Naturräume Lateinamerikas

Naturräume Lateiname rikas – Axel Borsdorf und Hannes Hoffert
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Naturräume Lateinamerikas vom Feuerland bis in die Karibik
1 Geologie, oder: Die Gesteinswelten Lateinamerikas
Die Geologie ist die Geschichtsschreibung vom Werdegang der Erde, von der Gestaltung der
Erdkruste und der Erdoberfläche. Sie untersucht den Ablauf der Geschehnisse vom Entstehen
der Erde an, bis zur heutigen Zeit, und stellt somit eine stark gegenwartsbezogene
Naturwissenschaft dar. Lateinamerika ist geologisch in drei große Bereiche zu unterteilen:
den uralten kristallinen Schilden, dem jungen Faltengebirge der Anden und Kordilleren
und den jungen Aufschüttungsebenen der Flusssysteme.
Die Anden zählen vor allem wegen ihrer unzähligen Vulkane zu den spektakulärsten
Gebirgszügen der Erde.
1.1 Historische Geologie
Die Historische Geologie beschäftigt sich mit der Erforschung der Erdgeschichte, also der
Veränderungen der Erde, insbesondere der Erdkruste, seit der Entstehung der Erde.
Als Urkunden der Vergangenheit dienen Gesteine, aus denen sich die Erdkruste
zusammensetzt, und Fossilien, das sind versteinerte Reste von Tieren und Pflanzen. Die
Beschreibung und Ordnung solcher als ganz oder als Abdruck erhaltener Lebewesen ist die
Aufgabe der Paläontologie, die wiederum in sehr enger Verbindung zur Biologie steht. Die
Stratigraphie liefert für die Darstellung der Erdgeschichte eine zeitliche Gliederung. Sie gibt
eine hierarchisch gegliederte relative Einteilung der Erdgeschichte, in Erdzeitalter,
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angefangen bei der Urzeit (Präkambrium) bis in die Erdneuzeit (Känozoikum) und in diesem
die Jetztzeit (Holozän).
Lateinamerika ist reich an Zeugen der Vergangenheit. Dinosaurierknochen wurden hier
ebenso gefunden, wie Gesteine, deren Entstehung bereits mehr als drei Milliarden Jahre
zurück liegt. Die ältesten Zeugen der Zeit sind im alten Schild von Guayana zu finden. Dem
gegenüber stehen die ganz jungen Sedimentgesteine der Talfüllungen.
1.1.1 Gliederung der Erdgeschichte
Die Entwicklungsgeschichte der Erde wird in große geologische Zeitabschnitte geteilt,
angefangen vor etwa 4,6 Mrd. Jahren, dem Hadaikum, dem sogenannten vorgeologischen
Zeitalter, da aus dieser Zeit nur spärliche Zeugen bekannt sind. Die ältesten
Gesteinsformationen, die heute bekannt sind, haben ein Alter von etwa 4 Mrd. Jahren. Auch
die ältesten Gesteine Lateinamerikas datiert man auf dieses Alter. Für jüngere
erdgeschichtlichen Abschnitte sind ungleich mehr Informationen erhalten, als für ältere.
Deshalb kann man das Mesozoikum, besonders aber das Känozoikum genauer unterteilen. In
Lateinamerika sind Gesteine fast jeden Zeitalters finden.
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Mesozoikum
System (Periode)
Serie (Epoche)
0,01
P leistozän
1,8
Neogen
P liozän
M iozän
24
Paläogen
O ligozän
Eozän
Paleozän
65
Kreide
Jung
Alt
144
Jura
Malm (Upper-)
Dogger (Middle-)
Lias (Lower-)
206
Jung- (Upper-)
M ittel- (Middle-)
Alt- (Lower-)
248
Zechstein (Upper-)
Rotliegendes (Lower-)
290
Trias
Perm
Jung-
Upper-
Stephan
Westphal
Namur
325
Lower
Visé
Tournai
354
Karbon
Devon
Jung- (Upper-)
M ittel- (Middle-)
Alt- (Lower-)
417
Silur
Přidolí
Ludlow
Wenlock
Llandovery
443
Ashgill
Caradoc
Llandeilo-Llanvirn
Areig
Tremadoc
495
Jung- (Upper-)
M ittel- (Middle-)
Alt- (Lower-)
545
AltOrdovizium
P a l ä o z o i k u m
Alter in
M io.
Jahren
Holozän
Quartär
Tertiär
Känozoikum
Erathem
(Ära)
Kambrium
Eine besondere Schwierigkeit ist es oft, die großen Zeiträume der Erdgeschichte zu
begreifen. Ein folgende Abbildung soll die Relation der Dauer widerspiegeln:
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K änoz oik um
Hadaik um
M es oz oik um
P aläoz oik um
A rc haik um
P roteroz oik um
1.1.1.1 Präkambrium
Präkambrische Gesteine bauen heute die Kernzonen der Kontinente auf. Die Teile, die seit
Ende des Präkambriums nicht mehr in gebirgsbildende Prozesse miteinbezogen wurden,
nennt man Kratone, die in Schilde und Tafeln untergliedert werden.
An Schilden treten präkambrische Gesteine an die Erdoberfläche und sind nicht von jüngeren
Gesteinen bedeckt..
Um Tafeln handelt es sich, wenn das die alten Gesteine von jüngeren Sedimenten überlagert
werden.
Im Detail gibt es für das Präkambrium keine verbindliche stratigraphische Einteilung, die
Begriffe Achaikum und Proterozoikum sind aber festgelegt.
Zur Zeit des Präkambriums bildeten Südamerika, Afrika, Indien, Australien und die
Ostantarktis eine einheitliche Landmasse, den sogenannten Kontinent „Gondwana“, der sich
erst in der Kreide endgültig in die einzelnen Kontinentteile auflöste. Auch die übrigen
Kontinente lagen zu dieser Zeit eng zusammen, womit es einen Superkontinent gab. Es gibt
auch Hinweise auf erste plattentektonische Vorgänge und somit auch auf erste
Gebirgsbildungsphasen.
Präkambrische Gesteine sind aber auch z.B. in den Anden zu finden. In diesem Fall wurden
sie aber von jüngeren Gebirgsbildungen überprägt und umgestaltet.
Etwa 600 Mio. Jahre vor heute, also im Neo-Proterozoikum, gab es bedeutende
Vereisungsperioden, deren Ablagerungen in Südamerika, Afrika und Australien zu finden
sind.
1.1.1.1.1 Archaische und Proterozoische Vorkommen
Archaische Gesteine treten in hochmetamorpher und schwachmetamorpher Struktur auf.
Hochmetamorphe Gesteine nehmen etwa 90 % der archaischen Gesteine ein und bestehen
vorwiegend aus granitischem Material. Die niedrigmetamorphen Gesteine werden aus
basischen Vulkaniten, aber auch aus div. Sedimentgesteine zusammengesetzt.
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Proterozoische Gesteine nehmen weitaus größere Areale ein als Archaische, zumal die
Erdkruste damals eine Dicke erreicht hatte, bei der man von „modernen“ plattentektonischen
Vorgängen ausgehen kann. Es konnten im jüngeren Präkambrium gebirgsbildende Phasen
und saurerer Vulkanismus festgestellt, was ebenfalls auf eine höhere Krustendicke als
während des Archaikums schließen lässt.
1.1.1.1.2 Kontinentalanordnung Präkambrium
Aus: Faupl, 2000
1.1.1.2 Paläozoikum
Das Paläozoikum kann in Alt- und Jungpaläozoikum gegliedert werden.
Das Altpaläozoikum stand im Zeichen des Auseinanderdriftens von Teilkontinenten des
Präkambrischen Superkontinents, während die Gondwana-Kontinente weiterhin eine Einheit
bildeten. Genauere Informationen sind durch paläomagnetische, -biologische und –
klimatologische Daten nicht erhalten.
Das Jungpaläozoikum hingegen wird durch eine Reihe von Kontinent/Kontinent-Kollisionen
bestimmt, die wieder zum Zusammenführen der meisten Kontinentmassen führten.
In dieser Zeit kam es auf Gondwana zu einer Vereisungsphase ("permo-karbone "Eiszeit, so
genannt, weil die Kaltzeit vom jüngeren Perm in das ältere Karbon andauerte). Das
Eiszentrum lag im (heutigen) südlichen Afrika, der gesamte Eispanzer erstreckte sich aber bis
in das Gebiet des heutigen Brasiliens. Dort lagerten Gletscher Material aus dem
Vereisungszentrum in Form von Moränen ab. In diesem Material - heute sind es verfestigte
Konglomerate - finden sich Diamanten aus den Liefergebieten Süd- und Südwestafrikas, die
nicht nur der brasilianischen Stadt Diamantina den Namen gaben, sondern für den
bergbaulichen Wohlstand des südostbrasilianischen Hinterlandes sorgten. Das Vorhandensein
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erratischen (= vom Eis verfrachteten) Materials in Brasilien, dessen Liefergebiet aber in
Südafrika liegt, war eine der Hauptbeweise für die Kontinentalverschiebungstheorie.
Perm
290-250
Zeitalter
Zeit in
Mio J.
1.1.1.2.1 Paläozoische Zeittafel
Wichtigste Ereignisse
Durch die weitere Annäherung vereinigt sich Laurussia und
Gondwana zum neuen Superkontinent „Pangäa“, der umgebende Ozean
wird „Panthalassa“ genannt. Im Osten Pangäas bildet sich ein breiter
Meeresgolf, die Tethys, deren Reste noch im heutigen Mittelmeer zu
erkennen sind.
Der Südpol lag an der Südspitze Afrikas und der Antarktis.
Mit gleichzeitiger Klimaverschlechterung entstand ein in allen
Gondwana-Teilbereichen durch Tillite gut dokumentiertes Eisschild,
das an der Wende Karbon/Perm ihren Höhepunkt erreichte
Ausbreitung der Eismassen hatte Auswirkungen auf niedere
Breiten: Klimawandel von warmfeucht in arides Klima
In Sibirien extrudierten vor 250 Mio. J. riesige Massen an kontinentalen PlateauBasalten (größten der Erde); Folge: Massenaussterben von Fauna und Flora
-
Ordovizium
Kambrium
355-290
438-410
Silur
Laurussia und Gondwana näherten sich, es kam zwischen den
Kontinentmassen zu Subduktionen und Kollosionen
Ausbildung von karbonatischen Sedimenten, Evaporiten, im
Bereich Südgondwanas: karbonatarme Sedimentation
-
Ural-Ozean war hingegen noch offen
Kontinent/Kontinent Kollision des Nordamerikanischen und Osteuropäischen Kratons
(„Kaledonische Gebirgsbildung“) unter Angliederung von Perigondwana-Terranes (Avalonia).
Südpol im Südlichen Afrika
-
Günstige Klimabedingungen: Besiedlung des Festlandes durch Pflanzen und Tiere
510-438
Devon
Die Konvergenz zwischen Laurussia und Gondwana setzt sich fort
– Beginn der variszischen Orogenese
Nördliches Afrika in Pollage; Fennosarmatia, Nordamerika
Sibirien, Teile Gondwanas in Äquatornähe.
Ausbildung großer Ozeane (Rhea-Ozean trennte Nordkontinente
von Gondwana)
Entwicklung eines ausgedehnten Eisschildes („Sahara-Eiszeit“),
die aufgrund des Klimawechsels zu einem großen Faunenschnitt führte
Abspaltung einzelner „Terranes“ von Gondwana („PerigondwanaTerranes“), wie etwa das heutige Florida, die Appalachen, Avalonia
(Neufundland, -schottland, Mittelengland, Spanien, Frankreich)
545-510
Karbon
410-355
Kollisionstendenz setzt sich fort. Der sibirische und kasachische Kraton wird an
Laurussia angegliedert, der Ural entsteht.
Großteil von Gondwana in äquatorialer Lage, beide Pole lagen im
Meer
In vielen Teilen der Erde entstanden Evaporite
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1.1.1.2.2 Kontinentalanordnung Ordovizium
1.1.1.2.3 Kontinentalanordnung Perm
1.1.1.3 Mesozoikum
Das Mesozoikum war vor allem durch das einsetzende Auseinanderbrechen Pangäas
gekennzeichnet. Das Klima war generell wärmer als heute, und es bildete sich eine
entsprechende Fauna und Flora. In weiten Teilen der Erde lagerten sich ausgedehnte
Sedimentsysteme ab, die heute weit verbreitet an der Oberfläche zu finden sind (z.B.
Kalkalpen, kolumbianische Ostkordillere).
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Zeit in
Mio.J.
Zeitalter
1.1.1.3.1 Mesozoische Zeittafel
Wichtigste Ereignisse
Der Zerfall des Pangäa-Kontinentes setzt sich fort
Die klimatische Wärmeperiode des Mesozoikums setzt sich fort. Die
Polbereiche waren Eisfrei und es herrschte Treibhausklima. Erst gegen Ende
der Kreide gibt es vereinzelt Anzeichen einer Klimaverschlechterung
Nachdem sich der südliche Nordatlantik bis auf 4000 km ausgedehnt
hat, weitet sich nun auch der Nordatlantik nach Norden aus.
Von Süden her öffnet sich der Südatlantik: erst bildet sich ein
kontinentales Riftsystem, mit zunächst limnischen Ablagerungen, begleitet
von der Eruption großer basaltischer Lava (Plateaubasalte des Paraná-Beckens
und des Amazonasbeckens)
Zunächst war in der Unterkreide noch keine Verbindung zum
Nordatlantik gegeben, erst etwa 95 Mio J. v.h. trennte sich Südamerika
endgültig von Afrika
144-65
Kreide
-
Der Pazifik verkleinert sich – zahlreiche ozeanische Platten werden subduziert – im Zuge dessen
wurden im westlichen Nordamerika zahlreiche Terranes angegliedert.
In der westlichen Tethys setzten erste orogenetische Vorgänge ein. Es kommt zur Kollision
zwischen den arabisch-afrikanischen, eurasiatischen und den dazwischenliegenden Kleinplatten.
Auch Indien trennt sich ca. 125 Mio. J. v.h. von den zerfallenden Ostgondwana-Landmassen –
Australien löst sich ebenfalls von der Antarktis
-
Im Jura trennen sich Nordamerika und Afrika endgültig. Der Golf von
Mexiko entsteht. Im tieferen Lias handelt es sich noch um einen schmalen
Riftbereich, im höheren Lias herrschen bereits offene marine Bedingungen –
der Atlantik entsteht. Aus dem höheren Dogger sind bereits Tiefseesedimente
bekannt. Entlang der Schelfzonen der jungen Atlantiks bildeten sich mächtige
Karbonatplattformen.
Das Klima war wärmer als heute und es herrschte Treibhausklima.
Wegen des ariden Klimas in weiten Teilen der Kontinentalflächen kommt es
zu großräumigen Evaporitablagerungen
An den Kontinentalrändern lagern sich Klastische Sedimente ab
Ebenfalls im Jura setzt der Zerfall der Gondwana-Landmassen in
Westgondwana (Südamerika, Afrika) und Ostgondwana (Antarktis,
Australien, Madagaskar, Vorderindien) ein, getrennt durch eine von der
östlichen Tethys ausgehenden Meeresingression. Begleitet wird das
auseinanderdriften infolge des Aufdringen basischer Magma.
Der Pazifik (ehem. Panthalassa) verliert weiterhin an Größe.
-
206-144
Jura
-
8
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1.1.1.3.2 Kontinentalanordung Trias
1.1.1.3.3 Kontinentalanordnung Unterkreide
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1.1.1.3.4 Kontinentalanordnung Oberkreide
1.1.1.4 Känozoikum
Im Känozoikum findet der Zerfall Pangäas sein vorläufiges Ende. Das Tertiär ist geprägt von
mehreren Phasen der Gebirgsbildung, nicht nur in Europa (Alpen) und Asien (Himalaya),
sondern auch in Mittel- und Zentralamerika (Kordilleren), in Südamerika (Anden) und auf
einigen karibischen Inseln (insbesondere auf Hispañola und Jamaica).
Der Beginn des Quartärs ist mit dem Einsetzen von Klimaschwankungen definiert, die bald
zum Absinken der Durchschnittstemperaturen um 4-5 °C (im Vergleich zu heute) führten. In
den hohen und gemäßigten Breiten (Patagonien) sowie in den Gipfelregionen der Anden
bildeten sich mächtige Firnfelder und Gletscher. Auch in Mittel- und Südamerika haben also
auch die Eiszeiten ihre Spuren hinterlassen.
Dennoch: Weil die Anden während des Pleistozäns, also während der Eiszeiten, noch bei
weitem nicht so weit herausgehoben waren wie heute, sie zudem nur zum geringeren Teil
jenseits der Wendekreise, also in den mittleren und hohen Breiten, liegen, war der Einfluss
der Vergletscherung bei weitem nicht so stark wie etwa in europäischen oder asiatischen
Hochgebirgen. Ein Beleg dafür, dass Teile des kolumbianischen Hochlandes während des
Pleistozäns noch zur "Tierra Caliente", also zum "heißen Land" und damit zum
Grundstockwerk des Gebirges gehörten, ist die Sacerglotta, eine im Pleistozän vorkommende
Tieflandpflanze, die sich heute als Versteinerung (Fossil) in 3000 m Meereshöhe befindet.
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Zeitalter
1.1.1.4.1 Känozoische Zeittafel
Zeit
Mio.
0,01
Serie
Holozän
Wichtigste Ereignisse
Klimaerwärmung, schrittweises Zurückweichen der
pleistozänen Eismassen
-
Fortsetzung der tektonischen Bewegungen der
alpidischen Gebirgsbildung. Endgültige Heraushebung der
Anden zum Hochgebirge.
Ausbreitung der pleistozänen Vergletscherung. Polkappen
weite Teile der Gebirge bildeten ausgedehnte Inlandeisdecken
bzw. Eisstromnetze
Pleistozän
Quartär
-
1,8
Der seit dem Jura bestehende zirkumäquatoriale
Meeresstrom wurde wegen der Schließung der Tethys und der
Entwicklung des Isthmus von Panama (vor 3,5 Mio. J.)
unterbrochen. Der Isthmus von Panama hat große Bedeutung für
die Entwicklung der Meeres- und Landfauna.
Klima: Die Abkühlung setzt sich fort. Infolge der
Schließung der Panamastraße wurde wegen der Beschleunigung
des Golfstroms vermehrt feuchte Luft in den Norden verfrachtet.
P l i o z ä n
-
-
5,3
Ab 2,5 Mio J. setzt die Vergletscherung des der Nordhemisphäre ein
Klima: Es herrschte ein hoher Temperaturgradient
zwischen niederen und hohen Breiten, der trop. Regenwaldgürtel
wurde eingeengt, der antarktische Eisschild dürfte bereits
existiert haben.
Höhepunkt der alpidischen Gebirgsbildung
-
M i o z ä n
Tertiär
-
23,8
Schließungsvorgang der Tethys durch die Annäherung der afrikanische und
eurasischen Platten setzt sich fort.
Das Rote Meer entsteht – die arabische Halbinsel löst sich von Afrika und
driftet gegen die iranische Platte, die Zagrosketten entstehen.
Das ostafrikanische Grabensystem entsteht
Auffaltung des Himalayagebirges
-
Klima: An der Wende Eozän/Oligozän ereignete sich ein
dramatischer Klimawechsel, wahrscheinlich hervorgerufen durch
Packeisbildung um die Antarktis und durch die Öffnung der
Drake-Passage
Die Antarktis trennt sich komplett ab und befindet sich
nun permanent in Pollage De Entstehung der Drake-Passage
zwischen Südamerika und der westantarkischen Halbinsel ist
vollzogen. Es entsteht eine zirkumantarktische Meeresströmung
Oligozän
-
33,7
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1.1.1.4.2 Kontinentalanordung Miozän
1.1.1.4.3 Quartär
Der Beginn des Quartärs, dem erdgeschichtlich jüngsten Abschnitt, ist durch das Einsetzten
von Klimaschwankungen charakterisiert. Aufgrund der Kürze des Zeitalters ist eine
Biostratigraphische Einteilung nicht möglich. Durch die zahlreichen Klimaschwankungen
wird das Quartär entsprechend dem Wechsel von Kaltzeiten (Glazialen) und Warmzeiten
(Interglazialen) untergliedert. Besonders gut über die Abfolge von Kalt- und Warmzeiten
gibt uns die Sauerstoff-Isotopenverteilung in marinen Sedimenten Auskunft. So konnten
innerhalb der letzten Million Jahre ein 30-facher Wechsel von kalten und warmen Perioden
festgestellt werden, wobei nicht jede Periode bereits eine Eiszeit darstellt.
Die gegenwärtige Eisbedeckung der Erde beträgt etwa 10% (15 Mio km²). Während der
pleistozänen Kaltzeiten vergrößerte sich diese Fläche auf das dreifache. In den niedrigen
Breiten äußerten sich diese Zeiten als Trockenphasen (Interpluviale). Wärmere Perioden
nennt man Pluviale (feuchtere Perioden).
Kennzeichnend sind ebenso glazio-eustatische Meeresspiegelschwankungen. Während der
Kaltzeiten sank der Meeresspiegel, da ein grossteil des Wassers der Erde als Eis gebunden
war – ein Großteil der Kontinentalschelfgebiete fiel trocken. Für die Entstehung der
Vereisungsphasen gibt es verschiedene Theorien.
1.2 Aufbau der Erde
Die ursprüngliche Erdoberfläche muss vor etwa 4,6 Mrd. Jahren aus gasförmiger und
flüssiger Materie erstarrt sein. Es begann die geologische Entwicklung.
Die Erde wird aus der Kruste, dem Mantel und dem Erdkern aufgebaut.
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Durch geophysikalische Untersuchungsmethoden, etwa durch seismische Messungen, lassen
sich die Tiefen der Grenzflächen der Erdschalen, sogenannte Diskontinuitäten, bestimmen.
Man kann dabei zwischen der Erdkruste, dem Erdmantel und dem Erdkern unterscheiden.
Tiefe
(km)
Gliederung
des
Erdinneren
Obere
Kruste
0
Stoffliche
Zusamme nsetzung
Untere
Kruste
0
25
2,65
6
9
600
2,75
Gabbroide,
dunkle
Silikatgesteine
6,5
7,5
Fest
15
1000
3,33
400
2000
4,6
1300
3000
5,6
MOHOROVIČIĆ-Diskontinuität
Oberer
Erdmantel
700
Unterer
Erdmantel
8,1
Peridotit,
ultrabasische
Gesteine
Fest
7,7
Druckoxide
9,0
Hochdruckoxide
11,4
13,7
2900
5120
Druck Temperatur Dichte
[kbar]
[°C]
[g/cm³]
CONRAD-Diskontinuität
100
1000
Physikalische
Eigenschaften
Fest
90
300
Zustand
der
Materie
4
Sedimente,
Granitoide,
Gneise,
Silikatgesteine
15
30-70
Seismische
Geschwindigkeit der
Longitudinalwellen
[km/s]
Fließfähig
Fest
WIECHERT-GUTENBERG-Diskontinuität
Äußerer
Erdkern
Metallisch, liquid
8,1
10,0
Flüssig
3100
11,5
LEHMANN-Diskontinuität
6371
Innerer
Erdkern
Metallisch, fest
11,2
11,3
fest
3500
5000
15,0
Eine weitere Unterteilung nach ihren physikalischen Eigenschaften wird für Erdkruste und
Erdmantel getroffen:
Die Lithosphäre umfasst die Erdkruste und den obersten Erdmantel bis in eine Tiefe von
etwa
100
m.
Sie besteht
aus spröden Platten mit unterschiedlicher
Gesteinszusammensetzung.
Man
unterscheidet
dabei
zwischen
ozeanischen
Lithosphärenplatten, mit einer Mächtigkeit von etwa 70 – 80 km, und den kontinentalen
Lithosphärenplatten, mit einer Mächtigkeit von etwa 100 – 120 km.
Die Asthenosphäre, aufgebaut aus zähflüssigem Material unterlagert die Lithosphäre.
Seismische Wellen werden hier stark eingebremst und gilt als Gleitzone der Platten der
Lithosphäre.
Über dem Erdkern liegt die Mesosphäre, die bis in eine Tiefe von 700 km reicht.
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1.2.1 Tektonische Bewegungen
Tektonik ist die Lehre von den Kräften des Erdinneren. Lange Zeit konnten nur die durch
solche Kräfte ausgelösten Prozesse analysiert werden. Man unterschied folgerichtig Vorgänge
des Zerbrechens (auch als "germanotype Tektonik" bezeichnet) oder des Verbiegens und
Faltens ("alpinotype Tektonik") bzw. Prozesse, die durch magmatische Bewegungen
(vulkanische Tektonik) oder Verformungen zähplastischen Substrats (Salz- und Eistektonik)
hervorgerufen wurden. Alle Ereignisse, die zu Erschütterungen der Erdoberfläche führen,
werden seismische Prozesse genannt und von der Seismik untersucht. Seismische Vorgänge
können aber auch durch den Menschen hervorgerufen werden, sind dann also nicht wirklich
tektonischen Ursprungs.
Nach den Erkenntnissen der Kontinentalverschiebungstheorie Alfred Wegeners und der auf
dieser Grundlage 50 Jahre später entstandenen Lehre von der Plattentektonik haben wir heute
ein komplexeres Bild der Ursachen tektonischer Vorgängen. Demnach wissen wir nun, das
die Gesteinshülle der Erde (die sog. Lithosphäre) kein homogener, starrer Körper ist. Sie
besteht im Gegenteil aus verschiedenen, teils ozeanischen, teils kontinentalen Platten
unterschiedlicher Mächtigkeit und verschiedener spezifischer Gewichte, die sich in allen
möglichen Richtungen aufeinander zu oder voneinander weg, oder auch einfach nur
aneinander vorbei bewegen. Die durch die Bewegung der Platten bzw. die an ihren Grenzen
stattfindenden Prozesse werden Plattentektonik genannt.
Im Lateinamerikanischen Raum sind eine Vielzahl von Platten am Aufbau der Kruste
beteiligt. Neben der großen Südamerikanischen Kontinentalplatte sind dies die ozeanischen
Nazca- und Cocos-Platten, sowie die Karibische Platte.
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1.2.1.1 Tektogenetische Prozesse
Tektogenetische Bewegungen bewirken durch seitliche Einengung Faltungen und
Überschiebungen, andererseits durch seitliche Ausdehung, bzw, vertikalem Versatz
Klüftungen, Verwerfungen und Grabenbildungen.Von grundlegender Bedeutung für das
heutige Verständnis der tektonischen Aktivität der Erde war die Entwicklung der Theorie der
Plattentektonik.
Im Sinne der Tektonik als morphogenetisch bezeichnete Bewegungen verändern die Gestalt
der Kruste entscheidend durch vertikale Verstellungen und sind Grundlage für die
Heraushebung der Hochgebirge, der sog. Orogenese. Nur durch diese Art tektonischer
Bewegungen steigen die von tektogenetischen Bewegungen deformierten Gesteine zu
morphologisch sichtbaren Gebirgen auf. Sie werden im Allgemeinen von tekonischen
Brüchen seitlich begrenzt.
Die vertikale Verstellung kann bis über 20 mm im Jahr betragen. Bereiche mit steilem,
jungem Relief, wie z. B. der gesamte andine Bereich, gehören zu morphogenetisch sehr
aktiven Zonen und sind durch Erdbeben und Vulkanismus gekennzeichnet.
Epirogenetische Prozesse sind weitgespannte vertikale Krustenbewegungen, durch die das
innere Gesteinsgefüge nicht verändert wird, im Gegensatz zu den beiden anderen
Grundprozessen der tektonischen Bewegung. Es handelt sich um umkehrbare, oft isostatische
Ausgleichsbewegungen, die nicht zuletzt die Verteilung von Land und Meer
beeinflussen.(Unter "Isostasie" wird die Tendenz der Erde zum Gewichtausgleich verstanden.
Abtragungen, aber z.B. auch das Abschmelzen von Gletschern, verändern das Gewicht der im
Unterschied zum Erdmantel leichteren Erdkruste. Wird diese also noch leichter, wird sie
gehoben und somit der Erdmantel unter der Erdkruste mächtiger.)
Absinkende Gebiete unterliegen einer Transgression des Meeres, d.h. Meeresufer werden
überflutet.
Gehobene Bereiche rufen eine Meeresregression (Rückzug) hervor, Teile des Schelfes
tauchen auf.
So
überführen
epirogenetische
Bewegungen
Abtragungsbreiche
in
weite
Sedimentationsbecken und umgekehrt.
Die weitgespannten Verbiegungen von Tafelbereichen, durch Epirogenese hervorgerufen,
lassen die Entstehung von großen Gewölben (Anteklisen) und Becken (Syneklisen) zu.
1.2.1.2 Erdbeben
Erdbeben gehören zu den Naturereignissen, die mit katastrophalen Folgen für den Menschen
verbunden sind. Obwohl man über die Entstehung von Erdbeben gute Kenntnisse hat, sind
Ort und Zeitpunkt eines Ereignisses, trotz modernster Methoden, sehr schwer vorher zu
sehen.
Als Ursachen sind vor allem endogene (der Erde innenbürtige) Vorgänge zu beobachten, wie
plattentektonische Vorgänge (Verschiebungen von Teilen der Erdkruste) und Vulkanismus.
Die Folgen von der Erdbebenschwingungen sind Krustenverschiebungen, Hebungen und
Senkungen, Spalten und Risse im Boden, Vulkanausbrüche, Bergstürze, Rutschungen oder
Zerstörungen von Siedlungen. In Lateinamerika wird ein schweres Erdbeben "terremoto"
genannt, seismische Erschütterungen dagegen "temblor". Untermeerische Seebeben und
Vulkanausbrüche lösen "Tsunamis", das sind sog. seismische Wogen mit verheerenden
Flutwellen, aus, die in Küstenregionen schwere Verwüstungen anrichten können.
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1.2.1.2.1 Aufzeichnung von Erdbeben
In etwa 90% aller Erdbeben handelt es sich um tektonische Beben. Diese beruhen auf
Spannungen zwischen zwei aneinander entlanggleitenden Bruchflächen. Bei sprödem
Materialverhalten, was im Falle der Erdkruste in der Regel der Fall ist, muss die bei der
Bruchausbildung freiwerdende potentielle Energie größer sein, als es für eine Bruchbildung
notwendig wäre. Dieser Überschuss führt zur beschleunigten Bruchausbreitung und zur
Entsendung seismischer Wellen.
Weitere Ursachen können Auswirkungen und Folge von Vulkanausbrüchen sein (7% aller
Beben) oder aber auch Einsturzbeben (lokale Bedeutung, wie etwa der Einsturz von Höhlen
oder Hohlräumen im Untergrund).
Man kann drei verschiedene Arten von seismischen Wellen unterscheiden:
• Longitudinaloder
Kompressionswellen
bringen
Teilchen
parallel
zur
Ausbreitungsrichtung der Wellen zum Schwingen. Diese Wellen breiten sich daher schnell
aus
• Transversal- oder Scherwellen bringen Teilchen senkrecht zur Ausbreitungsrichtung der
Wellen zum Schwingen und sind etwa um die Hälfte langsamer als Longitudinalwellen.
• Oberflächenwellen, die sich an der Erdoberfläche ausbreiten sind am langsamsten.
In dieser Reihenfolge treffen die genannten Wellen auch bei einem seismologischen
Observatorium ein. Da die Gesteine die Wellen unterschiedlich schnell weiterleiten, gibt die
Ausbreitungsgeschwindigkeit Aufschluss über den Bau des Erdinneren, aber auch über die
Ursache von Beben.
Die Stärke von Erdbeben wird aus der spektralen Amplitudendichte der registrierten Wellen
berechnet. Das Stärkemaß ist das seismische Moment M (Magnitude), das aus dem
maximalen Ausschlag der eines Seismographen hervorgeht. Durch Werte mehrerer
Messstationen lässt sich das Epizentrum, also das Erdbebenzentrum, ermitteln. Dieses liegt
direkt über dem Hyperzentrum, dem eigentlichen Erdbebenherd im Erdinneren.
Die im Epizentrum nachgewiesene Magnitude wird nach der nach oben offenen,
logarithmisch aufgebauten C.-F. Richter Skala erfasst.
Eine weitere Möglichkeit ist der Erfassung der Stärke der Erdbeben ist das Wirken auf die
menschliche Wahrnehmung und beruht auf einer Intensitätsskala, die von A. Mercalli
entworfen wurde.
Alle stärkeren Erdbeben werden von schwächeren Vorbeben eingeleitet, wobei der zeitliche
Abstand zum Hauptbeben so knapp ist, dass eine rechtzeitige Warnung derzeit noch nicht
möglich ist. In weiterer Folge kommt es häufig zu umfangreichen Nachbeben, deren
Intensität noch sehr hoch ausfallen kann. Sie stellen wichtige Informationsquellen zur
Erdbebenforschung dar.
1.2.1.3 Vulkanismus
Unter Vulkanismus versteht man alle Vorgänge und Erscheinungen, die mit der Förderung
von glutflüssigem Gestein (Magma) zur Erdoberfläche in Zusammenhang stehen. Die
Austrittsstelle von festen, flüssigen, oder gasförmigen Förderprodukten nennt man Vulkan.
Auf der Erde gibt es etwa 550 Vulkane, die in historischer Zeit und bis heute tätig waren oder
sind, von denen ein beträchtlicher Teil in Lateinamerika zu finden ist. Vulkanausbrüche
können sehr unterschiedlich ablaufen. Das Magma kann ganz ruhig oder aber mit einer
gewaltigen Explosion ausfließen und der Ausbruch mit verheerenden Auswirkungen
16
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verbunden sein. Die Gründe hierfür liegen in der Struktur der Erdkruste und der chemischen
Beschaffenheit der Schmelze.
Der vulkanische Formenschatz lässt sich nach verschiedenen geologischen und
geomorphologischen Gesichtspunkten untergliedern.
nach Beschaffenheit der Schmelze: Gesteine saurer (kieselsäurereicher)
Förderprodukte nennt man Rhyolite, Gesteine basischer Schmelzen, die häufiger sind,
Basalte. Dazwischen (intermediär) liegt etwa der Andesit und der Trachyt.
nach der Form des Lavaförderkanals: bei Linearvulkanen benützt das Magma eine
tiefreichende Spalte, oder eine Spaltenzone zum Aufstieg.
nach der Zahl der Ausbrüche
nach der Form und dem Aufbau der Vulkanberge
nach der Art der Förderprodukte
nach dem Ausbruchsmechanismus
nach der Form der Vulkanberge
nach der Art der Förderprodukte
nach dem Ausbruchsmechanismus
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1.2.1.4 Die Plattentektonische Hypothese
1912 von dem Geophysiker Alfred Wegner entwickelt fand die Kontinentaldrifttheorie in den
1960er Jahren durch neue geophysikalische Methoden späte Anerkennung und Bestätigung.
Man erkannte das geologisch junge Alter der heutigen Ozeanböden (nur mehrere 100
Millionen Jahre). Seismische, gravimetrische und magnetotellurische Untersuchungen und
geotektonische Beobachtungen ergaben, dass sich die Erde aus sechs bis neun Großplatten
aufbaut, die als mehr oder weniger lose aneinander gefügte Kugelkalotten die Asthenosphäre
(des Erdmantels) überlagern. Durch Konvektionsströme in der Asthenosphäre werden die
Lithosphärenplatten angetrieben. Plattengrenzen verhalten sich entweder passiv, d.h. ohne
nennenswerte Verschiebungen, oder sie erfahren einen vertikalen Verschub, oder schieben
sich gegeneinander. Ozeanische Rifte fungieren als konstruktive Plattengrenzen. Entlang der
Spaltenausbrüche der Riftzonen werden über aufsteigenden Konvektionsströmen ständig neue
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ozeanische Krustenteile gebildet. Den Vorgang der Krustenspaltung wird international als
"sea floor spreading" bezeichnet. Vereinfacht kann man sich das ähnlich vorstellen wie die
Bewegung von siedendem Wasser in einem Kochtopf: die dabei aufsteigenden Luftblasen
steigen senkrecht auf und bewegen an der Oberfläche zum Topfrand hin.
In ganz ähnlicher Weise wandert die bei dem Vorgang der Ozeanspreizung entstandene
ozeanische Kruste von den ozeanischen Riften weg auf die Kontinentalränder (vergleichbar
dem Topfrand) zu. Zur weiteren Erklärung versagt das Bild des Topfes, da die
Kontinentalschollen keinen tiefen Rand darstellen. In Wahrheit "schwimmen" sie nur auf dem
schwereren Material des Erdmantels, aus dem auch die ozeanischen Platten aufgebaut sind.
Das aus den mittelozeanischen Rücken stammende und zu den Kontinenten transportierte
Material wird - da es schwerer ist - unter die (leichteren) Kontinentalschollen geschoben.
Diesen Vorgang, der von Erdbeben begleitet wird, nennt man Subduktion. Beim Absinken
schmilzt die ohnehin bereits zähplastische ozeanische Kruste zum Großteil auf und wird zu
Magma. Vermischt mit kontinentalem Material steigt sie in den Kordilleren und Inselbögen
als Schmelze wieder auf und bildet -bei langsamer Abkühlung in den benachbarten Gesteinen
- die riesigen plutonischen Batholithe oder - bei raschem Aufstieg - die Vulkanketten der
Anden oder die vulkanischen Inseln der Karibik.
Die Subduktionsraten können sehr unterschiedlich sein, da sie u.a. von der wechselnden
Plattengeschwindigkeit und der Neigung des Kontinentalrandes abhängig sind. Sie betragen
im Bereich der kleinen Antillen 1,5 cm/Jahr, im peruanisch-chilenischen Küstengebiet
dagegen über 10 cm/Jahr. Auch der Abtauchwinkel der ozeanischen Platte kann stark
variieren (zwischen 30° und 90°). Die Erforschung der Erdbeben trug viel zum Verständnis
der Vorgänge im Erdinneren bei. So erkannte man, dass Erdbebenhypozentren den Verlauf
der Subduktion wiedergeben. Den Bereich der Erdbebenhypozentren in Subduktionszentren
nennt man Benioffzonen. Sie sind in der Regel in einer Tiefe von 30 km bis zu 700 km zu
19
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finden. Der Erdbeben werden durch Aufbau und Auflösung von Spannungen der
abtauchenden, kühleren Platte, bzw. durch den Widerstand des Erdmantelamterials gegenüber
der abtauchenden Bewegung der Platte ausgelöst.
Bei der Kollision kontinentaler Krustenteile liegt die Benioff-Zone maximal in 40 km Tiefe.
Werden leichte kontinentale Krustenteile subduziert, wird der Auftrieb verstärkt, und es
kommt zur Heraushebung von Gebirgen (Orogenese).
1.2.1.4.1 Plattenkollisionen
Das Aufeinandertreffen von Platten bezeichnet man als Kollision. Man spricht von aktiven
Kontinentalrändern (Bsp.: südamerikanische Westküste), im Gegensatz zu passiven
Kontinentalrändern (Bsp.: südamerikanische Ostküste). Entsprechend dem Charakter der
kollidierenden lithosphärischen Krustenteilen sind mehrere Kollisiontypen zu
unterscheiden. Die wichtigsten Typen sind:
• Ozean-Ozean-Kollision: Abtauchen einer ozeanischen Kruste unter einer ozeanischen
Kruste (pazifische unter philippinische Platte)
• Ozean-Kontinent-Kollision: Abtauchen einer ozeanischen Kruste unter eine kontinentale
Kruste (Nazca-Platte unter aüdamerikanische Platte, führt zur andinen Gebirgsbildung)
• Ozean-Inselbogen-Kollision: Abtauchen ozeanischer Kruste unter einer nicht einheitlichen
kontinentalen Kruste (pazifische unter asiatische Platte)
• Kontinent-Kontinent-Kollision: Zusammenstoßen von aktiven und passiven
Kontinentalrändern. Hier kommt es weniger zur Subduktion einer Platte, sondern zur
Aufschiebung und Verdoppelung der Lithosphäre. Das starke Ungleichgewicht wird durch
eine verstärkte vertikale Heraushebung kompensiert (Auftreffen afrikanischer auf eurasische
Platte führt zur Alpenbildung; Norddrift der indischen Platte gegen die asiatische Platte
bewirkt die Morphogenese des Tien-Shan-Himalaya-Komplexes)
1.2.2 Minerale und Gesteine
Die Lithosphäre besteht aus - je nach Betrachtungsmaßstab aus Gesteinen und Mineralen.
Minerale sind natürliche chemische Verbindungen mit kristalliner Struktur. Über 2000
Mineralien sind bekannt, etwa 50 davon sind für die Gesteinsbildung relevant.
Gesteine sind natürliche Gemenge von Mineralen. Sie kommen in unterschiedlichen
Ausprägungen vor, je nachdem ob...
die Minerale aus einer magmatischen Schmelze auskristallisieren (magmatische
Gesteine),....
sie durch Druck und Temperatur aus vorhandenen Gesteinen umgewandelt werden
(metamorphe Gesteine),...
aus wässriger Lösung ausfielen (chemische Sedimentgesteine),...
Mineral- und Gesteinsbruchstücke angehäuft werden (klastische Sedimentgesteine),
oder...
durch die Ansammlung tierischer und pflanzlicher Reste (biogene Sedimentgesteine).
Minerale
Minerale unterscheiden sich durch ihre chemische Zusammensetzung, ihre Kristallformen und
durch einige physikalische Eigenschaften, wie Härte, Farbe, Bruch, Spaltbarkeit, Strich oder
Glanz.
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Die Eigenschaften ergeben sich aus der räumlichen Anordnung von Ionen und Atomen und
erhalten ihre Gestalt durch die Kombination von Flächen, Kanten und Winkeln im Kristallund Raumgitter.
Die wichtigste Mineralgruppe sind die Silikate, dies sind Verbindungen aus dem chemischen
Elementen Silikat und Sauerstoff, sowie diversen anderen Stoffen. Sie kommen in den
meisten Gesteinsbildenden Mineralen vor.
Mineralgruppe
Mineral
Farbe
Chemische
Zusammensetzung
Quarz
Quarz
farblos, weiß
SiO2
7
rötlich,
gelblich, weiß
K[AlSi3O9]
6
Feldspat
Orthoklas
Sanidin
Mikrolin
Perthit
Plagioklas
Albit
Anothit
weiss,
grünlich
Na[AlSi3O8]
Feldspatvertret Nephelin
er (Foide)
Leucit
Glimmer
Härte
Chemische
Charakterisierung
Leukokrate
Minerale
(Aluminiumsilikati
sche Minerale)
6
SiO2-Reich
Sauer
5,5-6
Hell
Ca[Al2Si2O8]
farblos, weiss
Na[AlSiO4]
weiss, grau
K[AlSi2O6]
Muskovit
farblos,
silbrig, weiß
KAl2[(OH)2/AlSi3O10]
Serizit
silbrig, weiß,
KAl2[(OH)2, F/AlSi3O10]
hellgrün
Biotit
schwarz,
dunkelbraun
K(Mg, Fe)2[(OH)2/AlSi3O10]
Augit
schwarz,
grünlichschwarz
(Ca, Mg, Fe)2[Si, Al)2O6]
Hornblende
schwarz,
grünlichschwarz
Ca2(Mg,
Al)2(Si6O22)]
Olivin
flaschengrün
(Mg, Fe)2[SiO4]
Fe)5[(OH)2(Si,
2-2,5
Melanokrate
Minerale
5-6
(MagnesiumEisen-Silikatische
Minerale)
5-6
SiO2-Arm,
6,5-7 Basisch, dunkel
2,5-3
Für Sedimentgesteine von großer Bedeutung sind Tonminerale. Diese setzten sich in ihrer
kristallinen Struktur aus Schichtgittern zusammen, die zwischen den Schichten eine nur sehr
geringe molekulare Bindung vorweisen. Dadurch erhalten die Minerale einerseits
Blättchenform und werden in weiterer Folge auch durch ihre Quellfähigkeit charakterisiert.
1.2.2.1 Magmatische Gesteine
Magmen sind glutheiße, dem Erdinneren entstammende silikatische Schmelzen, die neben
Verbindungen mit hohem Schmelzpunkt auch Dämpfe und Gase enthalten.
Magmatite entstammen einer sich abkühlenden Schmelze, entweder dem unterirdisch
erstarrendem Magma, oder dem an der Erdoberfläche erstarrendem Lava.
In den Tiefen der Erdkruste und des oberen Erdmantels bilden sich demnach entweder
Tiefengesteine oder Plutonite, oder an der Erdoberfläche Ergussgesteine oder Vulkanite.
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Weite Teile Lateinamerikas werden von Plutoniten und Vulkaniten bestimmt. Die Anden
etwa sind berühmt für die unzähligen Vulkankegel, im Osten Südamerikas, in Patagonien und
in einigen anderen Gebieten findet man großflächige Basaltdecken. Die Schilde, aber auch
Teile der Kordilleren werden durch Tiefengesteine (Plutonite) aufgebaut.
In plutonischen Räumen hält der Aussendruck des Herddaches (also des an
der Oberfläche anstehenden Gesteins) dem Druck des aufdringenden
magmatischen Körpers stand. Plutonite entstehen also weit unterhalb der
Erdoberfläche bei der langsamen Abkühlung und Erstarrung des Magmas.
Wegen der guten Wärmeisolierung im Erdinneren dauert die Abkühlung des
Magmas lange an, sodass die Kristalle viel Zeit haben, auszukristallisieren.
Das Leitgestein von Plutonen ist der Granit, mit dessen Namen die Körnigkeit
der kristallinen Bestandteile ausgedrückt wird (lat. granus = Korn). Solche
vollkristallinen Gesteine nennt man auch grobkristallin oder phaneritisch.
Die Kristalle sind dabei mit bloßem Auge sichtbar.
Beim Vulkanismus übersteigt die maximale Dampfspannung den
Aussendruck, und es kommt zum raschen Materialaufstieg und zur Eruption.
Sie erstarren an der Erdoberfläche rascher. Im Kontakt mit der kühlen Luft
haben die Kristalle wenig Zeit, um sich auszubilden. Eruptive Gesteine sind
daher feinkristallin, oder aphanitisch. Kristalle sind - wenn überhaupt - nur
mit der Lupe zu erkennen. So entstandene Gesteine nennt man Vulkanite.
Ist die Abkühlungsgeschwindigkeit noch höher (etwa bei Abkühlung in
Wasser), können sich nur schwer Kristalle ausbilden, und es entsteht
amorphes Glas. Das bekannteste vulkanische Glas ist der Obsidian.
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1.2.2.1.1 Bestandteile des Magmas
Die Magmen selbst bestehen aus
leichtflüchtigen Stoffen, die im Laufe der Abkühlung entweichen, oder
schwerflüchtigen Stoffen, die schließlich erstarren,
sowie aus
Hauptgemengteilen, mehrheitlich bestehend aus den Mineralen Quarz, Feldspat und
Glimmer, und aus den
Nebengemengteilen (z.B. Zirkon, Apatit, Magnetit, etc.), die gegenüber den
Hauptgemengteilen stark zurücktreten.
Die schwerflüchtige Fraktion besteht hauptsächlich aus SiO2 und weiters, mit
abnehmender Bedeutung, den Oxiden des Al, Fe, Ca, Mg, Na und K, deren Auftreten
mengenmäßig bereits relativ gering ist, da der SiO2-Gehalt zwischen 50 und 75% liegt. Im
Gegensatz zu den Sedimenten bleiben Magmatite mineralogisch in einem gesetzmäßig
engen Rahmen.
Der leichtflüchtige Anteil besteht hauptsächlich aus H2O, CO2, HCl, HF, H2 S, u.a. Ihre
Gesamtmenge im Magma beträgt zwar nur wenige Gewichtsprozent, sie haben aber großen
Einfluss auf den Erstarrungspunkt des Magmas.
1.2.2.1.2 Abkühlung des Magmas
Sowohl beim Plutonismus, als auch beim Vulkanismus gibt es typische Abkühlungsstadien:
Temperatur
Plutonismus
>1000°C
Vulkanismus
Flüssiges Magma
Abnehmende
Temperatur
Ausscheidung
nichtsilikatischer
Gemengteile
Ausscheidung der
Hauptmenge der
Silikate;
Kontaktmetamorphose
Ersterstarrung
Haupterstarrung
Liquidmagmatisches
Stadium
Eruptionsstadium
Steigender Gasdruck in
der Restschmelze
Ca
700°C
600°-
Maximum der
Dampfspannung
Dampflösungen
durchströmen das
Gestein
Pneumatolyse
400°C
200°C
Dampfspannung sinkt;
wässrige Restlösung
Resterstarrung
Pegmatitisches
Stadium
Pneumatolytisches
Stadium
Fumarolenstadium
Hydrothermales
Stadium
Solfatarenstadium
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In der Regel gilt folgende mineralogische Ausscheidungsfolge:
1. Nebengemengteile
2. Mafische Silikate (Olivin – Pyroxen – Amphibol – Biotit)
3. Salische Silikate, erst die Kalkreichen, dann die natronreichen Plagiklase und
Orthoklase
4. Quarz
5. Restschmelze: Bei schon niedrigeren Temperaturen gibt es immer noch einen
Bestandteil, der sich nicht auskristallisieren konnte. Es handelt sich um saure
Restschmelzen, sogenannte Pegmatite, die zu den bedeutendsten Mineralfundstätten
gehören, da sich in der Restschmelze auch seltene Elemente anreichern.
Die ersten Ausscheidungen können ihre Kristallform ungehindert ausbilden, sie entwickeln
sich zu indiomorpher (eigengestaltig) Gestalt. Die später ausfallenden Gesteine gehen aus
Umbildungen der älteren hervor, umhüllen sie, oder füllen als xenomorphe
(fremdgestaltige) Körper die Lücken aus.
1.2.2.1.3 Einteilung der Magmatite
Magmatische Gesteine kann man auf verschiedene Art und Weise einteilen. Vereinfacht
kann man sagen, dass am Aufbau der Erdkruste vor allem zwei Gruppen von Magmatiten
beteiligt sind:
1. Der Basalt stellt über 90% aller Vulkanite und tritt sowohl auf ozeanischen und
kontinentalen Flächen in gleicher Beschaffenheit auf. Man nimmt an, dass der Basalt aus
der Aufschmelzung des oberen Mantels hervorgeh
2. Der Granit bildet die Mehrzahl aller Plutonite. Er ist weitgehend auf die Festländer
beschränkt. Sie intruieren in bestehende Gesteinskörper während tektonisch unruhiger
Perioden, z.B. in Gebirgsbildungsphasen. Der Granit entstammt dem Sockel der
Kontinentalschollen.
1.2.2.1.3.1 Mehr zu Magmatite
Die wichtigsten magmatischen Gesteine und ihre Eigenschaften:
Farbe
Sauer – hell
Basisch - dunkel
SiO2-Gehalt
>70%
60%
55%
<50%
Spez.
Gewicht
2,6-2,75
2,6-2,8
2,8-2,9
2,9-3,3
Plutonite
Granit
Syenit
Diorit
Gabbro
Porphyre
(phaneritisch –
grobkristallin)
Granitporphyr
Syenitporphyr
Dioritporphyr
Gabbroporphyr
Porphyre
(aphanitisch –
feinkristallin)
Quarzporphyr
Trachytporphyr
Andesitporphyr
Basaltporphyr
Vulkanite
Rhyolith
Trachyt
Andesit
Basalt
Amorphes
Gestein
Bims (gasreich), vulkanisches Glas (z.B. Obsidian)
24
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Tephra
(pyroklastisch)
Locker: Asche, Lapilli, Bombe n
Verfestigt: Tuff, Schweißschlacken
Nach der stofflichen Zusammensetzung lassen sich die Magmatite in weitere zwei
Gruppen unterteilen, wobei sowohl „Granitoide“, als auch Basalte in beiden Einheiten
vorkommen.
Es wird je nach Verhältnis von Kalzium zu Natrium und Kalium [Ca:(Na+K)]
zwischen der
-
Kalkalkali-Reihe und der
Alkali-Reihe unterschieden.
Eine weitere Möglichkeit der Unterteilung hält sich am SiO2-Gehalt der Magmatite.
SiO2-arme Gesteine sind basische Magmen, die aus farbigen, bzw. dunklen eisen- und
magnesiumhältigen Mineralen zusammengesetzt werden. In der Fachsprache nennt man
sie melanokrate Gesteine.
SiO2-reiche Gesteine haben einen hohen Kieselsäuregehalt. Man spricht von
leukokraten Gesteinen. SiO2-Überschuß wird als Quarz, reines SiO2, ausgeschieden.
Saure Magmatite
SiO2
65%
>
hell
dunkel
Intermediäre
Magmatite
Basische Magmatite
SiO2 65 –
52 %
Ultrabasische
Magmatite
SiO2 < 45
%
SiO2 52 –
45%
Wie bereits erwähnt kann man nach der Stellung des Gesteinskörpers und seines
Geologischen Alters unterscheiden:
Demnach gibt es plutonische und vulkanische Gesteine. Hinzu kommen noch
Ganggesteine,
die
eine
vermittelnde
Stellung
einnehmen.
Weitere
Einteilungsmöglichkeiten sind Erstarrungsbedingungen und Gefügeausbildung
A. Vulkanite (Extrusivgesteine); Förderprodukte der Vulkane:
o Vulkanite: Lava
o Vulkanische Lockerstoffe (Pyroklastika):
! Tuffe: Vulkanische Aschen
! Lapilli: größere Bestandteile vulkanischer Aschen
! Wurfschlacken: erstarren in der Luft
! Bomben: große Lavabrocken
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! Bimssteine: sind an sehr viskose und stark explosive Magmen gebunden. Von der
plötzlichen Druckentlastung entbundene Gase blähen das schnell erstarrende
Lockermaterial auf. Hohe Porosität
! Ignimbrite: bilden große Decken von Glutwolkenabsätzen, die bei großer Hitze
verschweißt sind. Sie bilden Geteine saurer, oder intermediärer Zusammensetzung
o Vulkanische Gase (eigentlich bereits postvulkanisch)
! Fumarolen: Stellen, an denen heiße H2O-Dämpfe austreten
! Solfataren: H2S-hältige Gasquellen
! Mofetten: kohlensäurereiche Dämpfe und trockene Exhalationen bilden die letzten
vulkanischen Regungen
B. Plutonite (Intrusivgesteine)
Form und inneres Gefüge der Plutone zu erfassen ist schwierig, da das heutige
Erscheinungsbild eigentlich nur das durch Erosion freigelegte Dach darstellt. Man
bezeichnet die sich nach unten ausbreitenden Schmelzmassen als Batholithe, die in
verschiedenen Formen auftreten können.
Stockwerkartig ausgebildete, verästelte Gebilde nennt man Lakkolithe.
1.2.2.2 Metamorphe Gesteine
Unter Metamorphose versteht man die Umwandlung des Mineralbestandes und Gefüges von
Gesteinen in der Erdkruste durch Veränderungen von Druck und Temperatur. Reine
Verfestigungsvorgänge (Diagenese) einerseits, sowie die Wiederaufschmelzung (Anatexis)
von Gesteinen anderseits werden in diesen Begriff nicht einbezogen.
Das Ausgangsgestein ist jedoch wichtig: Aus Sedimentgesteinen hervorgegangene
Metamorphite bezeichnet man als Paragesteine, die aus Erstarrungsgesteinen entstandenen
als Orthogesteine.
1.2.2.2.1 Kontaktmetamorphose
Wenn ein glutflüssiger Magmenkörper beim Aufstieg auf anstehendes Gestein stößt, wird
dieses erhitzt und gerät unter großen Druck. Damit sind die Bedingungen für Metamorphose
erfüllt, so dass das Anstehende umgewandelt, d.h. metamorphisiert, wird. Dieser Vorgang
wird als Kontaktmetamorphose bezeichnet.
Der Einwirkungsbereich der Kontaktmetamorphose kann bei großen Plutonen (sog.
Batholithen) bis mehrere Kilometer betragen, bei kleineren Intrusionen (sog. Lakkolithen)
dagegen kann er auf einige Meter beschränkt sein.
Aufgrund der Verschiedenartigkeit des Ausgangsgesteins gibt es natürlich eine große
Anzahl kontaktmetamorpher Gesteine und Gesteinsgruppen. Drei Typen sollen hier genannt
werden:
1. Reine Kalksteine werden durch Sammelkristallisation in kristallinen, grobkörnigen
Kalkstein umgewandelt, dem Marmor.
2. unreine Kalke und Mergel entstehen durch Kieselsäurezufuhr Ca-Mg-Silikate (z.B.
Granat, Diopsid, Tremolit)
3. Bei Tongesteinen entstehen Tonerdesilikate (Andalusit, Disthen, aber auch Granate
und Biotit)
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Je näher zum Kontaktherd, desto kristalliner werden die Metamorphite. Erfolgt eine
Imprägnierung mit Kieselsäure, bildet sich der muschelig brechende, massige Hornfels. Die
ursprüngliche Gefügestruktur wird hierbei völlig aufgelöst. Die unregelmäßige Struktur
neugebildeter Minerale nennt man Hornfelsstruktur. Diese Minerale sind u.a. Quarz,
Feldspäte, Granat, Cordierit, oder Biotit.
1.2.2.2.2 Regionalmetamorphose
Viel großflächiger als die Kontaktmetamorphose spielt sich die Regionalmetamorphose ab.
Wenn im Laufe langer Sedimentationsprozesse die unterlagernden Schichten unter den
Einfluß steigender Temperaturen und wachsenden Druckes kommen, sind die
Voraussetzungen der Metamorphose erfüllt und die Gesteine werden umgewandelt (=
metamorphisiert).
Sehr früh wurde eine Zonen-Gliederung durchgeführt (GRUBENMANN & NIGGLI, 1924).
Man stellte die Intensitätsabhängigkeit der Metamorphose vom Absinkungsgradienten fest.
D.h.: Je tiefer ein Gesteinspaket absinkt, desto intensiver ist die Metamorphose. In der
Epizone herrschen noch relativ niedrige Temperaturen, daher ist die Umwandlung noch
relativ gering. Es ist daher das Korn sehr fein, und wasserhaltige Silikate herrschen vor. Die
Zerscherung der Gesteine (parallele Ausrichtung) dominiert gegenüber der
Rekristallisierung. In der Katazone erfolgt bei höheren Temperaturen und größerem Druck
die totale Umkristallisation der Gesteine. Die Parallelanordnung tritt gegenüber einer
grobkörnigen Struktur zurück. Dazwischen liegt die Mesozone, die durch Mineralbänder
und girlandenförmige Bänderung (sog. gequältes Gestein) gekennzeichnet ist.
Druck und Temperatur verhalten sich in der Erdrinde aber keinesfalls parallel. Starke
Aufheizung und Durchbewegung können die Metamorphose bis nahe an die Oberfläche
tragen, in tektonisch ruhigen Schollen kann die Umwandlung auch in großen Tiefen nicht
über die Diagenese hinausgehen. Tiefenzonen lasen sich deshalb nicht allgemein festlegen.
1.2.2.2.3 Gesteine der Metamorphose
Je nach Druck- und Temperaturverhältnissen entstehen verschiedenen Metamorphite. Es
gibt hierbei verschiedene Unterscheidungsmöglichkeiten. Es gibt z.B. ungeschieferte und
geschieferte Metamorphite.
1. ungeschieferte Metamorphite bestehen entweder aus nur einem Mineral, dessen
Kristallstruktur sich nicht für ein Parallelgefüge eignet, oder die ohne wesentliches
Druckgefälle, nur unter Einwirkung von Temperatur erzeugt. Die Beiden Haupttypen sind
Quarzit (aus Sandstein) und Marmor (aus Kalkstein). Metamoprhite ohne Parallelstruktur
werden auch als Fels bezeichnet.
2. geschieferte Metamorphite: die in den Gesteinen enthaltenen Minerale erhalten im
Laufe der Metamorphose eine schiefriges Parallelgefüge, die im rechten Winkel zur
Druckrichtung orientiert sind. Gesteine in der tiefen Katazone erleiden eine totale
Neukristallisation.
Sinnvoller ist es jedoch eine Unterscheidung nach dem Ausgangsprodukt vorzunehmen:
Metamorphosezone
Epizone
Mesozone
Katazone
Temperatur
niedrig (180 – 300)
> 500
Druck
niedrig
mittel
hoch
Einseitiger Druck
stark
mittel
schwächer
27
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Gefüge
feinkörnig,
geschiefert
stark
Ausgangsgestein
Tonstein
Arkose,
Grauwacke, toniger
Sandstein
Granit, Quarzdiorit,
saure
Vulkanite,
Tuffe
mittelkörnig,
geschiefert
Umwandlungsprodukt
Dachschiefer, Phyllit
Paragneis
Sericitquarzit,
Quarzphyllit
Glimmerschiefer
Orthogneis
Tonmergelstein,
Mergelstein
Parahornblendenschiefer
Paraamphibloit,
Plagioklas-BiotitHornblende-Gneis
Eklogit
Orthohornblendenschiefer
Orthoamphibolit,
Plagioklas-BiotitHornblende-Gneis
Eklogit
Kalkglimmerschiefer
Kalksilikatgneis,
Kalksilikatfels
Grünschiefer
Basalt,
Diabas,
Diorit, Gabbro
Mergelstein,
mergeliger
Kalkstein
Quarzsandstein
grobkörnig,
schwach geschiefert
Kalkphyllit
Quarzit
1.2.2.2.4 Mehr zu metamorphen Gesteinen
Im weiteren ist noch die Anchimetamorphose zu nennen, die zwischen der Diagenese und
der Metamorphose liegt, und den Umwandlungsvorgang kalkfreier Pelite und Psammite
bezeichnet. Das Produkt ist, u.a., der sog. Dachschiefer (geschieferte Tonsteine).
Bei der progressiven Metamorphose steigen Druck und Temperatur, bei der regressiven
Metamorphose nehmen sie hingegen ab. Grundsätzlich erleiden alle Metamorphite bei p-TRückgang eine regressive Metamorphose.
In der Literatur tritt häufig der Begriff Metasomatose auf. Verläuft die Metamorphose im
Normalfall isochemisch, also ohne Stoffwanderungen (außer der von H2O und CO2),
werden bei der Metasomatose Lösungen oder Gase zugeführt.
Die Kristallisation erfolgt bei der Metamorphose im festen Gesteinsverband, was bedeutet,
dass sich die einzelnen Minerale bei ihrem Wachstum behindern und keine idealen
Kristallformen bilden (sie sind xenomorph). Ausnahmen gibt es dennoch: Granat,
Staurolith, Disthen, Turmalin und tw. Hornblende (es sind dies sog. Idioblasten).
1.2.2.3 Sedimentgesteine
Die Sedimente sind Ergebnis von Ablagerungsprozessen an der Erdoberfläche. Exogene
Kräfte bewirken den Transport der durch die Verwitterung freigesetzten Stoffe. Dort wo die
Transportkräfte nicht mehr ausreichen, wird die Fracht abgelagert. Je nach
Ablagerungsumgebung kann man folgende Sedimente unterteilen:
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!
Ablagerungen im Meer
marine Sedimente
!
Ablagerungen am Festland
terrestrische Sedimente
!
Ablagerungen in Seen
limnische Sedimente
!
Ablagerungen von Flüssen
fluviatile Sedimente
!
Ablagerungen des Eises
glazigene Sedimente
!
Ablagerungen des Windes
äolische Sedimente
Sedimente können Gesteinscharakter haben (verfestigte Sedimente, Sedimentgesteine), sie
können aber auch - wie etwa Sand oder Ton, auch locker, bzw. nichtverfestigt sein
(Lockersedimente).
In Lateinamerika sind alle Arten von Sedimentgesteinen zu finden. Großräumige aktuelle
fluvialtile Sedimentationsräume finden wir heute in den Tieflandbereichen des Amazonas,
Paraná oder des Orinocco. In weiten Teilen Argentiniens kommen (äolisch verfrachtete)
Lößsedimente vor, in den Anden lagerten sich stellenweise glazigene, also vom Gletscher
geschaffene Sedimente ab.
Alle genannten Ablagerungen lassen sich wiederum in drei große Gruppen untergliedern:
!
Klastische Sedimente entstehen durch Verwitterung und Abtragung entstandene
Gesteinsbruchstücke verschiedener Korngröße
!
Chemische Sedimente entstehen durch Niederschlag aus Lösungen
!
Biogene Sedimente werden unter Beteiligung von Organismen gebildet
Ein besonderes Kennzeichen von Sedimentgesteinen ist die Schichtung, die meist auf einen
Wechsel der Sedimentationsbedingungen zurückgeht und nicht mit der Schieferung von
metamorphen Gesteinen verwechselt werden darf, die durch Druck und Temperatur entsteht.
Liegende Schichten befinden sich dabei unterhalb hangender Schichten.
Unterscheidungsmerkmale die Gesteinsbeschaffenheit betreffend sind: Korngröße,
Chemismus, petrographische Bestandteile, Raumerfüllung, Verfestigungsgrad und
Farbe.
1.2.2.3.1 Diagenese und Bindemittel
Diagenese:
Der Vorgang der zur Bildung von Festgestein führt nennt man Diagenese. Die Porenräume
werden verkleinert und die Körner miteinander verkittet. Stoff, Gefüge und
Mineralbestand bleiben im Unterschied zur Metamorphose im wesentlichen
unverändert .
Die Diagenese kann sehr rasch erfolgen, sie kann aber auch ganze geologische Zeiträume in
Anspruch nehmen. Sie geht mit der Abnahme des Porenraumvolumens einher. Frisch
abgelagerte Sande besitzen ein Porenraumvolumen von 40 – 50%, Tone sogar von 60 –
70%. Werden die Lockersedimente von anderen Schichten überlagert, so setzt zunehmende
Verdichtung ein. Das Wasser wird fast zur Gänze ausgepreßt, das zurückbleibende sog.
„konnate“ Wasser löst Tonpartikel, SiO2 oder CaCO3 und scheidet sie als Bindemittel an
anderer Stelle wieder aus.
Bei der Diagenese entsteht z.B. aus Muscheln ein Kalkstein, aus Ton ein Tonstein oder
Schieferton, aus Sand ein Sandstein oder aus Torf Braunkohle.
29
Naturräume Lateiname rikas – Axel Borsdorf und Hannes Hoffert
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Bindemittel:
Die häufigsten Bindemittel klastischer Sedimente sind Tonpartikel, Quarz (SiO2), Eisenoxid
(Fe2O3) und Calziumkarbonat (CaCO3). Teils sind sie während der Sedimentation bereits
vorhanden, teils werden sie nachträglich eingeschwämmt, aus zirkulierenden Wässern in die
Poren des Sediments ausgeschieden oder durch Verwitterung abgelagerter Minerale erzeugt.
Art und Menge des Bindemittels haben großen Einfluß auf die Verwitterbarkeit, oder
Wasserdurchlässigkeit eines Sedimentgesteins.
1.2.2.3.2 Klastische Sedimente
Die sog. Trümmergesteine sind aus Mineral- oder Gesteinskörnern zusammengesetzt. Nach
den Korngrößen unterscheidet man:
Korngröße
in mm
(DIN
18
123)
Sedimentgestein (als Festgestein)
Sediment
(als Lockergestein)
> 63
Steine
Psephite
63 – 2
Kies
2,0 –
0,63
Grobsand
0,63 –
0,2
Mittelsand
0,2 –
0,063
Psammite
Feinsand
0,063
– 0,02
Grobschluff
0,02 –
0,0063
Mittelschluff
0,0063
–
0,002
Feinschluff
<
0,002
Bezeichnung
Zusammensetzung
Konglomerat
Brekzie
Fanglomerate
Aus einer od. mehreren
Gesteinsarten;
Bindemittel ist tonig,
kalkig od. sandig
Sandstein
Arkose
Grauwacke
Quarzsandstein
Grünsandstein
Quarzkörner,
untergeordnet
aus
Feldspäten, Glimmern,
andere Silikate und
Schwermineralen
Schluffstein
Schluffsteine nehmen
Mittelstellung zw. Ton
und Sandsteinen ein
Tonstein,
Schieferton
Ton-Mineralien
(Kaolinit,
Illit,
Montmorillonit);
Kalkige Tone: Mergel
Pelite
Ton
30
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1.2.2.3.2.1 Mehr zu klastischen Sedimenten
Sediment
Sedimentgestein
Psephite
Konglomerate bestehen aus gerundetem Kies, bzw. Schotter und sind meist
fluviatiler Entstehung.
Brekzie setztenn sich dagegen aus kantigem Schutt zusammen, sie entstehen oft
aus Bergsturzmassen.
Fanglomerate kommen in Wüstengebieten vor und sind aus regellos
aneinandergespülten, wenig kantengerundeten Schuttmassen entstanden.
Psammite
Sandsteine bestehen aus verkitteten Quarzkörnern, untergeordnet aus Feldspäten,
Glimmern und anderen Silikaten, sowie Schwermineralen. Sandsteine mit über
90% Quarzanteil werden als Quarzsandstein bezeichnet.
Auffällig rot gefärbte Sandsteine besitzen einen hohen Anteil an den Mineralen
Hämatit und Goethit. Sie sind Zeugen eines warmen, wechselfeuchten Klimas.
Für die Rotfärbung sind oxidierende Ablagerungsbedingungen Notwendig. Bei
Reduktion entstehen grünliche Flecken und Bänder.
Sandsteine mit hohem Glaukonit-Gehalt (K-Al-Fe-Silikat eines Flachmeers)
werden Grünsandsteine genannt
Grauwacken sind dunkel-graugrüne Psammite, die Gesteinsbruchstücke führen
und einen Feldspatgehalt haben.
Arkosen sind hellgraue bis rötliche, sehr feldspatreiche Sandsteine mit mehr als
25 % Feldspatanteil.
Pelite
Tongesteine bestehen hauptsächlich aus verschiedenen Tonmineralen (Illit,
Kaolinit, Montmorillonit), die u.a. bei der chemischen Verwitterung von SilikatMineralen (Feldspäte, Augite) entstehen.
Frisch abgesetzte Tone zeichnen sich durch einen hohen Wassergehalt aus und
verfestigen sich nur langsam und unter hohem Druck zu Tonstein. Die
blättchenförmigen Einzelteilchen der Tonminerale ordnen sich senkrecht zur
Druckrichtung an. Es entsteht der zunächst noch quellfähige Schieferton, bei
hohem Druck schließlich Tonschiefer. Dieser Vorgang geht bereits in eine
Metamorphose über, da der mineralische Gesteinsverband durch chemische
Prozesse verändert wird.
Tone mit großem CaCO3-Gehalt nennt man Mergel.
Schluffsteine nehmen mineralogisch, chemisch und nach ihren Korngrößen eine
Zwischenstellung zwischen Ton- und Sandsteinen ein.
31
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1.2.2.3.3 Chemische Sedimente
Chemische Sedimente sind die Ausfällungen aus dem Meerwasser und dem Wasser
kontinentaler Seen. Man kann sie in zwei große Gruppen untergliedern, den
Ausfällungsgesteinen und den Eindampfungsgesteinen.
Die wichtigsten chemischen Sedimentgesteine sind:
Gestein
Kalk, Kalkstein
Mergel
Dolomit
Anhydrit
Gips
Steinsalz
Kalisalze
Chemische
Zusammensetzung
CaCO3
CaCO3 und Tonsubstanz
CaMg[CO3]2
CaSO4
CaSO4 · 2 H2O
NaCl
KCl · NaCl
Mineralbestand
Kalzit
Kalzit, Tonminerale, Quarz
Dolomit, Kalzit
Anhydrit
Gips
Steinsalz
Sylvin, Steinsalz, Carnallit
Zu den chemischen Sedimenten gehören Kalk, Dolomit, Gips, Anhydrit und Salze. Sie
können terrestrisch oder marin entstanden sein und stellen Absätze aus Lösungen dar.
1.2.2.3.3.1 Karbonatgesteine
Zu den Karbonatgesteinen gehören Kalkstein (CaCo3), Dolomit (CaMg[CO3]2), sowie
das seltener zu findende, aber als Erz geschätzte Siderit (FeCO3). Für die
Karbonatgesteine gilt, dass sie sich aus Mineralen gleichen Namens zusammensetzen. Da
sie oft gemeinsam entstehen, kommen sie auch als Mischgesteine vor (kalkige Dolomite,
dolomitische Kalksteine, etc.) Karbonatische Ablagerungen treten häufig gemeinsam mit
feinkörnigen klastischen Sedimenten auf, insbesondere mit tonigen Sedimenten. Solche
Mischgesteine nennt man Mergel, bzw. Mergelsteine.
Karbonatisches Material dient auch häufig als Porenfülle, bzw. Bindemittel für klastische
Sedimente.
Die Karbonatausfällung wird im Wesentlichen gesteuert durch die Faktoren Temperatur,
Salinität und Wassertiefe. Günstige Bildungsbedingungen für Kalke findet man heute in
äquatornahen Bereichen zwischen 30°N und 30°S. Kalkabscheidende Organismen, etwa
Tiere mit Skeletten aus karbonatischer Substanz (Mollusken, Korallen) leben in warmen,
lichtdurchfluteten Flachwasserbereichen, während am Boden der Ozeane planktonisch
lebende Kalkschaler (z.B. Foraminiferen) zu Kalkschlamm werden.
1.2.2.3.3.2 Salzgesteine
Salzgesteine sind aus löslichen Salzmineralen aufgebaute chemische Sedimente. Sie
kristallisieren aus Gewässern mit entsprechend hohen Anteilen an Kationen (Na+, Mg++,
Ca+, K+) und Anionen (Cl-, So4--). Salzgesteine entstehen nicht nur in marinen Bereichen,
sondern auch auf dem Festland (z.B. Salare des Altiplano).
Gesteinsbildende evaporitische Minerale (Kalzit, Dolomit, Anhydrit, Gips, Kiserit
(MgSO4) Halit (NaCl) und Sylvin (KCl) scheiden sich kontinental als
Verdunstungsrückstände in subtropischen Seen und marin in subtropischen
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Meeresbuchten und Lagunen aus. Evaporitische Gesteine haben in der Erdgeschichte
immer wieder große Mächtigkeiten gebildet
Gerade in Lateinamerika gibt es einige Bereiche in denen man aktuelle Bildungen von
Salzgesteinen vorfinden, wie in den großen Salaren der Anden, aber auch in den
Marschen oder in geschützten Buchten tropischer Meere (Karibik, Golf von Mexiko).
Auch Vorkommen aus vergengenen Perioden kommen vor und werden zum Teil
abgebaut.
1.2.2.3.4 Biogene Sedimente
Biogene Sedimente entstehen als Ergebnis biologischer Prozesse.
Man unterscheidet:
Organische Sedimente, die aus Ablagerungen tierischer (z.B. Schill, ein leicht verfestigter
Muschelkalk), bzw. pflanzlicher Substanz (z.B. Braunkohle) bestehen.
Organogene Sedimente, die Produkte von Lebensvorgängen sind (z.B. Korallenriffkalke).
Biogene Sedimente werden aus Bauten von Riffbildnern (Korallen, Schwämmen, Algen,
Moostierchen), bzw. aus Schalen, Skelettresten und Bruchstücken von Organismen
aufgebaut. Es entsteht Riffkalk, Schalenkalk, Muschelkalk, Schneckenkalk, oder dgl.
Eine andere Gruppe aus biogenen Sedimenten sind die kieseligen Sedimente. Das
bekannteste Beispiel ist der Feuerstein oder Flint, der aus amorpher Kieselsäure aufgebaut
wird. Sie entsteht einerseits anorganisch, als Verwitterungsrückstand kieselsäurehältiger
Gesteine, andererseits organisch, aus Rückständen von Kieselschwämmen und Seeigeln.
Die Organismen entzogen dem Meerwasser Kieselsäure zum Aufbau ihres Skeletts. Im
Laufe der Erdgeschichte kam es häufig zur Bildung von Feuersteinen oder, beim Auftreten
von Radiolarien (Einzellern mit Kieselsäureschalen) von Radiolariten.
Die wichtigsten organischen Sedimente sind Kohle und Erdöl.
Kohlen entstehen durch Akkumulation unvollständig zersetzter Pflanzenteile. Man
unterscheidet verschiedene Kohlenarten nach dem Grad der Umwandlung (man nennt den
Vorgang der Kohlenumwandlung Inkohlung) der pflanzlichen Überreste:
Torf
Braunkohle (bis hierher Diagenese)
Steinkohle (ab hier Metamorphose)
Anthrazit.
Die Inkohlung vollzieht sich unter Sedimentbedeckung. Steigender Druck und Temperatur
führen zur Konzentration an organischem Kohlenstoff und zur Abnahme des Gehaltes an
Wasser, Kohlenwasserstoff und Stickstoff.
Erdöl entsteht durch die biogene Bildung mariner planktonischer Organismen. Diese Reste
unterlagen in sauerstoffarmer Umgebung der Fäulnis. Es entsteht Faulschlamm, der
sogenannte Sapropel. Das bei der Fäulnis entstehende Sumpfgas kann sich unter günstigen
Umständen zu Erdgaslagerstätten anreichern, oder sie entweichen in die Erdatmosphäre. Im
Unterschied zur Kohle, wo der Fundort auch immer der Entstehungsort ist, sind Erdöl und
Erdgas mobil. Sehr häufig entspricht daher das Erdölmuttergestein gar nicht dem
Erdölträgergestein, aus dem der wertvolle Rohstoff gewonnen wird.
33
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Dennoch sind die Entstehungsregionen von Kohle und Erdöl/-gas miteinander verwandt. Es
sind bei Kohle immer und bei Erdöl häufig die Vorsenken der Gebirge.
Die Kohlelagerstätten Lateinamerikas (Kolumbien, Chile) liefern Steinkohle aus karbonen
Lagerstätten, in Chile wurde den Flözen bis zur Aufgabe der Förderung sogar in submarinen
Stollen nachgespürt. Auch die Erdöllagerstätten Lateinamerikas (Mexiko, Venezuela, Peru,
Ecuador, Chile, Argentinien) sind großenteils an die Entstehung in subandinen Vorsenken
gebunden, auch wenn sie heute teils weit davon entfernt und in Mexiko und Argentinien
sogar "off-shore" abgebaut werden.
1.2.3 Der Kreislauf der Gesteine
Auf der Erde gibt es viele Kreisläufe. Bekannt ist der Sonnenlauf und der Kreislauf des
Wassers. Auch die Gesteinsbildung, -zersetzung, -transportierung, -ablagerung und neubildung unterliegt einem solchen Kreislauf, da Materie bekanntermaßen nicht verloren
geht. Das Bild des "Kreislaufs der Gesteine" ist sehr einprägsam, wer es einmal verstanden
hat, kann nicht nur einen Großteil der Gesteine sofort bestimmen, er/sie weiß auch viel über
ihre Entstehung und kann daher, wo immer er/sie ein Gesteinshandstück im Wortsinn "zur
Hand nimmt", gleich etwas über die Bildungsbedingungen der Gesteine und Geländeformen
sagen.
Man beginnt das Studium der Abbildung am besten an der Erdoberfläche. Dort steht Gestein,
gleich welcher Art, an und unterliegt durch Sonne, Feuchtigkeit, Wind, Frost oder chemische
Einflüsse der Verwitterung. Dabei wird es - in welcher Form auch immer - in kleinere oder
größere Bestandteile zerlegt, die somit transportfähig werden. Fließendes Wasser (Bäche,
Flüsse, Meeresströmungen) oder gar Gletscher, vielleicht aber auch nur die Schwerkraft,
transportieren sie bergab, Wind verfrachtet die feineren Bestandteile, und irgendwo erlischt
die Transportkraft, kommt das Material zur Ruhe, wird abgelagert (akkumuliert,
sedimentiert). Die Muscheln bilden eine Muschelbank, der Quarz eine Sandbank, die Pflanzen
vertorfen, das tonige Material bildet einen festen, und dennoch natürlich lockeren Tonkörper.
Ein Lockersediment ist entstanden.
Lagert sich neues Material darüber ab und diese viele tausend Jahre lang, gerät das
Lockersediment unter Druck und mit dem Absinken auch unter höhere Temperaturen. Nun
beginnt die Diagenese. Aus den Muscheln wird ein Kalkstein, aus dem Sand ein Sandstein,
dem Torf eine Braunkohle, dem Ton ein Tonstein oder auch ein Tonschiefer. In dieser Form
kann das Gestein wieder an die Oberfläche kommen (durch Hebung, aber auch durch
Erosion), und der Kreislauf beginnt auf's Neue.
Hält aber die Senkungstendenz an, d.h. wird immer mehr neues Material oben abgelagert und
drückt die älteren Sedimente nach unten, kann der seitliche Druck so stark werden, dass
Faltungsvorgänge einsetzen. Diese können freilich auch durch Prozesse der Plattentektonik
ausgelöst werden. Am Prinzip der Diagenese ändert sich nichts, nur liegen nun nicht mehr
horizontale Schichtgesteine, sondern gefaltete vor, die ebenfalls an die Oberfläche geraten
können, worauf der Prozess der Verwitterung, Abtragung und Akkumulation wieder beginnt.
Ob gefaltet oder nicht, wenn die Sedimentpakete jedoch weiter sinken, erreichen Druck und
Temperatur die kritischen Werte, die zur Metamorphose führen. Nun wird aus dem Kalkstein
ein Marmor, aus dem Sandstein ein Quarzit, aus dem Schieferton mit dem Vorschreiten der
Metamorphose zunächst ein Tonschiefer, ein Phyllit, ein Glimmerschiefer und am Ende ein
Gneis, aus der Braunkohle Steinkohle. Auch diese - metamorphen - Gesteine können wieder
an die Erdoberfläche gelangen - und der Kreislauf beginnt von neuem.
Ist dies aber nicht der Fall, und sinken die Gesteinspakete weiter, dann werden sie schließlich
aufgeschmolzen, die Anatexis setzt ein. Das nun entstandene Magma kann plötzlich und
34
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schnell an die Oberfläche gelangen, dann entstehen Vulkanite, es kann oberflächennah
erkalten, dann entstehen Kryptovulkanite (Porphyr, Trachyt), oder aber es erkaltet langsam,
kann dabei auskristallisieren, und es entstehen Tiefengesteine vom Typ des Granit.
Bei diesem langsamen Abkühlen kristallisieren zunächst die schwereren Kristalle aus, später
die leichteren. Dieser Prozess wird daher auch als "gravitative Kristallisationsdifferenziation"
bezeichnet. Wenn schon fast alle Minerale auskristallisiert sind, bleiben doch einige noch in
den wässrigen und gasförmigen Bestandteilen des Magmas gebunden. Zunächst sucht sich
dann das Wasser eine Bahn und findet diese in den Bänken und Klüften - also in Gängen - des
Nachbargesteins. In dieser "hydrothermalen" Phase entstehen demnach die ersten Gangerze,
und in der pegmatitisch-pneumatolytischen Phase, wenn also auch noch die heißen,
mineralgeschwängerten Gase entweichen, sich beim Kontakt mit dem Nachbargestein rasch
abkühlen und ihre mitgeführten Minerale sich nun dort - teilweise sogar idiomorph auskristallisieren können, entstehen die letzten dieser Gangerze. Flußspat, Schwerspat, Silber,
Gold und viele anderen Erzgänge entstehen auf diese Weise.
35
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1.3 Regionale Geologie
Die Regionale Geologie ist geologische Länderkunde und beschäftigt sich mit dem
Geologischen Aufbau einzelner Kontinente, Länder, Regionen, bestimmter abgegrenzter
Gebiete.
Siehe auch Karten zu Präkambrischen, Paläozoischen, Mesozoischen und Känozoischen
Gesteinsvorkommen in Lateinamerika.
1.3.1 Geologischer Aufbau Südamerikas
Der Geologische Aufbau Südamerikas wird durch drei große geologische Regionen bestimmt,
die zugleich auch tektonische und naturräumliche Großeinheiten bilden: die alten Schilde, die
jungen Hochgebirge und die ebenfalls jungen Sedimentationsbecken.
Entlang der gesamten Pazifischen Küste erhebt sich das junge Gebirge der Anden. Im Tertiär
gehoben, ist es bestimmt durch den tektonisch aktiven Kontinentalrand, und daher durch
intensiven Vulkanismus und heftige Erdbeben gekennzeichnet.
Im Gegensatz zu den Anden sind die Mittelgebirge des außerandinen Südamerikas tektonisch
ruhige Krustenteile. Entstanden in älteren Gebirgsbildungen, sind sie inzwischen
"kratonisch", d.h. nicht mehr faltbar und im allgemeinen tektonisch ruhig. Es sind die alten
Schilde und die Reste des präkambrischen Grundgebirge, aber auch der variskischen
Gebirgsbildung. Dort tritt entweder das anstehende Tiefengestein an der Oberfläche zu Tage,
oder es wird von meist dünnen mesozoischen und känozoischen Sedimentserien überlagert.
Schließlich sind die jungen Sedimentationsbecken zu nennen, die in der Regel nach ihrem
Hauptvorfluter benannt werden, also das Orinocobecken, das Amazonasbecken und das LaPlata-System mit den bestimmenden Flüssen des Paraguay und Paraná und nachgeordneten
Binnenbecken, die im Trockenklima des nördlichen Argentinien auch abflußlos sein können
oder gewaltige Sumpflandschaften bilden, wie etwa im Pantanal.
Die Zahl "3" ist auch sonst eine gute "Eselsbrücke", da die drei Großeinheiten jeweils in drei
Untereinheiten gegliedert werden können, die sich ebenfalls geologisch, morphologisch und
naturräumlich unterscheiden. So die drei Großkomplexe der Anden (Nord-, Zentral- und
Südanden), der Becken (Orinoco, Amazonas, La Plata) und der Schilde (Guayana,
Brasilianischer und Patagonischer Schild). Sophisten können noch einen Schritt weitergehen
und selbst in diesen Komplexen noch einmal je drei Untereinheiten herauskristallisieren. So
weit soll die Gliederungssucht hier aber nicht getrieben werden.
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1.3.1.1 Das Präkambrische Grundgebirge
Die Kratone des außerandinen Südamerikas sind heute tektonisch ruhige Krustenteile, deren
innere Struktur im großen und ganzen seit etwa 500 Mio. Jahren unverändert geblieben ist.
37
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Entstanden sind sie innerhalb der frühen Orogenesen der Erdgeschichte, in denen sie auch
vielfach verformt und metamorphisiert wurden. Seither wurden sie nur durch Bruchbildung
zerlegt oder von weitgespannten epirogenetischen Bewegungen erfasst und so in
unterschiedliche Höhenlagen gebracht. Bereits im späten Archaikum dürften bereits 60 – 85
% der heutigen Gesteine gebildet worden sein. In den archaischen Kratonen findet man auch
die ältesten Gesteine des Kontinents, die in Venezuela bis zu 3,8 Mrd Jahre alt sind. Die
Erforschung der präkambrischen Gesteine ist im Gegensatz zu anderen Erdteilen noch
unzulänglich. Urwaldvegetation, tiefgründige Verwitterung und unzulängliches Gelände
behindern genaue Kartierungen und statistisch ausreichend genaue Messungen.
In folgenden Bereichen sind Kratone heute zu finden, die sich in ihrer Entwicklung deutlich
voneinander unterscheiden:
1.
Der Guayana-Kraton zwischen dem Orinocco im Norden und dem Amazonas im
Süden, stabilisierte sich bereits 1,8 Mrd Jahre b.p. Die Formationen streichen im wesentlichen
von W nach E.
2.
Die Kratone Brasiliens - zusammengefasst als "Brasilianischer Schild" weisen eine N
– S Streichrichtung auf und stabilisierten sich erst gegen Ende des Präkambriums. Ein kleiner
Teil befindet sich auch noch um den Rio de la Plata. Der noch zum Brasilianischen Schild
zählende Rio de la Plata–Kraton ist etwa 2,1 Mrd. Jahre alt und wird lediglich von
jungproterozoischen Zyklen beeinflusst.
3.
Die Präkambrischen Kerne Argentiniens, in der Regel als "Patagonischer Schild"
bezeichnet, obwohl ein Teil der Pampinen Sierren ebenfalls präkambrischen Alters ist.
Bedeckt sind die Kratone meist von jüngeren Schichten.
Die triassischen riesigen Basalttafeln, Trappdecken genannt, Südbrasiliens, Uruguays und
Nordargentiniens sind Ergußgesteine, die alte Tiefengesteine überlagern, terrestrische
Sedimente des Paläozoikums bis zum Mesozoikum liegen auch dem Guayanaschild auf, weit
verbreitete marine Serien der Kreide bilden das Hangende bei einem Teil des patagonischen
Schildes.
1.3.1.1.1 Der Guayana - Kraton
Der Guayana Kraton ist der größte präkambrische Kern Südamerikas. Französisch Guayana,
Surinam, Guayana, Brasilien, Kolumbien und Venezuela haben daran Anteil. Geologisch
gesehen bildet zusammen mit dem Guaporé-Kraton Brasiliens eine Einheit und somit einen
4,5 km² großen präkambrischen Schild.
Der eigentliche Guayana-Kraton nördlich des Amazonas konsolidierte sich im älteren
Proterozoikum, jüngere Orogenesen haben diesen Raum genauso nicht mehr beeinflusst,
wie die in Brasilien so bedeutenden thermodynamischen Ereignisse zwischen 1900 und 550
Mio. Jahren. Das hohe radiometrische Alter des Imataca-Supamo-Komplex geutet darauf
hin, daß es sich hier um den ältesten Kern des südamerikanischen Kontinentes handelt.
Entscheidend für die heutige Ausprägung der Gesteinsformationen waren vier
präkambrische thermo-dynamische Vorgänge:
• Guriense
3,4 – 2,7 Mrd. Jahre
• Prä-Transamazónico
2,4 – 2,1 Mrd. Jahre
• Transamazónico
2,1 – 1,7 Mrd. Jahre
• Parguazense
1,6 – 1,4 Mrd. Jahre
38
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1.3.1.1.1.1 Guirense
Guriense
3400 – 2700 Mrd. Jahre
Auf dieses Zeitalter geht der älteste archaische Sockel des Kontinentes zurück, liegt
zwischen 8° und 6°N südlich des Rio Orinoco und streicht von WSW nach ENE. Er wird
von scharf gefalteten und hoch metamorphen Gesteinen, wie Granuliten , Gneisgraniten,
Amphiboliten und Migmatiten, aufgebaut. Sie entstanden zwischen 3400 und 3100 Mio.
Jahren und man nennt diese Formation Imataca-Supamo – Komplex. Deutliche
Lineamente trennen ihn von Einheiten des jüngeren Archaikums. In die basalen Serien
sind auch sog. Itabirite eingelagert, die eine Länge von 800 km und eine Breite von 150
km erreichen. Man geht davon aus, dass hier 4 Mrd. t Reicherz lagern und hier die größte
Metallkonzentration Südamerikas zu finden ist.
1.3.1.1.1.2 Prä-Transamazónico
Prä-Transamazónico
2,4 – 2,1 Mrd. Jahre
Metamorphisiert und gefaltet wurde der Guriense-Formation vermutlich während des
Prä-Transamazónico-Stadiums. Innerhalb dieses Zyklus intrudierten und extrudierten
basische und ultrabasische Magmen, die einerseits durch Kontaktmetamorphose die
Itabirit-Serien zur Bildung massiger Reicherzkörper führten. Auf der anderen Seite war
das Prä-Transamazónico-Ereignis durch Regionalmetamorphose in Grünschiefer- und
Amphibolit-Faziesreihen geprägt, wodurch Grünschiefergürtel entstanden.
1.3.1.1.1.3 Transamazonico
Transamazónico
2,1 – 1,7 Mrd. Jahre
Das Transamazonico ist die letzte große Gebirgsbildungsphase und bildete die W – E
streichenden Strukturen, die sich von Venezuela bis Französisch-Guayana über 1000 km
verfolgen lassen. Dadurch sind sie deutlich vom brasilianischen Schild zu unterscheiden,
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wo NNE – SSW und N –S Streichrichtungen dominieren. In diesen Zeitraum zerbrach
auch der archaische Imataca-Block.
Zunächst wurden zwischen 2100 und 1900 Mio. Jahren in den arachaischen Block
Granite und andere Putonite intrudiert. Etwa vor 1950 Mio. Jahren kam es zu einer
magmatischen Phase, in der neben kalireichen Graniten in großem Ausmaß rhyolitische
bis rhyodazitische Ignimbrite gefördert wurden.
1.3.1.1.1.4 Roraima-Formation
Nach dem Transamazonico – Event wurde nach einer langen Phase der Hebung und
Abtragung in einzelnen Becken einer „Prä-Roraima Erosionsfläche“ des Archaikums
molasseartige, terrestrische Sedimente und Vulkanite eingelagert. Diese Serien nennt
man Roraima-Formation. Ihre ursprüngliche Ausdehnung wird auf 1.200.000 km²
geschätzt, bei einer Mächtigkeit von 800 bis 2.400 m. Die Erosionsfläche entstand
zwischen 2 Mrd. und 1,8 Mrd Jahren b.p., die Roraima-Formation vor 1,7 Mrd. Jahren.
Im Gelände stellt die Formation mächtige Schichttafeln und Hochplateaus dar, die von
steilwänden umgeben sind. Im Cerro Roraima (2.772 m) findet man hier auch die
höchste Erhebung des Guayana-Kratons.
Ein intensiver Vulkanismus, bestehend aus ausgedehnten basischen Gängen und Decken
aus Gabbro, Norit, Dolerit und Basalt durchbrach die Sedimente der Roraima-Formation.
Sie kommen vor allem in den oberen Teilen der Roraima-Formation vor.
Besondere Bedeutung hat die weit verbreitete Formation deshalb, da sie einerseits nur
einen leichten Metamorphisierungsgrad aufweist und andererseits kaum verformt ist. Es
ist somit eine Bestätigung dafür, dass der größte Teil des Guayana-Schildes bereits seit
der Ausbildung der Roraima-Formation stabil war.
1.3.1.1.1.5 Parguazense
Parguazense
1,6 – 1,4 Mrd. Jahre
Das Parguazense-Ereignis ist vor allem durch Granitintrusionen Geprägt. Die kalireichen
Granite des Rapakivi-Typus sind in Größen von kleinen Körpern bis zu großen
Batholiten zu finden und entwickelten sich vor allem im Westen des Guayana-Kratons an
der Grenze zu Kolumbien.
1.3.1.1.2 Brasilianischer Schlid
Der Basilianische Schild wird, wie der Kraton von Guayana von verschiedenen archaischen
Kernen geprägt, die allerdings im Proterozoikum durch mehrere intensive Metamorphosen
umgeformt wurden. Daher sind im Gegensatz zum Guayana-Kraton Gesteine mit einem
Alter von über 3 Mio. Jahren selten. Zur gleichen Zeit wurden auch eine Reihe von mittelund jungpräkambrische Faltenzüge an die alten Kerne angeschweißt. Das Ergebnis war eine
riesige kontinentale Landmasse, die sich etwa 550 Mio. Jahre vor heute konsolidierte. Im
Paläozoikum stellte sie den Westteil Gondwanas dar, heute den größten Teil des
außerandinen Südamerikas einnimmt.
In der Genese des brasilianischen Schildes sind verschiedene thermodynamische Ereignisse
zu unterscheiden:
Guriense
3000 – 2700 Mio. Jahre
Jequie-Aroense
2700 – 2600 Mio. Jahre
Transamazónico
2000 – 1700 Mio. Jahre
Parguazense
1500 – 1500 Mio. Jahre
40
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Espinhaco
Rondoniano
Brasiliano
1300 – 1000 Mio. Jahre
1300 – 1000 Mio. Jahre
700 – 450 Mio. Jahre
1.3.1.1.2.1 Guirense und Jequié-Aroense
Guriense
3000 – 2700 Mio. Jahre
Die ältesten Gebirgsteile sind heute als solche kaum mehr an der Oberfläche zu finden.
Sie bilden einerseits den Untergrund für jüngere Gesteinsserien, anderseits sind sie
hochgradig metamorphisiert worden.
Hauptsächlich sind es Tonalit- und Granitgneise, sowie Amphibolite, die den archaischen
Komplex aufbauen. Umrahmt werden diese Kerne von Grünsteingürteln. Über den
ältesten Bestandteilen findet man meist Basalte, chemische Sedimente, wie
Kieselschiefer, Karbonate und graphitführende Pelite, in die häufig intermediäre
Vulkanite eingelagert sind.
Jequie-Aroense 2700 – 2600 Mio. Jahre
Zu dieser Zeit stabilisierte sich der brasilianische Kraton. Ältere Festlandteile wurden
bereits in die Granulitfazies (Amphibolite, Grünschiefer) metamorphisiert. Es entstehen
saure Granulite und Mantelperidotite.
41
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1.3.1.1.2.2 Transamazónico und Parguazense
Transamazónico 2000 – 1700 Mio. Jahre
Das wichtigste Orogenetische Stadium ist das Transamazónico. Zu dieser Zeit wurden
alle älteren Serien deformiert und intensiv metamorphisiert. Bis hin zur BrasilianoOrogenese wurden jüngere Flatengürtel angeschweißt, in denen älteres Archaikum
stecken könnte. Während des Transamazónico wurden weiteres Sedimente (z.B.
Flachsee-Sedimente) über die stabilisierte Kruste abgelagert. In vielen Bereichen sind
intrudierten und extrudierten mafische Vulkanite. Es folgt eine allgemeine IsotopenÜberprägung
und
weitere
Metamorphisierungen
in
Amphibolitund
Grünschieferfaziesreihen (Ausbildung von Grünsteingürteln).
Drei größere Einheiten einer rund 6000 m mächtigen Serie über einen archaischen
Granit-Gneis – Komplex lassen sich unterscheiden:
1. Eine metavulkanische Einheit mit vorwiegend basischen, aber auch sauren Gesteinen
(Chloritschiefer, Basalte, Grünschiefer, Amphibolite, u.a.)
2. Eine metasedimentäre Einheit aus chemsichen Fällungen (Quarz-Karbonatschiefern,
Phylliten)
3. Eine Klastische Einheit (metamorphe Grauwacken, Sandsteine; heute:
Quarzglimmerschiefer, Quarzphyllite, Quarzite, Metakonglomerate)
Parguazense
1500 – 1500 Mio. Jahre
Über das Parguazense ist eher wenig bekannt. Im wesentlichen ist es eine Zeit der
Plattformbildung und der Ablagerung von kontinentalen und marinen Psammiten und
Peliten zu einer Geosynklinalfazies. Begleitet wurde die Zeit der Abtragung und
Ablagerung teilweise von einem intensiven saurem und intermediärem Vulkanismus.
1.3.1.1.2.3 Espinhaco und Rondoniano
Espinhaco
1300 – 1000 Mio. Jahre
Rondoniano
1300 – 1000 Mio. Jahre
Produklte dieser jüngeren orogenetischen Einheiten gliedern sich nun den älteren Kernen
an und lösen diese auf. Die Serra do Espinhaco im östlichen Brasilien etwa ist ein 1200
km langes N-S streichendes Gebirgssystem, das aus mittlerem und jüngerem
Präkambrium aufgebaut ist und liegt am Ostrand des Sao- Franzisco-Kratons. Heute
bildet dieses Proterozoische Gebirge eine 1200 – 1400 m hohe Ebene, aufgebaut vor
allem durch Quarziten, Phylliten und Basiskonglomeraten in Wechsellagerung mit
Itabiriten und pelitisch-karbonatischen Sedimenten.
Während der Orogenese folgte wiederum eine intensive Metamorphisierung älterer
Gesteine, eine Intrusion syntektonischer Granite.
1.3.1.1.2.4 Brasiliano - Phanerozoikum
Brasiliano
700 – 450 Mio. Jahre und Phanerozoikum
Die endgültige Konsolidation des brasilianischen Schildes erfolgt nach diesem
orogenetischen Ereignis vor etwa 550 Mio. Jahren. Nochmals kommt es zu einer
intensiven Metamorphisierung bis hin zur Grünschiefer- und Amphibolitfazies. Nach der
Gebirgsbildung intrudierten Granite und es kommt letztenendes zu intensiver
Bruchtektonik.
Nach etwa 450 Mio. Jahren entstehen ausgedehnte interkratonsiche Becken in denen
marine und kontinentale Faziesreihen zur Ablagerung kommen. Während des
42
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Mesozoikum, in einer Phase der Bruchtektonik, wurden enorme Deckenbasalte (Paraná)
gefördert. Im Känozoikum enstanden die großen Becken am Kontinentalrand. In den
Bereichen der Ablagerung klastischer Sedimente setzt nun die intensive Laterisiertung
des Untergrundes ein.
1.3.1.1.2.5 Rio de la Plata-Kraton
Der relativ kleine Kraton im Süden Uruguays entstand im Wesenlichen durch zwei
orogenetische Zyklen.
Der ältere Zyklus ist dem des Transamazónikums zu vergleichen (2170 – 1930 Mio.
Jahre). Sie ist heute weitgehend unter den Gondwana-Schichten verborgen und es gibt
nur sehr wenig Informationen über ihren Aufbau. Im Wesentlichen sind Migmatite,
Gneise und Pegmatite die bestimmenden Gestein, denen syn- und postorogene Granite
dazwischen geschaltet sind.
Der jüngere Zyklus ist dem Brasiliano gleichzusetzten (etwa vor 900 bis 510 Mio.
Jahren). Zunächst werden basische Laven gefördert, die mittlerweile als
metamorphisierte Grünschiefer vorliegen. Es folgt eine weitere Serie aus Migmatiten und
Gneisen mit einem Alter von 670-610 Mio. Jahren. Ab 550 bis 510 intruierten
synorogene Granite und Granodiorite mit dazwischen liegenden Gängen aus Gabbro. Es
folgt ein sedimentärer Zyklus mit der Ausbildung molasseartiger Ablagerungen und
postorogenetischen Graniten und zuletzt Glimmerschiefer und Glaukophanquarziten.
Die Schildbereiche wurden nun endgültig konsolidiert, weder Intrusionen noch
Faltungen beeinflussten die weitere Entwicklung des Rio de la Plata-Kratons. Es folgt
eine lange Zeit der Abtragung und eine intensive Bruchtektonik. An den Kratonrändern
entstanden weite Senkungsfelder in die mächtige klastische terrestrische Serien
abgelagert wurden.
Kennzeichnend ist jetzt vor allem die Förderung von rhyolitischen bis andesitischen
Vulkaniten, die vom Rio Grande do Sul, über das Paraná-Gebiet, bis Bahia und Uruguay
vorkommen.
1.3.1.1.3 Der Patagonische Schild
Der Untergrund wird, wie bei den anderen Bereichen des Präkambrischen Grundgebirges,
von den uralten Gesteinen der Patagonischen Tafel gebildet. In diesem Fall treten diese an
der Oberfläche kaum zu Tage. Über dem Sockel lagern flach Porphyrdecken und
jungmesozoische Sedimente mit eingeschalteten Basalten. Zusammen ergibt dies das
typische Relief Patagoniens: die "Meseta"-Landschaft. Ausgedehnte Tafeln bilden die
Oberfläche, in die breitsohlige Flüsse mit steilen Hängen sich einschneiden. Gegen den
Atlantik bricht die Patagonische Tafel mit einer buchtenreichen Steilküste ab.
1.3.1.2 Der sedimentäre Oberbau
Die Tiefländer Südamerikas werden häufig in drei verschiedene Systeme unterteilt: dem
Orinocco-Tiefland, dem Amazonas-Tiefland und dem La-Plata-, oder wie es vielfach auch
heißt, dem Paraná-Becken. Geologisch gesehen muss allerdings eine detailliertere Einteilung
erfolgen, selbstverständlich wieder in der üblichen Dreigliederung. Man unterscheidet
zwischen den
• Epikontinenalen Becken als Subsistenzräume der Kontinentalplattformen, zu dem das
Amazonas-Becken, das Paraná-Tiefland und das Paranaiba zählt,
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• den Kreidebecken der Atlantikküste Brasiliens und Argentiniens als Reste eines
auseinanderbrechenden Kontinentalrandes und den
• Tiefebenen als reine Aufschüttungsebenen ("Llanos"), zu denen die "Llanos de Orinocco"
zählen und die Llanura Chaco Pampeana.
1.3.1.2.1 Epikontinentale Becken
Gegen Ende des Paläozoikums konsolidierte sich die Plattform Südamerikas. Ähnlich dem
Modell der russischen Tafel kann man diese Strukturen als weitgespannte Syneklisen
bezeichnen. Die Ränder der weiten Senkungszone fallen extrem flach ein. Die Sedimente,
die die Tiefenbereiche auffüllen können mehrere tausend Meter mächtig sein und wurden
von keiner weiteren Deformation betroffen.
Drei Syneklisen sind in Südamerika entwickelt:
• Das Amazonas-Becken
1,250.000 km²
• Parnaiba-Maranhão-Becken
650.000 km²
• Paraná-Becken
1,200.000 km²
1.3.1.2.1.1 Das Amazonas-Becken
Das Amazonasbecken misst 3500 km in seiner W-E Ausdehnung und ist zwischen 300
und 1000 km breit. Ein Großteil ist von tropischen Regenwald bedeckt und wird vom Rio
Amazonas durchflossen. Innerhalb es Beckens ist die Reliefenergie gering, nur im
westlichen Abschnitt werden Höhen über 200 m erreicht. Von der peruanischen Stadt
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Iquitos bis zur Mündung muss der riesige Strom auf einer Länge von mehr als 3500 km
lediglich 100 Höhenmeter überwinden.
Das Becken kann man in drei Abschnitte unterteilen:
• Das Obere Amazonasbecken wird im Westen von den Anden bergrenzt und reicht bis
zum Zusammenfluss des Río Negro mit dem Río Solimoes bei Manaus zum eigentlichen
Amazonas. Dieses Gebiet gehörte nur im Oberkarbon vorübergehend zu dem
paläozoischen Sedimentationsraum des Amazonas-Beckens.
• Im Mittleren Amazonas-Becken, von Manaus bis zur Mündung des Río Xingu,
verschmälert sich das Tiefland und wird im Norden und Süden von den paläozoischen
Serien bedrängt. Alle Nebenflüsse müssen ihre gewaltigen Wassermassen relativ schnell
von größeren Höhen in das Amazonas-Becken transportieren, meist mit Stromschnellen
oder Wasserfällen.
• Das Untere Amazonas-Becken ist dem Mündungsgebiet gleichzusetzten. Das Becken
erweitert sich zu einem riesigen Ästuar, der Fluss teilt sich in verschedene Arme auf und
umfließt die Insel Marajó.
Im Inneren wird das Becken seit dem Paläozoikum durch drei quer verlaufende
Schwellen untergliedert:
• Die Iquitos-Schwelle verläuft östlich der gleichnamigen Stadt und trennt das
Teilbecken Acre vom Oberlauf ab
• Die Purús-Schwelle trennt das Obere vom Mittlere Amazonas-Becken bei Manaus ab
und liegt etwa bei der Mündung des Río Purús in den Río Solimoes.
• Die Gurupá-Schwelle östlich der Mündung des Río Xingú trennt das Mittlere Becken
vom Mündungsbereich.
Die Schwellen bestehen aus Material des kristallinen Sockels, haben seit dem
Paläozoikum unterschiedliche Hebungsphasen durchlebt und haben so die Sedimentation
und Erosion der einzelenen Teilbecken bestimmt. Die Sedimente sind abgesehen von
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Teilen des Oberen Beckens kaum verformt oder metamorphisiert. Das Mittlere Becken
ist von Bruchstörungen durchzogen und zeigt Grabenartige Struktur. Trotz der
Ablagerung gewaltiger Evaporite im Perm kam es zu keiner Art der Salztektonik.
Noch eine Besonderheit hat das Amazonassystem zu bieten: Bis zum jüngeren Tertiär
entwässerte das Becken westlich der Iquitos-Schwelle zum Pazifik. Erst während des
Miozäns wurde dieses System durch die Hebung der Anden unterbrochen, womit auch
die zahlreichen Gewässer der Anden, die in das Obere Amazonasbecken entwässern zum
Pazifik.
Periode
Kambrium
Ordovizium
Sirlur
Entwicklung des Amazonasbecken
Marine Transgression in das Mittlere
Amazonasbecken. Sedimente fallen heute leicht
mit 1-3° gegen das Beckeninnere ein.
Devon
Karbon
Perm
Trias
Jura
Unterkreide
Oberkreide
Beginn Mariner Sedimentation im Unteren und
Oberen Becken. In allen Teilbecken entstehen
Flachsee- (neritische) Sedimente.
Wechsel von Regression und Transgression
Absatz von 3000 m Psammiten, Kalken,
Evaporiten, Peliten.
Hebung der Gurupá-Schwelle
Hebung der Gurupá-Schwelle
Sedimentation größerer Beträge an kontinentalen
Serien im Mittleren Becken, westlich der Purús- Durchdringung des gesamtes Becken mit
Schwelle nur geringe Mächtigkeit (800 m).
basaltischen Gängen und Lagern bis zu
mehreren Hunderten Metern
Denudation, keine Sedimente überliefert
Kontinentale Serien im Mittleren Becken.
Größere Mächtigkeit im andinen Vorland und
sind dort gefaltet und gestört.
Teritär
Quartär
Kontinentale Sedimente weit verbreitet. In der
Oberen Teilsenke bis zu 1500 m mächtig.
Ablagerungen besonders entlang der großen
Tieflandflüsse entwickelt. Sie formen vor allem
das Untere Amazonasbecken östlich der GurupáSchwelle: das Mündungsdelta, das Tiefland
Ampá und die Mündung des Río Tocantins.
1.3.1.2.1.2 Das Parnaiba-Maranhao-Becken
Rein morphologisch handelt es sich bei der Parnaiba-Maranhão-Senke um ein Tafelland
auf etwa 600 m Seehöhe, das von einer Vielzahl von Flüssen zerschnitten ist. Ebenso wie
die Amazonassenke sinkt auch dieser Subsistenzraum seit dem Paläozoikum ab. Nach
einer langen Phase der Abtragung im Präkambrium wurde der kristalline Sockel seit dem
Silur, veilleicht auch schon etwas frührt, eingetieft. Das Hauptbecken enthält bis zu 3000
m mächtige Sedimente, die bis São Luis durch anhaltende Subsistenz an der
Atlantikküste bis 9000 m anschwellen.
An der Basis sind litorale und neritische Sedimente des älteren Paläozoikums entwickelt.
Es folgen Sandsteine, Konglomerate und Pelite mit einer Mächtigkeit von etwa 700 m.
Das Devon zeigt eine wechselvolle Entwicklung.
• Das Untere Devon ist von Sandsteinen und Mergeln geprägt
• Im Mittleren Devon folgte eine Regression mit geringmächtigen Deltaschüttungen
• Das Obere Devon wird wieder von Transgressionen beeinflusst und bringt bituminöse
Mergel hervor.
Im Karbon und Perm entwickelten sich terrestrische Serien (fluviatile Pesammiteu nd
Pelite, lakustrine Sedimente, dünne Kohlenflöze), geringmächtige Kalke als Folge einer
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Ingression und schließlich kontinentale Serien aus Sandsteinen, Karbonate, Evaporite,
die große Ähnlichkeit mit Serien des Amazonas aufweisen.
Während der Obertrias folgt eine längere Periode der Abtragung und Hebung,
unterbrochen durch limnische Sedimentation, Mergel, Sandsteine und den Ausfluss von
Basalten. Diese Basalte erreichen in der Unterkreide weiträumige Decken und füllen
zahlreiche Gänge, oft umgeben von äolischen Sedimenten. Während der Kreideentstand
eine flache Senke, die mit marinen Sedimenten (Karbonaten, Gips) gefüllt wurde. Die
Sedimentationsserie wird mit Sandsteinen, lakustrinen Peliten und fluviatiler
Faziesreihen abgeschlossen. Die jünsten Sedimente werden durch die Flusssysteme
aufgeschüttet. Umgeben wird das Becken meist von archaischen bzw. proterozoischen
Gesteinen.
1.3.1.2.1.3 Das Paraná-Becken
Das Paraná-Becken liegt zum Großteil in Brasilien, erstreckt sich aber auch nach Westen
über Paraguay und nach Süden über Uruguay und Argentinien. Die hochsten Teile des
Beckens. Seit dem Silur besteht das Becken als riesige Syneklise auf der
südamerikanischen Plattform. Größe und Form hat sich seither immer wieder verändert.
Das Innere des Beckens besteht einerseits aus marin-litoralen und kontinetalen
Sedimentserien, die etwa 2000 m mächtig werden können, und aus über 1500 m
mächtigen Basalten. In seinen tiefsten Bereichen ist das Basement in über 5000 m Tiefe
zu finden.
Silur
Devon
Beginn der Absenkung, erste fossilführende Sedimente
Weitflächige Transgression aus Westen (detritische Serien, Mergel) ; bis zu 1000 m mächtig
1500 m mächtige glazigene und kontinentale Sedimente. Etwa fünf Interstadialzeiten konnten
Karbon
festgestellt werden. In Interstadialen erfolgten marine Transgressionen
Weiterer Subsistenzschub und Ablagerung fluviatiler, mariner Sedimente
Perm
Phase der Erosion. Lediglich 200 m fluviatile Sedimente entstammen dieser Periode
Trias
Aride Klimabedingungen, Oberjurassische Botucatú-Wüste nahm 1,300.000 km² ein. Daher sind
aus dieser Zeit nur 400 m äolische, fluviatile und fluviatil-lakustrine Sedimente erhalten.
Wüstenoberfläche überdeckt von 650.000 km² Flutbasalten. Größte Mächtigkeit (1529 m) im
Jura
zentralen und nördlichen Teil des Beckens. Gleichzeitige Entwicklung von zahlreichen Gängen
(100 m Dicke, 30-50 km Länge!).
Oberkreide In der Oberkreide Aufsteigen von ultrabasischen bis intermediären Alkalimagmatiten am
Ostrand des Beckens.
Unterkreide Ablagerung von 300 m fluviatilen Sedimenten im Südrand des Beckens
Tertiär
Hebung des atlantischen Küstenbereiches im Tertiär. Seither erfolgt fluviatile Sedimentation
gegen das Beckeninnere
Quartär
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1.3.1.2.2 Tiefebenen ("Los Llanos")
Zwischen den Anden im Westen und den alten Gebirgen im Osten erstreckt sich ein
ungeheuer großer Bereich der durch jüngste, also pleistozäne und holozäne Sedimente
bestimmt wurd. Diese augedehnten Ebenen setzten sich deutlich gegen den Andenrand ab
und weisen nur geringe Reliefenergie auf. Der vielerorts als Llanos bezeichnete Bereich
dehnt sich von Venezuela über das Amazonasbecken, über das Tiefland des Río Beni bis
zum Gran Chaco Boliviens, Paraguays und Argentiniens bishin zur weiten Ebene der Papma
húmeda und Pampa seca Argentiniens, die vom Patagonischen Tafelland begrenzt wird.
Durch die enorme N-S Ausdehnung ändert sich auch das Klima, der Boden und das
Pflanzenkleid beträchtlich.
Der geologische Aufbau der Llanos ist nur in einzelnen Fällen genauer untersucht, meist
dort, wo Erdöl vermutet wird. Die pleistozäne und holozäne Bedeckung der Oberfläche
weist in Bezug auf Mächtigkeit und Genese ein sehr unterschiedliches Bild auf: in
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Venezuela hat das Sedimentpaket zwischen 50 m und 500 m, in Bolivien immerhin bis zu
800 m.
Die wichtigsten Gesteine sind fluviatile Sande und Sandsteine, vulkanische Aschen,
besonders in Argentinien ist Löß von Bedeutung, weiters Süßwasserkalke und salare
Ablagerungen und Lehme. Die Erosionstätigkeit ist durch die rezente Aufschüttungstendenz
und die geringen Reliefunterschiede sehr gering.
Die beiden größten Bereiche sind die Llanos de Orinocco und die riesige
zusammenhängende Ebene des Gran Chaco und der Pampa Argentiniens.
1.3.1.2.2.1 Llanos de Orinocco
Die Tiefebene zwischen dem Karibischen Gebirge im Norden, den Anden im Westen,
den Guayana-Schild im Süden hat eine Ausdehnung von 260.000 km². Auch Kolumbien
und Brasilien haben Anteil an dem riesigen Tiefland. Das wichtigste Gewässer, der Río
Orinocco, steht im Süden über Flussanzapfungen sogar mit dem AmazonasEinzugsgebiet in Kontakt. Auf seinem Weg zum Atlantik nimmt er noch das Wasser der
großen Tieflandströme Río Guayabero, Río Meta und des Río Apure auf. Ab der
Vereinigung mit dem Río Apuré fließt der Orinocco am Südrand der Llanos. Die
Schwelle von El Baul, nur 20 km breit und 512 m hoch trennt das Becken in einen
Westteil und in einen Ostteil, das auch das Mündungsbecken des Río Orinocco
einschließt.
Von allen Tiefenbereichen Südamerikas ist das Becken des Orinoco durch
Erdölprospektionen am Besten erforscht, und die Ergebnisse der Untersuchungen sind
beeindruckend:
Das Becken ist im Inneren von über 10.000 m Schelfablagerungen, im zentralen Teil
sogar bis 12.000 m, der Kreide und des Tertiärs aufgefüllt, und ist zu dieser Zeit als
Gebirgsvortiefe zu verstehen. Nach Norden zum Karibischen Gebirge sind die Serien
leicht verformt und zum Teil überschoben, gegen Süden liegen sie ungestört vor, nur von
Störungen durchgesetzt. Es ist also mit einem Molassetrog, ähnlich dem österreichischbayrischen Alpenvorland, zu vergleichen. Abgelagert wurden in der Kreide vor allem
karbonatische Sedimente, wie flachmarine Riffkalke, pelagische Kalke und Mergel.
Hinzu kommen kontinentale und klastische Faziesreihen.
An der Grenze Kreide/Tertiär wurde das Karibische Gebirge und der Guayana-Schild
gehoben, die Kreide/Paläozänoberfläche wurde zur Erosionsoberfläche, bis im
Eozän/Oligozän eine wichtige Transgressionsphase mit einer Reihe von Faziesreihen
folgte: es werden mächtige flachmarine bis brackische Faziesreihen sedimentiert,
gemeinsam mit kontinental-terrestrischen Serien (Sandsteine, Pelite, Dolomite, terrigenes
Material der Schildgebiete). Die Schwelle von El Baul, aus paläozoischen Serien, besteht
seit der Kreide und verhinderte ab dem Oligozän ein Vordringen des Meeres nach
Westen.
1.3.1.2.2.2 Llanura de Chaco Pampeana
Ein große zusammenhängende Tiefebene reicht mit einer N-S Austreckung von mehr als
2000 km von 16°S bis etwa 40°S und zieht sich von Bolivien über Paraguay bis zum Río
Negro nach Argentinien, dem Beginn der Patagonischen Tafel. Im Osten erstreckt sie
sich bis zur Atlantikküste, vereint sich dort mit dem Paraná-Becken, im Westen bilden
die Sierras Subandinas die Grenze, gemeinsam mit den Pampinen Sierren, die auch
inselartig aus der weiten Ebene herausragen.
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Die oberflächennahen Schichten bestehen aus großteils alluvialen Gesteinen, wie
weitgespannten Gebirgsfussflächen, Flusssedimenten, Süsswassersedimenten, und
flachen Salaren. Von großer Wichtigkeit sind dabei ausgedehnte Lössareale im Zentrum
des Tieflandes.
Seit dem Paläozoikum war der gesamte Raum auf präkambrischen Untergrund von
Becken und Schwellenbereichen geprägt. Das Paläozoikum kann mehrere 1000 m
betragen. Trias und Jura sind nur in geringer Mächtigkeit ausgebildet. Noch während des
Jura, mit Einsetzten des Zerfalls von Gondwana, formten tektonische Bewegungen den
paläozoischen Untergrund zu mehreren Teilbecken, die von gewaltigen kretazischen und
känozoischen Sedimenten erfüllt sind. Die kontinentalen Serien erreichen Mächtigkeiten
zwischen 3000 m (westlich des Río Paraná) und 5000 m (an der Grenze
Bolivien/Agentinien).
1.3.1.2.3 Kreidebecken Brasiliens
Zwischen dem Äquator und Pelotas im ganz im Süden Brasiliens haben sich ab der obere
Jura bis in die Kreide Randbecken an einem auseinanderbrechenden Superkontinent
gebildet.
Im Bereich zwischen Pelotas und Recife ist eine deutliche Dehnungstektonik zu erkennen.
Die Lineamente und Bruchstrukturen verlaufen parallel zum präkambrischen Unterbau. Die
Füllung der abgesunkenen Teile lässt drei Serien erkennen:
• im Liegenden befindet sich eine klastische nichtmarine Serie
• der mittlere Bereich ist gekennzeichnet durch Evaporite
• im Hangenden mischen sich zu klastischen Sedimenten allmählich paralische bis marine
Serien.
Weiter im Norden entwickelten sich komplizierte Strukturen, ebenfalls Hervorgerufen
durch Dehnungsmechanismen der Kontinentalkruste. Auch Kompressionsvorgänge
beeinflussten den Bereich bis in die Oberkreide. Es entstanden tiefgreifende Verwerfungen
mit Sprunghöhen bis zu 5 km die mehr oder weniger dem Bereich der Küstenlinie
zugeordnet sind. Die Randverwerfungen sind allerdings unabhängig von Küstenlinie und
alten präkambrischen Strukturen. Das Ergebnis ist eine Vielzahl von Teilbecken, die
wiederum in einzelne Schollen untergliedert sind, demnach ist auch eine stratigraphische
Unterscheiung schwierig. Im Unterschied zum südlichen Abschnitt fehlen evaporitische
Ablagerungen.
Die Mächtigkeiten der jungmesozoischen und känozoischen Ablagerungen ist enorm: im
komplex augebauten, durch Horst-Graben-Strukturen geprägten Sergipe-Alagoas-Becken
südlich von Recife stellte man 8000 m fest, im Kontinentalschelf der Amazonasmündung
gar 10.000 m.
In der Unterkreide und an der Grenze zum Tertiär werden die Kreidebecken mit dem
Auseinanderbrechen der Kontinente von Basaltdecken und -gängen durchsetzt.
Wichtiges Detail:
Trotz der starken Absenkungstendenzen der einzelnen Teilbecken in der Unterkreide fand
man ausschließlich Süßwasserablagerungen - ein Beweis dafür, dass zu dieser Zeit der
Südatlantik noch nicht komplett geöffnet war. Der marine Einbruch in die südamerikanische
Spalte beginnt erst gegen Ende des Kreidezeit. Stratigraphisch konnte man feststellen, dass
der Bereich nördlich Recife länger an Afrika gebunden war, während südlich davon der
brasilianische Block von Afrika westwärts wegbewegt hatte.
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1.3.1.2.4 ...und Argentiniens
Entlang des argentinischen Kontinentalrandes sind wie in Brasilien ebenfalls einige Becken
eingetieft, deren innere Struktur noch weit bis in den Kontinentalschelf zu verfolgen ist. Da
einge Senkungszonen Erdöl führen, sind sie durch Bohrungen und geopysikalische
Messungen zudem relativ gut erforscht.
Die Basis bilden Basalte der Formation Serra Geral (Basalte des Paraná-Beckens), die im
Zuge des Auseinanderbrechens der südamerikanisch-afrikanischen Landmasse begleiteten,
gemeinsam mit einer ausgeprägten Bruchschollendynamik, die das Absinken in
grabenartige Teilbecken bewirkte. In der Unterkreide dominieren noch kontinentale und
lakustrische Sedimente, während der Oberkreide lagerten sich bereits marine Sedimente ab.
Teilweise von großer Bedeutung sind hier känozoische Füllungen. An der Oberfläche sind
zu einem großen Teil jurassische Basalte und kreidezeitliche Sedimente zu finden, nur
selten älteres Gestein des Basements. Den Rest bilden Sedimente des Känozoikums.
Das Becken des Río Salado ist mindestens 3500 m tief. Im Bereich des Río Colorado
erbohrte man bei 4500 den Sockel nicht, seismische Messungen ergaben eine Mächtigkeit
des Sedimentkörpers bis zu 7000 m. die Anlage und Faziesreihen dieser Becken sind denen
der brasilianischen Küsten sehr ähnlich. Eine ähnliche Tiefe erreicht das erdölführende, bis
zum Andenvorland reichende Becken des Golfes de San Jorge bei Commodoro Rivadavia.
1.3.1.3 Die Anden - ein kurzer Überbilck
Die Anden, in Mittelamerika die Kordilleren, begleiten Lateinamerika in seiner ganzen
Ausdehung von Nord nach Süd und sind somit mit je nach Zählung 7.500-9.000 km Länge
das längste Gebirge der Welt, unter Einschluß der nordamerikanischen Gebirge erreichen die
Ketten sogar 15.000 m Länge. Im Gegensatz zu den präkambrischen Grundgebirge des
außerandinen Südamerikas gehören die Anden durchwegs zu den unruhigsten und
beweglichsten Krustenteilen der Erde.
Grund für die Herausbildung der Anden zu einem Hochgebrige liegt in der Dynamik der
großen Plattenysteme der Erde. Die "leichteren" ozeanischen ostpazifischen Krustenteile
subduzieren ständig unter die relativ stabile südamerikanische Kontinentalplatte mit ihren
alten Schilden. Teile dieser alten Schilde wurden in den Bau der Anden mit einbezogen.
Obwohl der Höchste der Anden keiner ist (Aconcagua, 6959 m), prägen Vulkane das Antlitz der Anden (im Bild
der Vulkan Chimborazo, Ecuador)
51
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An der Naht der Subduktions ("Verschluckungs"-)zone tauchen die ostpazifischen Platten
unter den amerikanischen Kontinent. In der Topographie erkennt man einen bis über 6000m
tiefen Tiefseegraben, der von Chile bis nach Mexiko für einen steilen Kontinentalabfall an der
Westküste Lateinameirkas sorgt.
Erscheinen die Anden in großräumigen morphologischen-reliefstrukturellen Karten als
Einheit, so ergibt sich bei genauerer Betrachtung ein weitaus differenzierteres Bild. Im
Großen wird das Gebirge von einzelnen Nord-Süd streichenden Ketten aufgebaut. Im
zentralen Teil weichen die Anden weit nach Westen aus. Grund dafür ist ein Weit ausladender
Sporn des brasilianischen Schildes. Die einzelnen nebeneinander liegenden Gebirgsketten
sind durch tektonisch abgesunkene Krustenblöcke voneinander getrennt und sind mit jüngeren
Sedimenten aufgefüllt.
In drei große Bereiche lassen sich die Anden unterteilen:
• Die Nordanden breiten sich von der Cordillera de Mérida in Venezuela bis zum
Gebirgsknoten von Pasto an der Grenze Kolumbien-Ecuador aus.
• Die Zentralanden erstrecken sich von Nudo de Pasto etwa bis zum Llullaillaco in
Nordchile.
• Die Südanden reichen von der Atacama bis zum Cap Hoorn.
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1.3.1.3.1 Die Anden im Lichte der Plattentektonik
Die Entwicklung des geodynamischen Modells der Plattentektonik war entscheidend für die
Erforschung der Anden. Die Anden liegen an einem aktiven Kontinentalrand, einer
tektonisch unruhigen Plattengrenze. Die schwere pazifische "Nazca"-Platte (Dichte etwa
3,26 g/cm³) geht von der Spreizungszone des Ostpazifischen Rückens aus und subduziert
unter die leichtere Platte Südamerikas (Dichte: 2,8-2,9 g/cm³). Die Subduktionszone
zwischen der Nazca-Platte und der süamerikanischen Kontinetalplattform gehört zu den
längsten der Erde.
Durch gravimetrische und seismische Messungen wurde in den zentralen Teilen der Anden
eine Krustendicke bis zu 70 km festgestellt. Dadurch bedingte junge morphogenetischtektonische Bewegungen ließen die Anden zu ihrer heutigen Form als Hochgebirge
herausheben.
Die Subduktionszone ist ident mit den Erdbebenhypozentren. Die Hypozentren liegen im
Küstenbereich flach, weiter im Osten tief unter dem Kontinent. Auch das Einfallen der
ozeanischen Platte ist nicht einheitlich und wechselt zwischen 10 und 45°. In Segmenten
mit flacherem Einfallen fehlt an der Oberfläche junge vulkanische Tätigkeit.
Die Subduktion ist von heftigen Erdbeben begleitet, entstanden durch Scherspannungen der
kühlen, abtauchenden Nazca-Platte und durch Umwandlung der Gesteine in größerer Tiefe.
Ein weiteres Merkmal für die Kollision der Lithosphärenplatten ist ein dem Kontinent
vorgelagerte Tiefseesenke mit Tiefen bis über 8000m. Im Bereich dieses Tiefseegrabens
werden nicht nur Teile der ozeanischen Kruste verschluckt, sondern es werden auch
Sedimente und alte Krustenteile abgeschert und entlang der Benioffzone in die Subduktion
mit einbezogen.
Vulkanismus und die zahlreichen Plutone im Bereich der Anden werden ebenfalls mit den
Subduktionsvorgängen in Verbindung gebracht. Durch die Wiederaufschmelzung der
ozeanischen Kruste wird Wärme frei, Magmen werden mobilisiert. Über einen kompexen
Aufstiegsvorgang der Magmamassen, bei dem es zur Aufschmelzung und Vermischung des
Magmas mit Teilen der kontinentalen Kruste kommt, werden schließlich die AndesitVulkanitkomplexe extruiert.
1.3.1.3.2 Die Anden im Vergleich zu den Alpen
War man früher der Ansicht, alle Gebrige der Erde gehen auf einen ähnlichen Aufbau
zurück und durchlaufen in ihrer Entstehung einen ähnlichen Ablauf, so erkennt man heute
viele Unterschied, obwohl geologisch gesehen fast zeitgleich entstanden, zwischen den
Alpen, als das best erforschte Gebirge der Welt, und den Anden, die in den letzten
Jahrzehnten immer genauer erkundet wurden.
Die Anden werden an der Oberfläche zu einem großen Teil von magmatischen Gesteinen
aufgebaut. Kennzeichnend dafür sind dafür große Granitmassen, und die alles überragenden
Vulkane, die das Wesen der Anden ganz entscheidend prägen. Die Alpen hingegen weisen
praktisch überhaupt keine aktiven Vulkane auf.
Die vertikale Einengung der Krustenbereiche war bei der Andengenese geringer als bei den
Alpen. Dadruch fehlen im wensentlichen Deckenstrukturen, wie in den Alpen, die
Gebirgsteile liegen nebeneinander (und nicht übereinander), durch tiefgreifende
Schlollenbewegungen und innerandine Gräben voneinander getrennt. Seismische und
vulkanische
Aktivitäten
begleiten
heute noch
intensiv
den
Andenraum.
Horizontalverschiebungen von über 60 cm/Jahr unterstreichen die Beweglichkeit des
Andenkörpers. Vertikalbewegungen in den Alpen betragen nicht mehr als 2mm/Jahr.
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Die Alpen hingegen bestehen vorwiegend aus Metamorphiten und Sedimentgesteinen, die
in komplizierten Deckenstrukturen übereinandergestellt sind.
Die Anden verfügen darüber hinaus über weltweit bedeutende Erzlagerstätten, während den
Alpen nur in geringem Maße Mineralisationen widerfahren ist.
1.3.1.3.3 Südanden
Die Südanden bestehen in West-Ost-Richtung aus drei morphologsichen Elementen, die
freilich nicht überall in gleicher Weise ausgebildet sind. In idealtypischer Abfolge lassen sie
sich in Mittelchile verfolgen:
• die Küstenkordillere
• das große, sog. "Längstal", ein tektonisch angelegter Graben, also kein "Tal"
• die Hochkordillere
Die Küstenkordillere isgehört also zu den alten Bestandteilen (präkambrisch und
paläozoisch) des Kontinents. Morphologisch begann ihre Herausbildung zur heutigen Form
erst im Känozoikum, als sie horstartig herausgehoben und gekippt wurde. Heute ist sie im
Gipfelniveau teils eingerumft oder gar abgetragen, obwohl sie noch Höhen von über 3000 m
erreichen kann. Von ihrer historisch-geologischen Struktur ist die ein Relikt des GondwanaKontinentes, das in den Bau der Anden intensiv mit einbezogen wurde, von der Lithologie
her sich allerdings deutlich von typisch andinen Gesteinen unterscheidet.
Das Grundgebirge wurde teilweise mit einbezigen und besteht aus niedriggradig
metamorphen Gesteinen, wie Phylliten, Glimmerschiefern, erst nach Osten hin kommen
höhergadig metamorphe Gesteine (Gneise) vor. Bereits im Paläozoikum wurde diese
Einheit metamorphisiert.
Weiter nach Norden bestimmen neben den paläozoischen Serien jungpaläozoische Plutone
die Geologie, zum Teil, etwa im Bereich von Concepción, in Verbindung mit tertiären
Kohleschichten.
Bis 47° südl. Br. ist die Morphologie durch eine Vielzahl von Fjorden und Inseln
gekennzeichnet. Die pleistozäne und auch noch rezente Vergletscherung ist hier wichtigstes
landschaftsprägendes Element. Die Aubflussbahnen der Gletscher richten und richteten sich
natürlich nach den tektonischen Strukturen, die dadruch eine abermalige Akzentuierung
erfuhren.
Das Längstal ist ab 47° südl. Br. deutlich ausgeprägt und bis Santiago de Chile 1100 km zu
verfolgen. Man ist sich heute noch uneinig, ob es sich um einen bloßen tektonischen
Graben, oder um einen kontinentalen Grabenbruch, im Sinne des ostafrikanischen
Bruchsystems, handelt. Die Grabenzone ist im Inneren nicht einheitlich. So konnte man im
Süden bei Puerto Montt eine känozoische Aufsedimentierung von über 4000 m feststellen,
im nördlichen Bereich nahe Santiago ist sie nur mehr 500 m mächtig. Seit dem Plio/Pleistozän entwickelten sich die einzelnen Elemente der Südanden tektonisch in
unterschiedlicher Weise: bei Santiago liegt die Grabensohle bei 500 m, während die
Hauptkordillere bis über 5000 m anstieg und die Küstenkordillere 1500 m gehoben
wurde.Das Längstal löst sich ab 51° südl. Breite nach Süden auf.
Die Hauptkordillere ist weit höher als die Küstenkordillere. Zentrales geologisch und
morphologisches Element sind hunderte Stratovulkane, aufgebaut aus andesitischer bis
basaltischer Lava, die nach Norden hin immer mächtigere Höhen erreichen (Vulkan
Tupungato, 6800 m) .
Im südlichen Teil entwickelten sich über jurassischen, sauren bis intermediären Vulkaniten
junge vulkanoklastische Gesteinsserien, weiter nach Osten konnte sich in der Kreide ein
7000 m mächtiges Sedimentpaket ablagern, bestehend aus Flysch, Peliten, Psammiten,
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Konglomeraten und Kalken. Die Sedimente sind nur wenig gefaltet, und gehen nach Osten
in eine kaum verfaltete Vortiefe über. Im fühen Tertiär intrudierten Plutone, die heute als
markante Gebirgsteile herausragen (Balmaceda-Gruppe, Cerro Torre). Zwischen 51° und
47° ist paläozoisches Grundgebirge aufgeschlossen, scharf gefaltet und nur von
geringmächtigen Deckschichten umgeben. Im Norden schließen jurassische Plutone an,
dann folgen marine und kontinentale Ablagerungen sowie mächtige andesitische und
rhyolithische vulkanische Serien, immer wieder unterbrochen von pyrklastischen
Produkten. Isgesamt erreicht diese jurassische bis in Alttertiär reichende Abfolge eine
Mächtigkeit von 8000m.
Cordillera Frontal und Präkordillere im Nordwesten Argentiniens
Von 36° ist 27°S ist der Präkordillere im Osten und der Hochkordillere im Westen ein
weiterer Gebirgszug zwischen geschaltet. Die 800 km lange und bis zu 5.000 m hohe
Cordillera Frontal wird aus einem paläozoischen Faltengebirge aufgebaut. Auf einer
präkambrischen Basis folgt devonischer Flysch, marine Sedimente des Karbons und Perms,
sowie saurer bis intermediärer Vulkanismus des Permotrias. Den Abschluss bilden
känoziosche kontinentale Sedimente.
Die Präkordillere schließt östlich an die Cordillera Frontal an. Sie bildet in den
argentinischen Provinzen Mendoza, San Juan und La Rioja einen eigenen Gebirgsstrang.
Anders als in der Cordillera Frontal folgen hier auf einem präkambrischen Sockel marine
Serien des Kambriums, Ordoviziums, Silurs und Unterdevons. Oberdevon liegt in
kontinentaler, Karbon in mariner und kontinentaler, das Perm schließlich besteht aus
kontinentaler Fazies.
Faltungsvorgänge im Paläozän und andine tektonsiche Aktivitäten zergliederten die
Präkordillere in schmale Antiklinen und Synklinen, vereinzelt drangen Intrusivgesteine
(Ordivizium, Jungpaläozän) und Vulkanite (Perm bis Trias - sauer; Tertiär - basisch) in den
Sedimentkörper ein.
Pampine Sierren im Nordwesten Argentiniens
Die Pampinen Sierren nehmen eine Zwischenstellung zwischen den alten Kratonen
Südamerikas und den jungen Andenketten ein. Ihr morphlogisches Antlitz entspricht dem
eines jungen Hochgebirges, das Alter der zu Tage tretenden Gesteine entspricht den alten
Kratonen. Es handelt sich um uralte, proterozoisch-paläozoische Gebirge, die im Zuge der
tektonischen Geschehnisse rund um die Andengenese im Pliozän und Pleistozän in eine
groß angelegte Horst-Graben-Struktur umgewandelt wurde. Heute stehen die tektonischen
Horste als Gebirgsbereiche isoliert da und können mitunter mächtige Höhen erreichen
(Sierra de Famatina, 6250m; Sierra de Velasco, über 4500m). Umgeben sind sie von weiten
Senkungszonen, die von jungen Sedimenten aufgefüllt werden. Man bezeichnet sie, je nach
Form, als Bolsónes, Valles oder Campos.
Im Inneren bestehen die Pampinen Sierren (Sierras Pampeanas) aus jungproterozoischen bis
altpaläozoischen Glimmerschiefern, Phylliten und Hornfelsen. In diese starren Strukturen
sind Granodiorite und Tonalite eingedrungen. Es entstanden Migmatite und Pegmatite.
Hinzu kommen zudem zahlreiche Sedimentserien. Eine 3000m mächtige kontinentale
Jungpaläozoische Serie mit Glossopteris-Flora (Beweis für die Westgrenze der GondwanaSerien) wird überlagert von 1000m kontinentalen triassischen Rotsedimenten (Talampaya),
dazu 2000 - 3000m tertiären Konglomeraten und Sandsteinen, sowie roten bis gelben
Peliten, Oolithkalken und vulkanischen Tuffen. Damit nicht genug kommen örtlich noch
basaltische bis andesitische Vulkanite hinzu.
Sierras Subandinas (Andenvorland)
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Als Andenvorland fungieren die Subandinen Sierren, die die zentralen Anden im gesamten
Bereich zwischen Argentinien und Peru 1500 km lang zum östlichen Tiefland hin
abgrenzen. Beträgt die durchschnittliche Breite etwa 100 km, so kann sie örtlich, wie in
Mittel und Nordperu, auch mächtiger sein. Von Osten her steigen die Subandinen Sierren
flach an und münden im Westen in einem sanften Hügelland. Das Streichen folgt den
Andenketten.
Wie auch im Falle der Cordillera Frontal und der Präkordillere Argentiniens liegt ein
paläozoischer Sockel zu Grunde, wird hier allerdings von sehr jungen Sedimenten (Kreide
bis Tertiär) überlagert, die in einem System schmaler Antiklinen und Synklinen vorliegen.
In Bolivien und Peru erriechen die Sedimente eine Mächtigkeit von ungefähr 10.000m.
Weiters prägen präandine Seitenverschiebungen und tektonsiche Lineamente, die die
jüngeren Strukturen durchbrechen und ostvergente Falten das Erscheinungsbild. Im Osten
tauchen die Falten unter die weiten Akkumulationsebenen der Pama und des Chaco unter.
Die Anden finden ihren Abschluß.
1.3.1.3.4 Die Pampinen Sierren
Am Südrand der Puna ansetzend, ziehen sich die Sierren in einzelnen Höhenzügen bis nach
Mendoza, und erstrecken sich fast ausnahmslos von Norden nach Süden und zählen zu den
alten Gebirgsteilen Argentiniens. Die Gebirgszüge werden von ebenso langgestreckten
Tiefenzonen von einander getrennt, die man als Bolsones, Campos oder Valles bezeichnet.
Im Inneren sind die Pampinen Sierren durch kristalline Schiefer des Präkambriums und, zu
geringeren Teilen, aus paläozoischen und mesozoischen Sandsteinen und Kalken aufgebaut.
Ebenfalls zu finden sind Granite und Diorite, die im Präkambrium und Paläozoikum,
während der Gebirgsbildungsphasen, eindrangen, die Metamorphose der umliegenden
Gesteine förderten, und heute z.T. an der Oberfläche zu sehen sind. Von der Genese her
sind die Pampinen Sierren also ein verjüngtes Bruchschollengebirge (Tektogene
Reliefbildung), das in der Zerrungszone der Anden entstanden sind. Die Hauptbruchlinien
streichen von N nach S, ein zweites System zieht meist von W nach O.
Die angesprochenen Tiefenzonen sind langgestreckte Becken, oder Talungen und als
Grabensenken zu betrachten, die mit tertiären und quartären Sedimenten aufgefüllt sind.
Nach der Herkunft kann man vier verschiedene Faziesreihen unterscheiden:
(1) Grobes Blockwerk, Schotter und Sande der Fußflächenzone, also Material der Sierren.
Die Sedimente werden zum das Becken hin immer feiner
(2) Sande der Aufschüttungen der Flusssysteme (Rio Salado o Colorado, Rio de los
Sauces)
(3) Schluffe und Tone des zutage tretenden Tertiärs
Äolische Akkumulationen (Nebkas, Medanos, Dünen, Löss).
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Charakteristik
Die Gesteine der Sierren entstammen dem Präkambrium, als die Pampinen Sierren zu einem Hochgebirge herausgehoben wurden.
Von den Gesteinsserien kann man zwei Einheiten unterscheiden: Das System „Occidental“ (Granite, Gneise, Phyllite, Migmatite)
ist etwas jünger als das System „Oriental“ (Schiefer, Amphibolit, Kalk, Pegmatit, Granit).
Findet man aus dem Kambrium keine Ablagerungen, so wurden im Ordovizium die Transpampine Sierren, jüngere Teile der
Pampinen Sierren, gebildet. Es handelt sich meist um Ton- und Sandsteine, zu denen z.B. die Sierra de Famatina gehört. Sie sind
reich an Fossilien. Weite Teile der Provinz war vom Meer bedeckt.
Aus dem Silur sind zwar keine sedimentäre Ablagerungen zu finden. Es handelte sich aber um eine tektonisch sehr aktive Zeit, aus
der die granitischen Intrusionen der Sra. de Famatina stammen. Im Devon setzt sich die Heraushebung der Transpampinen Sierren
weiter fort.
Während des Karbons und Perms wurde weit verbreitete terrestrische und limnische Sedimente abgelagert, es beginnt also ein
Zeitraum der tektonischen Ruhe und Abtragung. Nur der Bereich westlich der Sierra de Velasco hob sich. Im Perm beginnt bereits
die Ablagerung jener rötlichen Schichten, die charakteristisch für einige Berggebiete La Riojas sind.
Triassische Ablagerungen (ebenfalls limnisch und fluvial) sind zwar weniger Mächtig, als die des Perms, aber im Südwesten La
Riojas weit verbreitet. Während der Jura- und Kreidezeit wurden keine Sedimente abgelagert, die heute noch zu finden sind. Im
Bereich der Sierren setzt sich daher die Zeit der tektonische Ruhe und Abtragung fort.
Im Gebiet der heutigen Hauptkordillere beginnen vulkanische Aktivitäten .
Im Tertiär setzten die ersten andinen Gebirgsbildungsphasen ein. Auch die Sierren werden im Zuge dessen tektonisch
beansprucht. Das Bruchschollengebirge beginnt zu entstehen. Innerhalb der Sierren werden dabei unter feucht bis semiaridem
Klima terrestrische Sedimente, genauso wie vulkanische Aschen abgelagert. Die Gebirgsbildung der Anden dauert im Prinzip bis
heute an. Die Pampinen Sierren erhalten im Quartär ihre heutige morphologische Ausprägung. Sie werden im Zuge der andinen
Orogenese hochgeschleppt, die Deckschichten wurden abgetragen, der kristalline Kern bleibt bestehen.
Die postorogenetische Landformung unterlag im wesentlichen den heutigen Klimabedingungen, wobei es immer wieder feuchtere
Phasen gegeben hatte. Morphologisch spielen tektonische Vorgänge weiterhin eine große Rolle, besonders in den gehobenen
Gebirgsteilen. In den Niederungen herrscht heute aride Morphodynamik vor.
Die Sedimentation in die Tiefenzonen setzt sich weiter fort. Sie beinhalten also Formationen des Tertiärs und Quartärs. Ältere
Sedimentpakete treten im Gelände oft auffällig hervor.
1.3.1.3.5 Zentrale Anden
Es gibt viele Einteilungen der Anden. Folgt man der hier vorgestellten, dann reichen die
Zentralanden vom Vulkan LLullaillaco in Nordchile, wo sich in Richtung Norden die Ostund Westkordillere weit voneinander entfernen und den Altiplano Boliviano einschließen
über den Nudo de Vilcanota, wo sie sich wieder annähern und nun einer längs-zertalten
Gebirgslandschaft Platz machen nach Südecuador, wo beide Kordillerenstränge wieder
etwas auseinandertreten und einer Serie von Becken Raum geben, die schon Alexander von
Humboldt als Straße der Vulkane bezeichnete, bis zum Nudo de Pasto an der Grenze
Ecuador-Kolumbien, wo nun plötzlich drei Kordillerenstränge sehr unterschiedlicher
geologischer Struktur und Entstehung entspringen. Die Doppelgleisigkeit von West- und
Ostkordillere ist demnach das bestimmende Kennzeichen der Zentralanden, die von Nord
nach Süd wiederum klar in drei Teile (Ecuador, Peru bis Nudo de Vilcanota, Peru-Bolivien)
gegliedert werden können.
Obwohl eine genaue strukturelle Abrenzung und Erkennung in der Morphologie oft nicht
exakt möglich ist ergibt sich von West nach Ost ergibt sich folgende charakteristische
Abfolge des inneren Baus:
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Die Zentral-Anden schließen den breitesten Teil der Anden mit etwa 900 km W-OErstreckung ein. Hier ist die größte Reliefenergie der Erde zu finden: innerhalb kurzer
hurzontaler Distanz steigen die Anden von der Peru-Tiefseesenke (8000m u. d. M.) auf
knapp 7000m (Vulkan Ojos de Salado) der Hochkordillere an. Einzelne morphologische
Elemente der Anden, parallel zur N-S, bzw. NW-SO-Streichrichung angeordnet, lassen sich
auch hier verfolgen, wenn auch nicht über die gesamte Länge hinweg. Obwohl eine genaue
strukturelle Abrenzung und Erkennung in der Morphologie oft nicht exakt möglich ist ergibt
sich von West nach Ost ergibt sich folgende charakteristische Abfolge des inneren Baus:
Küstenkordillere (Cordillera de la Costa)
In einigen Bereichen bildet die Küstenkordillere eine Steilküste und steilg unmittelbar bis
2500m empor. Die höchsten Erhebungen findet man in der Sierra Vicuña mit knapp über
3000m. Die Küstenkordillere wird aus einem präkambrischen metamorphen Sockel
aufgebaut, der zwischen Mollendo und Arequipa auch an die Oberfläche treten kann. Gneise
und Granulite aus diesem Gebiet sind mit 2 Mrd. Jahren die ältesten Gesteine der Anden
überhaupt. Paläozoische Serien treten nur an isolierten Aufschlüssen an der chilensichen
Küste zu Tage. Präkambrische und paläozoische Serien bilden den kristallinen Sockel der
Präkordillere, der nur von einem wenig verformten Deckgebirge überlagert wird, das im
gesamten Bereich von Störungen und Schwächezonen geprägt ist. An der Wende von Jura
und Kreide setzte ein basaltischer-andesitischer Vulkanismus ein, dessen Gesteinspakete
zum Teil von großer Mächtigkeit (über 10000m) sein können. Ein Großteil der Kordillere
wird von riesigen Plutonen eingenommen, wobei vor allem Intrusionen im
Jungpaläozoikum, im Jura und in der Kreide von Bedeutung sind. Der Küstenbatholith von
Peru hat z.B. eine Länge von 1300 km.
Hochkordillere oder Westkordillere
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Die Hochkordillere bildet das oberste Stockwerk der Anden. Hunderte von Gipfeln, meist
Stratovulkane, mit knapp 7000m Höhe kennzeichnen das Landschaftsbild. Der innere Bau
ist aber keineswegs einheitlich.
Den Grundstock bildet auch hier ein alter kristalliner Sockel, der aber kaum zu Tage tritt.
Von 27°S Richtung Norden wird die Hochkordillere von mächtigen und weit verbreiteten
känozoischen Vulkaniten verhüllt. Die vulkanische Tätigkeit dürfte etwa vor 25 Mio. Jahren
begonnen haben. Hunderte Stratovulkane bilden die herausragendsten höchsten Bereiche,
der hier auf etwa 4000m gelegene Sockel wird von etwa 200.000 km² Ignimbritdecken
zugedeckt. Der Ojos del Salado (6880m) und der Llullaillaco (6723m) sind die höchsten
Landvulkane der Erde. Die südperuanischen Gipfel erreichen im Ampato (6310m) und im
Coropuna (6426m) immer noch beachtliche Höhen.
Puna (Argeninien) oder Altiplano (Bolivien)
Zwischen der Hoch- bzw. Westkordillere und der Ostkordillere liegt ein über 2000 km
langes breites Senkungsfeld, das sich vom NW Argentiniens über Bolivien bis in den Süden
Perus erstreckt. Im Känozoikum, als die Anden zum Hochgebirge herausgehoben wurden,
blieb das Krustenstück des Puna-Altiplanoblocks grabenartig und sank rasch ab. Aufgefüllt
wurde die Senke durch 14.000 m mächtige Sedimente der Oberkreide und des Teriärs, die
den Vrogang des Absinkens gut dokumentieren. Die Hebung des gesamten Blocks auf seine
heutige Höhe von 3500-4000m begann erst im Pliozän und dauert bis heute an. Das
Erscheinungsbild wird von von großen Salaren und Salzseen beherrscht. Das Salar de Uyuni
ist das größte in Südamerika, der Titicacasee der höchste schiffbare See der Erde.
Durchsetzt wird die weite Hochebene von einem im Miozän einsetztenden Vulkanismus,
der hohe Stratovulkane, wie den Sajama (6520m), oder den Queva (6130m) hervorbrachte.
Ostkordillere im Nordwesten Argentiniens
Die Ostkordillere setzt im argentinischen Tucumán ein, geht in Bolivien in die Cordillera
Oriental, Cordillera Real, und in weiterer Folge in die Cordillera Oriental Perus über. Etwa
auf der Breite von Lima endet die Ostkordillere.
Das wichtigste Bauelement sind 10.000 bis 15.000m mächtige paläozoische Sedimente, die
sich einst in einem großen intramontanen Becken zwischen dem brasiliansichen Schild und
dem präkambrischen Gebirge an der pazifischen Küste ablagerten. Es handelt sich großteils
um Pelite und Psammite als marine Flachseeablagerungen, nur selten sind Karbonatische
Ablagerungen gefunden worden.
Das Alter der Gesteine, alles in allem paläozoisch, ist im Detail unterschiedlich.
Kambrische Elemente sind nur in Argentinien und Süd-Bolivien beobachtet worden.
Besondere Mächtigkeit erreichen Ablagerungen aus dem Ordovizium und Devon, vor allem
in Argentinien und Peru, durch zwei paläozoische Gebirgsbildungen geprägt, scharf gefaltet
und leicht metamorphisiert wurden. Das jüngere Paläozoikum (Karbon, Perm) liegt in meist
kontinentaler Fazies vor und liegt diskordant über dem Altpaläozoikum. Der PräPaläozoische, proterozosiche Sockel tritt nur in einzelnen Aufschlüssen Argentiniens und
Perus in Form von Phylliten und Glimmerschiefern zu Tage.
Ein zweites Bauelement sind Tiefengesteine unterschiedlichen Alters.Besonders in Peru
sind paläozoische Intrusiva und Extrusiva von Bedeutung, wo während einer
jungpaläozioschen Dehnungsphase der Kruste 1.000 km lange Magmatite (Granite,
Ignimbrite) produziert wurden. In den paläozosichen Mantel der Cordillera Real Boliviens
drangen im vom Mesozoikum bis ins Tertiär Plutone ein. Sie wurden durch Erosion
freigelegt und bilden heute den imposanten Gipfelbereich des Illampu (6.550m) und des
Illimani (6.439m).
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In Argentinien hat sich in einigen Bereichen über dem paläozoischen Sockel ein bis zu
5.000m mächtiger Aufbau aus kontinentalen Rotsedimenten der Oberkreide und des Tertiärs
gebildet.
Die peruanische Cordillera Blanca ist eines der Paradiese der Extrembergsteiger in
Lateinamerika. Sie wird aus Schiefer und Psammiten des Oberkarbons und der Kreide
aufgebaut. Durchbrochen wird diese Serie durch das Tiefengestein des Huascarán-Massivs
(6778m). In Peru bilden die Anden morphologisch einen mächtigen Gebirgsbereich dar, erst
in Ecuador ist die Kordillere durch eine Depression deutlich untergliedert. Weiter nördlich
in Kolumbien ist eine weitere Auffächerung in drei eigenständige Gebirgsregionen zu
erkennen.
Nordperu
In Zentral- und Nordperu unterscheidet man im Groben zwischen einer Westkordillere und
einer Ostkordillere. Die Westkordillere ist in mehrere Jura- und Kreideserien untergliedert,
bestehend aus Vulkaniten, Volkanoklasten und Sedimenten. Seit der Mittelkreide intrudiert
in diese Komplexe Gesteinsformation in einzelnen Schüben ein Küstenbatholith. Die
Gebirgsbereiche werden von diesem Plutonit geprägt. Im Gegensatz zu südlich und nördlich
gelegenen Andenteilen wurde die Westkordillere zwischen Mesozoikum und Tertiär
intensiv gefaltet. Schuppenstrukturen, Aufschiebungen und für die Anden eher
ungeföhnliche Überschiebungen verleihen dem Gebirgszug einen komplizierten Aufbau.
Die Ostkordillere hat ebenfalls eine Besonderheit zu bieten. Hier treten präkambrische und
paläozische Schiefer zu Tage, die während paläozoische Gebirgsbildugsphasen stark
verformt und durch Intrusionen ergänzt wurden. Die Bildung kontinentaler Rotsedimente
und Vulkanite zwischen Oberkreide und Pliozän verjüngten die Ostkordillere.
Nach Osten schließt eine subandine Zone die Anden ab. Sie besteht aus drei verschiedenen
Elementen, allesamt aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen Gesteinen.
Ecuador
Ecuador in seiner gesamten Längsausdehnung von zwei Gebirgssträngen durchzogen, der
Westkordillere und der Ostkordillere. Getrennt werden sie durch eine grabenartige
innerandine Senke, wo sich auch die Hauptstadt Quito befindet. Zwischen pazifischer Küste
und der Westkordillere liegt ein weites Küstentiefland und der Golf von Guayaquil. Der
breite Küstenstreifen besteht aus erdölführenden mächtigen Sedimentpaketen, die zwischen
Kreide und Tertiär abgelagert wurden. Eine tektonische Besonderheit stellt die Cordillera de
Chogon-Colonche dar. Im Gegensatz zu den stetig N-S-streichendnen Andenketten, verläuft
dieser Höhenbereich (nicht höher als 700m) in WNW-ESE-Richtung.
Die Westkordillere besteht aus kreidezeitlichen basaltischen Vulkaniten und Peliten, deren
Mächtigkeit einige 1.000m erreicht. Zwischen Oberkreide und Tertiär wurde diese
Gesteinsserie mehrfach gefaltet. Gegen Osten hin sind flyschartige Sedimente der
Oberkreide zu finden, bedeckt von Sedimenten des Tertiärs. Beide Serien sind durch junge
tektonsiche Bewegungen ebenfalls tektonisch beansprucht und scharf gefaltet.
Während der gebirgsbildenden Phase im Tertiär entstand auch die grabenartige Senke von
Quito. Die heutige Oberfläche liegt auf einer Höhe von 2.500 - 3.000m. Die Senke ist mit
mächtigen pyroklastischen Lagen aufgefüllt. Dazwischen geschaltet sind glazigene LaharAblagerungen. Im Tertiär setzt eine intensive vulkanische Aktivität ein. Im Beckenbereich
bauten sich mächtige Vulkane auf, wie etwa der Chimborazo (6.310m) oder der Cotopaxi
(5.897m) bei Ouito.
Die Ostkordillere durchzieht mit 650 km fast das gesamte Land und ist fast ausschließlich
aus uralten metamorphen Gesteinen aufgebaut. Das Gesteinspektrum reicht dabei von
hochgradig metamorphen Gneisen, Migmatiten des Präkambriums, bis zu Otho- und
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Paragneise, Grünschiefer und den schwach metamorphen Phylliten. Die jüngsten Gesteine
entstammen dem Paläozoikum. Einzelne Granitintrusionen am Ostrand wurden in Oberjura
und Tertiär eingeordnet.
Die subandine Zone entwickelte sich in einer weiten Snkungszone zwischen
brasiliansichen Schild und Kordillere. Zwsichen Oberdevon und Quartär lagernten sich hier
über 10.000m mächtige erdölführende Sedimentserien ab, die immer wieder epirogenetisch
gehoben wurden.
1.3.1.3.6 Nordanden
Die Nordanden sind durch drei Kordillerenstränge gekennzeichnet, die in Kolumbien durch
die tiefen Grabenbrüche des Río Cauca und des Río Magdalena voneinander getrennt sind.
Nach Venezuela setzt sich nur die Ostkordillere fort, die dort in der Cordillere de Mérida
einen großartigen Abschluss findet.
Kolumbien
Die morphologische Struktur der Anden Kolumbiens zeigt die Struktur der Nordanden mit
ihren drei, klar voneinander getrennten Gebrigssyteme am deutlichsten. Die
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Westkordillere, Cordillera Occidental, wird dabei durch das Tal des Río Cauca von der
Zentralkordillere, der Cordillera Central, getrennt. Zwischen dieser und der
Ostkordillere, Cordillera Oriental, liegt das breite Tal des Río Magdalena. Aufbau und
Struktur der drei Gebirge sind vollig unterschiedlich.
Bemerkenswert sind die ausgeprägten Subsistenzbereichen, Zonen mit großen
Absenkungstendenzen, zwischen den Kordillerenketten Kolumbiens und Venezuelas.
Zwischen Pazifik und Cordillera Occidental liegt ein aus mächtigen tertiären Sedimenten
aufgebauter hügeliger Küstenbereich. Einzige höhere Erhebung ist die Sierra de Baudó
(1810 m), eine mesozoische vulkanische Extrusion. Gegen Osten schließen leicht
metamorphe Tonschiefer und Kieselschiefer, die von mächtigen basaltischen
Vulkanitdecken bedeckt sind. Dieser Kompex baut die Westkordillere auf. Man deutet
heute diese Struktur als Rest einer ozeanischen Krustenteiles mit Inselbogen-Vulkanismus,
das erst im Tertiär der kontinentalen Kruste Südamerikas angelagert wurde. Lokal
intrudierten tertiäre Tonalitstöcke in die jurassisch-kretazischen Vulkanite.
Die Zentralkordillere wird von alten präkambrischen und altpaläozoischen Gesteinen
bestimmt. Typisch für die Cordillera Central sind niedriggradige Metamorphite, wie
Phyllite, Quarzite und metamorphisierte Komglomerate. Sie weisen eine ausgeprägte
Schieferung und scharfe Faltungen auf. Die Metamorphite werden diskordant von
devonischen und unterkarbonischen kontinentalen sowie oberkarbonischen und permischen
marinen Sedimenten überlagert. Am Ostrand befindet sich ein Gemisch aus
permotriassischen Ignimbriten und kreidezeitlichen Konglomeraten, Grauwacken,
Pyroklastika und Kalksandsteinen. Zwar erreichen Ost- und Westkrodillere ebenfalls
beachtliche Höhen, die Zentralkordillere wurde allerdings bis in die Kreide gewaltig
gehoben. Sie ist auch der einzige Beriech Kolumbiens der von jungem, ab dem Miozän
einsetztenden, Vulkanismus geprägt ist. Die höchsten Gipfel werden von sehr jungen
Vulkanen aufgebaut. Zu den höchsten zählen der Nevado Tolima (5215 m), der Nevado de
Huila (5439 m) und der Nevado de Ruiz (5400 m), um nur einige zu nennen. Letztgenannter
brach 1985 in verheerender Weise aus.
Die Ostkordillere hat eine kompliziertere Struktur. Zunächst in drei Gebieten der
prätriassiche Sockel aufgeschlossen. Von Süden nach Norden liegen diese bei Garzón, der
Bereich Quetamé und bei Santander. In sich ist dieser Körper ebenfalls sehr heterogen
aufgebaut. Das Gestein besetht aus stark metamorphen Gneisen und Granuliten. Ein weites
Gebiet wird von gewaltigen marinen Kreideserien eingenommen, die dirkordant über dem
alten Sockel liegen. In einigen Bereichen erreichen diese Serien eine Mächtigkeit von bis zu
11.000 m. Im Gegensatz zum tektonisch stark untergliederten Socke sind in der Kreide nur
sehr schwache Faltenstrukturen zu beobachten - ungewöhnlich, darüber hinaus wurde dieses
mächtige Schichtpaketvon keiner weiteren Orogenes erfasst.
Bemerkenswert ist die tektonische Struktur der Ostkordillere. Der Nordbereich ist
tektonisch stark untergliedert, weiter südlich dominieren große Aufwölbungen, Diese
Strukturen beeinflussen auch das Aussehen des Deckgebrige. Insgesamt handelt es sich um
einen riesigen tektonsich gehobenen Block zwischen den Tiefenbereichen des Río
Magdalena im Westen und den Llanos im Osten. Einzelne Verwerfungen im Sockel weisen
einen Höhenunterschied von 10.000 m auf !
Junge Tektonik spielt auch in den nördlichen Grundgebirgsschollen Kolumbiens eine große
Rolle. Die Sierra Nevada de Santa Marta und die wesentlich niedrigere Halbinsel
Guajira sind vom Rest der Anden durch Sankungszonen getrennt. Die Sierra Nevada de
Santa Marta steht überhaupt einen nach allen Seiten von tektonischen Strukturen begrenzter
Block dar. Imposant ist der höchste Punkt des Gebirges: der Cristóbal Colon mit einer Höhe
von 5776 m liegt direkt über dem karibischen Meer.
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Wie in den anderen nördlichen Gebrigen Kolumbiens ist auch die Sierra Nevada
gekennzeichnet durch komplexe Strukturen im Inneren. Den blockartig gehobenen
Gebirgssockeln stehen weit abgesunkene Krustenteile gegenüber, mit mächtigen
Sedimentschichten augefüllt.
Die innere Struktur zeigt zuunterst aus präkambrischen hochmetamorphen Gneisen,
Granuliten und Amphiboliten, es folgen permotriassische Rotsedimente und Ignimbrite. In
jungerer Zeit, etwa vor 190 und 50 Mill. Jahren, drangen ausgedehnte granitische Plutone
ein.
Eine der wichtigsten Störungszonen der Anden ist das W-E verlaufende System der OcaStörung, die im Osten noch in der venezolanischen Sierra Mérida weiterzuverfolgen ist. Sie
begrenzt die Sierra de Nevada nach Norden und Osten. Allein im Alttertiär waren hier
Vertikabwegungen von mehreren tausend Metern wirksam, die stärksten Vertikaltendenzen
der Anden. Noch im Eozän führten Verschiebungen zu einem horizontalen Versatz von 1520 km. Diese und andere Störungslinien der Sierra Nevada werden als Ausdruck für
Aktivitäten zwischen der karibisch-südamerikanischen Plattengrenze gedeutet.
Venezuela
Direkt an die Cordillera Oriental schließt in Venezuela die Cordillera Merida an. Unweit im
Südosten der Stadt Merida erreicht sie im Pico Bolivar (5004 m) ihren höchsten Punkt.
Zusammen mit der Serranía de Perija (Pico de Taetria, 3750 m), ebenfalls ein Ausläufer der
Cordillera Oriental, bilden sie den Rahmen für den Golf von Maracaibo und und trennt es
von der Tiefebene des Orinocco. Beide Gebirge bestehen im Liegenden aus präkambrischen
bis altpaläozoischen metamorphisierten Serien. Es folgen mächtige marine Sedimente, die
sich zwischen Ordovizium und Devon ablagerten, darüber flyschähnliche Faziesreihen. Im
jüngeren Paläozoikum folgen marine und kontinentale Sedimente. Während Trias und Jura
nur stellenweise als limno-fluviatile Sedimente zu finden sind, entwickelte sich in der
Kreide eine bedeutende marine Transgression. Das Tertiär überlagert die Kreide mit
geringmächtigen marin-terrestrischen Serien. Den Abschluß bilden molasseartige
Sedimente des Miozäns.
Magmatische Ereignisse datieren aus dem Paläozoikum als mehrfach Granitkörper
intruierten. Auch vulkanische Tätigkeiten sind auf das Paläozoikum beschränkt, womit sich
die Anden Venezuelas deutlich von anderen Andenbreichen unterscheidet - seit der Trias
fanden hier keine magmatischen Vorgänge statt. Statt dem folgten Bruchverwerfungen,
Blockbewegungen und Bildung grabenartiger Senken, bis schließlich am Ende des Eozäns
ein starkes orogenetisches Ereignis die Anden zum Hochgebirge werden ließ.
Nordperu
In Zentral- und Nordperu unterscheidet man im Groben zwischen einer Westkordillere und
einer Ostkordillere. Die Westkordillere ist in mehrere Jura- und Kreideserien untergliedert,
bestehend aus Vulkaniten, Volkanoklasten und Sedimenten. Seit der Mittelkreide intrudiert
in diese Komplexe Gesteinsformation in einzelnen Schüben ein Küstenbatholith. Die
Gebirgsbereiche werden von diesem Plutonit geprägt. Im Gegensatz zu südlich und nördlich
gelegenen Andenteilen wurde die Westkordillere zwischen Mesozoikum und Tertiär
intensiv gefaltet. Schuppenstrukturen, Aufschiebungen und für die Anden eher
ungeföhnliche Überschiebungen verleihen dem Gebirgszug einen komplizierten Aufbau.
Die Ostkordillere hat ebenfalls eine Besonderheit zu bieten. Hier treten präkambrische und
paläozische Schiefer zu Tage, die während paläozoische Gebirgsbildugsphasen stark
verformt und durch Intrusionen ergänzt wurden. Die Bildung kontinentaler Rotsedimente
und Vulkanite zwischen Oberkreide und Pliozän verjüngten die Ostkordillere.
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Nach Osten schließt eine subandine Zone die Anden ab. Sie besteht aus drei verschiedenen
Elementen, allesamt aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen Gesteinen.
Ecuador
Ecuador in seiner gesamten Längsausdehnung von zwei Gebirgssträngen durchzogen, der
Westkordillere und der Ostkordillere. Getrennt werden sie durch eine grabenartige
innerandine Senke, wo sich auch die Hauptstadt Quito befindet. Zwischen pazifischer Küste
und der Westkordillere liegt ein weites Küstentiefland und der Golf von Guayaquil. Der
breite Küstenstreifen besteht aus erdölführenden mächtigen Sedimentpaketen, die zwischen
Kreide und Tertiär abgelagert wurden. Eine tektonische Besonderheit stellt die Cordillera de
Chogon-Colonche dar. Im Gegensatz zu den stetig N-S-streichendnen Andenketten, verläuft
dieser Höhenbereich (nicht höher als 700m) in WNW-ESE-Richtung.
Die Westkordillere besteht aus kreidezeitlichen basaltischen Vulkaniten und Peliten, deren
Mächtigkeit einige 1.000m erreicht. Zwischen Oberkreide und Tertiär wurde diese
Gesteinsserie mehrfach gefaltet. Gegen Osten hin sind flyschartige Sedimente der
Oberkreide zu finden, bedeckt von Sedimenten des Tertiärs. Beide Serien sind durch junge
tektonsiche Bewegungen ebenfalls tektonisch beansprucht und scharf gefaltet.
Während der gebirgsbildenden Phase im Tertiär entstand auch die grabenartige Senke von
Quito. Die heutige Oberfläche liegt auf einer Höhe von 2.500 - 3.000m. Die Senke ist mit
mächtigen pyroklastischen Lagen aufgefüllt. Dazwischen geschaltet sind glazigene LaharAblagerungen. Im Tertiär setzt eine intensive vulkanische Aktivität ein. Im Beckenbereich
bauten sich mächtige Vulkane auf, wie etwa der Chimborazo (6.310m) oder der Cotopaxi
(5.897m) bei Ouito.
Die Ostkordillere durchzieht mit 650 km fast das gesamte Land und ist fast ausschließlich
aus uralten metamorphen Gesteinen aufgebaut. Das Gesteinspektrum reicht dabei von
hochgradig metamorphen Gneisen, Migmatiten des Präkambriums, bis zu Otho- und
Paragneise, Grünschiefer und den schwach metamorphen Phylliten. Die jüngsten Gesteine
entstammen dem Paläozoikum. Einzelne Granitintrusionen am Ostrand wurden in Oberjura
und Tertiär eingeordnet.
Die subandine Zone entwickelte sich in einer weiten Snkungszone zwischen
brasiliansichen Schild und Kordillere. Zwsichen Oberdevon und Quartär lagernten sich hier
über 10.000m mächtige erdölführende Sedimentserien ab, die immer wieder epirogenetisch
gehoben wurden.
1.3.1.3.7 Karibisches Küstengebirge
Es ist weniger die Höhe die Besonderheit am Karibischen Küstengebirges, die höchsten
Höhen werden in der Nähe von Caracas mit 2800 m erreicht, sondern der geologische
Aufbau und die Morphologie. Es dominieren hochmetamorphe Gesteine der Kreide und des
älteren Mesozoikums. Tektonische Deformationen mit Deckenstrukturen und Flyschserien
spielen eine große Rolle. Für die Entstehung des Orogens muss man komplizierte
plattentektonsiche Modelle zwischen der karibischen und südamerikanischen Platte. Bei
jüngeren Forschungen entdeckte man umfangreiche basisce und ultrabasische Körper in
Verbindung mit Tiefseesedimenten. Man nimmt an, dass ozeansiche Krustenteile am
Aufbau des Gebirges beteiligt sind, in einzelnen tektonischen Teilen sind sogar eine Anzahl
von Unterkrusten und Mantelgesteine zu finden, was für intensive Subduktionsprozesse
zwischen einer ozeanischen und kontinentalen Kruste spricht.
Man kann das gesamte Orogen in vier Teile untergliedern:
•Die Cordillera de la Costa wird von hochmetamorphen Gesteinen des vormesozoischen
Sockels aufgebaut, von Gesteinen des Jura und der Kreide, in die konkordant Linsen von
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Eklogit, Amphibolit und Serpentinit eingeschaltet sind. In diese Serien intruierten junge, 7080 Mill. Jahre alte Granit- und Grandioritplutone. Sie wird nach Süden von scharfen
tektonsichen Störungen begrenzt.
• Weiter nach Süden folgt der Bereich Caucagua - El Tinaco, der von Vulkaniten und
Sedimentgesteinen der Kreide aufgebaut wird und nur schwach metamorphisiert sind. Hier
liegt auch der paläozoische Plutonkomplex El Tinaco. In diese Serien sind immer wieder
allochtone Metamorphite der Kreide und des Alttertiärs eingeschaltet.
• Ostlich schließt der schmale Bereich von Paracotos an, der aus Kalken, Konglomeraten
und Vulkaniten aufgebaut wird, eingebettet in einer phyllitischen Grundmasse. An den
begrenzenden Störungen treten Serpentinite und Gabbrokörper auf.
• Nach Süden hin schließt der Bereich von Villa de Cura an, einem allochtonen Block, der
auf andere Strukturen aufgeschoben wurde. Er besteht aus Metabasalten und vulkanischen
Tuffen. Phyllite sind ebenso zu finden, wie Eklogite und Chloritschiefer.
Den Abschluss bilden die alttertiären Flyschserien der Zone von Piemontina, die tektonisch
stark verformt sind, und auf die kontinentalen Sedimente der Llanos aufgeschoben wurden.
1.3.1.4 Die Lagerstätten in Südamerika
Südamerika ist reich an Lagerstätten der verschiedensten Art. Im ausserandinen Raum sind
vor allem die ausgedehnten präkambrischen Gesteinsfolgen reich an Erzlagerstätten.
Nennenswerte Vorkommen von Erdöl und Kohle findet man in schmalen Säumen an der
Atlantikküste und Brasiliens oder in den großen Tiefländern Venezuelas oder Argentiniens.
Unter den Top 20 der erdölproduzierenden Länder befinden sich mit Venezuela (6.), Brasilien
(18.) und Argentinien immerhin drei südamerikanische Länder.
Zur Terminologie: Bei abbauwürdigen Mengen spricht man von Lagerstätten, bei geringeren
von Vorkommen. Infolge von Preisänderungen, technischen Verbesserungen oder wachsender
Nachfrage können sich Vorkommen zu Lagerstätten entwickeln.
Man unterscheidet primäre und sekundäre Lagerstätten/Vorkommen. Primäre befinden sich
am Ort der Entstehung, sekundäre wurden umgelagert, sind also in der Regel Sedimente.
1.3.1.4.1 Ausserandine Lagerstätten
Die wichtigsten Lagerstätten des ausserandinen Raums enthalten Eisen, Mangan,
verschiedene andere Erze und Edelmetalle und diverse Verwitterungslagerstätten und Erdöl.
Die Erze sind, wenn es sich um primäre Vorkommen handelt, vor allem an die alten
archaischen Kerne des Kontinents gebunden. Die Eisen und Manganlagerstätten Brasilens
zählen zu den größten der Welt.
Zahlreiche wichtige Erze und Edelsteine entstanden bei pegmatitisch-pneumatolytischen
und hydrothermalen Phasen im Zuge der Brasiliano-Orogenese der Schildgebiete
Südamerikas.
In jüngeren präkambrischen Gesteinen wurden vor allem in den Staaten Paraiba und Rio
Grande do Norte (Nordostbrasilien) bedeutende Wolfram- und Zinnsteinlagerstätten
erschlossen. Im Bereich des Guayana-Schildes und in vielen Teilen Brasiliens ist alluviales
Seifengold bekannt, das aus hydrothermalen Lagerstätten herausgewittert und fluviatil
verfrachtet wurde. Primärlagerstätten an Gold findet man in hydrothermalen Quarzgängen,
oder in metamorphisierten Konglomeraten. Unzählige Pegmatitgänge durchsetzten weite
Teile Nordostbrasiliens. Die Quarzgänge der Pegmatite sind oft mauerartig herausgewittert
und führen neben Quarz , Mikrolin und Glimmerplatten verschieden Edelsteine, wie
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Turmalin, Beryll, Topas, Aquamarin und Smaragd. Eine sekundäre Anreicherung durch
Verwitterung erfolgte entlang der Flüsse. Solche Lagerstätten bezeichnet man als Seifen.
Brasilien ist ferner der wichtigste Produzent von Bergkristall und Quarz für optische und
elektronische Zwecke. Die Quarze werden in reinen Gängen im Ausmaß von 1200 km
Länge und 100 bis 200 km Breite gefunden!
In Bereichen Ostbrasiliens, des Guaporé-Kratons und am Guayanaschild kommen
Diamanten, vor allem Industriediamanten, in vielen Flussseifen vor.
1.3.1.4.1.1 Eisen
Zwischen 2800 Mio. und 1600 Mio. Jahren entstanden in allen Kratonen der Erde
gebänderte Eisen-Quarz-Formationen. Die heutige Eisen- und Stahlproduktion beruht in
hohem Maße auf Lagestätten dieser Art. Weltweit wird für diese Serien der Begriff
Itabirite verwendet, nach dem gleichnamigen Pico de Itabira im Eisernen Viereck im
Staat Minas Gerais.
Zunächst dürften sich auf einem uralten archaischen Schild sich ein tektonisch ruhiges
Becken gebildet haben, in das gleichmäßig in rhythmischer Schichtung chemische
Flachwassersedimente abgesetzt wurden. Woher das Eisen in dieser Konzentration
kommt war lange Zeit umstritten. Eisen und Kieselsäure wurden zum Großteil durch
Verwitterungsvorgänge in die Becken transportiert. Es dürften auch vulkanische
Aktivitäten eine Rolle gespielt haben. nach deren Ablagerung wurden die eisenhaltigen
Sedimente verfestigt und mehrfach metamorphisiert. Umkristallisation und
Teilaufschmelzung (Metasomatose) führten zur Anreicherung von Eisen und Abfuhr von
Kieselsäure.
Itabirite bestehen im Normalfall aus 30 und 50% Eisen und weisen eine feine Schichtung
als Zeichen jahreszeitlicher Biorhythmik von Bakterien auf. Erst sekundäre
Anreicherung von Eisen durch tropische Verwitterungsprozesse oder durch
Metamorphose ließen Reicherzkörper mit bis zu 63 % Eisengehalt entstehen.
Die größten Itabiritvorkommen Südamerikas liegen
•im Eisernen Viereck ("Quadrilátero Ferrífero"), Minas Gerais: bereits Anfang des
vorigen Jahrunderts wurden diese Reicherzlagerstätten erforscht. Mit etwa 80
Lagerstätten und Vorräten von über 10 Mrd. t hochwertigen Erzes ist es eines der größten
Vorkommen der Erde! Inmitten von uralten, mächtigen präkambrischen Serien ragt der
Pico de Itabira mit 1586 m nadelförmig als Wahrzeichen des Eisernen Vierecks aus der
Landschaft heraus.
•in der Serra do Carajás: Erst 1967 entdeckte man im nördlichen Bereich des
brasilianischen Schildes zwischen dem Rio Xingú und dem Rio Araguaia, ein riesiges
Vorkommen an Itabiriten. Von dichtem Urwald umgeben konnte man bis vor wenigen
Jahren das Gebiet nur in kleinen Booten oder auf dem Luftweg erreichen. Das 120.000
km² große Gebiet ist vermutlich das erzreichste Gebiet Brasiliens - neben Eisen wurde
Mangan, Nickel, Zinn, Bauxit und Gold gefunden. Es dauerte nicht lange bis 1980 etwa
20.000 "garimpeiros" - Goldwäscher - hier ihr Glück versuchten. Das Gebiet enthält ein
geschätztes Vorkommen von 19 Mrd. t. Eisen (!) mit einer Konzentration im Gestein von
bis zu 69 %.
•Sierra de Imataca /Venezuela: liegt südlich des Río Orinocco unweit dessen Mündung
in den Atlantik, am Nordostrand des Kratons von Guayana, NNE-SSW streichend. Die
Erzprovinz, seit 1946 erschlossen, umfasst etwa 90.000 km² mit einem Vorrat an 4 Mrd. t
Reicherz und ist somit die drittgrößte in Südamerika. Diese Region ist auch dadurch
bekannt, dass dort die ältesten Gesteine Südamerikas mit 3,6 Mrd. Jahren datiert wurden.
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Die Eisenlagen bestanden dort ursprünglich aus 40-60 % Magnetit, der Rest aus Quarz.
Erst lateritische Verwitterung ermöglichte die Anreicherung eines Reicherzkörpers bis zu
69 % auf einer alten, bis zu 800 m mächtigen Verwitterungsfläche.
•Weitere Vorkommen entdeckte man im schwer zugänglichen Urwald von FranzösischGuayana, wo auf Tafelbergen bis zu 40 m tief verwittert sind und dadruch sekundäre
Reicherzkörper enthalten.
1.3.1.4.1.2 Mangan
Manganvorräte werden allein in Brasilien auf 100 Mio. t geschätzt. Die wichtigsten
Lagerstätten liegen in der Serra do Navio Amapá/Brasilien, nördlich der
Amazonasmündung und in Lafaiete im Staat Minas Gerais.
Die Serra do Navio bildet das östliche Ende eines bogenförmigen Mangan-Gürtels, der in
der Sierra de Itacama in Venezuela beginnt. Primär wurden sie als Karbonate oder Oxide
gebunden abgesetzt.Bei lateritischer Verwitterung im tropischen Wechselklima geht das
Mangan in Lösung und wird als Oxid ausgefällt. Ähnliche Prozesse führten auch in
Guyane und Surinam zu reichen Manganlagerstätten. Die Masse der abbauwürdigen
Reicherzkörper wird auf über 25 Mio. t. mit über 40 % Mangan-Gehalt geschätzt.
Manganführende Serien in der Nähe von Lafaiete östlich von Belo Horizonte entstanden
in komplizierten Syneklisen auf dem archaischen Untergrund. Zwischen Amphiboliten
und Metamorphiten sind immer wieder Mangan-Karbonate und Manganoxide
zwischengeschaltet. Ursprüngliche Mangansilikate und -karbonate wurden nach
Abtragung und Verwitterung zu oxidischen Reicherzkörpern der seltenen Erze mit
Kryptomelan und Pyrolusit umgeformt.
Ein weites Vorkommen an Mangan, allerdings in einer völlig anderen Umgebung, ist in
Corumbá an der bolivianischen Grenze zu finden. Vor allem das Alter der Gesteine der
Lagerstätten unterscheidet sich deutlich von anderen. Das äußerst abgelegene und schwer
zugängliche Gebiet soll 100 Mio. t. Manganreicherz bis zu 52 %, sowie 100 Mio t
Eisenerz enthalten. Die Erze sind im Urucum-Komplex, aufgebaut aus mehreren hundert
Meter mächtigen Kongomeraten, enthalten, der etwa 600 Mio Jahren im
Jungproterozoikum entstanden ist. Die Herkunft des Eisens und Mangans wird durch
sekundären Eintrag durch Verwitterung erklärt.
1.3.1.4.1.3 Verwitterungslagerstätten
Weltweite Bedeutung haben Bauxitvorkommen am Nordostrand des Guayana-Schildes
zwischen dem Orinoco-Delta und dem brasilianischen Staat Ampá. Wichtige
Abbaugebiete liegen in Guyane, Surinam und im Ampá/Brasilien. Bauxite bestehen aus
hydratisierten Aluminiumoxiden. Deren Bildung ist an bestimmte klimatische und
morphologische Bedingungen gebunden: eine flache Plateaulandschaft in feuchtwarm bis
trockenwarmen Klima. Ausgangsgesteine können aluminiumreiche und eisenarme Serine
mit wenig verwitterungsresistenten Mineralien sein. Bei langfristiger, lateritischer
Verwitterung werden Silikate aufgelöst, Kiselsäure abgeführt, was zu einer Anreicherung
von Aluminiumoxid führt. Bauxite findet man entweder in kaolineriechen jungen
Sedimenten der Tiefländer (Tieflandbauxite), oder auf zersetzten präkambrischen Serien
oder einer kaolinreichen lateritischen Verwitterungsschicht auf alten Schilden (PlateauBauxite).
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1.3.1.4.1.4 Erdöl
Durch die große Ausdehnung präkambrischer Gesteine und das Fehlen von
Sedimentationsräumen hat Brasilien keine Erdöllagerstätten. Im Saum der Anden ist dies
jedoch anders, dort finden sich nennenswerte Lagerstätten.
Weltweite Bedeutung haben die Vorkommen in den mächtigen Sedimentfüllungen des
Maracaibo-Beckens und des Orinoco-Deltas. Man schätzt die Reserven am Río Orinoco
an konventionellen Rohöls auf 40 Mrd. t und Schweröls auf 170 Mrd. t. Es sind dies die
größten Lagerstätten Südamerikas.
In den weiten Ebenen am östlichen Andenrand zwischen Kolumbien und Argentinien
liegen ebenfalls große Vorräte, sodass diese Länder ihren Bedarf weitgehend selber
decken
können.
Dennoch
nennenswerte
Vorkommen
werden
in
den
Kreide/Tertiärbecken an der argentinisch-brasilianischen Atlantikküste gefördert.
Schließlich ist die Region um die Magellanstraße erdölhöffig. Die dortigen Lagerstätten
werden terrestrisch seit 1945 ausgebeutet, heute hat sich der Schwerpunkt offshore
verlagert.
1.3.1.4.2 In den Anden
Der Reichtum an Bodenschätzen führte schon vor über 2000 Jahren zur Ausbeutung der
Andenstaaten und beeinflusste das wirtschaftliche und politische Geschehen bis heute.
Lange vor der spanischen Eroberung der Andenstaaten wurde Gold abgebaut und kunstvoll
verarbeitet. Die Suche nach Edelmetallen war das Hauptmotiv der Coquistadoren - die
Lagerstätten Kolumbiens, Perus und Boliviens waren das Ziel. Die bolivianische
Bergbaustadt Potosí, auf 4000 m gelegen, war lange Zeit die größte Stadt Südamerikas - der
Cerro Rico als der erzreichste Berg Südamerikas zog Tausende von Bergarbeitern an.
Zwar werden noch immer Gold und Silber abgebaut, heute sind aber andere
Bergbauprodukte von Bedeutung. Die wichtigsten Produkte sind Kupfer, Zinn, Blei, Zink
oder Erzeugnisse polymetallischer Abbaugebiete. Immer noch baut die Wirtschaft Perus,
Boliviens, aber auch Chiles auf Bergbauprodukten auf, die 50 bis 70 % der Ausfuhrerlöse
ausmachen können. Modernisierung, technischer Fortschritt, Preisdumping und Preisstürze
einiger Produkte bereiten vielen Ländern große wirtschaftliche Schwierigkeiten.
Rohstoffkartelle nach dem Muster der OPEC sind zwar gebildet worden, hatten jedoch
keinen Erfolg.
1.3.1.4.2.1 Erzlagerstätten
Im Gegensatz zu den ausserandinen Lagerstätten der alten Schilde sind die andinen in
ihrer Entstehung sehr jung und meist an magmatische Gesteinskörper des Mesozoikums
und Känozoikums gebunden. Viele Abbaugebiete liegen in großer Höhe. Auch die
wissenschaftliche Erforschung hinkt dem Abbau und der Ausbeutung hinterher. Erst in
den letzten Jahren wurden systematisch geologische Karten der Bergbaugebiete erstellt.
Zuvor wurden mehr oder weniger unkontrolliert Stollen in die Berge getrieben, was
Tausenden Menschen das Leben kostete: "Der Cerro Rico ist löchrig wie Schweizer
Käse", erzählt ein Arbeiter einer Kupfermine.
1.3.1.4.2.1.1 Kupfer
Mehr als 30 % der weltweiten Kupferreserven sind in den Anden in einem
Lagerstättentyp konzentriert, bekannt als zirkumpazifischer Kupfergürtel. Lösungen
von Kupfer- und Molybdänlösungen haben zahlreiche zerklüftete Gesteinszonen
durchsetzt und ein Netzwerk feinster Klüfte gebildet. Man spricht daher von
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"Imprägnationserzen". Kupfer ist in riesiger Menge vorhanden, innerhalb der Gesteine
allerdings in nur sehr geringer Konzentration. Die Lagerstätten befinden sich vielfach
nahe der Oberfläche und können vor allem in den Wüstengebieten Chiles und Perus
im Tagbau abgebaut werden. In beiden Ländern gibt es aber auch Untertagebau auf
Kupfer.
Die andine Kupferprovinz ist genetisch an känozoischen Magmatisums gebunden.
Durch radiometrische Untersuchungen kann man die Mineralisationsvorgänge in das
Tertiär einordnen. Man geht davon aus, dass Kupfer und Molybdän aus der
aufgeschmolzenen ozeanischen Kruste der Subduktionszone der pazifischen Platten
entstanden sind. In Verbindung mit dem hier vorherrschendem Wüstenklima bildeten
sich
durch
Oxidation
zahreiche
Oxidationsvorgänge
leicht
lösliche
Kupferverbindungen. Die Lagerstätte von Chuquicamata ist unter Mineralogen für
ihre zahlreichen verschiedenartigen Kupferverbindungen berühmt. Die wichtigsten
Vorkommen sind im chilenischen El Teniente bei Rancagua, in Chuquicamata und der
Mine La Escondida, aber auch in El Salvador und im südperuanischen Toqupala zu
finden. Einige andere Kupferlager wurden erst in den letzten Jahren erschlossen.
Beispiele jüngerer Grossminen sind La Escondida und Quebrada Planca in Nordchile
und Cerro Verde bei Arequipa in Südperu.
1.3.1.4.2.1.2 Zinn
Östlich des Altiplano in Bolivien entwickelten sich in der Cordillera Real die größten
und reichsten Zinnerzkonzentrationen der Erde. Man spricht von der großen ZinnWolfram-Antimonprovinz Boliviens. Die Lagerstätten erstrecken sich in einem
schmalen Streifen etwa 900 km durch Bolivien. Zinn ist das wichtigste Abbauprodukt
des Landes. Der Abbau erfolgt meist untertage und bringt als Nebenprodukte auch
häufig Wismut, Wolfram, Silber, Blei, Antimon und Zink hervor. Die Lagerstätten
entstanden während komplexer magamtischer Prozesse, als in die mächtigen
paläozoischen Sedimentserien der Cordillera Real und seiner südlichen Ausläufer in
zwei Phasen, eine während der oberen Trias, die zweite im Tertiär (29-19 Mio. Jahre),
Plutone eindrangen. Diese Ereignisse führten zu Zinn-Wolfram-Erzgängen. Aus
diesem Bildungszyklus entstand auch der bereits in kolonialer Zeit ausgebeutete
Reichtum des Cerro Rico in Potosí. Damals waren diese Silberminen die größten der
Erde. Der Erzreichtum setzt sich bis nach Nordargentinien fort, die Zinnmineralisation
bleibt allerdings auf Bolivien beschränkt.
1.3.1.4.2.1.3 Polymetallische Lagerstätten
Polymetallische Lagerstätten sind bei weitem nicht so einheitlich angeordnet wie
Kupfer- und Zinklager. Polymetallische Fundstellen sind in Nordargentinien bekannt
und reichen von dort bis in den Norden der Anden. Abgebaut werden vor allem BleiZink-Kupfer-Silber-Gemische. Die Fundorte haben meist tertiäres Alter und gehen
ebenfalls auf intensiven extrusiven und intrusiven Vulkanismus zurück, der
schließlich zur Mineralisation führte.
Einer der bedeutensten Lagerstättenbezirke ist der Cerro de Pasco nordöstlich von
Lima/Peru, wo die größten Blei-Zinn-Kupfer-Silber-Minen der Anden und zugleich
eine der größten Polymetallkonzentrationen der Erde zu finden sind. Datierungen
ergaben für die Bildung der Minerale ein Alter von 14 bis 15 Mio. Jahren.
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1.3.1.4.2.1.4 Gold
Vom Goldrausch in kolonialistischer Zeit ist wenig geblieben - zwar wird in vielen
Andenstaaten weiterhin nach Gold gesucht, wirtschaftliche Bedeutung haben nur zwei
Gebiete: In der Zentral- und Westkordillere und in der pazifischen Küstenzone
Kolumbiens und Nordbolivien/Südperu. 30 % des Goldes stammen aus
Primärlagerstätten und 70 % aus Seifenvorkommen.
Primäre Goldlager sind meist an Quarzgänge in Batholiten gebunden, in Kolumbien
sind dies die Batholite von Antioquia und Ibague. Seifengold der Zentralkordillere
wird im Norden und am Río Cauca und seinen Nebenflüssen gewonnen. Im Westen
sind vor allem die Seifen des Atrato-Beckens und des Río San Juan von Bedeutung.
Die bolivianisch-peruanischen Goldlagerstätten nützt man vor allem in der
Ostabdachung der Anden im Nordosten von La Paz. Zum Teil reiches Seifengold
findet man in den Quellflüssen des Río Beni bei Teoponte und Tipuani.
1.3.1.4.2.2 Salpeter und Guano
Eine einzigartige Menge von Nitraten ist in der nordchilenischen Wüste zu finden. In den
abflusslosen Beckenzwischen Küsten- und Hochkordillere bildeten sich die großen
Salpeterfelder. Der abbauwürdige Bereich ist etwa 700 km lang und bis zu 100 km breit.
Die Entstehung war Jahrzehnte lang unklar. Fest steht, dass ihre Entstehung auf
kapillaren Wasseraufstieg und Krustenbildungen im Quartär zurückgeht. Durch das
extrem aride Klima und die fehlende Vegetation wurden die Nitrate nicht zerstört. Es
konnte sich eine Salz-Zementkruste bilden, auch unter Einfluss starker luftelektrischer
Felder. Mit der Bildung dürften auch die riesigen Vulkangebiete der Hochkordillere zu
tun haben, die ausgelaugt wurden und den größten Teil der Salze lieferten. Vulkanische
Aschen und Thermalwässer gelangten direkt in die Senken. Die Konzentration der
abbauwürdigen Nitratsalze ("caliche") liegt bei 7 bis 15 %. Neben Nitrat findet man hier
ein reiches Vorkommen an Boraten, Jodaten und Chromaten.
In den ariden Gebieten zwischen Südperu und Nordwestargentinien entstanden seit dem
jüngerem Tertiär gewaltige Salare, die erst seit kurzem systematisch erforscht werden.
Borate, Jod und vor allem Steinsalz wird hier schon seit langem gewonnen. Größere
Bedeutung erlangt auch der Abbau von Lithium, das im Salar de Atacama die weltweit
größte Lagerstätte bildet, heute, im Zeichen der Lithiumbatterien ein unschätzbarer Wert
für Chile.
Ein fast vergessener Wüstenrohstoff ist der Guano - eigentlich schlicht und einfach
Vogelmist. Vor der Zeit des Kunstdüngers war Guano wegen ihres hohen Gehaltes an
organischem Stickstoff gefragt. Mit der Verbreitung der ökologischen Landwirtschaft ist
der natürliche Dünger wieder in Mode. Nur das Wüstenklima ermöglicht eine
abbauwürdige Anreicherung von Guano, weil der Vogelmist vom Regen nicht gelöst
wird. Auslöser für den Vogelreichtum sind die kalten Auftriebswässer an der Westseite
Südamerikas. Die der Nebelwüste der Atacama vorgelagerten Küstengebiete, Halbinseln
und Inseln sind dadurch sehr fischreich und bieten den Vögeln reiche Nahrung. Die Öde
der Landschaft und das für den Menschen ungünstige Klima schützte die Nistplätze vor
anthropogenen Einflüssen. Auf vielen Inseln haben sich in Jahrmillionen, seit dem
Pliozän, über 50 m mächtige Vogelmistschichten gebildet. Ihr mitterer Gehalt an P2O5
beträgt zwischen 12 und 20 %. Reiche Guanolager finden man an kleinen Vorbergen,
Schluchten und Hügeln vor der Küsten, oder auf marinen Terrassen, wo sie durch
jüngere
Sedimente
vor
Abtragung
geschützt
waren.
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1.3.1.4.2.3 Erdöl und Kohle
Die vorandinen Erdöllager sind immer noch unzureichend erforscht, wodurch
Vorratsschätzungen schwierig werden. Vermutet werden zudem riesige Mengen an
Erdgas. In den Andenvorländern Kolumbiens, Ecuador, Peru und Boliviens werden im
Bereich der Quellflüsse des Amazonas Ölreserven von ungefähr 2 Mrd. t vermutet.
Innerandin ist seit langem die Senke des Río Magdalena zwischen Zentral- und
Ostkordillere als wichtiges Fördergebiet bekannt. Hinzu kamen Förderbereiche im
Nordosten an der Grenze zu Venezuela und im Süden in der Provinz
Putumayo/Kolumbien. Weitere Vorkommen in Kolumbien werden in der Senke von
Atrato und auf der Halbinsel Guajira vermutet.
Wurden in Ecuador und Peru vorerst nur kleine Bereiche auf Erdölhöffigkeit untersucht,
so erforscht man seit 1970 riesige Vorkommen im subandinen Vorland. In Ecuador ließ
die Erschließung dieser Vorräte entlang und vor allem nördlich des Río Napo Erdöl statt
der bis dahin führenden Bananen zum wichtigsten Exportgut werden. Peru könnte von
reichen Lager im Becken des Rio Marañon und des Río Ucayali profitieren. Bolivien
fördert Edöl südlich von Santa Cruz und Bermejo, wo auch große Erdgasmengen
festgestelt wurden.
Argentinien hat in mehreren Teilen des Landes reiche Erdöl- und Erdgasvorkommen
aufzuweisen. Die schon früh erschlossenen Reserven bei Commodoro Rivadavia machen
heute nur mehr 18-19% der Fördermenge des Landes aus. Die großen Becken der
Provinzen Mendoza und Neuquén liefern nur 45 % der Erdöl und 35 % der
Erdgasproduktion.
Bis auf Chile, das ca. 30-40% des nationalen Bedarfs fördert, sind alle Andenstaaten in
der Lage, mit ihren Erdöllagerstätten den Eigenbedarf zu decken oder sogar, wie Ecuador
und Venezuela, Erdöl zu exportieren.
Die reichsten Vorkommen an Kohle lagern in den jungen Sedimenten Kolumbiens.
Neben kleineren Lagerstätten aus der Oberkreide und Tertiär in der Ost- und
Zentralkordillere wird seit 1984 auf der Halbinsel Guajira Tagbau an 40 Flözen mit 3 bis
10 m Dicke betrieben wird. Man nimmt Vorräte von einigen Mrd. t von guter
Kesselkohle an, womit Kohle zu einem wichtigen Exportfaktor Kolumbiens geworden
ist.
Kleinere Kohlebergwerke gibt oder gab es in Argentinien, Peru und Chile.
1.3.2 Geologischer Aufbau Mittelamerikas
Mittelamerika besteht aus einem festländischen Teil und drei großen Inselgruppen. Auf dem
Kontinent grenzt man Mittelamerika meistens mit der Landenge von Tehuantepec in Mexiko
und dem Isthmus von Darién an der Grenze Panama zu Kolumbiens ab. Sozusagen auf
Meeresseite zählen die Großen und Kleinen Antillen, mit den „Inseln über dem Winde“ und
den „Inseln unter dem Winde“, und die Bahamas, einschließlich der Caicos- und Turksinseln,
zu Mittelamerika. Weite Teile der Küstenlandschaften werden von Korallenriffen umsäumt.
Speziell im karibischen Meer gibt es schier unendlich viele Korallenriffe.
Für den geologischen Bau Mittelamerikas sind komplizierte tektonische Vorgänge
verantwortlich. Auf relativ engem Raum sind mehrere kleiner lithosphärische Platten am
Aufbau beteiligt. Neben Sedimentgesteinen spielen daher in Mittelamerika Vulkane und
Erdbeben eine große Rolle.
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1.3.2.1 Das Festland Mittelamerikas
Zentralamerika beginnt geologisch gesehen südlich der Senke des Río Balsas in Mexiko und
reicht bis zum Río Atrato. Der Bau Mittelamerikas ist von vielen kleineren Gebirgszügen von
unterschiedlicher Streichrichtung gezennzeichnet, die die Landbrücke in verschiedene
Kleinräume unterteilen. Dir topographische Gliederung Mittelamerikas entspricht weitgehend
dem geologischen Bau. Das nördliche Mittelamerika mit kristallinen Kernen paläozoischen
oder vorpaläozoischen Alters, gefaltetem Jungpaläozoikum und Mesozoikum steht dem
südlichen Mittelamerika gegenüber, wo hauptsächlich kreidezeitliche Ablagerungen zu finden
sind. Hinzu kommen tertiäre Sedimente, die von Vulkanismus begleitet werden. Erst im
Jungtertiär erfolgte eine gebirgsbildende Phase. Das Bindeglied beider Großeinheiten ist das
mittelamerikanische Vulkangebiet, das auf beide Einheiten übergreift und ihre Grenzregionen
zum Teil auflöst und neu gestaltet. Die vulkanische Tätigkeit fällt mit intensiven
Bruchbildungen einer junger plattentektonischer Vorgänge zusammen, die von Guatemala bis
Panama zu beobachten sind.
Naturräumlich kann man Mittelamerika wie folgt gliedern (nach Weyl, 1966).
•Die Halbinsel Yucatán
•Das Bergland des nördlichen Mittelamerikas
•Das mittelamerikanische Vulkangebiet
•Das Bergland des südlichen Mittelamerikas
•Küstenebenen und Tiefländer
1.3.2.1.1 Die Halbinsel Yucatán
Politisch gehört der größte Teil der Halbinsel Yucatan zu Mexiko. Im Inneren stellt sie eine
leicht nach Norden und Westen geneigte Kalktafel dar, die gegen Osten in Bruchstaffeln
zum Meer abfällt. Die flache Tafel ist im Norden von nacktem Karst bedeckt, nach Süden
nimmt die Vegetation zu, und Formen des bedeckten Karstes treten hinzu, wobei Höhlen
und vor allem die oft kreisrunden Einsturztrichter der sog. Cenotes kennzeichnend sind. Die
Sierranita von Ticul, möglicherweise eine Schichtstufe oder eine Bruchstufe, markiert die
Puuc-Region, eine Zone flachen tropischen Kuppenkarstes. Im Petén, ganz im Süden, geht
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der flachhügelige Kuppenkarst in echten tropischen Kegelkarst über, der schließlich an die
Maya Mountains grenzt.
1.3.2.1.2 Das Bergland des nördlichen Zentralamerikas
Der Nordteil des guatemaltekischen Departements El Petén gehört noch zum Tieflandtyp
der Halbinsel Yucatán, der Südteil ist gebirgiger und gehört zum kreidezeitlichen
Kalkgebirge Mittelguatemalas, das herrliche Kegelkarstformen zeigt. Die gerichteten, einem
riesigen Halbkreis folgenden Karstkegel ziehen zwischen Tiefland und den aus
paläozoischen Gesteinen aufgebauten Kettengebirgen im Süden am Norden des Landes
entlang. Am eindruckvollsten ist der Kegelkarst in Alta Verapaz ausgebildet. In das
Bergland eingetieft sind die Flüsse Río Lacantún, Chixoy und der Río de la Pasión, die sich
zum Río Usumacinta vereinigen.
Im Nordwesten des Landes hebt sich die Sierra de Cuchumacantes als besondere Einheit
heraus. Sie gehört mit einer Höhe von 3786 m zu den höchsten Gebirgen Mittelamerikas
und wird von gewaltigen Bruchsystemen begrenzt. Ihr Aufbau bietet eine breite Palette an
Gesteinen: kretazische Kalke, Sandsteine, Tonschiefer und Mergel, sowie stellenweise
freigelegtes Paläozoikum des Basements.
Im Osten setzt an das Tiefland das Mayagebirge an, das bis nahe an die Küsten Belizes
reicht. Das Gebirge gilt als nordöstlicher Vorposten der aus paläozoischen Gesteinen
aufgebauten mittelamerikanischen Gebirgslandschaft. Das bis 1122 m hohe Massiv stellt
eine nach Westen untertauchende Bruchscholle dar. Morphologisch ist die als von vielen
Flusssystemen zerschnittene Rumpffläche aufzufassen.
Ein wesentliches Element des nördlichen Mittelamerikas sind die langgestreckten
Gebirgszüge, die Mittelguatemala und Nordhonduras aufbauen. Sie durchziehen Guatemala
vom mexikanischen Chiapas ausgehend, in einem weiten nach Norden hin offenem Bogen
und finden in den Islas de Bahia in der karibischen See ihre Fortsetzung. In Guatemala sind
die Sierra de Chuacús, die Sierra de las Minas, Montañas del Mico, Sierra de Chamá, Sierra
de Santa Cruz und die Montañas de Merendón Teile der geologischen Einheit, getrennt
durch unzählige Bruchsysteme. Im Westen erreicht der Komplex Höhen bis etwa 3500 m
und dacht im Osten bis auf 2000 m ab. Der geologische Bau der sich auch im Verlauf der
Gebirgsketten widerspiegelt, ist komplex und setzt sich aus paläozoischen oder
präkambrischen, kristallinen Schiefern, ihnen konkordant eingelagerten ultrabasischen und
sauren Plutonen und gefalteten Schichten des Permokarbons zusammen.
Während mittlere Tallagen denen eines Hochgebirges entsprechen sind die höchsten Teile
von sanften Mulden begleitet und haben eher das Aussehen eines Mittelgebirges.
Die einzelnen Ketten werden von steilen Hängen begrenzt, in die intramontane Senken
eingesenkt sind, von mächtigen Schottermassen erfüllt. Zahlreiche große Flüsse (Río
Motagua, Río Polochíc, Río Negro, Río Culico) entwässern die großen Längstalfurchen. Sie
öffnen sich zum karibischen Meer, hingegen erscheinen kleinere intramontane Becken als
nahezu geschlossen.
Ähnlich setzt sich auch das orographische Bild von Nordhonduras zusammen. Auch hier
sind am Aufbau hauptsächlich paläozoische metamorphe kristalline Gesteine beteiligt, nur
selten granitische Intrusionen. Beteiligt sind auch mesozoische Sedimentgesteine, vor allem
Kalke, die oft als mächtige Fels- und Gipfelbildner hervortreten.
Ganz im Norden bildet die Sierra de Omoa mit den Isalas de Bahía eine Einheit, weiter im
Süden folgt die Sierra de Pija, mit einer Länge von 200 km und Höhen bis zu 2450 m.
Daran schließen sich die Sierra de Paya, Sierra de Agalta und die Sierra de la Cruz an,
sowie zahlreiche kleinere Höhenzüge des gleichen Typus. Sie sind getrennt durch tiefe
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Täler (Río Aguan, Río Sico, Río Paulaya), die bis vor kurzer Zeit noch wenig erschlossen
waren. In diesen kann man sowohl weit verbreitete Terrassensysteme antreffen, sowie zwei
verschiedene Niveaus von Gebirgsfußflächen (eine zwischen 1500 und 1100 m, eine zweite
zwischen 800 und 1000 m). Die Gebirge erreichen Höhen von über 2500 m.
Das Grenzgebirge der Cordillera de Entre Rios wird weitgehend noch aus metamorphen
Paläozoikum aufgebaut, die südlich folgenden Höhenzüge sind in der Geologie vollkommen
anders aufgebaut. Es handelt sich im fall der Cordillera Isabella, der Cordillera Darién und
den Montañas de Huapi um Teile der mächtigen tertiären Vulkandecken.
1.3.2.1.3 Das Zentralamerikanische Vulkangebiet
Sowohl nach geologischen, als auch nach morphologischen Gesichtspunkten sind zwei
Zyklen an vulkanischer Aktivität zu unterscheiden. Das ist einerseits die gewaltige Decke
tertiärer Effusivgesteine, die sich von der Grenze Mexikos durch Zentralguatemala, über
Honduras, El Salvador und Nicaragua erstreckt und die auch die zu Kolumbien gehörenden
karibischen Inseln San Andrés y Providencia aufbaut. Der zweite Zyklus ist der quartäre bis
rezente Zyklus. Vor allem an der Südwestseite der älteren Effusiva bilden sie junge
Landschaftselemente und ziehen ebenfalls von Mexiko nach Costa Rica.
Kennzeichnend für die Landschaft tertiärer Effusivdecken ist ein mächtige Abfolge von
vulkanischen Lockermassen verschiedenem Widerstandes, die an Schichttafeln errindernde
Formen entstehen ließen, was besonders für Mittelhonduras zutrifft. Immer wieder sind
batholithähnliche Gesteinskörper eingelagert.
In Südwest-Honduras, sowie in El Salvador und Guatemala findet man hochgelegene
Verebnungsflächen mit tief eingeschnittenen Flusstälern vor.
Die jungvulkanische Landschaft zieht sich parallel zur pazifischen Küste auf 1000 km
Länge und ist durch den gesamten vulkanischen Formenschatz gekennzeichnet:
Stratovulkane, Vulkangruppen, Quellkuppen, Aschenkegel, vulkanotektonische Senken,
Calderen, Maare und ausgedehnte Tuffplateaus. Die Vulkanbauten sind meist den tertiären
Effusivgesteinen aufgesetzt.
1.3.2.1.3.1 Die Vulkanlandschaften Mittelamerikas
Natürlich geht auch der Vulkanismus Zentralamerikas auf plattentektonisch zu
erklärende Prozesse zurück. Die schwere ozeanische Kokos-Platte taucht unter die zwar
größere, aber spezifisch leichtere Karibik-Platte ab. Am derem Ostrand kommt es zur
Subduktion von ozeanisch-atlantischer Krustenteile. In den Subduktionsbereichen
kommt es in einer Tiefe von etwa 100 km zum Aufschmelzen der ozeanischen Kruste –
die Folge ist ein hochexplosiver Vulkanismus an der Oberfläche, wo viele Lockerstoffe
(Bomben und Lapilli) gefördert und gefährliche Glutwolken gebildet werden. Die
Vulkanbauten sind durchwegs jüngeren Alters.
Die Schollen sind noch lange nicht zur Ruhe gekommen, sodass das gesamte Gebiet
Zentralamerikas, einschließlich Mexikos von schweren Erdbeben und Vulkanausbrüchen
gekennzeichnet sein werden. Viele karibische Inseln verdanken dem Vulkanismus ihre
Existenz.
Auch weite Teile der zentralamerikanischen Landbrücke werden durch Vulkanismus
und Erdbeben bestimmt. Ein Kerngebiet tektonischer Aktivität ist zwischen Mexiko und
Guatemala zu finden. Mehr als 80 Vulkane, davon 44 in historischer bis heutiger Zeit
tätig, liegen in dieser Zone.
Die Vulkane sind oft reihenförmig angesiedelt und bilden Zwillingsvulkane. Klassische
vulkanische Formen sind hier zu finden: Schichtvulkane, Schmelztuffe,
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Einbruchsbecken. Postvulkanische Phänomene wie Solfatare, Fumarolen, oder heiße
Quellen, als Zeugen der niedrigen geothermischen Tiefenstufe, begleiten den
Vulkanismus.
Auf der Landbrücke Mittelamerikas zerstörten Erdbeben und Vulkanausbrüche immer
wieder bewohntes Gebiet. In Guatemala etwa zerstörte der Volcan de Agua mehrfach die
alte Hauptstadt Antigua Guatemala, sodass man die Siedlungsstätte aufgab. Verheerend
war das Beben von Managua zu Weihnachten 1972 oder in Mexiko 1985. Honduras
bleibt mehr oder weniger von Katastrophen verschont, da der Staat mehr zu der
stabileren karibischen Seite ausgerichtet ist.
El Savador hingegen ist ein Land der Vulkane. Der Izalco war bis vor kurzem
regelmäßig tätig. Deswegen errichteten amerikanische Investoren auf dem benachbarten
Cerro Verde ein Hotel, von dem aus die Touristen in den glühend-roten Krater schauen
sollten. Zum Leidwesen der Geldgeber erlosch der Vulkan ausgerechnet am
Einweihungstag, das Hotel meldete Bankrott an und wird heute von salvadorianischen
Fachkräften geführt.
Der Vulkan Izalco auf El Salvador; Foto: A. Borsdorf
In Nicaragua setzt sich die vulkanische Achse fort. Bekannt sind die Zwillingsvulkane
Concepción und Maderas, die aus dem Wasser des Nicaragua-See aufragen.
Auch Costa Rica hat zahlreiche Vulkane zu bieten, wie den Poas, den Irazú, beide nahe
der Hauptstadt gelegen. Der letzte große Vulkan auf der zentralamerikanischen
Landbrücke ist der 3478 m hohe Chiriquí.
1.3.2.1.4 Das Bergland des südlichen Zentralamerikas
Nach den letzten großen Vulkanbauten Nicaraguas und Costa Ricas, der allerletzte ist der
Volcan Barú, bereits in Panama (3478 m), beginnt die letzte große geologischmorphologische Einheit der Gebirge Mittelamerikas und zwar das Gebirge des Isthmus.
Der nordwestliche Teil ist aus gefalteter Kreide und Tertiär aufgebaut und bildet den
schmalen Streifen zwischen Nicaraguasee und dem Pazifik und taucht gen Südosten unter
die Vulkanmassen der Cordillera del Guanacaste in Costa Rica.
An diese Cordillera setzt ein weiterer Gebirgszug an, der von zahlreichen Vorgebirgen
begleitet wird, die ihrerseits aus stark vulkanisch beeinflusstem Alttertiär aufgebaut sind.
Dieser ist die Cordillera de Talamanca mit Höhen weit über 3500 m. Ihr höchster Gipfel,
der Cerro Chirripó (3820 m) ist der höchste nichtvulkanische Berg Mittelamerikas. Der
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innere Bau ist komplex und besteht aus eozänen und oligozänen gefalteten Sedimenten,
intitialen Vulkaniten sowie einem großen, jungtertiären Pluton. Der Formenschatz ist durch
tief eingeschnittene Täler und tertiäre Flächensysteme bestimmt, weist aber in höchsten
Lagen auch Spuren eiszeitlicher Vergletscherung auf.
In Panama setzt sich der Gebirgszug ohne Unterbrechung als Sierra de Tabasará fort, die
ganz allmählich zur Senke der Kanalzone abdacht. Einzelne Vulkankegel sind ihr
aufgesetzt, derVolcan Barú bildet die höchste Erhebung des Landes. Von den Vulkanen und
einer Zone mit permischen Schichtgesteinen abgesehen, bestehen die Bergketten Panamas
überwiegend aus tertiären Sedimenten. Nicht vergessen darf man, dass diese Regionen noch
im Pliozän zum Meeresbereich zählten.
Auf der anderen Seite des Kanals erreichen die Sierra de San Blas und die Sierra de Darién
nur mehr geringe Höhen von unter 1000 m. Sie tauchen schließlich im Süden unter die
Atrato-Senke unter.
Bemerkenswert sind zahlreiche Halbinseln die die Hauptachse des Isthmus begleiten: Santa
Elena, Nicoya, Osa, Burica, Soná und Azuero (von Nordwest nach Südost). Sie bestehen im
Unterschied zur Hauptachse aus mesozoischen Sedimenten, ihre Anordnung lässt eine
Verbindung zum kolumbianischen Küstengebirge vermuten. Dagegen spricht jedoch, dass
die Halbinseln nicht aus vulkanischen, sondern aus Sedimentgesteinen aufgebaut sind.
1.3.2.1.5 Küstenbereiche und Tiefländer
Parallel zu den Kettengebirgen des nördlichen Zentralamerikas sind Talzonen als
tektonische Gräben eingesunken, deren Struktur sich im Caymangraben und den
Caymaninseln fortsetzt. Auch auf Haiti sind ähnliche Strukturen zu beobachten. Die Insel
ist ebenfalls in einzelne Horste und Gräben untergliedert.
Diagonal zu diesen Strukturen erstreckt sich in Nordhonduras das breite Becken des Río
Ulua. Jenseits der Wasserscheide nach El Salvador setzt sich diese Struktur in der Senke des
Río Comayaga und im Tal des Río Gascorán fort. Auch der Golfo de Fonseca ist
Bestandteil der Struktur, die die sonst einheitliche Küstenlinie in auffälliger Weise
unterbricht. Dieser Nord-Süd gerichteter Verlauf wird ebenfalls als Bruchsystem gedeutet.
Das auffälligste Tiefland Zentralamerikas ist die Senke von Nicaragua, die von den
Wasserflächen des Nicaragua- und Managuasees eingenommen wird. Über das Tiefland des
Río San Juan zieht sich die Tiefenzone bis an das karibische Meer. Die Ebene steht im
Gegensatz zu den Vulkanketten in der Umgebung und der Maraibo-Kette. Ein
eindruckvolles Bild bieten die beiden Vulkane , die als Isla de Ometepe aus dem
Nicaraguasee aufragen. Bis ins Pliozän war die Senke noch Meeresraum, trennte Nord- und
Südamerika und stellt heute noch eine wichtige biologische Grenzregion dar, in der sich
nord- und südamerikanische Lebenswelt begegnen. Steilstufen, insbesondere am SW-Rand
des Vulkanplateaus von Mittelnicaragua und westlich der Hauptstadt Managua, aber auch
zahlreiche junge Vulkane und eine bis heute rege Erdbebentätigkeit machen es
wahrscheinlich, dass an der Entstehung der Senke Bruchsysteme beteiligt sind. Auffällig ist
auch die parallele Anordnung zur pazifischen Küstenlinie.
Küstenebenen sind vor allem an der karibischen Küste Nicaraguas und an den pazifischen
Küsten von Guatemala und El Salvador aufgeprägt. Auch in Costa Rica und Panama sind
die Bergländer von ausgedehnten Tiefländern umgeben, die einen Übergang zum
Schelfmeer darstellen.
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1.3.2.1.6 Die Lagerstätten Zentralamerikas
Zentralamerika ist im Vergleich zu anderen Bereichen Lateinamerikas (Mittelamerika,
Anden, Brasilien) nicht besonders reich an Lagerstätten. Besonders nach dem zweiten
Weltkrieg wurde dennoch die Suche nach Erdöl intensiviert.An paläozoische Granite sind
die muscovit-führenden Pegmatite Zentralguatemalas gebunden, insbesondere in der Sierra
de Chuacús. Hier wird vor allem Quarz abgebaut. Sonst sind die sauren Intrusiva arm an
begleitenden Mineralien.
Die wichtigsten
Erzlagerstätten stehen in Verbindung mit jüngerem saurem bis
intermediärem Magmatismus. Die Magmen drangen nach der kreidezeitlichen
Sedimentationsperiode infolge heftiger Krustenbewegungen auf und erstarrten zum einen
als Plutone, oder förderten gewaltige Magmamassen in Vulkanen zutage. Wichtige
Lagerstätten dieses Typus sind
•die Eisenerzlagerstätten von Monte Carmelo (Nicaragua) und Algalteca (Honduras)
•Beilzinklagerstätten von Metapán (El Salvador) und Alotepeque (Guatemala) und
Bleizinklagerstätten in permischen und krestazischen Kalken Mittelguatemalas
•Kupfererze von Santa Rita (Nicaragua)
•Goldquarzgänge von Agua Fría und Rosario (Honduras), Pis Pis (Nicaragua), Abangares
und Monte del Aguacate in Costa Rica
•unergiebige Antimon- und Quecksilbervorkommen
Die Goldsilbererzgänge El Salvadors, Antimonquarzgänge Guatemalas, von Honduras und
Nicaragua sind durchwegs an tertiäre Vulkanite gebunden. Auch Manganfunde in Costa
Rica und Panama sind diesem Typus zuzuordnen.
Der quartäre und rezente Vulkanismus hat bislang nur unbedeutende solfatarische
Schwefellagerstätten erzeugt.
Seifen sind in vielen Flüssen verbreitet. Dort wird Gold gewaschen, ebenso gibt es, freilich
weniger ergiebige, Platinseifen. Magnetit- und Ilmenitseifen sind in rezenten und
vorzeiltlichen Strandsanden weit verbreitet.
1.3.2.2 Mexiko
Der innere Aufbau Mexikos ist eigentlich die Fortsetzung des Großen Beckens und des
Coloradoplateaus der USA mit ihren stark zertalten Randgebirgen. Insofern gehört Mexiko
bis zum Isthmus von Tehuantepec geologisch auch zu Nordamerika, an das sich dann die
zentralamerikanische Landbrücke anschließt.
Kulturgeographisch wäre es natürlich absurd, Mexiko zu Nordamerika zu rechnen. Daher hat
sich für Mexiko und Zentralamerika zusammenfassend der Begriff Mittelamerika
eingebürgert. Eine scheinbare natürliche Nordgrenze hat diese Region im Río Grande, aber
historisch ist diese Grenze ja erst nach der imperialistischen Besetzung der nördlichen
mexikanischen Provinzen durch die nordamerikanischen Aggressoren von Belang. Zuvor und wie es die Gerechtigkeit auch heute offensichtlich wieder will - reichte der spanische
Kultureinfluss weit nördlicher, bis ihn die "Zivilisation" US-amerikanischer Provinienz
ablöste.
Geologisch endet Nordamerika ist im Isthmus von Tehuantepec. Mexiko verbindet quasi die
nordamerikanischen Kordilleren mit der zentralamerikanischen Landbrücke. Die zentralen
Teile Mexikos werden demnach
von einem Tafelland mit Steilabbrüchen nach
außen.eingenommen Die mittlere Höhe beträgt im Norden 1400 m, steigt gegen Süden bis
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2300 m an. Über das Hochland ragen nur mehr vulkanreiche regenstauene Randgebirgsketten
auf, die im Süden über das vulkanische Transversalgebirge verbunden werden. Von der
Küste aus gesehen, besonders von Osten, ragen die Sierra Madre Occidental und die Sierra
Madre Oriental steil auf, vom Inneren des Hochlandes gesehen, sind sie weit weniger
eindrucksvoll.
Nach Süden wird das Hochland von O-W verlaufenden Brüchen begrenzt. In diese
Querspalten sind eine Reihe von jungen Vulkanen eingedrungen. Ein besonderes Ereignis war
dabei im Februar 1943 die Geburt eines Vulkanes, die man in Paricutín beobachten konnte.
Zunächst stiegen nur ein paar Rauchwölkchen aus einem Maisacker hervor, über Nacht brach
unter heftigen Datonationen die Erde auf und dunkle Rauchsäulen stiegen empor. Tags darauf
hatte sich bereits ein Vulkankegel von 50 m Höhe gebildet, nach zehn Tagen erreichte er eine
Höhe von 330 m. Der Kegel brach auseinander, Lava strömte hervor, in den Nächten
schossen Feuersäulen, wie Sternschnuppen aus dem Krater. Paricutin, das Indianerdorf, war
verschwunden. Die vernichtete Siedlung gab dem neu entstandenen Berg den Namen.
Die schneebedeckten Gipfel der Sierra Volcánica Transversal sind die höchsten Berge des
Landes: der höchste ist der Pico de Orizaba (5700 m), Popocatépetl unweit der Hauptstadt
Mexiko-City (5452 m) und der ihm am Paso Cortéz gegenüberliegende Ixtaccihuatl (5280 m)
waren in der Eiszeit stark vergletschert, heute ist die Eisfläche aber nur mehr sehr gering, da
sie bereits weit nördlich des Äquators liegen. Südlich der Vulkankette stürzt die Hochebene in
das 100 km breite Tal des Río Balsas ab.
1.3.2.2.1 Das Hochland von Mexiko
Der Hauptteil des Landes wird von einem Hochlandblock gebildet, der den südlichen
Ausläufer des nordamerikanischen Kontinentes darstellt. Seine Breite nimmt von 1600 km
an der Grenze zur USA bis auf 210 km an der Landenge von Tehuantepec ab.
Das Hochland erstreckt sich zwischen der Sierra Madre Occidental und der Sierra Madre
Oriental. Die durch den Golf von Kalifornien abgetrennte Halbinsel Kalifornien stellt eine
Fortsetzung der Coast Range Kaliforniens dar. Weiter im Süden klingt sie mit der Sierra
Madre del Sur auf dem Festland aus. Den südlichen Abschluss des Hochlandes bildet eine
Reihe noch tätiger Vulkanberge, die als vulkanische Achse, als Sierra Volcánica
Transversal oder auch als Tarasker-Nahua-Gebirge bezeichnet. Die Ostabdachung ist steil.
Gegen Süden folgt eine Ausgleichsküste vom Haff-Nehrungs-Dünenwalltypus, also eine
vorrückende Küste mit herrlichen, teils gewaltig großen Haffs und Dünen, die in ihrer Höhe
an die höchsten Dünen Europas an der französischen Atlantikküste heranreichen.
Im Mesozoikum war das heutige Süd-Mexiko freilich noch vom Meer überflutet. Noch bis
in die späte Kreidezeit bestand zwischen Nord- und Südamerika keine Landverbindung.
Erst in dann setzten durch Druck von Nordosten Hebungs- und Faltungsphasen ein.
Gleichzeitig erfolgten magmatische Intrusionen, sowie rascher Magmenaufstieg und die
Bildung vulkanischen Decken und Kegeln. Im Tertiär und Quartär folgten weitere
Eruptionen, die im wesentlichen den Untergrund des westlichen Mexikos bilden. Auf
atlantischer Seite lagerten sich mächtige Schichtpakete der älteren Kreide ab, die heute an
der Oberfläche zu finden sind. Kreidezeitliche Ablagerungen finden sich auch in den
westlichen Berg- und Hügellandschaften Niederkaliforniens (Baja California), der aus alten
Graniten und kristallinen Schiefern aufgebaut wird.
Tertiäre Sedimente von größerer Mächtigkeit lagern nur im Bereich südlich des Río Grande
del Norte an der Oberfläche. Die trockenen Beckenlandschaften von Sonora und dem
Bolsón de Mapimi werden von quartären Schuttmassen, erfüllt da hier die physikalische
Verwitterung (Insolation) sehr intensiv ist und das Material bei den seltenen aber dafür
umso heftigeren Regengüssen (Schichtfluten) von den Berghängen abgespült wird.
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Paläozoische Ablagerungen bilden fast überall die Basis für jüngere Ablagerungen und sind
somit meist von diesen bedeckt.
Südlich der Senke des Río Balsas hingegen, eigentlich schon Bestandteil Mittelamerikas,
begrenzt die Sierra Madre del Sur das Hochland von Mexiko endgültig auch orographisch.
Sie besteht aus Paläozoischen und proterozosichen Sedimentgesteinen, alten Gneisen ud
kristallinen Schiefern.
1.3.2.2.1.1 Reichtümer der Erde
Das gesamte mexikanische Plateau birgt große Vorkommen an Blei, Kupfer, Zinn,
Zinnober, Schwefel, Gold und Silber. Bereits die Azteken bauten Gold ab und schufen
prächtigen Schmuck und viele andere Kunstgegenstände. Taxco, die Silberstadt, bot
Alexander von Humboldt, ausgebildet als Bergwerksingenieur, die Heimstatt während
seines Aufenthaltes in Mexiko.
Die Kohlevorkommen im Norden des Hochlandes decken den gesamten Kohlebedarf des
Landes. Der Cerro de Mercado ist berühmt für seine Eisen und Stahlwerke. Die großen
Hafenstädte am Ostrand der Sierra Madre Oriental übernehmen die Verarbeitung und
Ausfuhr des im Hinterland gewonnen Erdöls.
1.3.2.2.2 Die Halbinsel Kalifornien
Die Sierra de Juárez, die Sierra de San Pedro Mártir und die Sierra de San Borja werden aus
magmatischen Gesteinen des Mseozoikums und zum Teil des Känozoikums.aufgebaut. Es
handelt sich dabei um Intrusivkörper, hauptsächlich Granite, oder kristallinen Schiefern.
Gegen die Küsten sind am Aufbau aber auch neogene Vulkanite beteiligt, die gegen Süden,
etwa ab der Grenze zu Baja California Sur mit der Sierra de Santa Lucia, dem Aufbau
bestimmen, Intrusivkörper sind dort nicht mehr eingedrungen. Erst ganz im Süden im
Bereich der Sierra de San Lazaro (Cerro las Casitas, 2164 m) bestimmen wieder
mesozoische Erstarrungsgesteine das geologische Bild.
Die großen quartären Senkungsfelder liegen im Gebiet der Desierto de Vizcaíno, zwischen
der aus kreidezeitlichen Sedimenten aufgebauten Sierra Vizcaíno und der Sierra de Santa
Lucia, und ganz im Norden im Mündungsbereich des Río Colorado. Dieses große Becken
wird von Bruchstrukturen begrenzt und beinhaltet den Gran Desierto und den Desierto de
Altar, bereits außerhalb Niederkaliforniens.Dieses Senkungsfeld wird von Plutonen des
Mesozoikums/Känozoikums und alten paläozoischen Sedimenten begrenzt.
1.3.2.3 Westindien
Die Westindischen Inseln gliedern sich in drei Inselgruppen:
•die Großen Antillen,
•die Kleinen Antillen,
•die Bahamas,
Der Inselkranz zwischen Nord- und Südamerika entspricht in seinem Aufbau dem
Sundabogen zwischen Australien und Asien. Beide liegen im großen Bruchgürtel der
Mittelmeere. Man unterscheidet eine flache Aussenzone flachgelagerter vorwiegend kalkiger
junger Sedimente (Bahamas), ihnen folgt die Zone der Großen Antillen, die in mannigfaltiger
Struktur aus verkarsteten Kalken der Kreide und des Tertiärs, weiters aus Schiefern und
Serpentiniten oder magmatische Intrusiva aufgebaut werden. Der Bogen der inneren Antillen
(kleine Antillen) werden im wesentlichen, bis auf zwei Ausnahmen (Jungferninseln,
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Barbados), aus jungen, noch tätigen Vulkanen aufgebaut. Die Bahamas bestehen dagegen
ebenso, wie Barbados und Curaçao, aus Riffkalken. An der Außenseite der Antillen folgen
große Tiefseerinnen (Puerto-Rico-Graben, über 9000 m Tiefe). Auch die Tröge zwischen
Kuba, den Cayman-Inseln und Jamaika erreichen große Tiefen (Caymangraben bis ca. 8000
m).
1.3.2.3.1 Die Großen Antillen
Die Großen Antillen sind in ihrer geologischen Struktur dem zentralamerikanischen
Festland sehr ähnlich: an eine aus kristallinen Schiefern, Gneisen und alten
Eruptivgesteinen aufgebaute Achse schließen im Norden jüngere Muschel- und
Korallenkalke an, die einer intensiven Verkarstung unterliegen und durch das
vorherrschende Klima zu einer idealtypisch ausgeprägten Kegelkarstlandschaft umgestaltet
worden sind.
Kuba, die größte Insel der Karibik ist von einer weiten sanftwelligen Landschaft geprägt
und ist im überwiegend aus Kalken aufgebaut und im Küstenbereich von Buchten, Lagunen
und Sümpfen (vor allem auf der Halbinsel Zapata) gekennzeichnet. Zwischen Santa Clara
und Mos durchzieht allerdings ein Band mesozoischer Intrusivgesteine den Nordostteil der
Insel. An drei Stellen herrscht Gebirgscharakter: Im Nordwesten befindet sich das Tal von
Viñales, eigentlich eine Karstrandebene und die sich anschließende Sierra de los Órganos,
bekannt durch den ausgeprägten Kegelkarst, der erstmalig auf der Welt dort eingehend
untersucht wurde. Deswegen haben sich die kubanischen Lokalbezeichnungen in der
wissenschaftlichen Karstliteratur als Fachtermini eingebürgert.
Im mittleren Inselteil erhebt sich die Sierra de Trinidad (Pico San Juan, 1135 m). Aus
kretazischen Sedimenten ist die Sierra Maestra aufgebaut, die den höchsten Gipfel Kubas,
den Pico Turquino (1994 m) hervorbringt. In diesem unwirtlichen Landesteil hielten sich
die kubanischen Revolutionstruppen Fidel Castros versteckt, ehe mit dem Marsch auf
Havanna die Revolution gelang.
Ist der Reliefunterschied am Land nicht weiter nennenswert, so ist das Gefälle zum
Caymangraben beachtlich: im Südteil fällt die Küste schroff auf über 7000 m unter den
Meeresspiegel ab. Grund hierfür sind tektonische Bruchstufen am Meererboden. Der
Hauptinsel sind etwa 1600 kleinere Inseln vorgelagert, die allesamt aus Korallenkalken
aufgebaut sind.
Kuba ist neben den bekannten Agrarexportprodukten Zucker und Tabak reich an
mineralischen Rohstoffen. Man findet Nickel-, Chrom und Kobaltlager. Eisen, Mangan und
Gold wird dagegen nur in wenig ergiebigen Lagerstätten gefördert, auch die Fördermengen
von Erdöl und Erdgas reichen nicht für die nationale Versorgung aus, so dass man sich in
den 1970er Jahren zum Ausbau der Atomenergie entschloss, eine Torheit, die nach
Tschernobyl und dem Zusammenbruch der Sowjetunion glücklicherweise nicht weiter
verfolgt wird.
Die zweitgrößte Antilleninsel ist Hispañola, mit den beiden Staaten Haiti und der
Dominikanischen Republik. Ihren buchtreichen Küsten sind Korallenriffe vorgelagert. Im
Vergleich zu Kuba ist das Landschaftsbild ganz unterschiedlich. Die Insel ist gebirgig und
weist mit dem Pico Duarte einen 3000er Gipfel auf. Im Inneren ist die Insel daher nur
schwer zugänglich. Als Kolumbus am spanischen Hof über die Natur der Insel berichtete,
nahm er ein Blatt Papier, zerknüllte es in der Hand, warf es auf den Tisch und sagte: „Das
ist Hispañola, nur Berge und Täler.“ Von Nordwesten nach Südosten zieht ein etwas älterer
Gebirgskern aus Graniten, Gneisen und Dioriten die Insel. An diesen Kern gliederten sich in
der Kreide und im Tertiär gefaltete Kalke und Mergel, zum Teil mit der Ausbildung von
Kegelkarst, an. Zwischengeschaltet sind immer wieder Vulkanite. Junge Bruchsysteme
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folgen dem Streichen des Gebirges, heute noch wird die Insel immer wieder von schweren
Erdbeben erschüttert.
Die höchste Erhebung der Insel, der Pico Duarte, misst 3175 m und ist zugleich der höchste
Berg Westindiens, wird aus mesozoischen Intrusivgesteinen aufgebaut. Nördlich und
südlich der Cordillera Central durchziehen jeweils zwei Tiefenzonen die Insel, von heftigen
Bruchzonen begrenzt.
Bis zu 2257 m erheben sich die Blue Mountains im Osten der Insel Jamaika, an die sich ein
niedriges Kalkplateau anschließt. Der Osten der Insel hat den Charakter einer vollkommen
ausgebildeten Karstlandschaft, gekennzeichnet durch Dolinen und Karstkegeln in schönster
Ausprägung, besonders im „Cockpit Country“. Die Blue Mountains sind der Kern der Insel
ist Teil des NW-SO streichenden Faltengebirges der Antillenkordillere, die hier stärker
herausgehoben wurde als in anderen Teilen der Insel. Diesem liegt diskordant eine junge
Kalksteintafel auf, durchwegs tertiärem Alter, die den Grossteil der Insel bildet und nicht
mehr als 900 m Meereshöhe erreicht. Lehrbuchhaft sind auf Jamaica Sinterterrassen
ausgebildet, die z.T. versteinerte Beckenpyramiden bilden, über die sich kaskadenartig
blaues Wasser in die Tiefe ergießt
Puerto Rico wird vielfach - vor allem von Nordamerikanern - als schönste der AntillenInseln bezeichnet. Nicht an McDonalds gewöhnte Europäer werden sich über ein solches
Urteil eher wundern. Viele europäische Besucher lassen sich daher für die drängende Frage
der Puertoricaner "Quienes somos?" (zu Deutsch: "Wer sind wir eigentlich?") sensiblisieren.
Der geologische Aufbau zeigt sich von der Nordamerikanisierung (wie im Falle Mexikos)
freilich unbeeinflusst. Er zeigt an der Oberfläche eine klare Dreiteilung. Mesozoische
Intrusiv- und Eruptivgesteine bedecken die höheren Teile der Insel, die von jurassischen
Sandsteinen, Schiefern, Konglomeraten, Tuffen und Aschen umlagert werden. Der
nördlichste Bereich wird von paläogenen Kalktafeln aufgebaut, die in wunderschöner
Ausprägung Formen des tropischen Kegelkarstes aufweisen. Darin eingelagert ist die
Schüssel eines der größten Weltraumobservatorien, natürlich betrieben von USAmerikanern. Im Norden der Insel verursacht die Grenze der karibischen und
amerikanischen Platte große untermeerische Sprunghöhen. Wenige Kilometer vor der Küste
fällt der Puerto-Rico-Graben auf über 9000 m ab. Die Insel ist dagegen als bis auf 1338 m
über dem Meer gehobener Horst anzusehen.
1.3.2.3.2 Die Kleinen Antillen
Die Kleinen Antillen sind, mit Ausnahme der Jungferninseln und der weit in den Atlantik
vorgebauten Barbados aus Korallenkalken und jungen Sedimenten, vulkanischen Ursprungs
aufgebaut. Sechs aktive und elf erloschene Vulkane tragen die Inseln, von denen der Mt.
Pelé (1297 m) in der Montagne Pelée von Martinique durch seinen verheerenden Ausbruch
1902 wohl der bekannteste ist. Teilweise ragen die auf untermeerischen Platten aufsitzenden
Kuppen der Vulkankegel über dem Meeresspiegel auf und bilden dann die Inseln. Der
höchste Gipfel erreicht mit dem Vulkan Sufrière auf Guadeloupe immerhin 1467 m.
Als Inseln über dem Winde wenden sie sich von der Höhe Puerto Ricos aus nach Süden bis
Trinidad und Tobago, als Inseln unter dem Winde sind sie der venezolanischen Küste
vorgelagert.
Die Inseln über dem Winde bilden einen 800 km langen nach Südosten vorgewölbten
Bogen zum Festland Südamerikas. Ihre Entstehung geht auf tektonische Vorgänge an der
Plattengrenze zwischen karibischer und amerikanischen Platte zurück.
Die Insel Barbados ist weit nach Osten in den Atlantik vorgebaut. Sie ist nicht vulkanischer
Entstehung und daher geologisch ganz anders aufgebaut. Der Untergrund wird
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hauptsächlich aus Sedimenten gebildet. Durch junge Hebungstendenzen wurden
Korallenriffe quasi als Strandterrassen auf eine Höhe von etwa 400 m gehoben. Der
Großteil der Insel wird von ihnen eingenommen. Die Entwässerung der Insel erfolgt daher
unterirdisch.
Trinidad und Tobago sind die südlichsten der Inseln unter dem Winde, in Sichtweite der
venezolansichen Küste und sind von ihr nur durch die schmale Seestraße des „Boca de
Serpiente“ und „Boca de Dragon“ getrennt. Erst durch nacheiszeitlichen
Meeresspiegelanstieg wurde die Schwelle überflutet. Bau und Gesteine entsprechen der
venezolanischen Küstenkordillere. Von scharfen Bruchstrukturen sind die W-Ostreichenden nördlichen Gebirgsstrukturen aus jurassich-kretazischen Sedimenten begrenzt.
Auf Trinidad erreicht die tief zertalte und wasserfallreiche Northern Range mit dem Cerro
Aripo immerhin 940 m. Die übrigen kleinen Gebirgszüge sind wesentlich niedriger, die von
ausgedehnten Sumpflandschaften umgeben werden. Tertiäre Tektonik falteten den
Untergrund. Der übrige Teil der Inseln besteht aus tertiären Sedimenten, der Vulkanismus
spielt keine Rolle. Die Inseln sind reich an Erdöl- und Erdgasvorkommen, auch
Naturasphalt wird gewonnen. Durch Asphaltquellen entstand der berühmte Pechsee.
Die „Inseln unter dem Winde“ sind eng an das südamerikanische Festland gebunden. Die
Inseln sind niedrig und tragen eine flachwellige Landschaft. Die meist kristallinen Kerne
der Inseln werden meist von Korallenriffen umsäumt. Der wirtschaftliche Wert dieser sonst
eher kargen Inseln liegt in der Erdölförderung und –produktion.
1.3.2.3.3 Die Bahamas
Das Bahama Archipel umfasst insgesamt fast 14.000 km² und besteht aus einem 1000 km
langen Inselbogen aus 30 größeren, 700 kleineren Inseln und etwa 2400 Korallenriffen. Das
weit zerstreute System war früher ein willkommenes Versteck für Freibeuter und Piraten.
Heute sind sie wegen ihrer weißen Strände, warmen Gewässer und reichen Unterwasserwelt
ein beliebtes Tauch- und Segelrevier.
Die überwiegend sehr flachen Inseln bestehen überwiegend aus gehobenen sehr jungen
Korallenkalken und verfestigten Kalksanden, die z.T. sehr stark verkarstet sind und daher
auch keine Oberflächengewässer aufweisen. Sie entstanden auf der Großen- und Kleinen
Bahamabank, einem flachen untermeerischen Rücken, der vulkanischen Ursprungs ist.
Nach Nordosten fällt dieser Rücken auf über 5000 m Tiefe ab.
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1.4 Literatur zur Geologie Lateinamerikas
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• AHFELD, F., BRANISA, L., 1960: Geología de Bolivia. La Paz.
• BAHLBURG, H. BREITKREUZ, CH., GIESE, P (HG.)1988: The Southern Central
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• BEURLEN, K., 1970: Geologie Brasiliens. Berlin.
• CHARRIER, R., 1981: Geologie der chilenischen Hauptcordillere zwischen 34° und
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Entwicklung. Berliner Geowiss. Abh., Reihe A/ 36.
• CHONG, G., 1984: Die Salare in Nordchile – Geologie, Struktur und Geochemie.
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• FAUPL, . 2000: Historische Geologie. Wien.
• GERTH, H., 1955: Der geologische Bau der südamerikanischen Kordillere. Berlin.
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• PUTZER, H., 1962: Geologie von Paraguay. Berlin.
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• TISTL, M., 1985: Die Goldlagerstätten der nördlichen Cordillera Real /Bolivien und
ihr geologischer Rahmen. Berliner Geowiss. Abh. 65. Berlin.
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• ZEIL, W., 1964: Geologie von Chile. Berlin.
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