Vaalium bis unteres Mokolium sind bis zu 2 Milliarden Jahre
alt und gehören den proterozoischen Teilen der präkambrischen Schilde an. Man findet sie daher vor
allem weitflächig im Nord- und Südwesten des Landes. Sie kommen vorrangig in metamorphen Komplexen vor (zum Beispiel Epupa Komplex, Abbabis Komplex, Huab Komplex etc.), die von magmatischen Extrusionen wie auch Intrusionen geprägt sind.
Die nächste sich anschließende größere Gesteinsbildungsphase im oberen Mokolium ging mit der
Bildung des Rehoboth-Sinclair-Bogens und des Namaqualand Metamorphit-Komplexes, welcher heute einen großen Teil des Basements des Nama- und des Gariep-Beckens bildet, im Zentrum des Landes einher.
Die dritte Phase umfasst die Entwicklung des Damara-Orogens. Ursachen für dieses Ereignis finden
sich in dem intrakontinentalen Rifting und den damit verbundenen Sedimentationsprozessen vor ungefähr 900 Millionen Jahren, welche fast 450 Millionen Jahre andauerten.
Dem nächsten Abschnitt ging eine extensive Vertikalbewegung der Kruste voraus, was dazu führte,
dass sich während dieser Zeit vor allem im NW Namibias Binnenbecken einsenkten. Im Verlauf des
Karbons und der jüngeren Kreide kam es folglich zu mehreren tausend Meter mächtigen Sedimentablagerungen der Karoo-Sequenz. Die Schichten des Karoo-Systems liegen damit unmittelbar proterozoischen Schichten auf.
Die Post-Karoo-Zeit war ebenfalls von Hebungs- und Abtragungsprozessen gekennzeichnet. Mit dem
Beginn des Känozoikums kam es zu erneuten Senkungen des südafrikanischen Subkontinentes, woraus die Entstehung des Kalahari-Beckens resultierte. Kennzeichnend für dieses Gebiet ist vor allem
der eingewehte bzw. eingeschwemmte und abgelagerte Abtragungsschutt aus den umliegenden Hochländern, der weite Teile im Osten und Norden des Landes bedeckt.
Die Verteilung der Gesteine, die vor dem Tertiär entstanden, teilt das Land grob in drei große Regionen: Der größte Teil des nördlichen Gebietes wird durch Gesteine der Damara-Sequenz bedeckt. Der
südliche Teil des Landes wird entlang einer von Nord nach Süd verlaufenden Linie in 1/3 Westen, wo
der Untergrund von älteren Gesteinen ab 600 Millionen Jahre aufgebaut wird und 2/3 Osten gesplittet,
in welchem hauptsächlich Mineralien der Nama-Gruppe und der Karoo-Sequenz dominieren.
Der größte Bereich der Küstenregionen ist dahingegen durch weite Sanddecken, Deflationsstrukturen
und fluviatile Sedimente aus der Wüste Namib geprägt.
2.3
Die wichtigsten regionalen, geologischen Formationen
• Der Epupa-Komplex zeichnet sich als älteste stratigraphische Einheit durch granitische Gneise mit
Bändern von mafischen Hornblendegneis aus, welche beträchtlich in ihrem Gehalt variieren. Er
kommt vor allem im Nordwesten des Landes vor und wird von dem 2,2 Milliarden Jahre alten Kunene-Anorthosit-Komplex intrudiert.
• Die Rehoboth-Sequenz wird durch den südlichen Rand des Damara-Orogens begrenzt. Sie überlagert teilweise die Elim-Formation und wird von granitischen und basischen Gesteinen intrudiert,
deren Alter von 1,7 bis ungefähr 1,4 Milliarden Jahren reichen. Vom Liegenden zum Hangenden
befinden sich die Marienhof-Formation, die Billstein-Formation sowie die Gaub-Valley-Formation.
• Der Namaqualand-Komplex erstreckt sich im Süden des Landes entlang einer Linie von Ariamsvlei
im Osten bis hin zum Spencer Bay im Westen. In den meisten Gebieten ist eine Unterteilung der
Gesteine in vier Gruppen möglich: prätektonische Gesteine, Gabbros und Ultrabasite, syntektonisch-granitische Gesteine sowie spät- bis posttektonisch-granitische Gesteine.
Die erste Gruppe beinhaltet vor allem metasedimentäre Gesteine wie zum Beispiel Quartzite,
Konglomerate, aluminiumreiche Gneise sowie Kalk-Silikatgesteine. Kennzeichnend für die syntektonisch-granitischen Mineralien sind unter anderem grobkörnige, porphyrreiche Biotit-Granite.
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Die letzte Gruppe ist sowohl durch biotitische als auch durch porphyrische und mittelkörnige Typen geprägt.
Abb. 2-3: Geologische Übersicht (aus Grünert 2003)
• Die Gesteine der Sinclair-Sequenz lagerten sich während drei großer Zyklen -bestehend aus Vulkanismus, Plutonismus und Sedimentation- im Gebiet von Helmeringhausen-Solitaire ab. Während
der drei Zyklen entstanden unter anderem die Nagatis-Formation, die Kunjas-Formation, die Barby-Formation sowie die Haisib- und Saffier-Intrusions-Suiten.
• Beim so genannten Gariep-Komplex unterscheidet man in Ost- und Westfazies. Im Osten findet
man die Rosh Pinah Formation und im Westen die Grootderm-Suite.
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• Wie schon in Punkt 2.2 erwähnt, unterlagern die Gesteine der Karoo-Sequenz weite Teile des Landes (NW, NO, SW, S). Das Karoo-System umfasst nach europäischer Geochronologie eine
Schichtfolge vom oberen Oberkarbon bis zur oberen Trias. Tillite befinden sich an der Basis der
permokarbonischen Ablagerungen. Darüber folgen zunächst geringmächtige marine Ablagerungen,
die kurzzeitige Meeresüberflutungen dokumentieren. Anschließend prägen vorrangig kontinentale
Ablagerungen aus fluviatilen Sandsteinen und Konglomeraten sowie limnischen Tonsteinen das
Bild der Karoo-Sequenz.
• Die meisten Diamanten finden sich in einem Gesteinstyp, der als Kimberlit bezeichnet wird. Der
Kimberlit ist vulkanischen Ursprungs und ein durchschnittliches Alter von 100 Millionen Jahren.
2.4
Hydro- und Umweltgeologie
Klimatisch gesehen zählt Namibia zu den Subtropen und befindet sich an der Trockenseite Afrikas;
einerseits begrenzt durch die Kalahariwüste im Osten und andererseits durch den Atlantischen Ozean
im Westen. Entlang dieser Küste erstreckt sich die Namibwüste mit riesigen Wanderdünen ins Landesinnere. Ihr schließt sich nach einer Steilstufe welliges Hochland an, das im Norden vom Kunene und
im Süden vom Oranje als den einzigen Dauerflüssen begrenzt wird und im Osten zur Kalahariwüste
abfällt.
Der Küstenbereich, die Namib und der Süden sind vorrangig durch nur geringe Niederschlagszahlen
gekennzeichnet. Im Gegensatz zur Kalahari ist die Namib auf weite Strecken eine vegetationslose
Sand- und Felswüste von äußerst extremer Trockenheit. So erreicht die Namib nur selten mehr als 50
mm Niederschlag pro Jahr. Der geringe Teil an Feuchtigkeit resultiert aus Nebelbildung aufgrund des
Benguelastroms Der mittlere Landesteil ist geprägt durch episodische Flüsse (fließen nur bei wirklich
ergiebigen Regenzeiten) sowie durch Fröste in der Winterzeit aufgrund der Höhenlage. Die nördlichen
Gebiete erreichen jenseits der Etoscha-pfanne durchschnittlich Werte von 500 mm in der Zeit zwischen Oktober und April. Nur während dieser Regenperiode führen die Flüsse Wasser (periodische
Flüsse).
Im Folgenden soll das nordnamibische Kalahari-Einzugsgebiet etwas näher betrachtet werden. Dieses
semiaride Gebiet mit jährlichen Niederschlägen zwischen 250 und 550 mm ist im Wesentlichen durch
seine vorrangig sandigen Oberflächen, sehr tiefe Grundwasserspiegel sowie durch seine bimodale
Oberflächenbeschaffen-heit gekennzeichnet. Während im Westen des betrachteten Gebietes die Festgesteine häufig an der Erdoberfläche oder unter einer meist nur wenige Dezimeter bis Meter mächtigen Überdeckung aus äolischen Lockersedimenten und Verwitterungsprodukten anstehen, wird nach
Osten hin zur Kalahari die Lockersedimentüberdeckung immer mächtiger und erreicht schließlich im
liegenden Kalaharibecken bis zu mehreren hundert Metern. Hierbei ist zu beachten, dass Festgesteinsgebiete eine schnellere Infiltration entlang von Klüften und Karsthohlräumen erlauben als Gebiete, die
mit Lockersedimenten überdeckt sind und folglich eine geringere Grundwasserneubildung über die
Matrix erfahren bzw. Makroporen nur lokal eine schnellere Neubildung ermöglichen.
Besonders wichtige Gesteine für die Grundwasserneubildung stellen Marmore und Dolomit-Marmore
der Damara-Folge sowie Sandsteine der Etjo-Formation dar.
2.5
Lagerstätten
Da in den nachfolgenden Berichten die einzelnen Lagerstätten noch näher beleuchtet werden, soll hier
nur ein kurzer Überblick über die wichtigsten Lagerstättenformen Namibias gegeben werden.
•
Diamanten: Die ersten Entdeckungen bei Lüderitz führten 1908 zu einem so genanntem Diamantenrausch. Seitdem gilt das Gebiet des 26. Breitengrades bis zum Oranje River und von
der Küste aus 100 km landeinwärts als Speerzone.
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•
•
•
•
•
•
•
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Energierohstoffe(Uran, Kohle): Diese Elemente werden vor allem 65 km nordöstlich von
Swakopmund gefördert.
Buntmetalle (Kupfer, Zink, Blei) und Silber
Zinn
Gold: Südlich von Windhoek baut man in der Otjihase-Mine Erze mit einem durchschnittlichen Goldgehalt von 2,5 – 2,8 g/t ab.
Eisen und Stahlveredler (Mangan, Vanadium, Chrom, Wolfram, Molybdän, Kobalt, Nickel,
Niob, Tantal): Namibia verfügt vor allem an großen Reserven an niedriggradigem Eisenerz
und wenig hochgradigem Erz in den magmatischen und sedimentären Lagerstätten.
Industrieminerale (Fluorit, Salz, Lithium, Beryllium und Cäsium)
Bausteine (Marmor, Granit, Aragonit)
Literatur
Grünert, Nicole (2003). Namibias faszinierende Geologie. Ein Reisehandbuch; Klaus Hess Verlag,
Göttingen, 3. Auflage
Schneider, G.I.C. (1991). Bergbauliches Länderprofil Namibia. In: Erzmetall 44 (1991). Weinheim
Ausgegebenes Material zum Exkursionsthema
http://www.mineral.tu-freiberg.de/econgeology/lehre/namibia/start.html
http://www.zv.uni-wuerzburg.de/forschungsbericht/FOBE-akt/LS-90032110/GrundwasserneubildungNamibia-Mainardy-D.htm
http://www.afrika.de/reisen/nalese1.htm
http://www.namibia-safaris.com/land/geo.html
http://www.uni-wuerzburg.de/geo-graduiertenkolleg/exkur/13.htm
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Thema 3: Windhoek und Umgebung
3.1
Windhoek
3.1.1 Lage und Bedeutung
Windhoek ist der Regierungssitz, die Verwaltungshauptstadt, das Wirtschafts- und Kulturzentrum und
die einzige Universitätsstadt Namibias. Die größte Stadt des Landes liegt in einem Becken. Eingebettet zwischen dem Khomas-Hochland im Westen, den Erosbergen im Nordosten und den Auasbergen
im Süden. Alle Straßen Namibias führen nach Windhoek. In der Stadt, die auf 1656 m über dem Meeresspiegel liegt, leben 200 000 Einwohner. Windhoek ist das wichtigste Einkaufszentrum des Landes.
In großen Shoppingläden wird alles was man brauch angeboten. Fährt man allerdings aufs Land sollte
man sich reichlich mit dem Wichtigsten eindecken.
3.1.2 Bevölkerung
Seit der Unabhängigkeit Namibias hat Windhoek einen starken Bevölkerungsanstieg zu verzeichnen.
Ende der achtziger Jahre lebten hier erst 115 000 Menschen. Heute wird die Einwohnerzahl mit 200
000 angeben. Vor allem aus dem Norden des Landes und Angola erfolgt ein ständiger unkontrollierter
Zuzug in die Elendsviertel (squatter camps) der Stadt. Die Innenstadt von Windhoek wirkt eher kleinstädtisch. Der weitaus größte Teil der Einwohner wohnt in Hütten und einfachen Häusern am Stadtrand. In dem Stadtteil Ludwigsdorf leben vor allem die 30 000 Weißen. Dort hört man auch oft die
deutsche Sprache. Obwohl nur für 2% der Hauptstädter Deutsch die Muttersprache ist.
3.1.3 Geschichte
Die Stadt hatte in der Vergangenheit wechselnde Namen. Als sich der Namaführer Jan Jonker Afrikaner ab 1840 an den Quellen ansiedelte, nannte er den Ort „Klein Winterhoek“ in Erinnerung an den
Geburtsort seiner Vorfahren in den „Winterhoekbergen“, im heutigen Südafrika. Die deutsch Einflussnahme begann 1890. Hauptmann Curt von Francois ließ sich mit seiner Schutztruppe hier nieder
und begann mit dem Bau der Alten Feste. Er deutschte den ursprünglichen Namen in Windhuk ein.
1892 waren bereits 200 Soldaten in Windhoek stationiert und die ersten Siedler ließen sich nieder. Der
Aufschwung kam 1902 mit dem Bau der Schmalspurbahn zwischen Swakopmund und Windhoek. Die
Jahrzehnte nach dem Ersten Weltkrieg standen im Zeichen der Stagnation. Erst in den fünfziger Jahren
erhielt Windhoek wegen seiner zentralen Lage und vorhandenen Bauten zunehmend Bedeutung als
Handels- und Verwaltungsstadt. Nach der Unabhängigkeit des neugegründeten Staates war der Status
Windhoeks nie gefährdet. Der deutsche Einfluss hat sich bis heute halten können, was der Stadt vom
touristischen Potential her natürlich zugute kommt. Wo sonst in Afrika gibt es jährliche Faschingstage,
eine Luisen-Apotheke, eine deutsche Buchhandlung, Brezeln und Buletten auf kleinstem Raum nebeneinander. Kein Wunder, dass die englischsprachigen Namibier das Wort Gemütlichkeit in ihren
Wortschatz übernommen haben.
3.1.4 Sehenswürdigkeiten
Independence
- Die Paradestraße hieß früher natürlich Kaiserstraße.
Avenue
1 Zoo Park
- Grünfläche wo man Tiere vergeblich sucht
- kühle Oase der Erholung
- kleine Säule an der Stelle wo man Überreste von Elefanten fand die
schätzungsweise vor 5000 Jahren erlegt wurden
- Kriegerdenkmal wurde 1897 aufgestellt und erinnert an die Schutztruppe die im Kampf gegen die Nama gefallen waren
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2 Erkath-Haus
3 Gathemann-Haus
4 Hotel Kronprinz
5+6 Post Street Mall
8 Bahnhof
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- an der Independence Avenue ragt das Sanlamzentrum in den Himmel
- (Deutsch Botschaft)
- deutsche Kolonialbaukunst die nach der Jahrhundertwende entstanden
- auffallend sind die steil abfallenden Satteldächer
- am Eingang auffälliger Uhrturm
- Meteoritenbrunnen mit 33 Gesteinsbrocken die 600 Millionen Jahre
alt sein sollen und bei einem Meteoritenschauer auf Namibia niedergingen (insgesamt fand man 77, die einen Eisengehalt von 90-95%
besaßen und der Rest aus Nickel, Kobalt und Phosphor bestand)
- 1902 hielt der erste Zug in Windhoek
- 1912 errichtete man das Bahnhofsgebäude in einem Stilgemisch aus
wilhelminischen und Jugendstilelementen
- im oberen Geschoss befindet sich das Transnamib Transportmuseum
Abb. 3-1: Stadtplan von Windhoek mit Sehenswürdigkeiten
9 Garden of
Remanbrance
10 Kudu Denkmal
11 Turnhalle
- erinnert an den Ovambo Häuptling Mandume, der 1916 im Kampf
gegen englisch-südafrikanische Kolonisten ums Leben kam
- aus Bronze
- erinnert an die Rinderpest 1896
- 1909 erbaut
- ab 1. September 1975 fand dort die gleichnamige Konferenz zur
Unabhängigkeit Namibias statt
16
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12 St. George´s
Cathedral
13 Nationalgalerie
14 Owela Museum
15 Christuskirche
16 Tintenpalast
17 Alte Feste
18 Reiterdenkmal
19 Crafts Centre
20 Schwerinsburg
21 Heinitzburg
22 Sanderburg
Aussmannplatz
Katutura
3.2
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- kleinste Kathedrale im südlichen Afrika
- ständige Ausstellung über das Kunstschaffen in Namibia
- präsentiert Ausstellungen zu Natur und Kultur
- Nationaldenkmal
- 1910 eingeweihtes evangelisch-lutherisches Gotteshaus
- der zum Bau verwendete Quarzsandstein wurde in der Nähe von
Windhoek gebrochen (Portal aus Carrara-Marmor)
- 1913 errichtet
- heutiger Sitz des Parlaments und früher wurde ordentlich Tinte beim
Ausfüllen von Formularen verbraucht
- ab 1890 in wenigen Monaten als Hauptquartier der deutschen Schutztruppe erbaut
- ältestes Bauwerk Windhoeks
Befestigungsbauwerk, später Internat, seit 1957 Nationalmonument
- Ehrung der gefallenen deutschen Soldaten bei den Feldzügen gegen
die Nama und Herero
- dort gibt es alle Arten von Souvenirs die im Land hergestellt werden
- liegen nicht mehr in unmittelbarer Gehweite
- wurden um die Wende des 20. Jahrhunderts von Deutsch-Südwestafrikas wichtigstem Architekten, Willi Sander, entworfen
- Riesiger Platz (für des Wechseln der Ochsengespanne wurde viel
Raum benötigt)
- Stadtviertel 8 km nordwestlich des Zentrums (überwiegend schwarze
Bevölkerung)
- Ab 1959 wurden alle Schwarzen zwangsumgesiedelt, gemäß den
Apartheitsgesetzen, nach ethnischer Zugehörigkeit.
Heute leben in dem Stadtteil ungefähr 130 000 Menschen unter
widrigen Bedingungen.
Umgebung von Windhoek
3.2.1 Allgemein
20 km vom Stadtkern auf der C28 in westlicher Richtung erreicht man den Wildpark Daan Vilijoen
mit dem Stengel-Stausee. Mit bisschen Glück kann man Bergzebras, Streifengnus und Springböcke
beobachten. Angst vor Raubtieren brauch man hier nicht haben.
Bei Wildlife Impression kann man sich die kleinen netten Tierchen ansehen, die man wegen ihrer Giftigkeit in der freien Wildbahn hoffentlich missen kann. Der kleine Zoo an der Straße zum internationalen Flughafen beherbergt Vipern, Kobras, Mambas, Skorpione und giftige Spinnen – alle hinter dicken
Glasscheiben.
Mehrere landschaftlich reizvollen Strecken führen von Windhoek in westlicher Richtung auf der C28
durch das Kohmas-Hochland. Eindrucksvoller soll die Fahrt auf der C26 über den Gamsberg-Pass
(2334m ü.d.M.) sein.
10 km nordwestlich von Windhoek liegt der Goreangab-Stausee, ein beliebtes Wassersport-Revier.
Die südöstlich vom Flughafen gelegene Arnhem-Höhle gehört mit einer Länge von 4,5 km zum größten Höhlensystem in Namibia. Sechs Fledermausarten sind dort heimisch.
17
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3.2.2 Otjihase Mine
Die Otjihase Mine ist eine submarin-exhalative Sulfiderzlagerstätte. Sie liegt in der Abfolge von
Quarz-Biotit-Granat-Schiefer der Kuiseb Formation, die zur Damara Folge zählt.
Die Otjihase Mine befindet sich 18 km nordwestlich von Windhoek. Der Erzkörper hat eine Ausdehnung von 4000 m, eine Breite von 250 m eine durchschnittliche Mächtigkeit von 5 m. Er ist durch zwei Störungen im Osten und Westen mit einem Versatz von 30 –
120m abgeschnitten. Durch das Fehlen markanter Horizonte wird die Erkundung extrem beeinträchtigt. Der
Kupfergehalt beträgt nur ca. 2 %, so ist das primäre Erz,
das abgebaut wird, Pyrit, Chalkopyrit und Sphalerit. Gold
hat sich zum größten Teil mit Chalkopyrit vereinigt und
lagert sich meist in Strukturfallen ab. Es werden jährlich
500 000 t Erz nach der Methode pillar-and-bay abgebaut.
Die Mine wurde 1975 in Betrieb genommen. Die Ablagerung in der Otjihase Mine ist dicht mit der Matchless Mine verbunden.
Abb 3-2: Vereinfachte geologische
K
Tab. 3-1: Produktion der Otjihase Mine
3.2.3 Matchless Mine
Die Matchless Mine befindet sich 30 km westlich von Windhoek auf der Friedenau Farm. Es war die
erste Kupferablagerung die im großen Maßstab abgebaut wurde. Die Mine wurde 1840 in Betrieb genommen. In den ersten Jahren wurde das Erz noch mit
Hand sortiert und mit Ochsenwagen transportiert. Die Minenarbeiten wurden ab 1862 eingestellt, da durch die Rinderpest die Zugochsen wegstarben. Die Mine ging dann
durch mehrere Besitzer, aber die intensive Suche nach
qualitativem Kupfer blieb ergebnislos. 1961 wurde die
Mine durch detaillierte geologische Karten und Bohrungen
neu bewertet. Die erneute Produktion ging von 1970 –
1983, dann wurde die Mine wieder geschlossen. Abgebaut
wurden 1.35 Mio. Tonnen, davon 2,12% Kupfer und
Tab. 3-2: Produktion der Matchless Mine
14,8% Schwefel. Die verbleibenden 363 000 Tonnen Material haben einen durchschnittlichen Gehalt von 2,21% Kup-
18
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fer. Der oberirdische Aufschluss ist 800 m lang und besteht aus einer Linse in der Malachit und Chrysokoll verstreut eingelagert sind. Die Basisschicht ist der Quarz-Biotit-Schiefer und besteht hauptsächlich aus einem großen linsenförmigen Körper von dunkelgrünen, mittel – grobkörnigen, kompaktem
Quarz-Amphibolit. Ein leicht zu erkennendes Band von Chlorit-Biotit-Amphibol-Schiefer tritt mit
einer Mächtigkeit von wenigen cm bis zu einem Meter in der Hälfte des Quarzit-Serizit auf. Dieses
Band dient als Markierungshorizont, weil es ungefähr mit der Untergrenze des Erzes, der Kupfermineralisation, übereinstimmt. Eine Diskordanz verursacht ein Auskeilen im Westen. Die Gehalte an Gold
und Silber sind allerdings zu gering. Auch Sulfidminerale
wie Pyrit, Chalkopyrit, Markasit, Sphalerit und Bleiglanz
sind zu finden. Im Gegensatz zu Pyrit ist die Verteilung
der kupfernen Sulfide in der Grube nicht an Schichtgrenzen gebunden, sondern reicht über die lithologischen
Grenzen hinaus, was auf strukturelle Vorgänge zurückgeführt wird.
Das Erz reicht bis in eine Tiefe von 440 m. Nach dem
Fräsen und der Flotation wurde es nach Windhoek gebracht und von dort aus mit der Eisenbahn nach Tsumeb
zum Einschmelzen gefahren. Konzentrationen: Kupfer
22%, 70g/t Silber und 1,7g/t Gold. Der Zinkanteil lag
unter 1%. Allerdings lag die Konzentration von Schwefel
im Pyrit bei 47 %.
Abb. 3-3: Geologische Oberflächenkarte
3.3
Wasser
Eine Wüste gab dem Land den Namen. Namibia liegt zwischen zwei Wüsten, der Namib im Westen
und der Kahlahari im Osten, so ist es ein Land der Wüste schlechthin. Wasser mangelt überall.
Die saisonbedingten Niederschläge kommen zwischen Oktober und November und Januar und März
vor. Rund 83 % des Regenfalls verdunsten unmittelbar nach dem Niederschlag. 14 % werden von der
Vegetation aufgenommen. Lediglich 1 % des Regenfalls trägt dazu bei, die Grundwasserreserven anzureichern und nur 2 % können durch Staudämme erhalten werden und für menschlichen Verbrauch
nutzbar gemacht werden. Es tragen 10 größere und 500 kleinere Stauseen, sowie rund 32 000 Bohrlöcher zur Wasserversorgung des Landes bei. Jährlich werden 300 Millionen Kubikmeter Wasser benötigt. Davon verbrauchen die landwirtschaftlichen Bewässerungsobjekte den größten Anteil. Es folgen
Viehzucht, die städtische Versorgung, der Wasserkonsum der Einwohner der ländlichen Gebiete und
die Bergbauindustrie.
Nach langfristigen Lösungen für den immer akuteren Wassermangel wird noch gesucht. Eine Wasserleitung vom Swakoppoort Damm nach Karibib, der Oanob Stausee bei Rehoboth und der Errichtung
einer Reinigungsanlage in Oshakati und die Aufbesserung der Reinigungsanlage des Von Bach
Damms sollen in den nächsten zwei Jahren vollendet werden.
Die Möglichkeit einer Entsalzungsanlage für die Wasserversorgung der Küstenorte wird untersucht.
Die namibische Regierung fühlt sich verpflichtet, den Entzug von Grundwasser zu minimieren und
dadurch die Wasserreserven zu erhalten. Dies würde jedoch nur gelingen, wenn den Flüssen im Norden des Landes Wasser entzogen werden und in die südlichen und zentralen Gebiete des Landes transportiert werden kann. Eine Nutzung des Okavango müsste mit den Nachbarländern Angola und Botswana abgestimmt werden. Es würde lediglich ein Prozent der Wassermasse des Okavango entnommen
werden, um die zentralen Landesteile jährlich mit rund 60 Millionen Kubikmeter Wasser versorgen.
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Ein Kanal oder Rohr zum Okavango würde etwa N$ 500 Millionen kosten. Dies müsste durch eine
erhöhte Wassergebühr finanziert werden.
3.3.1. Trinkwasseraufbereitung
Die Wasserversorgung der namibischen Hauptstadt erfolgt hauptsächlich über die Nutzung von Oberflächenwasser. Durch die trockene Umgebung wurden alle verfügbaren Ressourcen im Umkreis von
500 km erschlossen.
Durch technische Verbesserungen konnte der pro Kopf – Verbrauch in den letzten Jahren gesenkt
werden. Durch Bevölkerungswachstum wurde dieser Vorteil aber wieder verzehrt. Die Erschließung
weiter entfernter Ressourcen sind ökologisch und politisch höchst umstritten.
Die im Ablaufschema (aus Wolz 1999) dargestellte Anlage von 1999 hat eine Leistung von 21 000
m3/Tag. Die Kläranlage arbeitet nach dem Prinzip des Belebtschlammverfahrens mit biologischer
Stickstoffentfernung.
Die Anlage war 1968 die erste und bis heute einzige Anlage, die in ihrem Ablauf direkt zu Trinkwasser aufbereitet. Zu Beginn hatte sie eine Kapazität von 48 000m3/Tag. 1994 mußte sie noch ausgebaut
werden (+800 m3).
Die Entwässerung industrieller Einrichtungen werden separiert um den Zustrom möglichst frei von
problematischen Stoffen zu halten. Die Wasserqualität wird ständig mit Hilfe von Fischen überprüft.
Das aufbereitete Wasser geht zu 35% ins Leitungsnetz ein. Die Kosten liegen bei ca. 40 € Cent/m3
(billiger als Meerwasserentsalzung).
Kläranlage
Stausee
Chlorung
Stabilisierung
Mischung und Vorozonierung
Ultrafiltration
Flockung
Flotation
Biologische Aktivkohlestufe
Kiesfilter
Trinkwassernetz / Verbrauch
20
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Thema 4: Karoo-Supergruppe, Flussspatabbau
4.1
Routenübersicht / Wegbeschreibung
Hauptziele dieses Tages sind der Waterberg und die Besichtigung der Okorusu-Mine. Bei genügender
Zeit bieten sich die Thermalquellen von Groß-Barmen sowie die Omatako-Berge und die Dinosaurierspuren von Otjihaenamaparero als zusätzliche Anfahrtspunkte an.
Otavi
B1
5
Waterberg
Otjiwarongo
4
C22
Kalkfeld
3
Okakarara
C33
Omaruru
Karibib
2
B1
1
Okahandja
Groß-Barmen
B1
Windhoek
Abb. 4-1: Routenverlauf WindhoekOtjiwarongo, Karte unmaßstäblich
Ausgangspunkt der Route ist Windhoek. Von dort aus fährt
man zunächst nach Norden auf der B1 in Richtung Okahandja, wo man nach etwa 75 km eintrifft.
Besteht Interesse an den Thermalwässern von Groß-Barmen
(1), kann man in Okahandja nach Südwesten auf die Strasse
87 einbiegen und erreicht nach 27 km den Ort und seine
Quellen. Nach deren Besichtigung kehrt man auf derselben
Strasse nach Okahandja zurück, von dort aus fährt man weiter auf der B1 nach Norden. Um zu den Dinosaurierspuren
von Otjihaenamaparero (3) zu gelangen, bleibt man ca. 100
km auf der B1 und erreicht dann die rechtsseitig gelegene
Abzweigung zur Schotterstrasse D2404, welche kurz hinter
den Omatako-Bergen (2) nach Kalkfeld führt. Dieser Strasse
folgt man rund 48 km und biegt dann nach rechts auf die
D2414 ein. Nach weiteren 16 km sollte man nun die Farm
Otjihaenamaparero erreicht haben. Beim Verlassen der Farm
biegt man auf die D2414 wieder nach rechts ein, nach 10 km
erreicht man die nach Osten führende Piste D2463, über
welche man nach 57 km auf die B1 zurückkehren kann.
Zurück auf der B1 sind es noch 65 km in Richtung Norden, bis man den Abzweig der C22 nach Okakarara erreicht. Nun folgt man der C22 für 41 km, biegt dann auf die Schotterpiste D2512 ein und
sollte nach etwa 18 km den direkten Abzweig zum Waterberg-Park (4) erreicht haben.
Vom Waterberg aus nimmt man dann den umgekehrten Weg bis zur B 1 zurück, von dort aus sind es
dann rund 35 km bis nach Otjiwarongo, wo man auf der B1 weiter nach Norden bis zur Okorusu-Mine
fährt. Nach Besichtigung der Mine kehrt man ebenfalls auf der B1 nach Otjiwarongo zurück.
4.2
Allgemeine Übersicht Geologie
Weite Gebiete im Nordwesten, Norden, Nordosten, Südosten und Teile des Südens Namibias werden
von Gesteinen der sogenannten Karoo-Supergruppe unterlagert. Diese lässt sich zeitlich zwischen die
Damara-Gruppe bzw. die Nama-Gruppe und die Kalahari-Sequenz eingliedern. Sie umfasst eine Zeitspanne vom späten Karbon am Beginn der permokarbonen Vereisung Gondwanas bis ins Jura bzw.
die Kreide hinein und ist überwiegend durch nichtmarine Gesteine geprägt. Eine typische, idealisierte
Abfolge von Karoo-zeitlichen Gesteinen würde dementsprechend basale Tillite, gefolgt von Kohlelagen, fan-deltaischen, klastischen Sedimenten in Wechsellagerung mit lakustrinen Sedimenten, fluviatilen und äolischen Abfolgen bis hin zu Basaltergüssen im Topbereich aufweisen.
Stratigrafisch gesehen besteht die Karoo-Supergruppe im Gebiet Namibias aus einer Subgruppe und
neun Hauptformationen. Die älteste Einheit ist hierbei die karbone Dwyka-Formation, welche die älteste Formation der Ecca-Subgruppe darstellt. Die Ecca-Subgruppe umfasst weiterhin u.a. vier permischen Formationen – die Prince-Albert-, die Whitehill-, die Aussenkjer- und die Amibberg-Formation.
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Nach der Ecca-Subgruppe folgen in chronologischer Reihenfolge die Gai-As- und die OmigondeFormation sowie weiterhin die Etjo-, die Kalkrand- und die jüngste Etendeka-Formation.
Das Hauptverbreitungsgebiet der Karoo-Gesteine findet sich dabei in Süd-Afrika, im Karoo-Becken
selbst. Weitere Vorkommen sind jedoch im gesamten südlichen Afrika, so auch in Namibia, bekannt.
Im Bereich Namibias erfolgte die Ablagerung der Karoo-Abfolgen v.a. in einem flachen, interkratonalen Sag-Type Becken. Die anschließenden Beschreibungen der einzelnen Formationen der KarooSupergruppe konzentrieren sich auf die im Gebiet Namibias bedeutenden bzw. auftretenden Abfolgen.
4.2.1 Lokale Vorkommen der Karoo-Gesteine in Namibia
Die basalen Schichten der Karoo-Abfolgen in Namibia werden durch die Dwyka-Formation des Karbons bis unteren Perms gebildet, welche als Produkt der Gondwana-Vereisung in Form von grauen,
grünen, roten bis hin zu schwarzen Tilliten (Grundmoränenmaterial) sowie fluvioglazialen und glaziomarinen Abfolgen stark veränderlicher Mächtigkeiten im Nordwesten Namibias in den Arano- und
Owambo-Becken zu finden ist. Im Gebiet des Kaokoveldes sind zudem einzelne bis zu 1500m tief
eingeschnittene, ehemalige Gletschertäler zu finden.
Nach dem Ende der Gondwana-Vereisung erfolgte eine stete Erwärmung des Klimas hin zu gemäßigten Temperaturen. Daher bestehen die permischen Gesteine der Ecca-Subgruppe überwiegend aus
Sand- und Tonsteinen, oftmals in typischer Wechsellagerung und starker lateraler Variabilität hinsichtlich der Mächtigkeiten und Faziestypen, was u.a. durch die Entstehung in See- und Flussgebieten bedingt ist. So sind im Hangenden der Dwyka-Formation, ebenfalls im Gebiet der Arano- und OwamboBecken, die unterpermischen, grauen bis grünen Schiefer, Tonsteine, Kalksteine, Sandsteine und kohleführenden karbonatischen Schiefer der Prince-Albert-Formation aufgeschlossen. Ähnliche Gesteine
finden sich auch im Huab-Fluss-Gebiet, dort werden sie jedoch der Verbrande-Berg-Formation zugeordnet. Oberhalb dieser treten zwei fluviatile Sandsteineinheiten auf – die Tsaribis- und GidausFormation, getrennt durch bis zu 50m mächtige Einschaltungen grüner Tonsteine mit zwischengelagerten stromatolitischen Kalksteinschichten der Probeer-Formation. In den oberen Metern der Probeer-Formation treten zudem vereinzelte Mesosaurus-Knochen auf, das Äquivalent zur ProbeerFormation bilden die im Gebiet der Warmbad- und südlichen Aranos-Becken aufgeschlossenen unterpermischen, kohlehaltigen Schiefer der Whitehill-Formation, letztere sind jedoch deutlich reicher an
Mesosaurus-Knochen.
Dem mittleren Perm können die Aussenkjer- und die Amibberg-Formation zugeordnet werden. Erstere ist im westlichen Warmbad-Becken in Form von Schiefern mit dünnen Kalksteineinschaltungen in
einer Mächtigkeit von 600m aufgeschlossen und wird von 140m mächtigen Schiefern und Sandsteinen
der Amibberg-Formation überlagert. Ebenfalls im mittleren Perm, jedoch später als die Einheiten der
Ecca-Subgruppe, wurden die heute im Gebiet des Huab-Flusses aufgeschlossenen roten bis violetten
Schiefer und Sandsteine der Gai-As-Formation gebildet. Die folgende jüngere, triassische OmigondeFormation stellt mit ihren roten Konglomeraten, Tonsteinen, Sandsteinen und Kiesen das Ergebnis
der Ablagerung von Sedimenten in Fans als Schuttfächer oder in Deltas dar. Diese Formation ist im
Gebiet des Waterberges sowie des Otjongundu-Plateaus in Mächtigkeiten von bis zu 600m aufgeschlossen. Noch in der Trias und bis in den Jura hinein hatte die fortschreitende Erwärmung des Klimas hin zu heißem, wüstenhaftem Klima die Ablagerung äolischer Sande zur Folge, welche der EtjoSandstein-Formation zuzurechnen und im Gebiet des Waterberges sowie des unteren Huab-Flusses
aufgeschlossen sind. Die Etjo-Sande stellen zudem die jüngsten im Kaokoveld auftretenden KarooSedimente dar.
Am Ende der Karoo-Zeit, am Übergang Jura-Kreide, ist ein starker Anstieg der magmatischen Tätigkeit im südlichen Afrika zu verzeichnen, welche das Resultat der beginnenden Spaltung Gondwanas
ist und die Bildung einer eigenständigen, vulkanischen Provinz zur Folge hatte. Diese magmatische
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Tätigkeit wird im Gebiet Namibias v.a. durch die jurassische Kalkrand-Formation sowie die kretazische Etendeka-Formation repräsentiert. Beide Formationen beinhalten sowohl basische als auch saure
Gesteine wie z.B. Basalte, Andesite, Rhyolithe, Dolerit-Dykes und Kaoko-Lava. So sind z.B. bis zu
360m mächtige rund 180 Mio. Jahre alte tholeiitische Basalte der Kalkrand-Formation im MarienthalGebiet zu finden, wo sie sich direkt im Hangenden der Dwyka-Schichten befinden. Vulkanische Gesteine der Etendeka-Formation finden sich mit Altern von etwa 135 Mio. a im Nordwesten Namibias,
wo sie Gesteine der Etjo-Formation unter- und überlagern und mindestens drei geochemisch voneinander unterscheidbare Basalte bilden. Der Karoo-Dolerit intrudierte als jurassische Bildung alle Gesteine der Karoo-Supergruppe und ist in zahlreichen Gebieten Namibias, v.a. jedoch im Südosten und
Norden, aufgeschlossen. Der Dolerit ist i.d.R. jünger als die Basaltdecken der Etendeka-Formation, es
konnte aber infolge der anhaltenden Neubildung von Klüften und Störungen aufgrund der GondwanaSpaltung auch zur Intrusion von Doleriten in Basalte kommen, daher ist das Alter der Dolerite weitestgehend mit dem der Basalte gleichzusetzen und kann mit 190 bis zu 150 Mio. Jahren angenommen
werden.
4.3
Regionales
4.3.1 Groß-Barmen
Rund 27 km südöstlich von Okahandja befindet sich der Ort Groß-Barmen. Groß-Barmen stellt die
größte Thermalquelle Namibias dar. Sie fördert meteorisches Wasser und wird mit einer Austrittstemperatur von 65°C als sehr heiße Quelle klassifiziert. Erklären lässt sich diese ungewöhnlich hohe
Temperatur durch die besondere Lage der Quelle in Bezug auf tektonische Großstrukturen des Gebietes.
Der Ort Groß-Barmen, früher Otjikango (in Herero: Platz der großen Quelle) genannt, befindet sich in
den nordwestlichen Ausläufern des stark gestörten Khomas-Hochlandes, welches überwiegend aus
Glimmerschiefern aufgebaut wird. Direkt durch den Ort verläuft eine NO-SW-orientierte Großstörung,
das Okahandja-Lineament, welches sich über insgesamt 200 km nach Nordosten weiter verfolgen
lässt. Diese Störung bildet eine exzellente Wegsamkeit für eindringendes Niederschlagswasser, welches über Kluftsysteme bis in Tiefen von 2500 m eindringen kann und dem geothermischen Gradienten entsprechend erhitzt wird. In Form von Wasserdampf erfolgen dann Zirkulation und erneuter Aufstieg im Bereich von Groß-Barmen. Der Aufstieg wird begünstigt durch eine zweite Störung, welche
die Großstörung rechtwinklig schneidet. So erhöht sich die Aufstiegsgeschwindigkeit und die zur Verfügung stehende Abkühlungszeit sinkt entsprechend. Aufgrund der Lage am Schnittpunkt zweier Störungen kann diese Quelle als Störungsquelle eingestuft werden.
4.3.2 Omatako-Berge
Etwa 90 km nördlich von Okahandja erheben sich zwei markante, kegelförmige Inselberge 700 bis
800 m aus der Hochebene. Dies sind die Omatako-Berge, in Herero als Hinterbacke bzw. Popobacke
bezeichnet, von denen die westliche Erhebung mit einer Höhe von 2289 m nur etwa 300 m niedriger
als der höchste Berg Namibias, der Brandberg, ist.
Stratigrafisch gesehen stellen die Omatako-Berge Erosionsreste der Karoo-Formation dar. Die Basis
der Berge bilden Sedimente (Sandsteine, Tonschiefer und Konglomerate) der Omingonde-Formation.
Jedoch sind diese Schichten größtenteils von den Schuttfächern erodierter, sich im Hangenden befindlicher Einheiten verdeckt. Oberhalb der Schuttfächer erkennt man vereinzelte Steilwände aus rotem
Sandstein. Diese sind der Etjo-Formation zuzurechnen, welche hier 80 bis 90 m Mächtigkeit erreicht.
Den Topbereich der Omatako-Berge mit 300 m Mächtigkeit bilden Basalte bzw. Dolerite. Diese repräsentieren den Karoo-Vulkanismus, wobei die Platznahme der Basalte als mächtige Decken und die der
Dolerite als subvulkanische Gänge erfolgte.
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Morphologisch werden die unterschiedlichen Topschichten durch verschiedene Hangneigungen deutlich. Da die Basalte verwitterungsresistenter sind, bilden sie die glatten Hänge des höheren (von Süden
aus gesehen östlichen) Gipfels. Dahingegen wird der niedrigere (westliche) Gipfel aus dem dunkleren,
kugelförmig verwitternden Dolerit gebildet.
4.3.3 Dinosaurier-Spuren von Otjihaenamaparero
16 km südöstlich von Kalkfeld finden sich den Schichten der Etjo-Formation über 25 m verfolgbare
Spurenfossilien von Dinosauriern. Erhaltungsfähig waren die Abdrücke aufgrund der besonderen, sich
ändernden Klimaverhältnissen während der Karoo-Zeit vor 200 Mio Jahren. So änderte sich das ursprünglich feuchte Klima durch zunehmende Trockenheit in ein wüstenhaftes Klima. Die anfänglich
weitverbreiteten Seeflächen verlandeten durch den stärker werdenden äolischen Eintrag von Sanden –
den Etjo-Sanden. In den noch feuchten Sanden konnten Abdrücke gut fixiert werden und durch die
Verfüllung der Vertiefungen durch limnische Tone war die spätere erosive Herausmodellierung der
Abdrücke möglich.
4.3.4 Waterberg
Das Waterberg-Plateau befindet sich östlich von Otjiwarongo. Es erstreckt sich mit variiender Breite,
die zwischen 8 und 16 km schwankt, über 48 km in Südwest-Nordöstlicher Richtung aus. Mit einer
Höhe von 1700 m stellt es ebenso wie die Omatako-Berge ein Erosionsrelikt der Karoo-Formation dar.
Bei der Bildung des Waterberges lassen
sich zwei Phasen unterscheiden, zum einen
die sedimentär-magmatische Phase und
zum anderen die tektonische Phase. Während der sedimentären Phase erfolgte zunächst die Ablagerung von Tilliten (Moränenmaterial) der Dwyka-Formation, welche die Basis der Karoo-Sequenz bilden.
Zwischen 240 und 180 Mio. Jahren lagerten
sich über der Dwyka-Formation die bis zu
500 m mächtigen Sandsteine, Tonsteine
und Konglomerate der OmigondeFormation ab. Aus dem sich zunehmend
erwärmenden Klima vor 200 Mio. Jahren
gingen die mächtigen Flugsanddecken der
Etjo-Formation hervor, welche sich im
Hangenden anschließen. Vereinzelt wurden
bis zu 100 m mächtige, versteinerte Dünen
dieser Sandwüste erhalten. Das Ende der
Karoo-Zeit vor ca. 130 Mio. Jahren ist gekennzeichnet durch starke magmatische
Ereignisse. Diese sind am Waterberg durch
zahlreiche intrudierte Dolerit-Gänge belegt.
Die für die Karoo-Zeit typischen BasaltDecken finden sich jedoch im Bereich des
Waterberges nicht, wobei noch ist ungeAbb. 4-2: Schnittdarstellung der Entwicklung des Waterber- klärt, ob die Basaltstöme generell nicht in
ges
24
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dieses Gebiet vorgedrungen sind oder ob sie bereits wieder erodiert wurden.
In der Folgezeit dominierten tektonische Prozesse die Entwicklung des Waterberges. So kam es als
Folge der Spaltung Gondwanas zu isostatischen Hebungen der Kruste, welche sich vorwiegend auf die
Küstenregionen konzentrierte. Dadurch bildeten sich im Kontinentinneren Depressionen, so auch das
Kalahari-Becken. Aufgrund der tektonischen Bewegungen kam es auch zur Reaktivierung alter Störungssystem, so unter anderem der Waterberg-Störung. Entlang dieser Störung kam es dann zu einer
Deckenüberschiebung, wobei das Damara-Grundgebirge in südöstlicher Richtung über die KarooSequenz geschoben wurde. Direkte Folge dieser Überschiebung war die Verkippung des nordwestlichen Teils des Berges nach Südosten – dieser Teil bildet heute die Okarukavisa-Berge. Aufgrund der
höheren Erosionswiderstandsfähigkeit der Damara-Schichten war die Erhaltung des Waterberges als
Plateau möglich. Die heutige Toplage des Waterberges bilden geringmächtige äolische Sande, deren
Herkunftsgebiet in der Kalahari liegt.
4.3.5 Okorusu-Mine
Die Grube Okorusu stellt das größte namibianische Vorkommen an Fluorit und zugleich den landesweit größten Fluoritproduzent dar. Zudem ist die Fluoritgrube von Okorusu eine von weltweit lediglich drei kommerziell nutzbaren Fluoritvorkommen, welche in Verbindung mit Karbonatit gebracht
werden können.
So befindet sich die Grube Okorusu in metasomatischen Fluorit-Ausscheidungen im Karbonatit des
Okorusu Alkalikomplexes. Trotz diverser Fluorit-Mineralisationen in verschiedenen Lagerstättentypen, konzentriert sich der Fluoritabbau in Namibia auf einzelne Gruben, hierzu zählt auch die Okorusu-Mine.
Die Mine selbst liegt im nördlichen Zentralnamibia, im Grenzbereich der Distrikte Otjiwarongo und
Grootfontein, etwa 48 km nördlich der Ortslage Otjiwarongo.
Geschichte und Besitzverhältnisse der Grube:
Das Fluoritvorkommen von Okorusu ist bereits seit der deutschen Kolonialzeit bekannt. Der erste,
relativ unbedeutende Abbau erfolgte in den 1920`ern durch eine Privatfirma, welche lediglich kleinere
zwei Stollen in den Haupterzkörper trieb. 1946 gingen die Schürfrechte an die südafrikanische Firma
ISCOR über. Deren Tochterfirma IMEX übernahm Okorusu 1949 und führte eine extensive Exploration des Gebietes durch. In den Folgejahren bis 1955 wurden von IMEX insgesamt 200.000 t Erz abgebaut. Der Abbau stoppte, als neue Fluoritvorkommen in Südafrika entdeckt wurden. Obwohl einige
kleinere Vorkommen östlich des Haupterzkörpers im Besitz der Tsumeb Corporation und ab 1972 der
Bethlehem Steel waren, erfolgte dort keine Fluoritproduktion. 1988 wird die Mine schließlich durch
Okorusu Fluorspar (Pty) Limited wieder eröffnet und die Produktion wieder aufgenommen. Seit 1997
befindet sich die Mine im Besitz der belgischen Firma SOLVAY.
Geologie:
Der Fluorit in Okorusu ist assoziiert mit dem Okorusu-Alkalin-Komplex, der die nordöstlichste Intrusion einer Reihe jurassischer bis kretazischer alkaliner Ringkomplexe darstellt, welche sich von Okorusu bis nach Cape Cross an der Küste erstrecken. Die karoo-zeitliche Intrusion dieser Komplexe erfolgte hier in die Metasedimente der Swakop-Gruppe, aus denen der Okorusu-Berg vorwiegend besteht. Die Swakop-Gruppe gehört dabei zu der präkambrischen Damara-Serie. Diese Metasedimente
bestehen aus Quarziten und Schiefern sowie dolomitischen Marmoren im westlichen Bergbereich und
Chuos-Miktit im südlichen Bereich. Die kompletten Sedimente wurden isoklinal verfaltet und weisen
dadurch heute ein steiles nordwärtiges Einfallen auf, das oft 60° übersteigt. Große Teile der Sedimente
in den südlichen und nördlichen Randbereichen des Okorusu-Komplexes wurden alteriert, zudem las-
25
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sen sich verschiedenste Erscheinungen der Kataklase und des Metasomatismus beobachten. Meist
findet sich dabei fenitisiertes Nebengestein – durch das Eindringen von Fluiden, welche aus der nahen,
tertiären Karbonatit-Intrusion stammten, erfolgte eine metasomatische Umwandlung insbesondere der
Sandsteine mit anschließender Neubildung v.a. alkalireicher Minerale. In das fenitisierte Gestein drangen später fluoritreiche Fluida ein, durch welche es zur Platznahme von Fluoriten kommen konnte.
Mineralbestand:
Der Fluorit des Okorusu-Komplexes tritt in einer Verdrängungslagerstätte auf. Es lassen sich mehrere
Typen des Fluoritvorkommens unterscheiden, von denen das Auftreten in massiven Verdrängungskörpern in einem mittelkörnigen Kalkstein die wirtschaftlich bedeutendste ist. Die weiteren Vorkommen
sind zum einen verstreute Körner von Fluorit in einem Feldspat-Limonit-Calcit-Gestein und zum anderen Fluorite als Aderfüllungen entlang von Spalten sowie als unregelmäßiges Stockwerksmineral in
Brekzien.
Neben Fluorit findet man im Okorusu-Komplex mineralische Beimengungen von Calcit, Fluor-Apatit,
Quarz, Baryt, Strontianit, Feldspat und Magnetit sowie verschieden Tone und andere Verwitterungsprodukte.
Ausbildung der Erzkörper:
Im Okorusu-Komplex sind zurzeit drei Erzkörper bekannt, Körper A, B und C. Die gesamten, 1988
bekannten in-situ-Reserven der drei Erzkörper betragen schätzungsweise 6,5 Mio. t Erz bei einem
Fluoritgehalt, der zwischen 40 und 80 % CaF2 schwankt.
Körper A befindet etwa in der Mitte des südlichen Hanges des Okorusu-Berges. Er ist ein irregulärer,
länglicher, massiver Körper, der eine Länge von etwa 300 m und eine maximale Breite von rund 50 m
aufweist. Das Erz dieses Körpers besteht aus Aggregaten von farblosen bis grauen, violetten und grünen Fluorit. Hauptbestandteil der Grundmasse ist jedoch Quarz. Weitere Bestandteile sind vereinzelte
Apatitprismen sowie Calcit und Baryt als Akzessorien. Die Erzkonzentration an CaF2 liegt bei 60 %.
Aufgrund der Massivität dieses Körpers ist ein einfacher Abbau möglich.
Der Erzkörper B wurde zum überwiegenden Teil durch die Verdrängung von dolomitischem Marmor
und Biotitschiefern gebildet. Er streicht südostwärts über den Gipfel der Okorususpitze und weist ein
steiles Einfallen nach Nordost mit Winkeln zwischen 50° bis75° auf. Der Körper besitzt eine Länge
von etwa 300 m bei einer Breite von 40 bis 60 m. Das Fluoriterz ist annähernd lagig oder in Linsen im
Wechsel mit fenitisierter Grauwacke angeordnet. Die fluoritisierte Zone ist dabei weniger massiv als
im Körper A, wobei die Fluoritlagen in ihrer Mächtigkeit zwischen wenigen cm bis zu 10`er m
schwanken. An der Basis des Erzkörpers findet sich die bestentwickelte Lage, die allein rund 75 % der
berechneten Reserven dieses Erzkörpers beinhaltet.
Erzkörper C ist ebenfalls eine unregelmäßig ausgebildete Linse, welche in einer Störung ausgebildet
ist und so dolomitischen Marmor schräg durchstoßen kann. Die ergiebigste Mineralisation findet sich
im Kontaktbereich von Störung und Marmorschicht. Aus diesem Grund wird diese Lagerstätte auch
als fissure-vein Verdrängungslagerstätte bezeichnet. Die Gesamtlänge des Erzgangs beträgt 390 m, der
Gang ist in weiten Teilen jedoch sehr geringmächtig, allerdings steigt die Mächtigkeit an einer Stelle
auf bis zu 40 m auf einer Streichlänge von rund 150 m an. Der Erzkörper C befindet sich zurzeit noch
nicht im Abbau.
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Thema 5: Damara Formation, Karst; Kombat Formation, TsumebSubguppe; Polymetallische Vererzungen/Mineralogie
5.1
Fahrtroute
Die Fahrt beginnt am Morgen in Otjiwarongo. Wir befahren die B1 etwa 120 km bis Otavi. Dort biegen wir auf die B8 Richtung Grootfontein. Auf diesem Streckenabschnitt bewegen wir uns zu unserem
ersten Exkursionspunkt, dem Damara-Orogens, welches wir hier in Form des Otavi-Hochlands sehen
werden. In diesem Hochland befinden sich sehr viele Karsthöhlen, von denen wir voraussichtlich die
Gaub-Höhle besuchen werden. Ausgehend von Otavi sind es etwa 40-50 km bis zu unserem nächsten
Exkursionspunkt, der Kombat-Mine in der Ortschaft Kombat. Anschließend fahren wir auf der B8
weiter bis nach Grootfontein und biegen dort auf die C42 nach Tsumeb ab. Sofern die Zeit und das
Interesse besteht, können wir auf diesem Weg noch den Hooba-Meteoriten ansteuern. Der Meteorit
befindet sich etwas außerhalb von Grootfontein, man muss dazu auf die D 2859 abbiegen. Von Grootfontein sind es auf der C42 noch etwa 60 km bis Tsumeb, wo wir an diesem Tag übernachten werden.
Die Fahrt dauert noch etwa 1 Stunde.
Der nächste Tag startet mit der Besichtigung der Tsumeb-Mine. Nachdem wir diese besichtigt haben,
begeben wir uns auf die Reise zum Etoscha-Nationalpark nach Namutoni, immer entlang der B1. Etwas außerhalb von Tsumeb, ungefähr eine halbe Stunde entfernt, befindet sich der Otjikoto-See, welcher als Karst-See eine der seltenen natürlichen Wasserquellen darstellt. Von diesem Exkursionspunkt
sind es dann noch einmal ungefähr anderthalb Stunden Fahrt bis nach Namutoni, wo wir am 6. Tag
campieren werden.
5.2
Geologie der Damara-Formation
Die tektonische Hauptaktivität in diesem Orogen liegt um 660 bis 460 Mio. a und gehört zum sehr
weit verbreiteten jungpräkambrischen panafrikanischen Zyklus. Das Orogen hat eine ausgeprägte Charakteristik eines Kollisionsorogenes. Dabei sind der Kalahari- und der Kongo-Kraton miteinander
kollidiert. Das Orogen bildet nicht nur den äußersten W-Rand des südlichen afrikanischen Kontinentes, sondern quert diesen auch. Es existiert eine Tripelpunktkonfiguration mit einem N-S streichenden
küstenparalellen Kaoko-Gürtel und zwei "intrakontinentalen" NE-SW streichenden Zweigen. Der
nördliche Zweig ist der Swakop-Gürtel und südlich streicht der Khomas-Gürtel. Der Swakop- und der
Khomas-Gürtel werden durch eine markante Störungszone, das Okahandja Lineament, getrennt.
In Zentralafrika findet das Damara-Orogen seine Fortsetzung in den ebenfalls panafrikanisch geprägten Sambesi-Gürtel und den Lufiliden.
Der Khomas-Gürtel besteht aus einem südlichen oberflächennahen Vorlanddeckenstapel, den
Naukluftdecken. Diese Decken wurden auf das undeformierte Nama-Becken aufgeschoben und gehen
nach Norden in eine niedriggradig metamorphe südliche Randzone über. Der Swakop-Gürtel besteht
aus einer hochmetamorphen Zentralzone und einer schwach metamorphen nördlichen Plattformzone.
In das Damara-Orogen ist in großem Umfang älteres Grundgebirge (älter als 1,0 Mrd. a) einbezogen,
worauf sich die jungpräkambrische Damara-Supergruppe ablagerte. In diesem Grundgebirge sind zwei
ältere orogene Ereignisse enthalten. Zum einen die Eburnian-Orogenese um 2,0 Mrd. a und zum anderen die Kibaran-Orogenese um 1,4 bis 0,9 Mrd. a. Das Nama-Becken, das diskordant im südlichen
Namibia und im Namaqualand auf dem gehobenen Namaqua-Orogen auflagert, ist insgesamt undeformiert und wird von den Vorlanddecken des Damaraorogens überschoben, bildet somit das Bindeglied zwischen Damara- und Namaqua-Orogen.
Die Hauptmasse der Gesteine sind unterschiedlich metamorphe Sedimente, die zur DamaraSupergruppe zusammengefasst werden und in einzelnen Zonen vergleichbare Entwicklungen zeigen.
Während in tieferen Meeresregionen hauptsächlich klastische Sedimente abgelagert wurden, kam es in
27
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den flachmarinen Regionen zur Ausbildung von Stromatolithen-Riffen. Aufgrund der 100 Mio. a andauernden Riffbildung entstanden über 5000 m mächtige Kalk- und Dolomitgesteinstapel.
Generell können zwei Sedimentationsräume unterschieden werden. Zum einen die OtaviKarbonatplattform im Norden und zwei vor allem mit klastischen Sedimenten gefüllte Tröge, der
Khomas-Trog im Süden und der Kaoko-Trog im Westen.
In einer frühen Phase der einheitlichen Beckenentwicklung wird eine passive Rift in aulokogenartiger
Abb 5-1: Tektonische Karte der Damara- und Gariep-Provinz
28
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Konfiguration angenommen. Dies wird durch Einschaltungen von Rhyolithen sowie alkalinen und
peralkalinen Vulkaniten und Plutoniten in die Basiseinheiten angezeigt. Der Beginn der Riftentwicklung liegt wahrscheinlich schon bei 1,0 bis 0,9 Mrd. a und sicher ab 0,84 bis 0,75 Mrd. a. Die
Riftentwicklung ist in unterschiedlichen Teiltrögen unterschiedlich alt. Zu Beginn treten frühe terrestrische Sedimente mit Evaporiteinschaltungen, die so genannte Duruchaus-Formation, auf. Danach
folgen Flachwassersedimente und später mächtige Grauwackenserien.
Eine wichtige Einschaltung in die Grauwacken des Khomas-Troges stellt der Matchless-AmphibolitZug dar. Dieser zeigt deutlich MORB-Charakteristik und wird als obduzierter Rest ozeanischer Kruste
eines kleinen Seitenozeanes, der sich um 0,75 Mrd. a öffnete, gedeutet. Südlich des Amphibolitzuges
treten Einschaltungen von serpentinisierten Peridotitlinsen auf.
5.2.1 Otavi-Hochland
Das Otavi-Hochland gehört zum nördlichen Teil der Damara-Formation. Der nördliche Teil besteht
größtenteils aus Kalkgesteingebirgszügen, die durch alte Riffe gebildet werden. Vereinzelt treten allerdings, hervorgerufen durch die tiefgründige Verwitterung, die Gesteine des Grundgebirges an der
Oberfläche auf.
Auf dem archaischen Untergrund, dem "Grootfontein Basement Complex", liegt die Nosib-Serie, die
überwiegend aus Konglomeraten, Grauwacken und Quarziten besteht. Während die Otavi-Serie aus
karbonatischen Gesteinen aufgebaut ist, wird die hangende Mulden-Serie wieder aus klastischen Materialien gebildet, wie Arkosen, Quarziten und Schiefern.
Tab. 5-1: Stratigraphische Übersicht der Otavi-Gruppe
29
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Die Abfolge im Otavi-Bergland wurde hauptsächlich in offene Falten mit E-W streichenden Achsen
deformiert. In der heutigen Landschaft bilden die Muldenkerne, die von den Arkosen und Quarziten
der Mulden-Serie gebildet werden, die weiten Täler, während die Karbonate der Otavi-Serie in den
Hügelketten zu finden sind.
Der Metamorphosegrad in einem großen Teil des Otavi-Berglandes ist niedrig grünschieferfaziell. Die
Intensität der Metamorphose nimmt stark nach Süden von der "Otavi Valley Syncline" aus zu. Dieser
Wechsel findet in einem Gebiet statt, wo die ersten Anzeichen eines Überganges von der reinen sedimentären Fazies in eine vulkanosedimentäre Abfolge auftreten.
Das Otavi-Hochland ist reich an Erzlagerstätten. Das Obere Tsumeb T6 - T8 wird als "HüttenbergFormation" bezeichnet. In dieser Folge liegt in den dunklen Dolomiten des T7 der Ausstrich des Erzkörpers der Tsumeb-Mine. Die Blei-Kupfer-Zink-Silber-Lagerstätte von Tsumeb bildet die größte
bekannte Konzentration von Buntmetallen, Silber und Vanadium im Otavi-Bergland. Weitere bedeutende Erzvorkommen im Damara-System dieses Gebietes sind die Kombat-Mine (Cu-Pb), BergAukas- und Abenab-West-Minen (Pb-Zn-V) und die Abenab-Mine (V).
5.2.2 Karsterscheinungen
Während des Tertiärs bis Anfang des Quartärs kam es aufgrund des feuchtwarmen Klimas zu einer
intensiven Verwitterung des Kalkgesteins im Bereich des Otavi-Hochlandes. Dies führte zur Ausbildung verschiedener Karstphänomene.
Zum einen gibt es im Otavi-Bergland eine Vielzahl von Karsthöhlen. Die Höhlen und Grotten vergrößern sich auch heutzutage noch infolge von Einstürzen instabiler Höhlendecken. Eine Besonderheit
der Karsthöhlen ist das Fehlen von Tropfsteinen. Grund dafür ist das gänzliche Fehlen einer Vegetationsdecke, in der CO2 gelöst werden kann. Tropfsteine aus früherer Zeit sind durch Touristen abgebrochen worden. Eine von diesen ist die Gaub-Höhle mit einem mehrere 100 m langem weitverzweigten
Höhlensystem. Eine weitere Höhle in der Nachbarschaft der Gaub-Höhle beherbergt einen der größten
Untertageseen der Welt. Dieser ist allerdings für normale Besucher nicht zugänglich.
Des Weiteren gibt es im Bereich des Otavi-Hochlandes auch seltene natürliche Wasserquellen. Der
Guinas- und der Otjikoto-See sind Karstseen, also mit Wasser gefüllte Dolinen. Nur wenn der Dolinenboden unter dem Grundwasserspiegel liegt, füllen sich die Dolinen mit Wasser. Beide Seen sind
demnach Dolinen größeren Ausmaßes. Der Otjikoto-See ist 75 m, der Guinas-See 119 m tief. Diese
Seen wurden früher zur Wasserversorgung von Tsumeb genutzt. Noch heute kann man die dafür benutzte Dampfmaschine betrachten.
5.2.3 Hooba-Meteorit
Der Hooba-Meteorit ist einer der größten Einzelmeteoriten der Erde. Bei einem Ausmaß von 3x1 m ist
dieser 55 Tonnen schwer. Der Meteorit enthält ungefähr 82,4 % Eisen, 16,4 % Nickel und 0,76 %
Kobalt. Andere in ihm enthaltene Spurenelemente sind Kohlenstoff, Schwefel, Chrom, Kupfer, Zink,
Gallium, Germanium und Iridium. Wissenschaftlich wird er als nickelreicher Ataxit bezeichnet.
Isotopenuntersuchungen lassen einen Einschlag vor 80000 Jahren vermuten. Eine Besonderheit des
Meteorits besteht darin, dass keinerlei Anzeichen für Einschlagskrater, z.B. shatter cones o.ä., wie es
bei einem Meteorit diesen Ausmaßes zu vermuten ist, zu finden sind.
30
NAMEX 2003
5.3
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Minen des Otavi-Berglandes
5.3.1 Kombat-Mine
Die Kombat-Mine liegt etwa 40 km östlich von Otavi auf der nördlichen Seite des Otavi-Tals. Sie
fördert hauptsächlich Kupfer, Blei und Silber. Die Lagerstätte besteht aus 6 separaten Erzkörpern. Die
Erzkörper liegen auf dem nördlichen Ast des Otavi-Tal-Synklinorium, in der Kontaktzone zwischen
den Phylliten der Kombat-Formation und den darunter liegenden Dolomiten der Tsumeb-Sub-Gruppe.
Die Synklinalstruktur ist asymmetrisch, der nördliche Ast fällt nach Süden ein, der südliche steht steil
und ist teilweise überkippt. Schleppfalten am Kontakt bilden die Orte, an denen sich das Erz angesammelt hat. Der Dolomit wirkte aufgrund seiner Scherung, Frakturierung und Brekziierung als Aquifer im hydrothermalen System, während der Phyllit als Stauhorizont wirkte.
Die verschiedenen Erztypen enthalten massive Sulfide, vererzte Adern, Galenit-reiche Alterationsbrekzien und vererzte Rissfüllungen. Bornit mit etwas Tennantit und Chalkopyrit sind die häufigsten Erzminerale.
Abb. 5-2: Verallgemeinerte geologische Karte eines Teiles des Otavi-Berglandes
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5.3.2 Tsumeb-Mine
Der Tsumeb-Erzkörper ist eine polymetallische, schlotförmige Lagerstätte, die in gefalteten, vorwiegend dolomitischen Abfolgen der Otavi-Serie des spätpräkambrischen Damara-Orogens gelegen ist.
Die bisherige Erzproduktion und die heutigen Reserven betragen insgesamt 22 Mio. t mit einem
durchschnittlichen Gehalt von 11,9 % Blei, 4,8 % Kupfer und 4,3 % Zink. Die Lagerstätte enthält außerdem ökonomisch bedeutende Mengen an Silber, Cadmium, Germanium und Arsen. Der Schlot ist
bis in eine Teufe von ca. 1.800 m bekannt. Sowohl der Metallgehalt, die Erzmineralogie als auch die
Gesteinsalteration zeigen eine vertikale Zonierung.
Die schlotförmige Struktur, die in einer schmalen Faltenzone gelegen ist, ist durch die Verteilung der
Mineralisation, einer Dolomitbrekzie, eines feldspatreichen Sandsteins, die Gesteinsalteration und
bogenförmige Strukturen erkennbar. Der Sandstein, der in verschiedenen Anteilen in den vertikalen
Ausmaßen des Erzkörpers verteilt ist, kann mit der psammitischen Abfolge der Tschudi-Serie, die
diskordant die Otavi-Serie überlagert, korreliert werden. Zwei Hauptbrekzientypen, die durch Verkarstung entstanden sind, treten im Schlot auf. Die Entstehung des einen wird zurückgeführt auf die Lösung des gefalteten, geschieferten und zerbrochenen Dolomit durch zirkulierende Wässer über und
unterhalb der Nordstörung, einem bekannten Grundwasserleiter in der dolomitischen Abfolge. Die
unterirdischen Lösungskanäle streichen auf dem Grund eines Beckens aus, in dem die TschudiFormation abgelagert wurde. Dies ermöglichte den Eintrag hauptsächlich sandiger Sedimente in Hohlräume und Teile der Brekzie.
Auflösung der Karbonate durch aufsteigende hydrothermale Fluide, die auch eine intensive Alteration
des Gesteins bewirkten, war hauptsächlich verantwortlich für den anderen Typ der Einsturzbrekzie.
Dieses Ereignis bewirkte zudem die bogenförmigen Risse in den Brekzien und den angrenzenden Dolomiten, in welche unverfestigte feldspatführende Sande eingetragen wurden.
Die Calcitisierung im Schlot, die sich bis in eine Höhe von 570 m unter dem Ausbiss ausbreitet, erreicht ihre maximale Intensität bei etwa 1.120 m Teufe. In größerer Tiefe ist die Silifizierung der vorherrschende Umwandlungstyp. Die regionale Deformation erfolgte zeitgleich mit der Ausbildung des
Schlotes. Mit abnehmender tektonischer Aktivität erfolgte die Mineralisation.
Die hypogenen Erze sind epigenetisch-hydrothermale Ausscheidungen, die von Klüften kontrolliert
werden. Die Haupterzminerale sind Galenit, Tennantit, Sphalerit, Chalkosin, Bornit und Enargit zusammen mit weit verbreiteten, aber nur untergeordnet auftretenden Sulfiden und Sulfosalzen von Ge,
Ga, V, Sn und W. Massives Erz ist bevorzugt am Rand der Lagerstätte sowie in schlauchförmigen
Intrusivkörpern (Mantos) im angrenzenden Dolomit konzentriert, während im tieferen Teil der Röhre
eingesprengte Erze und Trümmererze wesentlich zum Metallinhalt der Lagerstätte beitragen. Sekundäre Erze sind bis einer Teufe von 300 m und zwischen 750 und 1.160 m von ökonomischer Bedeutung.
Die zweite Oxidationszone ist an den Grundwasserleiter der Nordstörung gebunden.
Das Alter der Lagerstätte wird mit 550 bis 580 Mio. angegeben. Die primäre Mineralisation erfolgte
bei einer Maximaltemperatur von 230 bis 250°C und 700 bar Druck. Die häufigeren sulfidischen Erze
besitzen eine relativ homogene Streuung der ð34S Werte um +20 Promille.
5.4
Literatur
Grünert, N.: Namibias faszinierende Geologie – ein Reisehandbuch, Klaus Hess Verlag, Göttingen 1999
Ausgegebenes Material zum Exkursionsthema
http://www.mineral.tu-freiberg.de/econgeology/lehre/namibia/
http://www.uni-wuerzburg.de/geo-graduiertenkolleg/exkur/index.htm
32
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25.August – 15.September 2003
Thema 6: Tertiär/Quartär/Aktuogeologie der Etoschapfanne
6.1
Allgemeines
Die Etoscha-Salzpfanne befindet sich im Norden Namibias (Abb. 1).
Abb. 6-1: Karte von Namibia
Bekannt ist die Etoscha-Pfanne durch den gleichnamigen Nationalpark. Dieser bietet interessante und
vielfältige Wildbeobachtungsmöglichkeiten und ist deshalb eines der Haupttouristenziele Namibias.
Doch es gibt auch einige interessante geologische Aspekte. Den größten Teil des Nationalparks nimmt
nämlich eine Ebene ein, welche wiederum ein Teil des Ovambo-Beckens ist. Diese Ebene liegt 1200
m über dem Meeresspiegel. Der tiefste Teil ist die Etoscha-Salzpfanne, welche 4600 km² groß ist.
Diese Salzpfanne ist auch der Grund für den Namen „etosha“, denn seine Bedeutung ist „weißer Platz“
(Grünert 1999) (Abb. 2).
Abb. 6-2: Springböcke mit Etoscha-Salzpfanne im Hintergrund
33
NAMEX 2003
6.2
25.August – 15.September 2003
Abriss der Geologie bis zum Tertiär
Die Entstehung des Ovambo-Beckens, in welchem sich die Etoscha-Pfanne befindet, wird schon stark
durch die Damara-Gebirgsbildung vor 600 Millionen Jahren beeinflusst. Während dieser entstehen
große Gebirgsketten, deren Reste heute noch im Otavi-Bergland und im Gebiet um Outjo zu finden
sind. Der nördliche Sedimentationsraum dieser Gebirge war circa 200 Millionen Jahre lang das Ovambo-Becken. In diesem wurde hauptsächlich kalkiger Schutt abgelagert. Anschließend nahm vor
circa 300 Millionen Jahren, also im Karbon, die Gondwana-Eiszeit Einfluss auf das Gebiet des Ovambo-Beckens. Dabei drangen Gletscher von den Hochgebieten in das Becken vor. Durch deren Auflast
und ihrer hobelnden Wirkung während des Vordringens wurde eine Senke in der Erdkruste gebildet.
Die Dauer der Eiszeit betrug circa 20 Millionen Jahre. In den auf die Eiszeit folgenden etwa 100 Millionen Jahre kam es zu einem Klimaumschwung. Die polaren Bedingungen wurden schrittweise durch
arides Wüstenklima abgelöst. Dabei schmolzen die Gletscher ab und es kam zur Ausbreitung von Dünenfeldern, die heute noch im Etjo-Sandstein erhalten sind (Grünert 1999). Vor circa 120 Millionen
Jahren in der Kreide brach Gondwana auseinander. Dadurch wurden die Ränder im Süden des afrikanischen Kontinents angehoben (Great Escarpment). Zwischen diesen angehobenen Rändern bildete
sich ein Becken, welches heute den Namen Kalahari trägt. Ein Ableger des Kalaharibeckens ist das
Ovambobecken, in welchem sich die Etoscha-Salzpfanne befindet. Die Folge der Hebung war eine
Verstärkung des Gefälles zwischen den Hochgebieten und dem Becken. Das bewirkte einen Erosionsschub in den umliegenden Gebirgen. In diesem Zeitraum wurden die ersten Sedimente der KalahariGruppe abgelagert (Dingle et al. 1983, Thomas 1988).
6.3
Die Geologie des Tertiärs und des Quartärs
Alle im Tertiär und Quartär abgelagerten Sedimente gehören der Kalahari-Gruppe an.
Im Miozän kam es zu einer weiteren Hebung. Diese ereignete sich entlang der „Griqualand-TransvaalAchse“ (Abb. 3) und hatte abermals eine Vertiefung des Beckens zur Folge. Daraufhin verstärkte sich
die Sedimentation während des Neogens (Partridge & Maud 1987). Weiterhin nahm die NE-SW Störungsbildung durch das Ostafrikanische Rift (Reeves 1972, Scholz et al. 1976) Einfluss auf das Kalahari-Becken. Serien von Graben und Halbgraben entstanden, wodurch die Sedimentation lokal erhöht
wurde. Abbildung 4 zeigt Gebiete mit den höchsten Mächtigkeiten der Kalahari-Sedimente. Es ist
sichtbar, dass auch das Etoscha-Becken zu diesen gehört. Hier und im Okavango-Riftsystem in Botswana erreichen die Sedimente eine Mächtigkeit bis zu 300 Metern (SACS 1980). In den übrigen Gebieten beträgt die Mächtigkeit circa 50 Meter(Thomas and Shaw 1990).
Die Stratigraphie und die Sedimentologie der Kalahari-Sedimente ist jedoch nur spärlich bekannt,
weil es im größten Teil des Kalahari-Beckens an Aufschlüssen mangelt. Die meisten Erkenntnisse
basieren auf Beobachtungen aus Brunnenbohrungen. Man unterscheidet in den Kalahari-Sedimenten
hauptsächlich 6 Lithotypen (Abb. 5):
• Konglomerate und Kiese
• Mergel
• Sandstein
• Pfannensedimente
• Kalahari-Sand
• Duricrusts (haupts. Calcretes und Silcretes)
(Partridge & Maud 2000)
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Abb. 6-3: Konturen der miozänen Erosionsoberfläche (Partridge & Maud 2002)
Abb. 6-4: Prinzipielle Strukturmerkmale des KalahariBeckens. In dunklem Grau
hervorgehobene
Bereiche
sind die Gebiete mit den
mächtigsten
KalahariSedimenten (Partridge &
Maud 2000)
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Abb. 6-5: Schematische, idealisierte Darstellung der Kalahari-Lithostratigraphie im südlichen Teil des Beckens
(Partridge & Maud 2000)
Im Liegenden befinden sich zuunterst grobe und dann feinere Konglomerate und Kiese. Die Matrix
dieser fluviatilen Bildungen ist im Süden des Beckens toniger ausgeprägt, während sie im Norden eher
sandiger und grusiger auftritt. Insgesamt wird dieser Typ in einigen Gebieten bis zu 100 Meter mächtig und enthält mitunter Kalk- (Smit 1977) und Silikatkrusten (Shaw und De Vries 1988). Über den
Konglomeraten und Kiesen folgen Mergelablagerungen. Diese sind im SW des Beckens sehr stark
ausgebildet und werden bis zu 100 Meter mächtig (Smit 1977). In der Nord- und Zentralkalahari treten
sie eher spärlich auf. Manchmal findet man an der Basis dieser Schichten Gerölle, welche in der feinen
Matrix schwimmen. Grusige und sandige Linsen findet man ebenfalls innerhalb der Mergelschichten
(Smit 1977). Zum Top ist ein Übergang in tonige Kalkkrusten festzustellen. Eine größere Erstreckung
über das Becken als die anderen beiden Lithologien haben die roten, braunen, aber oft gelben Sandsteine, die sich im Hangenden der Mergel befinden und wenig konsolidiert sind. Der Übergang von
dem Mergel in die Sandsteine erfolgt über eine Gradierung. Die Sandsteine sind mittel- bis grobkörnig, weisen vereinzelt Schrägschichtungen (Money 1972, Miller 1992) auf und enthalten Grus- und
Geröllhorizonte sowie Duricrust-Horizonte, deren Anzahl in Richtung Top zunimmt. Weiterhin kommen sie als sandige Linsen im Mergel vor (Smit 1977). Über diesen Sandsteinen haben sich Kalkoder Silikatkrusten gebildet. Im Etoscha-Becken findet man eher Kalkkrusten. Diese Krusten entstehen in Gebieten mit sehr hoher Verdunstung und niedrigem Niederschlag. Dabei kommt es zu einem
Aufstieg der Bodenfeuchtigkeit entlang feinster Risse und Poren. Diese Feuchtigkeit verdunstet und
dabei bleiben die im Wasser gelösten Bestandteile zurück. Die Sandsteine gehen über kalkigen Sandstein in sandige Kalke über. Im Hangenden der Kalkkrusten folgt in weiten Teilen des KalahariBeckens unkonsolidierter Sand. Er weist generell eine rote Farbe auf. Sie können aber in Gebieten, in
welchen die Hämatitumhüllung durch schwachen Grundwasserfluss entfernt wurde, weiß aussehen
und in der Nähe von Doleritausbissen eine schwarze Farbe zeigen (Thomas 1981). Der letzte Sedimenttyp sind die Pfannensedimente. Die Pfannen sind sehr charakteristisch für die Kalahari. Meist
bestehen diese aus laminierten grauen und weißen Schluffen und Tonen und enthalten gelegentlich
Taschen, Rissfüllungen oder dünne Schichten aus mehr sandigem Material. Von Zeit zu Zeit sind sie
mit Kalk- oder Silikatkrusten oder Evaporiten bedeckt. Während eines oder mehreren feuchten Intervallen im Quartär lebten Diatomeen oder Mollusken in den Pfannen und trugen zur Bildung von Diatomeenkalk oder Kalktuff bei (Netterberg 1980).
36
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6.4
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Aktuogeologie
Die Etoscha-Salzpfanne führt nur saisonal Wasser. Das Wasser, welches sich während der Regenzeit,
die von November bis April andauert, ansammelt, verdunstet während der Trockenzeit und führt zur
Salzbildung.
Am südlichen Rand der Etoscha-Pfanne gibt es einige natürliche Wasserstellen. Durch die stark zerhöhlten und verkrusteten Kalksteine des Otavi-Berglandes und der Berge um Outjo gelangt Grundwasser im Untergrund an den Rand der Etoscha-Salzpfanne und somit an die tonreichen Sedimente.
Dadurch wird das Grundwasser aufgestaut. Da das Grundwasser permanent unterirdisch nachfließt,
kommt es lokal zu einem so starken Grundwasserspiegelanstieg, dass dieser die Erdoberfläche erreicht
(Grünert 1999). Diese Quellen werden Stauquellen genannt. Stauquellen gibt es zum Beispiel bei
Okondeka, Okerfontein und Sueda. Weiterhin befindet sich in der Nähe von Klein-Namutoni eine
artesische Quelle (Abb. 6). Auch hier wird, aufgrund der tonreichen Sedimente der Etoscha-Pfanne,
das Wasser in der unterirdischen Kalkschicht gehalten. Der Grundwasseranstieg wird jedoch durch die
abdichtende Kalkkruste an der Erdoberfläche verhindert (Grünert 1999). Da das Grundwasser aber
stetig nachfließt, entsteht ein hoher Wasserdruck. Das heißt der Grundwasserdruckspiegel liegt über
der Erdoberfläche oder reicht bis zu dieser. In der Nähe von Klein-Namutoni befindet sich ein wasserdurchlässiger Kalksteinzug, welcher eine Schwachstelle in der abdichtenden Kruste bildet. Somit kann
das Grundwasser hier austreten (Grünert 1999).
Abb. 6-6: Funktionsweise eines artesischen Beckens (Grünert 1999)
6.5
Literatur
• Partridge, T.C.; Maud, R.R. et al. (2000): The Cenozoic of Southern Africa.- Oxford
University Press, S. 73-87, 173-181
• Partridge, T.C.; Maud, R.R. et al. (1987): S. Afr. J. Geol. 90, 179.
• Thomas, M.A. (1981): The Geology of the Kalahari in the Northern Cape Province (areas
2620 and 2720). Unpubl. MSc thesis, Univ. Orange Free State, Bloemfontein.
• Thomas, D.S.G. (1988): J. Arid Environ. 14, 17
• Thomas, D.S.G. and Shaw, P.A. (1991): The Kalahari Environment.- Cambridge University
Press.
• Dingle, R.V.; Siesser, W.G. and Newton, A.R. (1983): Mesozoic and Tertiary Geology of
Southern Africa.- Balkema, Rotterdam.
• Shaw, P.A. and De Vries, J.J. (1988): J. Arid Environ. 14, 245.
• Smit, P.J. (1977): Die Geohidrologie in die opvanggebied van die Molopo rivier in die
noordelike Kalahari.- Unpubl. PhD thesis, Univ. Orange Free State, Bloemfontein.
• Scholz, C.H.; Koczynski, T.A. and Hutchins, D.G. (1976): Geophy. J. Roy. Astronom. Soc.
44, 135.
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• Reeves, C.V. (1972): Nature 237, 95.
• Netterberg, F. (1980): Trans. Geol. Soc. S. Afr. 83, 255.
• Miller, R.McG. (1992): Abstracts Kalahari Symposium.- Geological Society of Namibia,
42.
• Money, N.J. (1972): Recoerds of the Geological Survey, Republic of Zambia 12, 103.
• SACS, 1980. Stratigraphy of South Africa, Part 1: Lithostratigraphy of the Republic of
South Africa/Namibia and the Republics of Bophuthatswana, Transkei, and Venda. Depart.
Mineral and Energy Affairs, Geol. Surv., Pretoria.
• Grünert, N. (1999): Namibias faszinierende Geologie – Ein Reisehandbuch.- Klaus Hess
Verlag Windhoek, Göttingen.
Internet:
• http://www.ecoventures-travel.com/images/Africa/Ongava%20Etosha%20waterhole.jpg
• www.mineral.tu-freiberg.de/econgeology/lehre/namibia/
38
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Thema 7: Geologisches Profil Etoscha-Brandberg; Sn/SE-Vererzung
7.1
Reiseroute
Nach dem vorläufigen Zeitplan verlassen wir am 8.Tag (2.9.2003) die Etoschapfanne in Richtung
Süden. Das Tagesziel heißt Uis, ein kleiner Ort südöstlich des Brandberges.
Wir starten in Halali und fahren zunächst die C 38 in südliche Richtung bis nach Outjo. Von da aus
wird die Fahrt auf der C 39 in Richtung Westen fortgesetzt. Nach etwa 100km wechseln wir vor der
Ortschaft Khorixas auf die C 35 und erreichen nach insgesamt ca.
340 km unser Ziel.
7.2
Größere Orte an der Reisestrecke
Okaukuejo
Die Stadt befindet sich am südlichen Rand des Etoscha Parks. Bedeutende touristische Highlights sind
hier eher nicht zu finden. Es existieren ein Zeltplatz und eine Tankstelle.
Outjo
Der Ort liegt im Landesinneren, etwa 100 km südlich der Etoschapfanne. Die San (Ureinwohner Namibias) nannten den Ort früher Tsuub, „böser Ort“. Die Hereo (ethnische Gruppe) sprachen Tsuub als
Outjo aus. Der Ort galt als berüchtigter Fieberplatz und war deshalb bei den Einwohnern verrufen.
Bereits ein kurzer Aufenthalt an der Wasserstelle genügte um sich mit Malaria zu infizieren. 1896
wurde ein Militärstützpunkt eingerichtet von dem aus Erkundungszüge in den Norden vorgenommen
wurden. Bald darauf siedelten sich die ersten Farmer in diesem Gebiet an. Händler eröffneten erste
Geschäfte und es entstand ein kleiner Ort. An Sehenswürdigkeiten beherbergt die Ortschaft einen um
1900 erbauten Turm, der als Windmühle fungierte. Des Weiteren findet man hier das Naulila Denkmal. Es erinnert an einen Vorfall im Jahr 1914, als deutsche Soldaten nach Naulila /Angola ritten um
über ein Nicht-Angriffsabkommen zu verhandeln. Sie wurden jedoch von Portugiesen erschossen.
Heute ist Outjo die Durchgangsstation für Reisende in Richtung Süden. Laut Reiseführer, bietet die
Outjo Bäckerei (gegenüber Caltex Tankstelle) ein äußerst reichhaltiges Angebot an Lebensmitteln
(keine Preisangaben!) und verfügt zudem über einen Internetzugang.
Khorixas
Khorixas (1000 m ü NN, gesprochen „Khorichas“) ist die Distrikthauptstadt des Damaralandes. Die
Stadtbezeichnung ist der Damara-Name für einen Baum (Senf- oder Löwenbusch), der in dieser Gegend häufig vorkommt. Sehenswürdigkeiten beherbergt der Ort allerdings nicht. Wichtig für das Gelingen unserer Expedition könnte eventuell die Tankstelle sein.
Uis
Die kleine Stadt liegt südöstlich des Brandberges und ist nicht sehr groß. Sie entstand an der ehemaligen Zinnmine, deren weiße Abraumhalden noch zu sehen sind. Die Mine wurde 1990 aufgrund der
niedrigen Weltmarktpreise geschlossen. Einige der früheren Angestellten versuchen jedoch heute noch
auf eigene Faust ihr Glück. Die Mehrzahl der Einwohner lebt vom Durchgangsverkehr. Es gibt eine
Tankstelle, einzelne Geschäfte und fliegende Händler.
39
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7.3
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Sehenswürdigkeiten der Umgebung
Ugab Terrassen / Vingerklip
Auf der C 39 von Outjo nach Khorixas biegt man ungefähr auf halbem Weg (ca. 50 km von Outjo)
links auf die D 2743 und folgt der Ausschilderung Vingerklip. Bereits nach wenigen Kilometern erhält
man einen imposanten Ausblick in das etwa 80 km lange Tal der Ugab Terrassen. Im Tal selbst fließt
der Trockenfluss Ugab, der in den Bergen des Otavidreiecks entspringt und in Höhe des südlichen
Eingangs zum Skeleton Coast Parks in den Atlantik fließt. Im Tertiär schnitt sich der Fluss Ugab in
dieses Gebiet ein. Vor etwa 20 Millionen Jahren füllte der Fluss, während einer Trockenperiode, aufgrund niedriger Fließgeschwindigkeiten das Tal wieder mit Sanden auf. Diese Sande erreichten dabei
eine Mächtigkeit von bis zu 100m und wurden durch den hohen Kalkanteil im Wasser zu einem Konglomerat verfestigt. Etwa am Ende des Pleistozäns senkte sich der Meeresspiegel wieder. Daraus resultierend nahm die Fließgeschwindigkeit des Ugab wieder zu. Der Fluss schnitt sich wiederholt in die
Ebene ein und grub sich aufgrund der hohen Fließgeschwindigkeit in das Sandsteinkonglomerat ein
(Tiefenerosion). Dabei entstanden die einzelnen Terrassen. Das Alter des Materials nimmt vom Grund
nach oben hin ab. Die größte Terrasse liegt 160 m über dem Flussbett.
Die Vingerklip ist ein Relikt solcher Terrassen. Sie hat einen Umfang von 44 m und eine Höhe von 35
m. Das Sandsteinkonglomerat wird auf 15 Millionen Jahre datiert. Heute wird die Vingerklip häufig
als Übungsgebiet von Bergsteigern und zum Freeclimbing genutzt.
Für die Besichtigung der Ugab Terrassen und der Vingerklip sollte man laut Reiseführer etwa 3 Stunden (inkl. Anfahrt ab Kreuzung C 39 / D 2743. Die Fahrt auf dieser Strecke wird durch häufig auftretende Farmtore etwas erschwert.
Der Fluss Ugab ist heute ein versandetes „Rivier“, und führt nur noch in guten Regenjahren Wasser.
Versteinerter Wald
Der Versteinerte Wald befindet sich westlich von Khorixas direkt an der C 39. der Wald erhielt seinen
Namen von fossilen Baumstämmen, die den Wegesrand säumen. Die Baumstämme sind in die ca. 280
Millionen Jahre alten Sedimente des Ecca-Gruppe eingebettet und heute wieder an der Oberfläche zu
sehen. Die Pflanzenfossilien zeugen von ehemals weit ausgedehnten Wäldern in diesem Bereich. Die
wuchsen aber nicht in diesem Gebiet, sondern wurden durch Wasserkraft angespült, da im Untergrund
Wurzel durchzogene Sedimentschichten fehlen und die Stämme vorwiegend parallel ausgerichtet sind.
Als Ursache wird eine Flut angenommen. Absolute Alterbestimmungen ergaben ein Alter von 280
Millionen Jahren. Die Bäume gehörten also zu riesigen Wäldern die in einem polaren Tundrenklima
große Flächen des Gondwana Kontinents bedeckten. Im Perm endete auf Gondwana eine Eiszeit.
Durch den Temperaturanstieg infolge des Übergangs vom Kalthaus zum Treibhausklima begannen die
Landeismassen zu schmelzen. Die freigesetzten Wassermassen speisten Wildwasser und Flüsse, denen
die Bäume des versteinerten Waldes zum Opfer fielen. Die in den Fluten mitgeführten Schlamm-,
Sand- und Geröllmassen bedeckten die bis zu 60 m hohen Bäume. Die Ablagerungen erreichte dabei
sehr große Mächtigkeiten. Da die Stämme luftdicht abgeschlossen waren konnten sie nicht vermodern.
Infolge steigenden Auflagedrucks kam es zur Auflösung von Quarzsand. Das freigesetzte SiO2 vermischte sich mit dem Grundwasser und zirkulierte in den Porenräumen. Die Kieselsäure löste fortschreitend die organischen Bestandteile des Holzes auf und ersetzte die zersetzte Zellulose. Durch
erneutes Ausfällen der Kieselsäure wird er Baum wieder verfestigt. Die detailgetreue Nachbildung der
ursprünglichen Baumform durch die Kieselsäure ermöglicht es die Pflanzen genauer zu identifizieren.
Die abgelagerten Bäume werden zu den Gymnospermae gezählt und hatten große Ähnlichkeit den
Cordaites (ausgestorbene Art).
Während des Auseinanderbrechens von Gondwana vor etwa 120 Millionen Jahren kam es im Zuge der
Öffnung des Atlantiks zu einer tektonischen Hebung Namibias. Aus der Verstärkung des Oberflächen-
40
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reliefs resultierte eine intensive Erosion, die die Sedimentbecken wieder freiräumten und die verkieselten Baumstämme wieder freilegten.
Twyfelfontein
Einige Kilometer westlich des Versteinerten Waldes befindet sich Twyfelfontein, das vor allem wegen
seiner eindrucksvollen Felsgravuren berühmt ist. Der Ort gehört zu den Stellen Namibias, an denen
neben Gravuren auch Malereien zu finden sind. In den Abbildungen werden vorwiegend Tiere und
deren Fährten dargestellt. Die Schätzung des Alters schwankt zwischen hundert und mehreren tausend
Jahren. Aufgrund einer kleinen Quelle nimmt man an, dass es Menschen und Tiere bereits seit Jahrtausenden an diesen Ort zog. Jedoch konnte die Malereien und Gravuren keiner der heute dort lebenden Gruppen zugeordnet werden.
Der Name „zweifelhafte Quelle“ ist geologisch bedingt. In diesem Gebiet trifft eine gut wasserleitende
Sandsteinschicht auf eine schlecht grundwasserleitende Tonschicht. Bei starkem Grundwasserfluss
staut sich das Wasser an der Tonschicht und tritt als Quelle an die Erdoberfläche. Auf dem Weg von
Khorixas nach Twyfelfontein verändert sich die Geologie sehr stark. Nahe der Ortschaft Khoriax prägen vor allem abgerundete Formen der damarazeitlich Granite und Glimmerschiefer die Morphologie.
Der Weg nach Twyflfontein führt durch eine zerklüftete Landschaft aus Schiefern und Marmoren und
endet bei Twyfelfontein in einer Tafelberglandschaft. Die plattigen Bergrücken um den Ort bestehen
aus roten, karoo – zeitlichen Sandsteinen der Etjo-Formation. Diese Gesteine sind die versteinerten
Relikte einer urzeitlichen Wüste, die vor zirka 180 Millionen Jahren das Innere von Gondwana und
somit auch große Teile Namibias mit einer Sandschicht bedeckte. Durch Abtragungsprozesse wurden
die einstigen Wüstenablagerungen und die älteren Gesteine darunter in lang gestreckte Tafelberge mit
tiefen Tälern zerlegt. Durch die Verwitterung wurden größere Sandsteinblöcke aus den Berghängen
herausgelöst und stürzten zu Tal. Durch die Schichtung und Klüftung der Gesteine entstanden durch
das Zerbrechen der Blöcke ebene Oberflächen, die durch das Sandstrahlgebläse des Wüstensandes
zusätzlich geglättet wurden. Die Geologie bot so einen Idealen Ausgangspunkt für die Felsgravuren
und Malereien.
Auch findet man inmitten der Wüstensande auch feine Flussgerölle, ein Beweis, dass in den Gondwana Wüsten auch zeitweise Bäche flossen.
An größeren Sandsteinblöcken entdeckt man eine wüstentypische Kreuzschichtung (durch windgeformte Dünen) sowie Windrippelmarken (durch periodische Windbewegung an der Grenzfläche SandLuft). Weiterhin ist die Wabenverwitterung an den Sandsteinen sehr stark verbreitet.
Orgelpfeifen
Das Tal der Orgelpfeifen liegt östlich von Twyfelfontein. Zu erreichen ist es von Twyfelfontein aus
über die D 2612, bzw. über die C 35 / D 2628 von Khorixas.
Bei dem Tal handelt es sich um einen Doleritlagergang der vor etwa 130 Milionen Jahren im Zuge
magmatischer Ereignisse entstanden ist. Durch die schichtparallele Erstarrung der der Schmelze entstanden gleichmäßig ausgerichtete, mehreckige Säulen (Naturgesetz: Bestreben nach Kugelgestalt;
Vieleck ist Kugelform ähnlich). Bei den Orgelpfeifen handelt es sich um Basaltsäulen. Die doleritische Gesteinschmelze kühlte von außen nach innen ab. Durch das Zusammenziehen bei der Abkühlung entstanden Kontaktrisse, die die Polygone anordneten.
Verbrannter Berg
Der Verbrannte Berg befindet sich etwa 12 km von Twyfelfontein entfernt, in der Nähe der Orgelpfeifen. Bei dem Berg handelt es sich um eine etwa 200 m hohe, schwarz-violette Erhebung. Die Entstehung ist mit post-karoo-zeitlichen Vulkanismus in Verbindung zu bringen. Bei dem Kontakt der
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Schmelze mit dem Tonschiefer der Ecca-Gruppe kam es zur Kontaktmetamorphose. Die organischen
Bestandteile des Tonschiefers wurden im Kontaktbereich verdampft und die Tonminerale gehärtet
(Frittung).
Brandberg
Der Brandberg ist die höchste Erhebung Namibias. Der herausragende Gipfel, der Königsstein, hat
eine Höhe von 2574 m. der Brandberg ist bekannt für seine zahlreichen Mineralienvorkommen. (u.a.
Amethyst). Felsüberhänge boten Buschmännern ausreichend Schutz vor der Sonneneinstrahlung. So
war der Brandberg eine beliebte Raststelle.
7.4
Geologisches Profil Etoscha- Brandberg
Auf dem Weg von Halaili nach Outjo durchqueren wir zunächst unverfestigte Sedimente und Kalkkrusten aus dem Tertiar und Quartär.
Um Outjo treffen wir zunächst auf Damara-Granite der Otavi Fazies, näher an der Stadt finden sich
zudem ältere Gesteine des Huab-, Grootfomteinkomplexes (Gneise und Granite) und gleichalte metamorphit-Komplexe. Diese zählen
zum Prädamara Grundgebirge. Eine
Störung trennt diese Gesteine von
der südlich von Outjo auftretenden
jüngeren Swakop-Fazies der Damara
Sequenz (Damaragranite). Kreidezeitliche Post-Karoo Komplexe sind
vereinzelt in der Gegend von Kamanjab und am Brandberg zu finden(ebenfalls granitisch). Westlich
des Brandberges sind Sedimente der
Karoo-Sequenz in Karoo-Vulkanite
eingebettet. Östlich und nordöstlich
treten Damara Granite der Namibianperiode in Erscheinung. Weiter
nördlich sind ältere Gesteine der
Rehoboth-Sequenz aufgeschlossen.
Abb. 7-1: Post-Karoo-Gesteinskomplexe
in der Umgebung der Brandberg (vereinfacht nach Diehl)
7.5
Lagerstättendistrikt Uis
Das Gebiet der Zinnpegmatite befindet sich im Nordwesten Namibias. Die Vorkommen haben ihren
Ursprung in der Damara-Folge (vor ca. 1 Milliarde Jahre). Die intensive Tektonik führte zu einer
„triple junction“ mit einem stark ausgebildeten Horst-Graben-System. Die Intrusionskörper oder deren
Restschmelzen intrudierten dabei bevorzugt in Schwächezonen, welche durch Scherung entstanden.
Sie sind vorwiegend von granitischer bis granodioritischer Zusammensetzung und wahrscheinlich
durch Teilaufschmelzung von Metasedimenten entstanden.
42
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Pegmatitbildung
Pegmatite entstehen im Allgemeinen aus silikatischen Restschmelzen und sind extrem mit leichtflüchtigen Elementen angereichert. Die Schmelzen sind äußerst Mobil und können so in Schwächezonen
eindringen oder das Nebengestein durchdringen. So bilden sich entlang von Klüften Pegmatitgänge
bzw. bei Pegmatitkörper in größeren
Hohlräumen. In der teilweise zonaren
Anordnung der Minerale tritt Quarz
stets im zentralen Teil auf. Aufgrund
der langsamen Abkühlung der Schmelze entsteht das für Pegmatite kennzeichnende groß- bis riesenkörnige
Gefüge mit Quarz, Feldspat und
Glimmer als Hauptbestandteil. Durch
die Anreicherung inkompatibler Elemente entstehen Erzlagerstätten.
Abb. 7-2: Pegmatitprovinzen des zentralen
Namibias (nach Ministry of Mines and Engergy 1992)
Uis-Pegmatitgürtel
Der Erzgürtel liegt zwischen Uis und Cape Cross und erstreckt sich über 120 km Länge und 24 km
Breite von NO nach SW. Man untergliedert ihn in 3 verschiedene Schwarmgebiete:
• Uis Pegmatitschwarm
• Karlowa Pegmatitschwarm
• Strathmore Pegmatitschwarm
Die Schwärme sind an die Metasedimente der Amis River Formation (Swakop Gruppe) gebunden, die
aus Grauwacken, Biotitschiefern und Quarziten besteht. Vereinzelt findet man auch Knotenschiefer
(mit zonierten Konzentrationen von Biotit und Quarz) metamorphen Ursprungs.
Kennzeichnend für die Pegmatite ist die Vererzung mit seltenen Metallen, u.a. Sn, Nb, Li, U, W, Ta,
Nb, Be. Die Gehalte in den Pegmatiten schwanken sehr. Man unterscheidet deshalb folgenden Pegmatittypen:
• Unzonierte Kassiterit Pegmatite
• Geschichtete kassiteritreiche Pegmatite
• Zonierte Li-reiche Columbit-Tantalit-Kassiterit-Pegmatite
Uis Pegmatitschwarm
Da wir die Uis Mine besuchen soll im Vorbericht im Wesentlichen nur auf diesen Schwarm eingegangen werden. Sollten wir vor Ort andere Bereiche besichtigen wird dies natürlich im Nachbericht berücksichtigt.
Dieser Schwarm befindet sich etwa 28 km östlich des Brandberges. Im Gebiet findet man etwa 120
oberflächlich angeschnittene Pegmatitkörper, mit einer Länger von bis zu 1 km und einer Breite von
50 m. Diese Körper durchschlagen die Metasedimente der Swakop Gruppe entlang von Verwerfungen
und Scherzonen (NE-E-streichend und 30 – 70° nach NW fallend). Die hier anzutreffenden Pegmatite
sind im Allgemeinen stark albitisierte, fein- bis grobkörnige Körper, welche Quarz, K- und /oder Na
reichen Feldspat, Muskowit und /oder Serizit als Hauptminerale enthalten. Das Haupterzmineral ist
Kassiterit. Des Weiteren findet man Pegmatite mit sehr großen Granat-, Topas-, Apatit- oder Turmalinkristallen, die Größen von über 10 cm erreichen können.
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Die Zinnpegmatite sind die wichtigsten Pegmatite im Uis-Distrikt. Dunkle bis opake Einschlüsse von
verschiedenen Nb-Ta-Sn-Mischkristallen sind charakteristisch für das Kassiterit. Durchschnittlich
betragen die Gehalte im Uis Pegmatitschwarm 200-1600 ppm Sn und 80-440 ppm Nb und Ta.
Im Nebengestein, das aufgrund der Anzahl und Größe der der Pegmatite stark alteriert und turmalinisiert ist sind vor allem Quarz, Biotit und Turmalin anzutreffen. Hohe Turmalingehalte sind zuverlässige Indikatoren für große Pegmatite.
Uis Mine
Abb. 7-3: Geologie des Uis-Pegmatitgürtels (nach Ministry of Mines and Engergy 1992)
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Die Uis Mine besuchen wir nach dem vorläufigen Plan am achten Tag unserer Exkursion. Sie liegt im
zentralen Gebiet des Uis-Pegmatitschwarms. In diesem Gebiet befinden sich zirka 25 große, oberflächennahe Pegmatitkörper. Die Prospektionen für die Mine begannen bereits 1911 durch die „Deutsche
Kolonial Gesellschaft“. Doch bis zum 2. WK wurde nur kleinmaßstäblich abgebaut (v.a. Seifen). Ab
1958 begann der systematische Ausbau der Mine zum größten Zinnerztagebau der Welt. Die Zinngehalte liegen sehr niedrig, bei 1000 bis 1500 ppm. Bis zum Jahr der Stilleggung, 1989, wurden aus 8
Pegmatitkörpern monatlich bis zu 140 t Zinnerzkonzentrat (67,8 % metallisches Zinn) aus 85000 t
Gestein gewonnen. Die bestätigten Reserven, die in einer Tiefe von 75 m anzutreffen sind, liegen bei
72 Millionen Tonnen.
7.6
Literatur
Grünert, N.(2003): Namibias faszinierende Geologie, 3. überarbeitete und erweiterte Auflage, Klaus
Hess Verlag, Göttingen, Windhoek, 207 Seiten
Pack, L., P. (2002): Namibia, 1. Auflage, DuMont Reiseverlag, 456 Seiten
TU-BAF (1999): Lagerstättengeologisch-petrologische Exkursion nach Namibia, Vorbericht,
204 Seiten
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Thema 8: Geologisches Profil Brandberg-Swakopmund (Spitzkoppe, Erongo-Berge)
8.1
Allgemeines
Geologisch betrachtet gehören das Erongo-Gebirge, die Spitzkoppe und der Brandberg zur Gruppe der
sogenannten Post-Karoo-Gesteinkomplexe, die alle magmatischer Entstehung sind. Es handelt sich
dabei um vulkanische oder plutonische Felsmassive, die sich vor ca. 130 Mio. Jahren im Anschluss an
die Karoo-Zeit bildeten und sich auf einem ca. 130 km breiten und ca. 220 km langen Gürtel zwischen
Cape Cross und Omaruru erstrecken.
Alle drei Gebirge weisen eine ähnliche Entstehungsgeschichte auf. Die Magmen, aus denen die Gebirge aufgebaut sind, quollen vor ca. 130 Mio. Jahren durch das Auseinanderbrechen Gondwanas aus
dem Erdinneren auf und drangen in die Rumpffläche des abgetragenen Damara-Gebirges und in die
auflagernden karoo-zeitlichen Schichten ein.
Die Bildung der enormen Magmen-Mengen ist auf einen „Hot-Spot“ zurückzuführen, der aus ca. 2900
km Tiefe aufstieg. Diese Wärmeblase breitete sich an der Untergrenze der Erdkruste aus und heizte sie
so stark auf, dass es dort zur Bildung von Magmenherden kam. Durch das Aufbrechen des GondwanaKontinents kam es zu großen Spannungen in der Erdkruste, was zu Folge hatte, dass alte tektonische
Schwachstellen wieder aktiviert wurden und ideale Aufstiegsbahnen für die Magmen der Post-KarooGesteinskomplexe bildeten. Damit waren alle Voraussetzungen zur Bildung riesiger Vulkane und Plutone gegeben.
8.2
Der Brandberg
Der Königstein des Brandberg-Massivs bildet mit 2574 m ü. NN die höchste Erhebung Namibias. Bei
einem mittleren Durchmesser von mehr als 20 km bedeckt der Brandberg-Intrusiv-Komplex insgesamt
eine Fläche von etwa 450 km2. Der Post-Karoo-Gesteinkom-plex des Brandbergs besteht im Wesentlichen aus granitischen Gesteinen. Charakteristisch für den Brandberg ist das Auftreten mineralogisch
unterschiedlicher Granit-Varianten, die in einer großräumigen Ringstruktur angeordnet sind.
Die Entstehung des Brandbergs erfolgte vor etwa 130 Mio. Jahren während der Post-Karoo-Zeit. Als
Vorbote der Gondwana-Aufspaltung drangen gewaltige Massen granitischen Magmas aus den Tiefen
der Erde in die auflagernden Damara-Metamorphite, Karoo-Sedimente und Vulkanite ein. Der in der
Erdkruste eingedrungene Granit-Pluton erstarrte mehrere Kilometer unter der damaligen Erdoberfläche und wurde erst in den folgenden Jahrmillionen durch die immerwährende Abtragung zu dem freigelegt, was wir heute den Brandberg nennen.
Als die Unmengen granitischer Schmelze aufstiegen, kam es an deren Kontakt mit den KarooSedimenten zur Kontaktmetamorphose. Die Sedimentschichten wurden durch den Aufstieg der
Schmelze zerrüttet und gleichzeitig durch Hitzeeinwirkung verändert. Es entstand ein Trümmergestein, der Pyrophyllit, eine so genannte magmatische Brekzie.
Im Westen und Nordwesten tauchen pelitische Metasedimentserien auf, welche aus Biotitschiefer,
Kalksilikaten und Quarziten aufgebaut sind. Petographisch ist der Brandberg aus Hauptgranit, Ägirinaugit-Granit, Rote Aplit, Weißer Aplit und Brandbergit aufgebaut.
Als besondere Sehenswürdigkeit auf dem Brandberg zählen die Felsmalereien der Menschen, die auf
ihm Zuflucht gesucht haben. Die bekannteste Malerei ist die „Weiße Dame“. Sie wurde 1917 entdeckt
und auf ein Alter von 1500 plus/minus 300 Jahre datiert.
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Abb. 8-1: Geologische Karte des Brandbergmassivs
8.3
Das Erongo-Gebirge
Die Fahrt über ca. 150 km vom Brandberg zum Erongo-Berg erfolgt über die C36 zur D2306, wo der
Erongo-Berg auf der linken Seite empor ragt.
Das Erongo-Massiv ist mit einem Durchmesser von ca. 40 km der größte aller Post-KarooGesteinskomplexe. Seine höchste Erhebung, der Hohenfels, liegt 2319 m ü. NN am westlichen Rand
des Gebirges. Das Erongo-Gebirge weist granitische und vulkanische Gesteine auf. Die geologische
Besonderheit des Erongo-Gebirges liegt darin, dass der hier vorkommende Granit nicht im Zuge einer
Orogenese in die höhere Erdkruste aufgestiegen ist. Dieses Phänomen kann im Erongo besonders gut
untersucht werden, da dieses Massiv durch starke Verwitterung zum Teil bis auf die Grundmauern
abgetragen wurde.
Die Entstehung des Erongo-Gebirges begann während der Post-Karoo-Zeit auf dem GondwanaKontinent vor etwa 130 Mio. Jahren. Vor der Aufspaltung der Festlandmassen Gondwanas öffnete
sich die Erde im Bereich des heutigen Erongo-Massivs und es kam zur Überflutung der umliegenden
Landstriche durch Lavaströme. Dies war die Geburtsstunde des Erongo-Vulkans. Während seiner aktiven Zeit stieß der mit jeder Eruption größer werdende Feuerberg das unterschiedlichste vulkanische
Material aus. Während der zahlreichen Eruptions- und Explosionsphasen entstanden Gesteinsschichten
unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung. Den daraus resultierenden, regelmäßigen LagenAufbau der Erongo-Außenwand kann man durch morphologisch erkennbare Unterschiede nachvollziehen. Durch den Auswurf riesiger Lavamengen kam es nach Abschluss der extrem langen Eruptionsgeschichte von ca. 20 Mio. Jahren im tieferen Untergrund des Erongo zu einem Massenverlust.
Daraus resultierte eine Instabilität und der Untergrund konnte das Gewicht des Berges nicht mehr tragen, wodurch es zum Einsturz des Erongo-Vulkans kam.
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Der stärkste Einbruch fand dabei im zentralen Bereich des Vulkankegels statt, so dass es zur Ausbildung einer großen Schüsselstruktur, einer sogenannten Caldera, kam. Diese Caldera ist heute das prägende, landschaftliche Merkmal im Inneren des Erongo-Gebirges.
Der Einsturz war noch nicht das Ende der magmatischen Ereignisse. Durch das Einbrechen der Caldera waren ringförmige, tiefreichende Risse um den Krater in der Erdkruste entstanden, die zu Aufstiegsbahnen für weitere Magmen wurden. Diesmal handelte es sich nicht um vulkanische Schmelze
sondern um granitisches Magma, welches nicht bis an die Erdoberfläche vordrang, sondern unter dem
Fuß des Erongo stecken blieb und erstarrte. Diese Granite bilden heute, konzentrisch angeordnet, einen Granit-Ring um die Lava-, Ignimbrit- und Ascheschichten und formen auf diese Weise einen typischen magmatischen Ringkomplex. Wenn man sich die Außenwände des Erongo anschaut, erkennt
man in den unteren Regionen auffällig, glatte, rundliche Fels-Partien, welche sich morphologisch stark
von der sonstigen Felsmauer unterscheiden. Dabei handelt es sich um den Granit, nach dessen Bildung
der Erongo-Vulkan zur Ruhe kam.
Zusammenfassend kann man sagen, dass der Erongo-Berg ein Ringgebirge mit steilen Außenrändern,
hohen Randbergen und einer eingesenkten, inneren Hochfläche ist. Er besteht aus einem Sockel kristalliner Schiefer mit eingeschalteten Granitstöcken und Pegmatitgängen, einer Dreifachdecke von
Sandstein, einem mit Quarzdiorit erfüllten Eruptionszentrum und aus 3 Aufbrüchen eines noch jüngeren Granits. Der Schiefersockel enthält Phyllite, Tonschiefer, Quarzit, zahlreiche Marmorlagen und
Amphibolitbänke. Die eingedrungenen Granitstöcke bestehen aus verschiedenen Graniten, von denen
die meisten unzählige Pegmatitgänge aussenden, darunter auch Zinnerzführende.
Der kristalline Sockel wird in der Osthälfte des Gebirges überlagert von einer über 300 m mächtigen
Serie von Quarziten, Konglomeraten, Sandsteinen und dem Erongosandstein. Nach Norden geht dieser
in eine weniger mächtige, sehr grobe Brekzie, die Uferfazies des Erongosandsteins, über. Auf dem
Sandstein liegt eine fast 100 m mächtige Decke von Melaphyr und Melaphyrmandelstein, außer im
Südosten, dort liegt diabasähnliches Ergussgestein auf. In ganzer Ausdehnung wird der Melaphyr von
mächtigen Quarzporphyrit und Quarzporphyr überlagert. Die Ausbruchstellen der porphyrischen Decke liegt im Zentrum des Gebirges und wird von Quarzdioriten ausgefüllt.
8.3.1 Die Granit-Formationen von Bull`s Party bei Ameib:
Bei Bull`s Party kann man zahlreiche, imposante Granit-Formationen sehen, die neben ihrem spektakulären Aussehen eine große Vielfalt interessanter geologischer Phänomene aufweisen. Granit besteht
im Wesentlichen aus Feldspat, Quarz und Glimmer. Trotz seiner mechanischen Härte unterliegt auch
der Granit der Verwitterung. Als Folge der Temperaturverwitterung verlieren Granitblöcke an Größe
und die ursprünglich eckigen Felskörper werden zu Kugeln abgerundet. Diese abgerundeten Formen
bezeichnet man als „Wollsackbildung“. Es kann aber auch zu schalenförmigen Abplatzungen an den
Oberflächen kommen. Dabei handelt es sich um die so genannte Desquamation. Der Kernsprung ist
als extremste Form der Temperaturverwitterung bei Bull`s Party zu sehen. Dabei kommt es bei großen
und schnellen Temperaturänderungen zum Zerspringen einer Granit-Kugel in zwei Teile.
Auch die Folgen der Lösungsverwitterung sind hier zu finden wie z.B. die Bildung von „Granitwannen“ oder die Entstehung von Granitsockeln.
8.4
Die Spitzkoppe
Zur Spitzkoppe fährt man ca. 80 km vom Erongo-Berg über die B2 auf die D1918.
Die Spitzkoppe besteht aus zwei markanten Inselbergen, der Großen Spitzkoppe, welche 1728 m üNN
liegt und der Kleinen Spitzkoppe, welche 1584 m üNN liegt. Wie auch der Erongo gehört die Spitzkoppe zur Gruppe der magmatischen Post-Karoo-Gesteins-komplexe. Die weiten Flächen, welche die
Landschaften um die Spitzkoppe charakterisieren, stellen die erodierte Rumpffläche des mehr als 500
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Mio. Jahre alten Damara-Gebirges dar. Die granitischen Magmenmassen der Spitzkoppe drangen fast
400 Mio. Jahre später in diesen uralten Gebirgsrumpf ein. Die Granit-Plutone stießen bei ihrem Aufstieg nicht bis zur Erdoberfläche durch, sondern erstarrten mehrere Kilometer tief unterhalb in der
Erdkruste. Die Große und Kleine Spitzkoppe kamen erst in den folgenden Jahrmillionen durch Abtragungsvorgänge ans Tageslicht. Diesen Vorgang bezeichnet man als Inselberg-Bildung.
Für eine solche flächenhafte Abtragung ist eine intensive physikalische und chemische Verwitterung
notwendig. Erst wurde die Deckschicht über den Granitstock abgetragen, bis dieser an die Oberfläche
gelangte. Da die Gesteine der Rumpffläche nicht so verwitterungsresistent waren wie der Granit, kam
es zur weiteren Abtragung der umliegenden Flächen, so dass der Granitstock relativ zur Umgebung in
die Höhe wuchs.
Makroskopisch unterscheiden sich die Granite der Großen und der Kleinen Spitzkoppe nur wenig.
Beide sind grobkörnig, homogen und besitzen eine richtungslose Textur. Der Unterschied ist durch
ihre verschiedene Entstehungszeit bedingt. Beide Granite sind von umfangreichen Pegmatitbildungen
begleitet, wobei die Restschmelzen in dieser Region sehr B-, Be- und F-reich waren (besonders, die
der kleinen Spitzkoppe) und es somit zu einer intensiven Bildung von Turmalin, Topas und Beryll
kam. Diese Minerale sind oft mehrere Zentimeter groß und in guten Kristallen bis hin zu Edelsteinqualität ausgebildet.
8.5
Hentiesbaai und Cape Cross
Um von der Spitzkoppe nach Hentiesbaai zu kommen, fährt man ca. 100 km auf der D1918. Von dort
gelangt man über die C34 zum Cape Cross, welches ca. 50 km nördlich von Hentiesbaai liegt.
Hentiesbaai liegt 70 km nördlich von Swakopmund, im alten Flusslauf des Omaruru Rivers. 1965
erhielt Hentiesbaai Ortsstatus.
Zwischen Hentiesbaai und Wlotskasbaken befinden sich die bekannten Flechtenfelder, welche eine
komplizierte Symbiose zwischen Blaualgen und Schlaupilzen darstellen. Der Schlauchpilz zieht das
Wasser aus der Luft, um sich und auch die Algen damit zu versorgen. Die Alge ist für die Versorgung
mit fester Nahrung verantwortlich. Sie verarbeitet Nährstoffe aus dem Boden und beliefert ihrerseits
damit den Schlauchpilz. Die beiden sind völlig abhängig voneinander und gelten als eines der größten
Naturwunder der Wüste.
Das Cape Cross (Kreuz Kap) wurde 1485 von dem ersten Europäer, dem portugiesischen Seefahrer
Diego Cao, besucht. Er hinterließ als Visitenkarte ein Kreuz, welches 1893 wieder entdeckt wurde.
Dieses Kreuz nahmen Deutsche als kulturgeschichtliches Denkmal mit. Heute kann das Kreuz im Museum für deutsche Geschichte besichtigt werden, es ist jedoch stark verwittert.
Am Cape Cross ist außerdem noch eine Kolonie von Zwergpelzrobben, auch bekannt als Seelöwen
oder Ohrenrobben, beheimatet. In der Kolonie am Cape Cross leben derzeit ca. 80.000 -100.000 Tiere.
Die Bullen kommen nur zur Paarungszeit Mitte Oktober zur Kolonie und bleiben sechs Wochen. Die
Geburten der Jungtiere ist im November/ Dezember. Mehr als 30% der Robbenjungen sterben bevor
sie ausgewachsen sind durch Frühgeburten, Verletzungen im Gedränge, Verhungern oder Ertrinken.
Das Cape Cross Seal Reserve liegt 50 km nördlich von Hentiesbaai am Antlantik.
8.6
Die Skelettküste / Skeleton Coast Park
Um zum Skeleton Coast Park zu kommen, fährt man etwa 100 km vom Cape Cross auf der C34 nach
Norden.
Der eigentliche Skeleton Coast Park umfasst allerdings nur den Küstenstreifen vom Ugab bis zum
Kunene. Um die Skelettküste ranken sich Legenden und Mythen von Schätzen in gestrandeten Schiffen, von kopflosen Skeletten, schneeweißen Käfern, die Erdöl anzeigen und um herumliegende Dia-
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manten, Amethysten und Achate. Der Mythos „Skelettküste“ wurde jedoch vor allem durch die vielen
tragischen Geschichten um gestrandete Schiffe und durch die Skelette gestrandeter Wale begründet.
1971 wurde der nördliche Abschnitt der Skelettküste als Skeleton Coast Park proklamiert. Er ist der
dritt größte Park Namibias mit 16390 km2 und liegt im Bereich einer ca. 20-40 km breiten Küstenplattform. Sie wird begrenzt durch die Große Randstufe und die Berge des Damaralands.
Die Geologie der Skelettküste weist ein großes Spektrum an Felsformationen aus dem DamaraZeitalter auf. Heute bilden diese Gesteine in Form der völlig eingeebneten Rumpffläche des ehemaligen Damara-Hochgebirges zusammen mit karoo-zeitlichen Schichten die Küstenplattform. Zu sehen
sind zahlreiche Felsinseln die nicht komplett der Erosion unterlagen, Dünengürtel und Schutt-Flächen.
Die Küstenplattformen entstanden durch tiefgründige Verwitterung, kombiniert mit starker Abtragung
durch Fließgewässer die die Skelettküste einebneten.
Die Dünen befinden sich erst im Norden der Skelettküste ab der Torra Bay. Das sie erst ab der Torra
Bay anzutreffen sind, liegt an der Morphologie der Küstenplattform und an den starken Windeinwirkungen. Durch das stärkere Landschaftsrelief, welches Windschutz bietet, kann es zur Ansammlung
von Sand kommen und zur Bildung von Dünen. Von dort aus erstrecken sich die sehr mobilen Brachan-Dünen, die durch den Wind nach Norden getrieben werden, um sich hinter Torra Bay zum nördlichen Dünenmeer der Namib zu vereinen. Die Dünenbildung setzte erst vor ca. 2 Mio. Jahren ein.
Die Dünen können verschiedene Farben aufweisen. Zum Beispiel kann man häufig einen roten
Schimmer erkennen, bei dem es sich um Ansammlungen von zermahlenem Granat handelt. Dieser
rote Granatsand tritt oftmals in Kombination mit schwarzem Sand auf, welcher aus zermahlenem Basalt-Gestein besteht.
8.7
Swakopmund
Tsoa Xoub heißt das Revier bei den Nama. Da die Deutschen dieses Wort nicht aussprechen konnten,
machten sie Swakopmund daraus.
Swakopmund war 1892 von den Deutschen als Gegenstück zu dem britisch kontrollierten Hafen von
Walvis Bay gegründet wurden.
Das Kanonenboot Hyäne bezeichnete am 4. August 1892 eine Landstelle nördlich der Mündung des
Swakop mit zwei Balken. Drei Wochen später erfolgte die erste Landung mit 120 Mann der Schutztruppe, 40 Siedlern mit Ausrüstung und Zuchtvieh. Zehn Jahre lang wurde alles, was in DeutschSüdwestafrika gebraucht wurde, in Swakopmund an Land gebracht. 1905 wurde ein Holzlandungssteg
mit 325 m Länge in Betrieb genommen, welcher bis 1914 hielt. Nach südafrikanischer Mandatsübernahme wurde Swakopmund nicht mehr als Hafen gebraucht und in Folge des Londoner Abkommens
1923 als Urlaubsort ausgebaut.
Von der deutschen Atmosphäre ist in Swakopmund viel erhalten geblieben. Eine große Anzahl von
Häusern und Gebäuden sind im Jungenstil erbaut. Zu den besonderen Sehenswürdigkeiten zählt die
aus Eisen gebaute Landungsbrücke Jetty, die 1929 in Betrieb genommene Hansa Brauerei, der Bahnhof welcher im „Wilhelminischen Stil“ gebaut wurde, der Leuchtturm mit 21 m Höhe, das Gefängnis,
das Heimatmuseum und das erst 1995 eröffnete Aquarium.
8.8
Literatur
Grünert, N. (2003): Namibias faszinierende Geologie, 3. überarbeitete und erweitere Aufl., Klaus Hess
Verlag, Göttingen – Windhoek, 207 Seiten
Pack, L. und P. (2002): Namibia, 1. Aufl., DuMont Reiseverlag, 424 Seiten
TU Bergakademie Freiberg (1999): Lagerstättengeologisch-petrologische Exkursion nach Namibia,
203 Seiten
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Thema 9: (Alaskite) Uranvererzung/ Umweltprobleme
9.1
Einführung
Die Rössing-Mine ist der größte offene UranTagebau der Welt mit einer momentanen Abbautiefe von 300 m. Der Uran-Gehalt in den
Muttergesteinen beträgt 0.05 %. Der trotz
dieser geringen Urankonzentration lohnende
Abbau ist auf die oberflächliche Lagerung der
Uranerze zurückzuführen.
Die Mine liegt 70 km östlich von dem
Küstenort Swakopmund nahe der Strasse B2
am Khan-Trockenfluss sowie 200 km von der
Hauptstadt Windhoek entfernt in der
Namibwüste.
Aufgrund dieser geographischen Lage und
einem durchschnittlichen Niederschlag von 30 Abb. 9-1: Übersichtskarte (Grünert, Nicole, „Namibias faszinierende Geologie - Ein Reisehandbuch“)
mm im Jahr findet sich hier nur eine karge
Landschaft - spärliche Vegetation, Felsnasen sowie Kiesebenen.
Die Mine gehört der britischen Firma Rio Tinto Zink. Gewonnen wird das Uran durch die Firma "Rössing Uranium Limited", einen Zweig der Rio-Tinto-Zink-Bergwerksgruppe.
Rio Tinto Group of Companies hat einen Anteil von 68,6% an der Mine (8). Weiterhin gehören je
10% dem Staat Iran sowie der Industrial Development Corp of South Africa Ltd (8). Die Urangesellschaft mbh (Deutschland) ist mit 5% an der Mine beteiligt (9). Mehrere Länder sind mit der Mine
durch ein Lieferankommen verbunden (England, Frankreich, BRD). 1996 stammten laut Bundesregierung etwa 32% des in der BRD verwendeten Urans aus Afrika (7).
9.2
Uran
Uran wird in den Atomkraftwerken vieler Ländern als Brennstoff genutzt. Es ist eine der stärksten
natürlichen Energiequellen. Das natürlich auftretende, metallische Element ist radioaktiv. Bei seinem
Zerfall wird energiereiche Strahlung freigesetzt. Diese wiederum kann genutzt werden, um andere
Formen der Energie zu produzieren, zum Beispiel Wärme. In Atomkraftwerken wird diese Wärme
genutzt, um Dampf herzustellen, der Turbinen antreibt, welche Elektrizität produzieren. Eine Tonne in
Rössing produziertes Uranoxid enthält die Energie von 25000 Barrel Rohöl. (8)
9.3
Geologie
Rössing befindet sich in der Zentralzone des
intrakontinentalen Zweiges des Damara-OrogenGürtels, welcher den afrikanischen Kontinent
durchquert.
Die Damara-Gebirgsbildung zählt zu einer Gruppe von
Orogenesevorgängen, die zum Ende des Präkambriums
weltweit eine ganze Reihe von Gebirgen entstehen
ließen. Vor rund 560 Mio. Jahren wurden die damals
Abb. 9-2: Kratone (Grünert, Nicole, „Namibias
faszinierende Geologie - Ein Reisehandbuch“)
51
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bestehenden Festländer der Südhalbkugel zu einer Einheit zusammengeschweißt. Es entstand die große zusammenhängende Landmasse des Gondwana-Kontinents.
Die Festlandsbereiche des Kalahari- und Kongo-Kratons sowie die angegliederten Festlandsbereiche
des Vaalian und Mokolian unterlagen Prozessen der Verwitterung und Abtragung. Daher gelangte
Abtragungsmaterial in den Meeresarm, der zwischen beiden Kratonen lag und sich mehrere 100 km
breit von Walvis Bay bis zu dem sogenannten Katanga-Kupfergürtel nach Sambia erstreckt. Im gleichen Zeitraum wurde ozeanische Kruste subduziert, so dass sich die Kratone innerhalb von 190 Mio.
Jahren immer weiter annäherten. Schließlich kam es zu einer Kollision des Kongo-Kratons mit dem
Kalahari Kraton. In Folge dessen wurden die marinen Sedimente zu einem riesigem Faltengebirge,
dem Damara Gebirge, aufgetürmt. Die dabei herrschenden extremen Druck- und Temperaturbedingungen wandelten die sandig-tonigen Tiefwasserablagerungen in metamorphe Gesteinen, den Glimmerschiefer um.
Will man sich diese
Gesteine
genauer
anschauen, lohnt sich eine
Fahrt entlang der Strasse
C28 etwa 10 km aus
Windhoek hinaus. Die hier
aufragenden
Böschungen
bestehen aus dem erwähnten
Glimmerschiefer.
Seine Abb. 9-3: Kollision der Kratone (Grünert, Nicole, „Namibias faszinierende
hell-dunkle
Bänderung Geologie - Ein Reisehandbuch“)
wird
durch
eine
Wechsellagerung von Mineralen hervorgerufen. Die dunklen Lagen bestehen aus Ton- und Glimmermineralen, die hellen Bänder aus Quarz, welcher oft auch deformiert in großen Linsen mit welliger
und gefalteter Struktur erscheint.
Auch Granat-Glimmerschiefer baute das Gebirge mit auf. Dieser ist heute als Ansammlungen feinst
zermahlenen Granats als roter Schimmer auf den Dünen zu beobachten. Nicht selten zeichnet er skurrile Muster auf den Sand. Bei Strandwanderungen lohnt es sich also durchaus Glimmerschiefergerölle
auf Granate zu untersuchen. Ebenso gibt es auch schwarze Sandablagerungen auf den Dünen, die aus
fein zermahlenem Basaltgestein oder aus kleinsten Magnetit- oder Ilmenit-Partikeln bestehen. Die
magnetischen Eisenminerale waren Bestandteile des Festgesteins der Damara-Formation. Mittels
Magneten sind die Eisenmineral-Ablagerungen leicht von den schwarzen Basaltsanden zu unterscheiden.
Gegen Ende des Orogeneseprozesses stiegen zahlreiche Magmenkörper auf, die durch die aufgeschmolzene Kruste des Meeresarms und des Kongo-Kratons gespeist wurden. Es entstanden Granitplutone in den aufgetürmten Sedimentstapel. Im Zeitraum von 650 bis 460 Mio. Jahren bildete sich
auf diese Art und Weise der Faltengebirgszugs des Damara-Gebirges heraus. Die Gesteine werden als
Damara-Formation bezeichnet.
In den folgenden Jahrmillionen unterlag das Damara-Gebirge den Kräften der Verwitterung und Abtragung. Infolge dessen fand eine starke Einebnung statt. Vor ca. 100 Mio. Jahren kam es dann jedoch
im Anschluss an die Gondwana-Spaltung zu einer großräumigen Landhebung. Außerdem fand ein
erneuter Aufstieg von Magmen in diesen Zeiten großer tektonischer Aktivität statt. Sie drangen in die
Rumpffläche des abgetragenen Damara-Gebirges und in die auflagernden karoo-zeitlichen Schichten
ein. Als Aufstiegsbahnen dienten dabei die uralten Schwächezone in der Erdkruste, die schon ca. 400
Mio. Jahre zuvor während der Damara-Gebirgsbildung aktiv waren. In Verbindung mit dem Aufbrechen des Gondwana-Kontinents wurden diese tektonischen Schwachstellen erneut aktiviert. Durch
52
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erneute Abtragung erinnern heute nur noch sanft gewellte Bergzüge, verstreute Granit-Kuppen oder
eingeebnete Rumpfflächen an das ehemalige Damara-Gebirge.
Das Uranvorkommen der Rössing-Mine liegt im zentralen Teil der präkambrischen Gneis-, Marmorund Quarzit-Gesteine des alten Damara-Gebirges. Das Auftreten der Erze ist an die Verbreitung der
besonders natriumhaltigen Granite (alkalischer Granite), der so genannten Alaskite gebunden, die bei
der Endphase der Damara-Gebirgsbildung vor etwa 470 Mio. Jahren aus dem Erdinneren aufstiegen.
Zwar ist Uran in Spuren in allen granitischen Gesteinen enthalten, die Anreicherung in den Alaskiten
von Rössing liegt jedoch weit über dem Durchschnitt. Die genaue Ursache für diese Konzentration ist
noch nicht geklärt. (1)
9.4
Entwicklung der Lagerstätte
Das Uranvorkommen wurde 1928 durch den Prospektor Peter Louw entdeckt, seine Bemühungen
hinsichtlich einer wirtschaftlichen Entwicklung der Lagerstätte schlugen zu Beginn jedoch fehl. Erst
1956 kam es zu einer begrenzten Prospektion bezüglich der radioaktiven Anomalie. 1967 gingen die
Schürfrechte an die Firma „Rio Tinto Zink“, und in Folge dessen begann Rio Tinto South Africa ein
intensives geologisches und geophysikalisches Prospektionsprogramm zur Untersuchung des Gebietes. Dieses wurde 1973 abgeschlossen, und es begann die Erschließung des 3 km langen und 1 km
breiten Erzvorkommens. Der Abbau des Uraneisenerzkörpers begann im März 1976. Die volle Produktion wurde 1979 erreicht. Ende der siebziger Jahre war die Rössing Mine die größte Uranmine der
Welt. Heute ist die sie der fünf-größte Produzent von Uran weltweit und trägt 8% der Weltproduktion
(8).
9.5
Abbau und Aufbereitung des Erzes
Die Gesamtfläche dieser Lagerstätte beträgt 3,5 km x 1,3 km, wobei 200 g Uran pro Tonne Erz gewonnen werden.
Gefördert wird das Uran meist in der Form des Uranminerals Uraninit (UO2), aufgrund seiner dunklen
Farbe auch als Pechblende bezeichnet. Uraninit tritt granular auf mit Größen von wenigen Micron bis
zu 0,3 mm und baut etwa 55 % des Urans ein. Das zweithäufigste Uranmineral in der Mine ist BetaUranophan, welches durch seine leuchtend gelbe Farbe gut zu erkennen ist. Es handelt sich dabei um
ein Sekundärmineral, welches sich unter Einfluss von Wasser und Luftsauerstoff aus dem Uraninit
bildet. Es baut weniger als 5 % Uran ein. Neben diesen beiden wichtigsten Uran-Mineralen enthält die
Rössing-Lagerstätte auch Kupfer- und Eisenminerale sowie Vorkommen vom Flussspat (Fluorit).
Vor Beginn des Abbaus wird mit Hilfe von Messbohrungen im Abstand von 30 m der Urangehalt des
Gesteins in der Grube und damit die Rentabilität des Abbaus überprüft. Uranhaltiges Gestein wird
gesprengt, durch Bagger abgebaut, mit enorm großen Lastwagen (150 t) zu den Mühlen gebracht und
dort zerkleinert (80.000 t je Tag). Am Ende einer Kette fortschreitender Zerkleinerung des Gesteins
wird das Erz schließlich unter Zugabe von Wasser in Stabmühlen gemahlen. Anschließend fügt man,
um das Uran aus dem Gesteinsmehl herauszulösen, als Laugenmittel Schwefelsäure (700 t je Tag) und
Mangandioxyd hinzu. In einem komplizierten chemischen Extraktionsprozess wird dann nach langer
Prozedur reines Uranoxyd gewonnen:
Die 1. Stufe ist ein Ionenaustauschprozeß, bei dem durch Millionen von Harzperlen das Uran
aus der Lösung absorbiert und anschließend in einem geringeren Flüssigkeitsvolumen wieder
gelöst wird.
Die 2. Stufe ist ein Lösungsmittel-Extraktionsprozeß, welcher der ersten Stufe verfahrensmäßig gleicht, jedoch wird die Rolle der Harzperlen von einer organischen Flüssigkeit übernommen.
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Die konzentrierte uranhaltige Flüssigkeit wird nun mit Ammoniak versetzt. Es entsteht Ammoniumdiuranat (Ausfällung), der sogenannte "yellow cake“. Dieser wird anschließend bei ca. 600 Grad Celsius
getrocknet (Dehydratation). Das als Endprodukt auf diese Art und Weise gewonnene Uranoxyd (U3O8,
grau-schwarzer Puder) wird schließlich für den Transport in Stahlfässer abgefüllt. Nachdem bei den
Arbeitsschritten zuvor die radioaktive Belastung wegen des vergleichsweise geringen Urangehaltes
des Gesteins von nur 200 Gramm je Tonne Erz beschränkt bleibt, ist dies in der Endstufe der Produktion, in welcher das konzentrierte Uranpulver herausgefiltert wird, höher. Nach Angaben der RössingFoundation wird jedoch alles technisch mögliche getan, um die Gesundheitsgefährdung der Beschäftigten so gering wie möglich zu halten.
Die Abbaupläne des Unternehmens reichen bis zum Jahr 2012, jedoch lassen laufend niedergebrachte
Probebohrungen erkennen, dass noch weit darüber hinaus Uran gewonnen werden könnte. Momentan
werden bei voller Kapazität in der Mine eine Million Tonnen Erz pro Woche produziert.
9.6
Umweltprobleme
9.6.1 Wassernutzung
Wasser ist aufgrund der Lage der Mine in der Namib Wüste sehr rar. Daher ist das Wassermanagement von großer Wichtigkeit. Darin eingeschlossen ist die Reduzierung des Frischwasserkonsums
durch die Wiederaufbereitung von Wasser wo immer es möglich ist.
Seinen Frischwasserbedarf deckt die Rössing Mine aus weit entfernten Pumpstationen der Brunnenfeldern bei den Flüssen Omaruru und Kuiseb. Dies stellt eine erhebliche Belastung des namibischen
Wasserhaushaltes dar. Grundwasser, welches in der Nähe der Flüsse Khan und Swakop sowie anderen
Grundwasserleitern um die Mine gefunden wurde, ist brackig bis salzig.
Der absolute Wasserverbrauch betrug 2001 2.05 Mm³, also durchschnittlich 5623 m³/d. Wieder aufbereitetes Wasser hatte dabei einen Anteil von 72% am absoluten Wasserverbrauchs, Frischwasser 22%,
Wasser vom Khan Fluss 6%.
Die während des Gewinnungsprozesses produzierten Industrieabwässer werden in den mehrere Quadratkilometer großen, künstlich angelegten Tailing Damm abgeleitet.
9.6.2 Tailing Damm
Der Damm enthält zurzeit fast 250 Millionen Tonnen von gemahlenem und gelaugtem Erz. Dieser
Abfall enthält 25% Wasser. Während ein Teil des Wassers im Tailing Damm verbleibt, wird der „freientwässernde“ Teil an der
Oberfläche
verdunsten
Water flow in the tailings dam
oder in das darunter liegende Gestein versickern.
Water
Dieses Sickerwasser entTailings
Water recycled
hält verbliebene Säure und
Chemikalien, die während
des Prozesses eingesetzt
worden waren sowie RaSeepage collector
dam from where
dio-Nuklide, welche die
solution is recycled
Umwelt
kontaminieren,
wenn sie unkontrolliert
abfließen.
Bedrock from where it is pumped and recycled
Eines
der
UmweltProgramme ist die effektiAbb. 9-4: Tailing Damm
ve Funktion des hier not-
54
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wendigen Versickerungs-Kontrollsystems. Das Hauptziel ist die Wiedergewinnung/-findung des Sickerwassers so nah wie möglich am Tailing Damm, um Kontaminationen von Grundwasserleitern
außerhalb der Mine vorzubeugen. Dafür wurden das Pumpsystem und die Entwässerungsbohrlöcher
über die Jahre verbessert, um den Verdunstungsverlust vom Versickerungsdamm und Tailing Gebiet
zu reduzieren.
Im Jahr 2000 enthielt der Tailing Damm 36 Mm³ Wasser. Erkundungen und Bohrungen zeigten, dass
10 Mm³ Wasser aus den grob bis mittel gekörnten Tailings leicht extrahiert werden können, 700000
m³ jedes Jahr. Ein Ziel für 2001 war Konstruktion eines Brunnenfeldes auf dem Tailing Damm zur
Wiedergewinnung des hier gespeicherten Wassers und zur Reduzierung des Frischwasserbedarfs. Somit wurde ein Pumpsystem gebaut, das im November 2001 zu arbeiten begann. Aufgrund seiner chemischen Zusammensetzung kann das Tailing Wasser das Frischwasser nicht direkt ersetzen, aber es
kann bei verschiedenen Anwendungen im Behandlungsprozess als Industriewasser genutzt werden.
Basierend auf den Wasserzahlen von 2001 können rund 1500 m³/d von Frischwasser durch Industriewasser ersetzt werden.
Ein weiteres Ziel war die Prüfung der Nutzung von Industriewassers anstatt des Versorgungswasser
von besserer Qualität bei den Prozessanlagen und die Nutzung von Salzwasser für die Staubunterdrückung. Möglichkeiten für die Versorgung der Anlagen und der offenen Mine durch Industriewasser
werden noch untersucht. Die Prüfung eines Wasser-Recycling-Systems für die Staub Kollektoren an
der pre-screening Anlage, um den Wasserverlust in der Zerkleinerungsanlage zu reduzieren, findet
noch statt.
Zusammengefasst waren die Ziele für das Jahr 2002 (8):
1. Reduzierung des Frischwasserverbrauches über 1500 m³/d ab Juli 2002 durch die Nutzung von
Industriewasser von dem neuen Brunnenfeld auf dem Tailing Damm.
2. Entwurf eines Kosten effektiven Wasser-Recycling-Systems für die Staub Sammler der prescreening Anlage um den Wasserverlust zu reduzieren.
3. Untersuchung der Möglichkeit Frischwasser durch Industriewasser zu ersetzen in den Gesteinsmühlen.
9.6.3 Staubentwicklung - „Der Pilz“
"Bei schönem Wetter kann man ein sehr auffälliges Statussymbol der Rössing-Mine sehen. Auf dem
Weg vom Inland her erspäht der müde Reisende, der die Kühle und den Frieden von Swakopmund
sucht, in 100 Kilometer Entfernung eine riesige Wolke. Diese Wolke ist einige hundert Meter hoch
und etliche Kilometer lang und krümmt sich bei Westwind entlang der Inversionslinie von heißer und
kalter Luft... Sie sieht aus wie ein Atompilz und ist offensichtlich auf der Mine durch exzessiven
Gebrauch von Dynamit zur Lockerung des Felsgesteins entstanden.
Eine weitere riesenhafte Wolkenformation erscheint rund 60 Kilometer vor Swakopmund und kommt
von den Gesteinsmühlen. Manchmal sieht man sie spät in der Nacht in gelbem Schein... Der aufsteigende Staub kommt offensichtlich von Material, das Uran enthält...
Nun gibt es zwei Möglichkeiten, was mit diesem 'fall-out' geschieht:
Entweder, der 'fall-out' schlägt sich über dem Landesinneren nieder, oder, wenn er die Küste erreicht,
dort, zum Beispiel bei heftigen Sandstürmen, wenn der heiße Wüstenwind bläst. Die morgendlichen
Nebelbänke an der Küste sorgen täglich für einen starken Tauniederschlag. Sie setzen sich auf den
Pflanzen und am Boden ab und sehen aus wie gleichmäßig verteilter 'Staub' am Küstensaum.
Doch selbst wenn der 'fall-out' im Landesinneren niedergeht, ist der Küstenstreifen betroffen. Am
Zusammenfluss von Khan und Swakop wird der Boden verseucht. Wenn es dann ausnahmsweise ein-
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mal stark regnet, wird die bereits hochradioaktive Bodenschicht in die Flüsse fortgewaschen und sinkt
dort unverdünnt nach unten, möglicherweise bis ins Grundwasser.
Doch das Swakopmunder Wasserreservoir ist abhängig von dem Wasser aus diesen beiden Flüssen,
ebenso wie vom Kuiseb-Wasser." (Litzba, D.: Die Rössing-Mine in Namibia und ihre regionale und
internationale politische Bedeutung. Diplomarbeit, Bremen Juni 1983) (6)
9.7
Literatur
(1) GRÜNERT, NICOLE, „Namibias faszinierende Geologie - Ein Reisehandbuch“, Klaus Hess Verlag,
2000, 2.Auflage
(2) ROESENER, H., SCHREUDER, CP., „Nuclear and Fossil Fuels - Uranium“,
(3) SWANEY, DEANNA, „Namibia“, lonely planet, 2002
(4) http://www.antenna.nl/wise/uranium/ucros.html (Stand:19.03.2003)
(5) http://www.anti-atom.de/akwnamib.htm (Stand:05.04.2002)
(6) http://www.homepage.ruhr-uni-bochum.de/Dirk.Bussche/material/roessing.htm
(7) http://www.muenster.de/∼uwz/wiga/uran/rundgang/afrika.html
(8) http://www.rossing.com
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NAMEX 2003
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Thema 10: Küstendünen, Geologisches Profil zum Kuiseb, Namib-Naukluft
10.1
Route
Swakopmund auf B2 Æ Walvis Bay Æ C14 zum Kuiseb Canyon (~200km von Swakopmund)
ÆC14 nach SolitaireÆ36 nach Süden Æ nach Westen ins Sossusvley (~ 200km vom Kuiseb Canyon)
10.2
Kuiseb Canyon
Der Kuiseb-Fluss bildet die Grenze zwischen Felsnamib (Damara Sequenz) und Wüstennamib („Großes Sandmeer“), da die nordwärts gewehten Dünen vom Kuiseb Fluss in der Regenzeit weggespült
werden.
Der Kuiseb existiert seit mindestens 15 Ma. Zu dieser Zeit wurde das Karpfenkliff Konglomerat (ein
Kalkkonglomerat) abgelagert. Dieses setzt sich aus einem ehemaligen Schuttfächer, welcher am Fuß
der Großen Randstufe schüttete, zusammen. Ein Tal bestand wahrscheinlich schon seit 30 Ma in einer
Schwächezone des Grundgebirges. Der Canyon des Kuiseb bildete sich durch Tiefenerosion vor ungefähr 2 Ma, während einer feuchteren semiariden Phase. Durch den erhöhten Wasserfluss verlagerte
sich das Flussbett und schnitt sich dann tief in den Untergrund ein. Durch den niedrigen Meerwasserstand aufgrund der Vereisung der Nordhalbkugel wurde dieser Prozess begünstigt.
Durch den Einschnitt des Flusses sind Schiefer und Amphibolite aufgeschlossen. Diese wurden vor
550Ma als Tiefseetone abgelagert und im Zuge der Damara-Orogenese verfaltet und metamorph überprägt.
10.3
Namib-Naukluft Park
Der Namib-Naukluft-Park ist das größte Naturschutzgebiet des Landes. Er existiert seit 1979. Den
Hauptteil und auch die Hauptattraktion des Parks bildet die Namib-Wüste. Es handelt sich um eine
Küstenwüste. In Namibia erstreckt sie sich bis zur großen Randstufe d.h. bis maximal 120km ins Landesinnere. Sie wird als die älteste Wüste der Welt bezeichnet. Fakt ist, dass seit 80 Ma das Gebiet der
Namib tektonisch stabil und vom Klima her arid bis semiarid war. Es könnte sich also schon eine
Wüste ausgebildet haben. Ein Beweis für ältere fossile Wüsten ist der 30 Ma alte Tsondab Sandstein.
Das gesicherte Mindestalter der Namib selbst beträgt circa 5 Ma. Seit dieser Zeit dringt der antarktische Benguela-Meeresstrom in den Südatlantik ein. Die kühle Meeresluft dringt ohne Durchmischung
unter die warme Landluft (Inversionslage). Da sich keine Turbulenzen bilden, kommt es zu keiner
Regenwolkenbildung. Seit dieser Zeit ist die Namib (von kurzen semi-ariden Perioden im Quartär
abgesehen) voll-arid. An Dünenformen sind in der Namib Querdünen (Küstenbereich), Längsdünen,
Sterndünen und Barchane zu finden. Mit 200m handelt es sich hier um sehr hohe Dünen, aber nicht
den höchsten Dünen der Welt. Die Höhe über Normal Null beträgt 160-170m.
Das Sossusvley-Gebiet ist das End-Gebiet des Tsauchab-Flusses. Wenn der Fluss das Gebiet erreicht,
bilden sich Vleys aus. Ein Vley ist ein Gebiet von mit tonigen Sedimenten überzogenen und von Dünen umgebenen Pfannen. Sie entstehen durch eine Aufspaltung des Flusses, wenn er die Dünen erreicht. Es handelt sich aber nicht um eine Salzpfanne, wie die Etoscha-Pfanne, da das Wasser sehr
schnell versickert. Man könnte das Gebiet eher als Lehmpfanne bezeichnen.
Wie schon erwähnt werden die Dünen vom Tsondab-Sandstein unterlagert. Unter diesem wiederum
liegt das präkambrische Grundgebirge des Rehoboth-Sinclair-Komplexes.
Die Färbung der Dünen im Sossusvley hat verschiedene Ursachen. Die Rotfärbung wird hervorgerufen
durch einen Eisenoxidüberzug. Die grau-gelben Sande (kalkhaltig) stammen aus den Naukluft-und
Zaris-Bergen und wurden fluviatil durch den Tsauchab-Fluss zum Sossusvley transportiert.
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Thema 11: Geologie des Namalandes I
11.1
Geologie
Zeitgleich zur Bildung des Damaragebirges breitete sich auf dem Kalahari-Kraton eine Flachmeerzone
aus. In ihr wurden die Sedimente der Namaformation vor 630 – 520 Mio Jahre abgelagert. Das
Schelfmeer breitete sich auf der Rumpffläche des Rehoboth-Sinclair-Grundgebirges aus. Letztes besteht aus 1,5 Mrd Jahre alten Gneisen, Graniten und Vulkaniten. Die Namaformation selbst setzt sich
aus der Kuibis-, der Schwarzrand- und der Fishriver – Subgruppe zusammen. Im wesentlichen sind
es Tonschiefer und Sandsteine.
11.2
Tsarisberge
Die Tsarisberge gehören zur großen Randstufe. In Folge des Auseinanderbrechens von Gondwana
hoben sich vor rund 80 Mio. Jahren die Kontinentalränder rings um das gesamte südliche Afrika
schüsselförmig in die Höhe. In Namibia wurde dadurch eine Geländestufe erschaffen, die parallel zur
Küste verläuft und bis über 1000 m hoch sein kann.
Die Tsarisberge befinden sich südöstlich der Naukluft und bestehen aus ca. 600 Mio. Jahre alten
Schwarzkalkschichten. Die Schwarzkalk-Gesteine wurden wie schon erwähnt in einem Flachmeer
auf dem Grundgebirge abgelagert. Die Sedimentation führte zu einer fast horizontalen Schichtung,
deren natürliche Lagerung nachträglich nicht tektonisch beansprucht wurde, obwohl nördlich das Damara-Gebirge gefaltet wurde. Ursachen findet man im Rehoboth-Sinclair-Grundgebirge, welches sehr
stark verfestigt und versteift ist. Die aufliegenden Sedimente konnten somit nicht gefaltet werden. Die
Schichten der Tsarisberge weisen eine unterschiedliche Färbung auf. Es gibt dunkle Schichten, die auf
anaerobe Bedingungen während der Ablagerung im flachen Meer beruhen. Abgestorbenes organisches
Material sank zu Boden und wurde schnell von kalkigen Sedimenten überlagert. Die Zersetzung erfolgte damit ohne Einfluss von Sauerstoff und führte zur Vermoderung. Das Material konnte somit
nicht vollständig von Mikroorganismen zersetzt werden. Daraus ergibt sich die schwarze Färbung des
Kalkschlammes, der anschließend verfestigt wurde und die heutigen Schwarzkalk-Gesteine bildet. Die
helleren Schichten der Gesteinsfolge stammen aus sandigeren Ablagerungsphasen mit guter Sauerstoffdurchmischung. Auffallend im Bereich der Tsarisberge sind die deutlich sichtbare Talbildung und
markante Erosionserscheinungen. Sie wurden i.w. durch den Tauchab-Fluss in feuchteren Phasen des
Tertiär geschaffen.
11.3
Schwarzrand
Er gehört zum Südnamibianischen Schichtstufenland, welches einen Einblick in die Namaschichten
und die aufliegenden Karoo- Gesteine bietet. Dabei liegt der Schwarzrand im Westen des Schichtstufenlandes, der Weißrand bildet die östliche Grenze. Ersterer liegt zwischen Maltahöhe und Helmeringhausen. Diese Schichtstufe ist schon von weitem sichtbar, da sie bis zu 1000 m in die Höhe ragt.
Den Namen erhält diese Stufe von 540 Mio Jahre alten Quarziten, Sandsteinen und Tonschiefern
der Schwarzrand-Schichten (Nama-Formation). Die weite Ebene vor der Schichtstufe und der Hanganstieg werden von rel. weichen, schlecht wasserdurchlässigen Tonschiefern aufgebaut. Im obersten
Teil der Steilkante ist eine mächtigere Quarzitbank sichtbar. Für den nötigen Abtransport sorgt der
parallel zur Schichtstufe fließende Konkiep-Trockenfluss. z.B. 26 km nördlich Helmeringhausen gibt
es einzeln stehende Bergkuppen. Diese werden als Zeugenberge bezeichnet und entstehen durch den
rückschreitenden Einschnitt von Flüssen bei der Heraushebung der Schichtstufe. Bei dieser Erosion
können sich einzelne Berge abtrennen und bleiben dann als Zeugenberge erhalten. Sie sind der weiteren Erosion nicht mehr so sehr unterworfen wie die Schichtstufe selbst und prägen damit das Landschaftsbild.
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Thema 12: Geologie des Namalandes II
12.1
Die Geologie des Namalandes
Die Namagruppe stellt eine flachlagernde Sedimentgruppe dar, die zwischen ca. 650 und 530 auf der
so genannten Namaplattform ablagerten. Die Namaplattform ist die tektonisch stabile, tiefgründig
erodierte Landoberfläche des ehemaligen Rehoboth-Sinclair-Gebirges und des NamaquelandMetamorphit-Komplexes, die zur Zeit des Mokolians (1,75-1,05 Ga) durch Metamorphose von Sedimenten entstanden sind. Diese Plattform bildet heute den Untergrund von Südnamibia. Auf ihr haben
sich während der Damaraorogenese, während der die Namaplattform sich zu einem Flachmeerbereich
wandelte in der Zeit von 650-530 Ma die Sedimente der Namagruppe abgelagert, die dank der tektonischen Stabilität der Plattform noch immer so flashgelagert sind wie zur Zeit der Sedimentation. Man
unterscheidet im Großen und Ganzen 3 Untergruppen. Die älteste Sedimentgruppe ist die Kuibisuntergruppe und besteht aus hellen Quarziten und schwarzen Kalken, sie kann man zum Beispiel im
Rooirand finden. Die zweite Gruppe ist die Schwarzrandgruppe und besteht vor allem aus rotem
Sandstein und schwarz-grünen Tonsteinen. Die jüngste Sedimentuntergruppe ist Fischflussgruppe, die
vorrangig aus rotem Sandstein besteht.
Eine Besonderheit des Namalandes ist sein Fossiliengehalt, der ein weltweit begehrtes Forschungsobjekt darstellt. Hier wurde 1908 erstmals die Ediacarafauna nachgewiesen (Abdrücke von präkambrischen Weichkörperfossilien). In den 90er Jahren wurde hier dann auch das älteste hartschalige Fossil
(Namacalathus – wurde bisher noch nirgendwo anders nachgewiesen) der Welt gefunden, was sich
Dank einer gut datierbaren abdeckenden Ascheschicht (548,68 Ma) zeitlich sehr gut eingrenzen lässt
und damit den Wechsel vom Präkambrium zum Kambrium (543-539 Ma) und die damit verbundene
kambrische Faunenexplosion belegt.
12.2
Die Tirasberge
Als im Mokolian das Rehoboth-Sinclair-Gebirge entstand intrudierten Granite und Granitoide in das
Gestein der Sequenz und blieben auch bestehen als das umgebende Gestein erodiert wurde. Heute ist
diese Gegend im „Naturpark Tirasberge“ zusammengefasst und wird von den Pads D707 und D407
eingegrenzt. Wir nähern uns dem Gebiet von Norden über den Pad D707 und haben zur unserer Rechten die roten Dünen der Namib liegen, während sich das Bild zu unserer Linken von einer Inselberglandschaft mit einer faszinierenden Wollsackverwitterung zu einer mit Köcherbäumen bewachsenen
Hügellandschaft wandelt. An Straßenanschnitten kann man hier sehr häufig postgranitische Doloritdykes beobachten, welche die etwas älteren Granite durchschlagen haben und eine Mächtigkeit von wenigen Zentimetern bis hin zu 10 m haben. In einem Exkursionsbericht der Uni Würzburg ist zu lesen,
dass die Landschaft der Tirasberge einen guten Eindruck vermittelt, wie das Relief der Namaplattform
vor ca. 650 Ma ausgesehen haben muss bevor sich das Flachmeer bildete und die Sedimente der Namagruppe begannen sich abzulagern. Von der D707 aus biegen wir nach einiger Zeit (ca. 130 km
nachdem wir auf die D707 gekommen sind) nach rechts auf die C13 ab und zu unserer Linken taucht
nun der Rooirand auf.
12.3
Der Rooirand
Der Rooirand ist die eine weitere Randstufe, die dem Schwarzrand in südlicher und westlicher Richtung vorgelagert ist. Sie besteht aus den ältesten (präkambrischen) Einheiten der Namagruppe, der
Kuibisuntergruppe. Diese Sedimente überlagern hier diskordant gefaltetes Name-kristallin, das am
Fuße der Randstufe aufgeschlossen ist. Seinen Namen hat der Rooirand oder Rotrand von seiner roten
Färbung beim Untergang der Sonne. Auffallend sind die entlang der Randstufe unterhalb des Kontaktes zwischen Namaque-Basement und Namasedimenten oft diffus austretenden Quellen. Ein Vegetati-
59
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25.August – 15.September 2003
onsreiches Band am Fuße der Randstufe zeigt es den Quellhorizont entlang der Randstufe an. Wir
fahren die C13 entlang bis wir nach einiger Zeit ca. 5 km östlich von Aus auf die B4 stoßen.
12.4
Aus
Aus liegt auf dem Weg von Keetmansshoop nach Lüderitz und somit recht zentral, was so manchen
Reiseführer dazu verleitet zu behaupten, dass das Leben in Aus nur noch wegen der Tankstelle und
dem kleinen Supermarkt existiere, Einrichtungen, die die Reisenden benötigen um sich einzudecken
und aufzutanken. „Bekannt geworden“ ist Aus im ersten Weltkrieg, als die Mitglieder der deutschen
Kolonialtruppen dort interniert wurden und sich einrichteten, indem sie Häuser errichteten und Gärten
anlegten und so dem extremen Klima trotzten. Ab 1905 wurde eine Bahnstrecke von Lüderitz nach
Aus gebaut um die deutschen Kolonialtruppen besser mit Waffen und Proviant versorgen zu können.
Die Bahnhofgaststätte versprüht wohl noch immer den Charme der deutschen Vergangenheit. Die
Bahnstrecke hingegen wurde zwischenzeitlich einmal stillgelegt und ist erst in den vergangenen Jahren wieder belebt worden.
12.5
Der Weg nach Lüderitz
Wir wenden Aus den Rücken zu und begeben uns weiter in Richtung Lüderitz um kurz darauf an Garup vorbei zukommen. Garup war nach dem Bau der Bahnlinie die wichtigste Wasserversorgungsstation für Lüderitz, musste so das Wasser doch nicht mehr von Kapstadt aus mit dem Schiff exportiert
werden. Die Deutschen errichteten hier eine Militärstation und nach dem ersten Weltkrieg wurde, als
das Wasser aus dem ersten Bohrloch nicht mehr ausreichte ein zweites Loch gebohrt. 1990 wurde der
Bahnhof stillgelegt und das Ministerium für Umwelt und Tourismus betreibt die Bohrlöcher nur noch
zur Versorgung der Wüstenpferde, die in dieser Gegend leben. Es wird vermute, dass die Pferde ursprünglich aus der Zucht von Baron von Wolf stammten, die er auf Duwisib unterhielt. Heute, nach
der Stilllegung der Bahnstation Garup dienen die Bohrlöcher nur noch zur Versorgung der Wüstenpferde.
Auffällig ist der nördlich der B4 liegende „Dikke Willem“ oder Garup Berg, ein markanter buckelartiger, rundlicher ehemaliger Vulkanberg, der aus einem Karbonatit-Komplex besteht und ca. 50 Ma alt
ist.
Die Landschaft zur Rechten und Linken der Straße besteht hauptsächlich aus quartären Lockersedimenten, aus denen Inselberge kristallinen Gesteins herausragen. Es handelt sich hierbei um Metamorphite und vielfach Migamatite des Namaque-Metamorphit-Komplexes.
Im Norden verläuft der Koichab-Trockenfluß, der früher bis zum Atlantik reichte, heute aber nur noch
bis zur Koichabpfanne führt. Seit der Entdeckung tertiärer alluvialer Sedimente, so genannter „paleo
channels“ nördlich des Flussbettes wird hier das Wasser für Lüderitz gewonnen. Dabei handelt es sich
um fossiles Wasser, das nicht mehr gespeist wird und sich nicht regeneriert. Daher ist es nur eine Frage der Zeit bis sich Lüderitz einen neuen Weg der Wasserversorgung erschließen muss.
Kurz nach Garup beginnt zu unserer Linken das Diamantensperrgebiet I während das „Diamantensperrgebiet II“ zu unserer theoretisch zu unserer Rechten liegt, heute aber dem Namib Naukluft Park
angegliedert ist. Die Zeit des Diamantenfiebers begann 1908 als ein Bahnarbeiter in der Nähe von
Grasplatz (auf einer Geologischen Karte aus dieser Zeit wird Grasplatz noch als Grasabladeplatz bezeichnet), einem alten Bahnhof vor Lüderitz auf einen Diamanten stieß und in seinem Aufseher
Strauch zeigte, der Hobby-Mineraloge war.
Das nahe gelegene Kolmanskop wurde zum Firmensitz der Kolonialen Bergbau Gesellschaft. Heute
steht Kolmanskop leer und ist eine Geisterstadt, die besichtigt werden kann. Dabei war Kolmanskop
am Anfang des 20. Jahrhunderts eine reiche Stadt. Es gab eine eigene Eisfabrik und jeder Einwohner
erhielt kostenlos Stangeneis zur Kühlung geliefert. Es wurden Häuser gebaut, für die das Material aus
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Deutschland eingeführt wurde, ab 1911 gab es elektrischen Strom und auch das erste Röntgengerät
Afrikas wurde hier aufgestellt. Sogar eine Kegelbahn wurde aus Deutschland eingeführt. Kolmanskop
liegt nahezu unmittelbar vor Lüderitz südlich der B4 und ist somit Teil des Diamantensperrgebiet I
und kann daher nur im Rahmen von Führungen besichtigt werden.
12.6
Lüderitz und Lüderitzbaai
In Lüderitz angekommen haben wir das Ziel unserer Tagesetappe erreicht und können uns dem kleinen Städtchen und der Lüderitzbucht zuwenden. Lüderitz liegt wortwörtlich auf dem Trockenen. Es ist
steht auf dem Gestein des Nama-Metamorphit-Komplexes, der zum Beispiel am Ortseingangsschild
aber auch an vielen anderen Stellen der Bucht aufgeschlossen ist. Ein anderes Beispiel ist der Amphibolit, der durch Metamorphose aus den basaltischen Laven am Meeresgrund entstand und heute als
schwarze, lang gestreckte Felsenrippe die Landschaft durchzieht. Als erster Europäer betrat Bartholomeus Diaz am 25.7.1488 das Gebiet der heutigen Lüderitzbucht (Ein Padrao und der Leuchtturm mit
dem Namen Diaz-Point-Leuchtturm erinnern selbst heute noch daran). Lüderitz selbst wurde am Ende
des 19. Jh. von Bremer Kaufmann Adolf Eduard Lüderitz gegründet. In Lüderitz selbst findet man
wie in allen Städten Namibias noch deutliche Hinterlassenschaften der Deutschen Kolonialzeit, die der
Stadt ihren eigenen Reiz verleihen. So erinnern viele Straßennamen wie z.B.: Bismarckstraße oder
Vogelsang St., aber auch Wilhelminische Bauten und Jugendstilvillen immer wieder daran, dass Lüderitz Entstehung auf deutsche Wurzeln zurückzuführen ist.
Nördlich von Lüderitz liegt der Achatstrand. Früher konnte man hier riesige Achate finden, heute jedoch hat man Glück wenn man überhaupt winzige Bruchstücke an Achat findet. Das Mitnehmen der
gefundenen Bruchstücke ist allerdings leider verboten.
12.7
Literatur
Livia und Peter Pack, „Namibia“, Stefan Loose Travel Handbücher Berlin (2002), 422 S.
Nicole Grünert “Namibias faszinierende Geologie – Ein Reisehandbuch“, Klaus Hess Verlag Göttingen (2003), 207 S.
Elisabeth Petersen „Namibia“, Vista Point Köln (1994), 272 S.
http://www.gsn.gov.na/
http://www.uni-wuerzburg.de/geo-graduiertenkolleg/exkur/index.htm
61
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Thema 13: Kambrische Nama-Formation/ Geologie des Fish River Canyon
13.1
Fahrtroute
Lüderitz - Fish River Canyon (ca. 450km)
Am 18ten Tag der Exkursion fahren wir von Lüderitz die B4 zurück nach Aus und weiter bis Seeheim.
Die Straße ist seit 1993 durchgehend asphaltiert. Östlich von Aus wechselt die Geologie von älteren
Graniten und Gneisen des NamaquaKristallins in von Sedimentgesteinen der Nama-Gruppe aufgebaute Plateauberge. Seeheim ist seit der Vollendung der Eisenbahnstrecke nach Lüderitz 1908 ein Bahnknotenpunkt. Außer dem Bahnhof stehen noch das heute nicht mehr bewirtschaftete Bahnhofshotel
und zwei kleinere Häuser. In Seeheim biegen wir ab auf die C 12, einer gut ausgebauten Schotterstraße mit sehr vielen Steigungen und Bahnübergängen. Ihr folgen wir nach Süden bis kurz hinter Holoog,
wo wir nach Südwesten auf die D603 einbiegen und nach ca. 32km in Hobas zum Eingang des Fish
River Canyon Parks gelangen. Östlich der Straße gibt es zahlreicher Aufschlüsse. Im unteren Teil der
Hänge stehen Sedimentgesteine der Dwyka-Formation und im oberen Teil KarooBasalte mit eingelagerten KarooDykes an. Von Hobas aus führt eine 25 km lange, gut befahrbare Schotterpiste am östlichen Rand der Schlucht entlang. Von ihr aus gehen Stichstraßen zu mehreren Aussichtspunkten ab,
von denen der Blick in die Tiefe und auf die grandiose Felslandschaft fällt. An einem Aussichtspunkt
kann man auch ohne Genehmigung bis zum Fuße des Canyons hinabsteigen. Hierfür benötigt man
mindestens 2,5 Stunden, eine gute Kondition und ausreichende Wasservorräte! Nach weiteren 24km
erreichen wir Ai Ais, wo wir die nächsten zwei Nächte verbringen.
Abb. 13-1: Ausschnitt Karte
Namibia
13.2
Ai-Ais
Ai Ais bedeutet in der Nama Sprache „sehr heiß“ oder „brennendes Wasser“. Hier entspringen mehrere bis zu 60° heiße Quellen, die reich an gelösten Fluiden, Sulfaten und Chloriden sind. Das staatliche
Thermalbad gleich neben der Quelle ist ein beliebtes Erholungszentrum. Es bildet eine grüne Oase in
der Wüstenlandschaft. Das Wasser soll besonders für Rheumakranke heilsam sein. Es gibt ein Hallenbad mit unterschiedlich temperierten Becken sowie ein Freibad, ein Restaurant und eine Tankstelle.
Die Quellen wurden zufällig im letzten Jahrhundert von Angehörigen des Namastammes entdeckt. Sie
dienten den dt. Truppen während des Namaaufstandes 1903-1907 und während der Invasion der Südafrikanischen Truppen 1915 als Basislager.
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Ursprung der Quellen sind tief greifende Störungszonen, die dem im erdinneren aufgeheizten Grundwässern Aufstiegsmöglichkeiten bieten. Die verschiedenen Minerale im Thermalwasser sind aus den
durchflossenen Gesteinsschichten gelöst.
13.3
Fish River Canyon
Der Fish River Canyon gehört zu den bedeutendsten landschaftlichen Sehenswürdigkeiten im südlichen Afrika und ist der zweitgrößte Canyon der Welt. Er liegt etwas abseits inmitten der endlosen
Halbwüstenflächen im äußersten Süden Namibias. Häufig wird der Fish River Canyon mit dem Grand
Canyon im Südwesten der USA verglichen, doch Entstehungsgeschichte und Erscheinungsbild unterscheiden sich stark. Die Tiefe des Fish River Canyons beträgt „nur“ 450 - 550m, an der breitesten
Stelle ist er 27km weit. Der Canyon hat eine Länge von 160km von Seeheim bis Ai-Ais. Der Fish
River ist der längste Fluss Namibias. Seinen Ursprung hat er im östlichen Naukluft-Massiv; nach 650
km mündet er unterhalb von Ai-Ais in den Oranje River. Da der Fish River bereits in Hardap bei Mariental aufgestaut ist, führt er meist nur geringe Wassermengen mit sich. Im Winter, während der trockenen Jahreszeit, sieht man oft überhaupt kein Wasser bzw. nur einzelne Tümpel (Kolke).
Die Schotter des Fish Rivers sind häufig mehrere Dezimeter groß und sehr alt. Die heutige Sedimentfracht besteht fast ausschließlich aus Schluff, höchstens Fein bis Mittelsand. So wurden die groben
Schotter zu einem früheren, vermutlich feuchteren Klima transportiert. Als Zeitpunkt kommen die
Pluvialzeiten des Pleistozäns und vor allem die Übergangszeit vom Plio zum Pleistozän in Frage. Die
älteren Schotter sind mit einer Kalkkruste verbacken.
13.3.1 Entstehung des Fish River Canyon
Die Entstehungsgeschichte des Canyons begann vor ca. 350 Ma, die angeschnittenen Gesteine sind
jedoch wesentlich älter, bis zu 1,8 Ma. Sie gehören dem Namaqualand-Metamorphitkomplex an und
bauten einst ein mächtiges Gebirge auf. Die Gesteine stehen aber nur selten an, weil sie zumeist von
Hangschutt verdeckt sind. Dieses kristalline Basement setzt sich hier aus dunklen Gneisen mit großen
Quarzlinsen (Pyroxen-Granat-Paragneise) und Migmatiten zusammen, die während eines frühen Metamorphose-Ereignisses entstanden und noch vor Ablagerung der Sedimente der Nama Group ein weiteres Mal unter Metamorphosebedingungen gerieten. Dabei wurden sie grünschieferfaziell (Temperaturen von 350 - 450 C, Drücke von 3 - 5kbar) überprägt.
Vor ca. 880Ma wurde das Namaqualand Gebirge aufgrund immer noch herrschender, enormer tektonischer und magmatischer Aktivität von zahlreichen subvulkanischen Doleritgängen durchschlagen.
Nach Eindringen des Dolerits endet die Aktivität, das Gebirge wird abgetragen. So ist vor 650Ma nur
noch ein eingeebneter Gebirgsrumpf übrig. Dieser wird von einem Meer überflutet und es lagern sich
diskordant über das Basement die Gesteine der Nama-Formation (s.u.) ab.
Die eigentliche Geburt des Canyons war vor ca. 350Ma. Er ist in zwei Phasen während feuchterer
Klimate entstanden. Entlang alter tektonischer Bruchzonen senkte sich zunächst ein weitläufiger Graben ein, der das breite Urtal des Fisch Flusses bildete. Dieser schnitt sich infolge flächiger fluviatiler
Erosion in die Ebene ein und räumte dabei ein weites Tal in den Gesteinen der Nama Group aus. Das
dabei entstandene Plateau wird heute Humsplateau genannt. Vermutlich bildete der Fish River während dieser ersten Erosionsphase ein mäandrierendes System, was noch an Umlaufbergen und Altwasserarmen zu sehen ist.
Während der Gondwanavereisung vor 300Ma füllten Gletscher die Grabenstruktur aus und hobelten
sie zusätzlich aus. In für Touristen zugänglichen Bereichen sind diese Spuren jedoch schon abgetragen.
In der zweiten Erosionsphase überwog (und überwiegt) die Tiefenerosion des Flusses gegenüber seiner Flächenerosion. Diese Änderung im System wurde vermutlich durch Hebungstektonik induziert,
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welche in der leicht schräggestellten
Erosionsfläche der ersten Phase erkennbar ist. Als Ursache für die Heraushebung wird das Auseinanderbrechen Gondwanas vor 120Ma angenommen, da beides zeitlich zusammenfällt. Die Hebung vollzog sich vermutlich so schnell, dass eine Flächenerosion des Flusses nur noch sehr bedingt
möglich war. Dadurch entstand der
Schlucht-im-Tal-Querschnitt des Fish
River Canyons (Abb.13.1), der von der
Nama Group, die die Hochfläche bildet,
Abb. 13-2: Blick vom Hikerspoint Aussichtspunkt in den Fish
bis zum Namaqua-Kristallin (1,8 - 1,0
River Canyon
Ga) in der Talsohle einen eindrucksvollen Einblick in den Aufbau der südnamibischen Erdkruste ermöglicht.
Kontinuierliche Eintiefung gekoppelt mit rückschreitender Erosion ließen einerseits steile Felswände
(free faces) und Schuttrampen, andererseits Verebnungsflächen entstehen. Die mächtigen Schuttrampen enthalten das abgewitterte, in sich gegliederte Rohmaterial. Sie sind trotz weiterer Zerschneidung
und Umlagerung relativ stabil, worauf die teilweise Patinierung dieser Hänge hindeutet.
13.3.2 Die Nama-Formation
Die Nama Gruppe besteht aus drei Subgruppen: der Kuibis, Schwarzrand und Fish River Subgruppe.
Letztere ist nochmals in vier Formationen unterteilt.
Die Nama Group ist ungefähr 600 bis 450Ma alt, der überwiegende Anteil an Gesteinen ist jedoch
Kamrischen Alters. Sie besteht größtenteils aus nicht metamorphisierten, flach lagernden marinen
Sedimentgesteinen. Ein transgressiver, basaler, weißer Quarzit (Kuibis Subgruppe) wird sukzessive
von schwarzen Kalksteinen, grünen Schiefer und Sandsteinen, einem zweiten schwarzen Kalksteinhorizont (Schwarzrand Subgruppe) und roten Sand- und Tonsteinen (Fish River Subgruppe) überlagert.
Letztere stammen aus der Abtragung des sich zeitgleich bildenden Damaraorogens im Westen und
Norden.
In der Nama Group sind zahlreiche EdiacaraFossilien zu finden. Solche Fossilien wurden erstmals
1928 im heutigen Namibia entdeckt und von GÜRICH 1930 auf dem Geologischen Kongreß in Kapstadt erstmals vorgestellt und beschrieben. Die Organisation und die systematische Stellung der Ediacara-Fauna ist bis heute umstritten. Nach älteren Vorstellungen handelt es sich hierbei um erste primitive Metazoenreste, wie Quallen, Seefedern, Anneliden u. a., von denen es meist noch heute Vertreter
im Meer gibt. Nach SEILACHER stellen die Ediacara-Fossilien jedoch Reste von Lebewesen mit einem
von den heutigen Pflanzen, Pilzen und Tieren völlig verschiedenen Bauplan und somit ein eigenes
Reich dar, von dem seit dem Ende des Proterozoikums keine Vertreter mehr vorhanden sind. Die Ediacara-Fossilien gelten auf jeden Fall als die ersten makroskopisch erkennbaren Organismenreste, die
relativ zeitgleich auf verschiedenen Kontinenten erhalten sind. Der Name Ediacara stammt aus
Südaustralien, Fossilien dieses Typs gibt es aber auch in China, Nordamerika, NW-England u. a. Sie
sind dennoch keine exakten Leitfossilien.
Zeitgleich mit den Ediacara-Fossilien treten u. a. auch in den in Namibia anstehenden Gesteinen der
NamaGruppe die ersten Spurenfossilien auf. Diese sind meist einfach strukturiert.
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13.4
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Literatur
Grünert, N.: Namibias faszinierende Geologie – ein Reisehandbuch, Klaus Hess Verlag, Göttingen
1999
http://www.mineral.tu-freiberg.de/econgeology/lehre/namibia/
http://www.namibweb.com/canyon.htm
http://www.namibia-info.net/suednamibia/fishriver.html
http://www.uni-wuerzburg.de/geo-graduiertenkolleg/exkur/index.htm
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Thema 14: Südnamibisches Schichtstufenland
Abb. 14-1: Schematische Karte von S-Namibia mit seinen Sehenswürdigkeiten
14.1
Bildung eines Schichtstufenlandes
Eine Voraussetzung zur Bildung eines Schichtstufenlandes ist die Wechsellagerung von verwitterungsresistenten („harten“) und verwitterungsanfälligen („weichen“) Gesteinen. Außerdem ist ein
leichtes Einfallen der Schichtung nötig, was z.B. durch eine tektonische Kippung der ehemals flachlagernden Sedimentschichten verursacht werden kann (siehe Abb. 2).
Anders als in Gegenden mit Canyons, die durch lineare Erosion von Flüssen mit tiefen Tälern gekennzeichnet sind, werden Schichtstufenlandschaften durch flächenhafte Abtragung von Wasser und
Wind gebildet. Dabei bilden die „weichen“ Gesteine (z.B. Tone, Schiefer) weite Ebenen während die
„harten“ Schichten (z.B. Kalke, Sandsteine) als morphologische Steilkanten herausragen.
Günstige Bedingungen, die zur Ausbildung einer Schichtstufenlandschaft, speziell in semi-ariden &
ariden Klimabereichen, führen können, sind einerseits die Bildung wasserundurchlässiger Oberflächenkrusten und andererseits eine lückenhafte oder fehlende Vegetationsdecke. Dies kann besonders
durch heftige saisonale Starkregen, die fast ausschließlich oberflächig abfließen, zu einer effektiven
Denudation der Landschaft führen. In der sich anschließenden Trockenzeit können dann die Verwitterungsrückstände nach dem Austrocknen zusätzlich durch Deflation abgetragen werden. Auch dieser
Prozess wird durch fehlende Vegetation begünstigt.
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Abb. 14-2: Schema einer Schichtstufenlandschaft mit Zeugenberg
14.2
Situation in S-Namibia
Die Schichstufenlandschaft in Süd Namibia erstreckt sich über 100 km zwischen dem Schwarzrand im
Westen und dem Weißrand im Osten. Die Gesteinsschichten fallen leicht nach Osten ein, wobei das
Liegende aus kambrischen Nama - Schichten gebildet wird, die von den jüngeren Karoo-Gesteine
überlagert werden. Die Kippung der Schichtung geht auf die Heraushebung der großen Randstufe
zurück, die beim Auseinanderbrechen Gondwanas vor ca. 120 Ma zur Schrägstellung der horizontalen
Schichten führte (siehe Abb. 14.3).
Eine tragende Rolle spielten der Konkiep River und der Fish River. Durch die Hebung der Landschaft
kam es durch die angestiegene Erosionskraft zum Einschneiden der Flüsse. Diese ersten Einkerbungen
bildeten die Ansatzpunkte für eine flächenhafte Abtragung insbesondere seit 15 Ma. Außerdem sorgten sie gleichzeitig für einen effektiven Abtransport von Abtragungsmaterial.
Abb. 14-3: Überhöhtes Profil durch das Südnamibische Schichtstufenland (nach Jaeger)
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14.3
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Der Schwarzrand
Die Schichtstufe des Schwarzrandes verläuft östlich entlang der C14 zwischen Maltahöhe und Helmeringhausen. Sie überragt die westliche Ebene teilweise um bis zu 100 m. Der Name Schwarzrand
stammt von den schwarzgrünen Karbonaten, Quarziten, Sandsteinen und Tonschiefern der Schwarzrand-Schichten. Das westliche Vorland besteht aus schlecht wasserdurchlässigen Tonschichten, in die
sich der Konkiep-Trockenfluss einschneidet und dabei für den Abtransport erodierten Materials sorgt.
Etwa 26km nördlich von Helmeringhausen findet man Zeugenberge, die als Relikte einer ehemaligen
Randstufe einen Beweis für die nach Osten rückschreitende Abtragung geben.
Zeugenberge entstehen durch seitliches Einschneiden von Flüssen in eine Randstufe. Sie bieten den
Erosionskräften weniger Widerstand und können auf diese Wiese länger erhalten bleiben als große
Randstufen.
14.4 Der Mukorob und der Weißrand
Östlich der B1 zwischen Marienthal und Tses erhebt sich die Schichtstufe des Weißrandes. Die Gesteine des Weißrandes wurden gegen Ende der Gondwana-Eiszeit (280 Ma) gebildet, wo periglaziale
Seen und Sümpfe mit Gletscherschutt (Moränen) gefüllt wurden. Die markante Schichtstufe des Weißrandes entstand erst vor 15 Ma, als der Fish-River begann, sich einzuschneiden und so eine Angriffsfläche für die flächenhafte Erosion bildete.
Eine skurrile Felsformation in der Nähe von Asab stellte bis zu seinem Einsturz am 8.12.1988 der
Mukorob (o.a. „Daumen Gottes“) dar (siehe Abb. 4). Dabei handelte es sich um eine Felssäule, die 12
m hoch, 450 t schwer war und einen Umfang von 4,5 m besaß. In folge der rückschreitende Erosion,
verlagerte sich das Ende der Steilkante bis heute 40 km weiter nach Osten. Der Mukorob war ein Erosionsrelikt, das als Zeugenberg ca. 200 m westlich der heutigen Randstufe stand. Er besaß einen Tonsteinsockel, der höchstwahrscheinlich durch starke Regengüsse aufgeweicht worden war. Jedoch sind
einige Experten der Meinung, dass zusätzlich das Erdbeben in Armenien am 6.12.1988 den endgültigen Einsturz der Felssäule verursacht haben soll.
a
b
Abb. 14-4: Der Mukorob in seiner ursprünglichen Position (a) und während der Abscherung (b)
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14.5
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Der Brukkaros
Wenn man die B1 auf Höhe Tses verläßt und der Straße 98 für 39 km nach Westen folgt, gelangt man
zu dem entlegenen und beeindruckenden Brukaros Krater. Ab dem Parkplatz kommt man nur noch mit
Allrad oder zu Fuß weiter. Generell sollte man für die Wanderung im Krater einen halben Tag einplanen.
Der Krater erhebt sich ca. 600 m über die Umgebung. Sein Gesamtdurchmesser misst 10 km, wobei
der innere Krater 3 km breit ist (siehe Abb. 5).
Die Form erinnert an die eines typischen Schildvulkanes, jedoch ist und war der Brukkaros nie ein
Vulkan. So wurden auch nie Vulkanite im Umkreis gefunden. Seine Entstehung liegt 80 Ma zurück,
die als eine letzte Folge der Gondwana-Aufspaltung angesehen wird.
Dabei kam es zur Magma Intrusion in relativ oberflächennahen Bereichen, die eine Aufdomung der
überlagernden Deckschichten zur Folge hatte. Auf dem Weg in das Kraterinnere sind diese gebogenen
Schichten sehr gut sichtbar. Das indrudierte Magma heizte meteorische Wässer im Untergrund enorm
auf. Der kritisch steigende Dampfdruck wurde schließlich in einer gewaltigen phreatomagmatischen
Explosion freigesetzt, bei dem Ejekta aus bis zu 1000 m tief liegendem Grundgebirge ausgeworfen
wurde. Diese bildeten einen Wall aus Gesteinstrümmern am Kraterrand und seinen Hängen. Bei der
mächtigen Explosion kam es zusätzlich zur starken
Frakturierung der Schichten der Nama-Formation, in
die später Karbonatite intrudierten. Im spätern Verlauf
entstand ein Kratersee, dessen Boden aus quarzitisch
verheilten Brekzien besteht. Die Quarzmobilisierungen repräsentieren die letzten intrusionsbezogenen
Ausscheidungen, die besonders am Austritt heißer
Quellen ausgefällt werden.
Den einzigen Zugang ins Innere des Kraters bildet ein
nach Süden gerichteter Bachlauf, an dem die Schichten und Ejekta gut aufgeschlossen sind.
Weiter nördlich des Brukkaros findet man weitere
Zeugen der magmatischen Tätigkeit. So gibt es die
Gibeon-Kimberlit-Provinz mit zahlreichen ExplosiAbb. 14-5: Luftbild mit Blick auf den Brukkaonsröhren, die jedoch erfolglos, intensiv auf Diamantros Krater aus SW
führung untersucht worden sind.
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Thema 15: Geologisches Profil Namaland - Windhoek
15.1
Route
Die letzte Etappe vor der Rückgabe der Autos erstreckt sich von Keetmanshop über Tses, Gibeon,
Marienthal, Kalkrand, Rehoboth und schließlich Windhoek. Die Länge der Strecke ohne Ausflüge von
der B1 beträgt ungefähr 500 km auf einer der am besten ausgebauten Straßen Namibias. Die Strecke
ist dem Kartenabschnitt von Abbildung 3 zu sehen. Tankstellen und andere Versorgungsmöglichkeiten
sollten in allen größeren Orten auf der Route vorhanden sein. Die beste Möglichkeit sich für den Tag
zu versorgen ist sicherlich Keetmanshoop, der größte Ort nach Windhoek auf der Reiseroute.
15.2
Geologische Abschnitte auf der Route (vgl. Geologische Karte)
Am Anfang der Strecke befinden wir uns auf der Karoosequenz, welche vor etwa 300 Mio. Jahren
entstand. Das Ende der Gondwana Eiszeit vor ungefähr 280 Mio. Jahren fällt auch in diesen Zeitraum.
Die Karoosequenz ist besonders in Südafrika und Ostafrika ausgeprägt, wir werden uns an deren westlichen Ausläufern bewegen. Allgemein ist die Karoosequenz bekannt für Ihre Fossilien, Kohle ist auch
zu finden. Inwiefern dies auch auf unserer Reiseroute zu beobachten sein wird, ist ungewiss. Zwei
Formationen der Sequenz werden zu sehen sein, die Dwyka und die Ecca-Formation. Nähere Informationen sind der Beschreibung des Weissrandes zu entnehmen (S. W. Petters, 1991).
Um Keetmanshoop findet man zusätzlich Intrusionen eines Doleritschwarms, der im Rahmen des Giant’s Playground noch näher erklärt wird. Dieser Doleritkomplex stammt aus einer Zeit großer magmatischer Aktivität am Ende der Karoosequenz vor ungefähr 130 Mio. Jahre. Im gleichen Zeitraum
entstand die Kalkrand Formation zwischen Marienthal und Kalkrand. Dort werden hauptsächlich Basalte und Quarzite zu sehen sein.
Zwischen Marienthal und Kalkrand verlassen wir auf der B1 die Kalkrand Formation und erreichen
die westlichen Ausläufer der Kalahari. Genaueres über die Kalahari ist der allgemeinen Streckenbeschreibung zu entnehmen (www.klausdierks.com).
Unter Umständen streift die B1 auch die östlichen Ausläufer der Rehobothsequenz, die geologische
Karte gibt darüber nicht ausreichend Aufschluss. Die Rehobothsequenz ist die älteste Sequenz des
heutigen Tages. Sie wurde im Mokolian vor etwa 1,67 bis 1,42 Mrd. Jahren gebildet und ist damit
älter als das Nama- und das Damaraland. Die Sequenz besteht vorwiegend aus Quarziten und Phylliten
und ist häufig von jüngerem Gestein intrudiert. Zum Abschluss kehren wir wieder nach Windhoek und
damit in das Damaraland zurück (www.klausdierks.com).
15.3
Allgemeine Streckenbeschreibung
15.3.1 Keetmanshoop – Tses (Köcherbaumwald, Giants Playground)
Die Übernachtung erfolgt in unmittelbarer Nähe des Köcherbaumwaldes bei Keetmanshoop, dem
namibischen Zentrum für Schafszucht. Karakulschafe werden demnach überall um Keetmanshoop zu
sehen sein.
Der Wald ist seit 1955 ein Nationales Denkmal Namibias, eine Beschädigung des Waldes steht unter
großem Strafen. Auf der Garganus Farm muss ein Eintrittsgeld für den Besuch des Waldes gezahlt
werden.
Der Wald ist die größte und dichteste Ansammlung von Köcherbäumen, aber nicht die einzige. Zum
Beispiel gibt es auch einen inoffiziellen Wald direkt an der B1, 22 km nördlich von Keetmanshoop im
Garas Park. Der Köcherbaum (engl. quiver tree) ist eine Aloe Art, Aloe dichotoma genannt, aufgrund
der vergabelten Äste. Ein Baum dieser Gattung ist in Abbildung 1 zu sehen (C. Pehlemann, 1994).
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25.August – 15.September 2003
Der Köcherbaum hat seinen Namen von den
Buschmännern, die die weichfaserigen Äste in
denen die Sukkulenten ihr Wasser speichern,
aushöhlten und für ihre Pfeile als Köcher verwendeten.
Die wachshaltige, glatte Rinde dichtet die
Pflanze gut gegen Wasserverlust durch Verdunsten ab. Die Köcherbäume wachsen gerne
auf dunklen Felsformationen, die tagsüber die
Wärme speichern und nachts allmählich abgeben. Sie sind zugleich winterhart aber auch
Wärme liebend.
Natürliche Köcherbaumwälder bestehen aus
Hunderten von Baum-Aloen, die bis zu 9 m
hoch und 300 Jahre alt werden können (C.
Pehlemann).
Gleich in der Nähe des Köcherbaumwaldes
liegt auch der Giant’s Playground, gebildet aus
den Doleritgängen des Keetmanshoop-DoleritKomplexes. Auch hierfür ist ein Eintrittgeld an
der Garganusfarm zu zahlen.
Abb. 15-1: Einzelner Köcherbaum
Abb.15-2: Giant’s playground – Spielplatz der Giganten
Der Doleritkomplex wird durch die hohe Anzahl der Gänge, die das Nebengestein durchdrungen haben, auch als Doleritschwarm bezeichnet. Dolerit ist ein schwarz-graues Ganggestein, welches in der
chemischen Zusammensetzung dem Basalt ähnelt, allerdings unterirdisch in magmatischen Gängen
erstarrt ist. Es ist sehr verwitterungsresistent, sogar resistenter als Granit (N. Grünert, 1999).
Laut einigen Reiseführern sollen auf dem Giant’s Playground einige Verwitterungsformen sehr gut zu
beobachten sein. Die Verwitterung führt zu einzelnen, zugerundeten Formen, wie auf Abbildung 2 zu
71
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erkennen. Zuerst treten Kernsprünge durch Temperatur- und Tiefenverwitterung auf und schaffen
scharfkantige Blöcke. Anschließend findet weitere Verwitterung unter anderem in Form von Schalenverwitterung (Exfoliation), Desquamation oder Vergrußung statt. Desquamation ist die Schalenverwitterung in kleinerem Maßstab, in der kleine, dünne Schuppen von dem Gestein abgelöst werden. Dadurch werden die stärker exponierten Ecken und Kanten abgerundet. Zusammengefasst spricht man
hier von der Wollsackverwitterung (C. & T. Küpper, 2003)
Ein weiteres Phänomen soll am Giant’s Playground zu beobachten sein, die Bildung von Wüstenlack.
Feuchtigkeit dringt in das Gestein ein und löst dort Mineralien, vorzugsweise Eisen- und Manganoxide. Die Gesteinsoberfläche trocknet wieder, durch die Kapillarkräfte des Gesteins steigt die Lösung
nach oben. Dort verdunstet das Wasser, die gelösten Mineralien werden abgeschieden. Es bildet sich
eine dunkle, harte Schicht. Die Bildung von Wüstenlack verlangsamt möglicherweise die Verwitterung (C. & T. Küpper).
15.3.2 Tses – Marienthal (Brukkaros, Weissrand, Gibeon)
In Tses wäre ein Abstecher zu dem Brukkaros – Krater möglich, der bereits am vorherigen Tag beschrieben wurde. Aus der Karte in Abbildung 14.1 ist allerdings zu entnehmen, dass dies eine einfache
Fahrtstrecke von ungefähr 50 km wäre oder grob 1 h Fahrzeit.
Ab Tses ist im Osten ein lang gestreckter Höhenzug zu sehen. Dies ist die Schichtstufe des Weißrandes, er ist in dem Profil des Schichtstufenlandes in Abbildung 14.3 im Osten zu sehen. Dort stand als
ein Zeugenberg der Mukorob, der auch bereits am vorherigen Tag erwähnt wurde.
Die Entwicklung des Weißrandes beginnt mit dem Ausklingen der Gondwana Eiszeit vor etwa 280
Mio. Jahren. Neben den Moränen der Gondwana Gletscher bildeten sich flache Seen und Sümpfe.
Dort sammelte sich zusätzlicher Gletscherschutt durch das Abschmelzen der Gletscher und tonigsandiges Sedimentationsmaterial. An den Ufern der Seen fand aufgrund der günstigen Klimabedingungen ein starkes Pflanzenwachstum statt. Die Seen selbst waren mit einer Vielzahl von Organismen
bevölkert.
Nach einiger Zeit trockneten die Seen wieder aus, die Sande, Tone und abgelagerten Moränen wurden
verfestigt. Diese verfestigten Moränen werden als Tillite bezeichnet und bilden die untere Schicht, die
Dwyka-Formation. Sie ist auch auf dem Profil in Abbildung 14.3 zu erkennen. Seit Keetmanshoop
bewegen wir uns auf dieser Formation.
Zusätzlich entstanden grauer Tonschiefer, welcher den unteren, flacheren Bereich der Steilstufe bildet
und der verwitterungsresistentere Sandstein, der die eigentliche Steilstufe formt. Beide werden in die
Ecca-Formation zusammengefasst, welche auch dem Profil eingezeichnet ist.
Zudem sind Fossilien der Bewohner der ehemaligen Seen zu finden, sowie Grabröhren von Würmern
und Muschelfossilien. Aus dem abgestorbenem Pflanzenmaterial der Sümpfe wurden vereinzelt dünne, schwarze Kohlelagen gebildet.
Die eigentliche Gebirgsbildung, so wie der Weißrand heute zu sehen ist, fand erst vor sehr viel jüngerer Zeit statt. Der Weißrand war eine lange Zeit eine relativ flache Ebene. Mit dem Auseinanderbrechen von Gondwana vor ungefähr 120 Mio. Jahren erfolgte eine Schrägstellung der Schichten leicht
nach Osten, wie es auch in dem Profil in Abbildung 14.3 angedeutet ist.
Die eigentliche Schichtstufe bildete sich vor 15 Mio. Jahren bei einem feuchteren Klima als heute,
aufgrund einer größeren Erosion durch den Fishriver. Das Steilufer wurde durch die Erosion immer
weiter zurückverlagert. Man geht von einer Verlagerung von etwa 40 km seit Beginn der Erosion in
Richtung Osten aus. Der bereits erwähnte Mukorob blieb als einer der Zeugenberge zurück, bevor er
einstürzte (N. Grünert, 1999)
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Rund um Gibeon wurden viele Meteoriten auf einem 2500 m2 großem Gebiet gefunden, einige sind in
Keetmanshoop und Windhoek in Museen und Fußgängerzone ausgestellt. Insgesamt wurden 37 Teile
gezählt, mit einem Gesamtgewicht von 12,5 t. Die Gibeon-Kimberlite als weitere Zeugen der magmatischen Tätigkeit der Brukarrosbildung wurden bereits am Vortag erwähnt. Zahlreiche Explosionsröhren aus Kimberlitgestein durchstießen hier die Erdkruste.
15.3.3 Marienthal – Windhoek (Hardap, Kalahari, Rehoboth, Oanob Damm)
Bei Marienthal liegt das Hardap Recreation Resort. Dort befindet sich laut einem anderen Exkursionsbericht der größte Stausee Namibias. Dort wird das Wasser des Fishrivers gespeichert, hauptsächlich
für die Bewässerung und den Tourismus (www.uni-wuerzburg.de)
Ab Hardap bewegt man sich durch die flache Steppen- und Savannenlandschaft der Kalahari. Typisch
sind die roten Dünen, das Sediment der Kalahari-Sequenz. Die vorzufindenden Längsdünen wurden
vor etwa 20.000 bis 17.000 Jahren gebildet. Unter diesen Quartären Ablagerungen befinden sich aber
auch Tertiäre Ablagerungen. Die Sedimente wurden seit dem Auseinanderbrechen Gondwanas gebildet. Die Hebung der Kontinentalränder führte zur Bildung einer riesigen Beckenstruktur. Dorthin wurden alle Sedimente hin abgetragen, da in Namibia die Flüsse durch die Hebung in Richtung Osten
abflossen. Weitere Sedimente die unter anderem zu finden sind: Konglomerate, Sandsteine, Tonsedimente und Kalkkrusten. Heutzutage sind die Dünen mit Gras und Akazien bewachsen (N. Grünert,
1999)
Am Ende der Fahrt durch die Ausläufer der Kalahari liegt Rehoboth. Es ist die Hauptstadt der Baster,
den Nachfahren von weißen Siedlern und Namas. Im Westen von Rehoboth liegt der Oanob-Damm.
Auf dem letzen Stück der Strecke nach Windhoek steigt die Straße bis auf 1906 m in Aris an, bevor
es wieder hinunter nach Windhoek geht. Dort durchqueren wir die Auas-Berge, welche bereits zum
Damaraland gehören. Sie bilden gleichzeitig auch eine Ost-West Wasserscheide. Flüsse östlich fließen
nach Osten in die Kalahari und versickern dort. Bei dem Durchqueren der Auas-Berge sollen die deutlichen Quarzitbänder an den Bergflanken besonders auffällig sein (N. Grünert, 1999)
15.4
Literatur
C. Pehlemann, „Namibia – Tourenmanual“, 2te Auflage, 1994, Manual Verlag, München
N. Grünert, „Namibias faszinierende Geologie“, 3te Auflage, 2003, Klaus Hess Verlag, Göttingen
C. & T. Küpper, „Namibias Naturschutzgebiet“, 2te Auflage, 2003, Ianowski’s Reisebuchverlag,
Dormagen
S. W. Petters, „Regional Geology of Africa“, 1991, Springer Verlag, Berlin
Baedeker Reisführer „Namibia“, Reisekarte, Karl Baedeker Verlag
www.uni-wuerzburg.de/geo-graduiertenkolleg/exkur/02.htm abgerufen am 6.7.2003
www.klausdierks.com/Geology/4.htm
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