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