Naturräume Lateinamerikas - vom Feuerland bis in die Karibik

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1 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, 1

2 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 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. 2

3 Erathem (Ära) K ä n o z o i k u m M e s o z o i k u m P a l ä o z o i k u m System (Periode) Quartär Neogen Tertiär Paläogen Kreide Jura Trias Perm Jung- Karbon Devon Silur Alt- Ordovizium Kambrium Serie (Epoche) Holozän 0,01 Pleistozän 1,8 Pliozän Miozän 24 Oligozän Eozän Paleozän 65 Jung Alt 144 Malm (Upper-) Dogger (Middle-) Lias (Lower-) 206 Jung- (Upper-) Mittel- (Middle-) Alt- (Lower-) 248 Zechstein (Upper-) Rotliegendes (Lower-) 290 Upper- Lower Stephan Westphal Namur 325 Visé Tournai 354 Jung- (Upper-) Mittel- (Middle-) Alt- (Lower-) 417 Přidolí Ludlow Wenlock Llandovery 443 Ashgill Caradoc Llandeilo-Llanvirn Areig Tremadoc 495 Jung- (Upper-) Mittel- (Middle-) Alt- (Lower-) 545 Alter in Mio. Jahren Eine besondere Schwierigkeit ist es oft, die großen Zeiträume der Erdgeschichte zu begreifen. Ein folgende Abbildung soll die Relation der Dauer widerspiegeln: 3

4 Känozoikum Hadaikum Mesozoikum Paläozoikum Proterozoikum Archaikum 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 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. 4

5 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 Kontinentalanordnung Präkambrium Aus: Faupl, 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 5

6 erratischen (= vom Eis verfrachteten) Materials in Brasilien, dessen Liefergebiet aber in Südafrika liegt, war eine der Hauptbeweise für die Kontinentalverschiebungstheorie Paläozoische Zeittafel Zeitalter Zeit in Mio J. Wichtigste Ereignisse Perm Karbon Devon Silur 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 Plateau- Basalten (größten der Erde); Folge: Massenaussterben von Fauna und Flora - Kollisionstendenz setzt sich fort. Der sibirische und kasachische Kraton wird an Laurussia angegliedert, der Ural entsteht. - Die Konvergenz zwischen Laurussia und Gondwana setzt sich fort Beginn der variszischen Orogenese - Ural-Ozean war hingegen noch offen - Laurussia und Gondwana näherten sich, es kam zwischen den Kontinentmassen zu Subduktionen und Kollosionen - Ausbildung von karbonatischen Sedimenten, Evaporiten, im Bereich Südgondwanas: karbonatarme Sedimentation - 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 Ordovizium 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 ( Perigondwana- Terranes ), wie etwa das heutige Florida, die Appalachen, Avalonia (Neufundland, -schottland, Mittelengland, Spanien, Frankreich) Kambrium Großteil von Gondwana in äquatorialer Lage, beide Pole lagen im Meer - In vielen Teilen der Erde entstanden Evaporite 6

7 Kontinentalanordnung Ordovizium Kontinentalanordnung Perm 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). 7

8 Mesozoische Zeittafel Zeitalter Kreide Jura Zeit in Mio.J 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 - 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. 8

9 Kontinentalanordung Trias Kontinentalanordnung Unterkreide 9

10 Kontinentalanordnung Oberkreide 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. 10

11 Känozoische Zeittafel Zeitalter Zeit Mio. Serie Wichtigste Ereignisse 0,01 Holozän - Klimaerwärmung, schrittweises Zurückweichen der pleistozänen Eismassen Quartär 1,8 Pleistozän - 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 5,3 P l i o z ä n - 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. - Ab 2,5 Mio J. setzt die Vergletscherung des der Nordhemisphäre ein Tertiär 23,8 M i o z ä n - 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 - 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 33,7 O l i g o z ä n - 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 11

12 Kontinentalanordung Miozän 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. 12

13 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) 0 Gliederung des Erdinneren Obere Kruste Stoffliche Zusammensetzung Sedimente, Granitoide, Gneise, Silikatgesteine Seismische Geschwindigkeit der Longitudinalwellen [km/s] 6 15 CONRAD-Diskontinuität Untere Kruste Gabbroide, dunkle Silikatgesteine 4 6,5 7,5 Zustand der Materie Fest Fest Druck [kbar] 0 9 Physikalische Eigenschaften Temperatur [ C] Dichte [g/cm³] 2,65 2, ,33 90 MOHOROVIČIĆ-Diskontinuität 100 8,1 Peridotit, Fest ultrabasische Oberer Gesteine 300 Erdmantel 7,7 Fließfähig ,6 Druckoxide 9,0 700 Fest Unterer 11,4 Hochdruckoxide 1000 Erdmantel 13, WIECHERT-GUTENBERG-Diskontinuität Äußerer Erdkern Innerer Erdkern Metallisch, liquid Metallisch, fest ,6 8,1 Flüssig 10, ,5 LEHMANN-Diskontinuität 11,2 fest ,0 11,3 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 km, und den kontinentalen Lithosphärenplatten, mit einer Mächtigkeit von etwa 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. 13

14 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. 14

15 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 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. 15

16 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: Longitudinal- oder 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 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

17 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 17

18 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 18

19 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

20 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) 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) 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. 20

21 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 Härte Quarz Quarz farblos, weiß SiO 2 7 Feldspat Orthoklas Sanidin Mikrolin Perthit Plagioklas Albit Anothit rötlich, gelblich, weiß K[AlSi 3 O 9 ] 6 weiss, grünlich Na[AlSi 3 O 8 ] Ca[Al 2 Si 2 O 8 ] Feldspatvertret Nephelin farblos, weiss Na[AlSiO 4 ] er (Foide) Leucit weiss, grau K[AlSi 2 O 6 ] 6 5,5-6 Chemische Charakterisierung Leukokrate Minerale (Aluminiumsilikati sche Minerale) - SiO 2 -Reich - Sauer - Hell Glimmer Muskovit Serizit Biotit Augit farblos, silbrig, weiß KAl 2 [(OH) 2 /AlSi 3 O 10 ] silbrig, weiß, hellgrün KAl2[(OH) 2, F/AlSi 3 O 10 ] 2-2,5 schwarz, dunkelbraun K(Mg, Fe) 2 [(OH) 2 /AlSi 3 O 10 ] 2,5-3 schwarz, grünlichschwarz schwarz, grünlichschwarz (Ca, Mg, Fe) 2 [Si, Al) 2 O 6 ] 5-6 Ca 2 (Mg, Fe) 5 [(OH) 2 (Si, Hornblende Al) 2 (Si 6 O 22 )] 5-6 Olivin flaschengrün (Mg, Fe) 2 [SiO 4 ] 6,5-7 Melanokrate Minerale (Magnesium- Eisen-Silikatische Minerale) SiO 2 -Arm, Basisch, dunkel 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 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. 21

22 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. 22

23 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 SiO 2 und weiters, mit abnehmender Bedeutung, den Oxiden des Al, Fe, Ca, Mg, Na und K, deren Auftreten mengenmäßig bereits relativ gering ist, da der SiO 2 -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 H 2 O, CO 2, HCl, HF, H 2 S, u.a. Ihre Gesamtmenge im Magma beträgt zwar nur wenige Gewichtsprozent, sie haben aber großen Einfluss auf den Erstarrungspunkt des Magmas Abkühlung des Magmas Sowohl beim Plutonismus, als auch beim Vulkanismus gibt es typische Abkühlungsstadien: Temperatur Plutonismus Vulkanismus >1000 C Flüssiges Magma Abnehmende Temperatur Ausscheidung nichtsilikatischer Gemengteile Ersterstarrung Ausscheidung der Hauptmenge der Silikate; Kontaktmetamorphose Haupterstarrung Liquidmagmatisches Stadium Eruptionsstadium Steigender Gasdruck in der Restschmelze Ca C Maximum der Dampfspannung Resterstarrung Pegmatitisches Stadium Dampflösungen durchströmen das Gestein Pneumatolyse Pneumatolytisches Stadium Fumarolenstadium 400 C 200 C Dampfspannung sinkt; wässrige Restlösung Hydrothermales Stadium Solfatarenstadium 23

24 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 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 Mehr zu Magmatite Die wichtigsten magmatischen Gesteine und ihre Eigenschaften: Farbe Sauer hell Basisch - dunkel SiO 2 -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) Porphyre (aphanitisch feinkristallin) Granitporphyr Syenitporphyr Dioritporphyr Gabbroporphyr Quarzporphyr Trachytporphyr Andesitporphyr Basaltporphyr Vulkanite Rhyolith Trachyt Andesit Basalt Amorphes Gestein Bims (gasreich), vulkanisches Glas (z.b. Obsidian) 24

25 Tephra (pyroklastisch) Locker: Asche, Lapilli, Bomben 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 SiO 2 -Gehalt der Magmatite. SiO 2 -arme Gesteine sind basische Magmen, die aus farbigen, bzw. dunklen eisen- und magnesiumhältigen Mineralen zusammengesetzt werden. In der Fachsprache nennt man sie melanokrate Gesteine. SiO 2 -reiche Gesteine haben einen hohen Kieselsäuregehalt. Man spricht von leukokraten Gesteinen. SiO 2 -Überschuß wird als Quarz, reines SiO 2, ausgeschieden. Saure Magmatite SiO 2 > 65% hell Intermediäre Magmatite SiO % Basische Magmatite SiO % Ultrabasische Magmatite SiO 2 < 45 % dunkel 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 25

26 ! 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 H 2 O-Dämpfe austreten! Solfataren: H 2 S-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 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 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) 26

27 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 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 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 ( ) > 500 Druck niedrig mittel hoch Einseitiger Druck stark mittel schwächer 27

28 Gefüge feinkörnig, geschiefert stark mittelkörnig, geschiefert grobkörnig, schwach geschiefert Ausgangsgestein Tonstein Dachschiefer, Phyllit Umwandlungsprodukt Arkose, Grauwacke, toniger Sandstein Granit, Quarzdiorit, saure Vulkanite, Tuffe Tonmergelstein, Mergelstein Basalt, Diabas, Diorit, Gabbro Sericitquarzit, Quarzphyllit Grünschiefer Glimmerschiefer Parahornblendenschiefer Orthohornblendenschiefer Paragneis Orthogneis Paraamphibloit, Plagioklas-Biotit- Hornblende-Gneis Eklogit Orthoamphibolit, Plagioklas-Biotit- Hornblende-Gneis Eklogit Mergelstein, mergeliger Kalkstein Kalkphyllit Kalkglimmerschiefer Kalksilikatgneis, Kalksilikatfels Quarzsandstein Quarzit 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-t- Rückgang 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) 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: 28