Kontinentaldrift und Geologie des südatlantischen Ozeans [Reprint 2019 ed.] 9783111541495, 9783111173368

Table of contents :
VORWORT
INHALTSÜBERSICHT
KARTENSKIZZEN
I — Allgemeines zum Problem transversaler Krustenverschiebungen
II — Die Grundzüge der Entwicklung des Südatlantik
III — Die Entstehung des südatlantischen Ozeans
IV — Der Südatlantik in der Endphase seiner Entwicklung
Literatur

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Reinhard Maack Kontinentaldrift

Kontmentaldrift und Geologie

des stidatiaiitìscliGn. Ozeans

von

Prof. Dr. Reinhard Maack Instituto de Biología e Pesquisas Tecnológicas in Curitiba und Universidade Federal do Paraná

Mit 14 Figuren, 84 Bildern und einer Ausschlagtafel

Walter de Gruyter & Co., Berlin 1969 Vormals G. J. Göschen'sche Verlagshandlung — J. Guttentag, Verlagsbuchhandlung — Georg Reimer — Karl J.Trübner — Veit & Comp.

© Copyright 1968 b y W A L T E R D E G R U Y T E R & C O . , vormals G. J . Göschen'sdie Verlagshandlung J . Gutcentag, Verlagsbudihandlung — Georg Reimer — Karl J . Trübner — Veit & C o m p . Berlin 30, Alle Rechte, auch die des auszugsweisen N a d i d r u d t s , der photomechanischen Wiedergabe, der Herstellung v o n Mikrofilmen und der Ubersetzung vorbehalten. — Archiv-Nr. 5429681 — Printed in Germany. Satz und D r u c k : Buchdruckerei Franz Spiller, Berlin 36 — E i n b a n d ; W. Hanisch, Berlin-Zehlendorf

VORWORT Es ist das unvergängliche Verdienst von A L F R E D W E G E N E R , daß er der Erdforschung neue Wege gewiesen hat, als er seine viel diskutierte Schrift „Die Entstehung der Kontinente und Ozeane" im Jahre 1912 veröffentlichte. Die darin zum Ausdruck gebrachte Idee der langsamen Verschiebung der Kontinente, die Kontinentaldrift, wurde heftig umstritten und besonders von den deutschen und amerikanischen Geologen abgelehnt. Selbst ein so verdienter Gelehrter wie A L B R E C H T P E N C K nahm die von W E G E N E R begründete Kontinentaldrift nicht ernst. N u r der Geodät E R N S T K O H L S C H Ü T T E R bekannte am 9 . Januar 1 9 3 2 in seiner Gedächtnisrede zum Tode von A L F R E D W E G E N E R , der sich seiner Idee auf dem grönländischen Inlandeis geopfert hatte, daß die Theorie der Kontinentaldrift außerordentlich anregend gewesen sei, die Forschung befruchtet habe und eine wissenschaftliche Großtat erster Ordnung bliebe. Während man in Deutschland nach dem Tode A L F R E D W E G E N E R ' S keine weiteren Forschungen zur Theorie der Verschiebung der Kontinente anstellte, wurden die Ideen W E G E N E R ' S von den amerikanischen Geologen R . T . CHAMBERLAIN und BALEY W I L L I S als Hindernis für die Forschung und als Märchen bezeichnet. Der einzige bedeutende Verteidiger der Kontinentaldrift war der südafrikanische Geologe ALEXANDER L. D U T O I T , der die früher zusammenhängenden Teile des Gondwanalandes, A f r i k a und Südamerika, auf Grund eigener Forschungsreisen kannte. Inzwischen hat insbesondere die geophysikalische Forschung die Theorie von W E G E N E R gerechtfertigt und ihr zur Anerkennung verholfen. Seitdem haben sich auch deutsche Geologen auf Grund ernsthafter Forschungen im Gebiet des Gondwanalandes der Südhalbkugel von der Richtigkeit der Grundideen W E G E N E R ' S überzeugt. Auch in Nordamerika hat sich eine Reihe von namhaften Geologen auf Grund der Ergebnisse geophysikalischer Forschungen zur Kontinentaldrift bekannt, wozu besonders die paläomagnetischen Forschungen beigetragen haben. An erster Stelle sind hier J. T u z o W I L S O N und die Paläomagnetiker K. M . C R E E R , R. G R E E N , D . VAN H I L T E N , E. I R V I N G und A. E. M . N A I R N zu nennen. ALFRED

Auf neue Wege zur Erklärung der Großformen der Erde weist die ExpansionsHypothese hin, die das Zerbrechen der Pangäa im Sinne von W E G E N E R und das Auseinanderstreben der Krustenteile durch Ausdehnung der Erde erklären will. Schließlich haben die großen Symposien zu den Gondwanaland-Problemen über Paläoklimatologie und Kontinentaldrift von K U R T T E I C H E R T ( 1 9 5 2 ) , von S. W A R REN C A R A Y ( 1 9 5 8 ) , von S. K. R U N C O R N ( 1 9 6 2 ) und A. M . N A I R N ( 1 9 6 3 ) dazu beigetragen, daß die Probleme der tangentialen Krustenverschiebungen zum Allgemeingut der Erdforschung geworden sind. Wenngleich die ersten Darlegungen von A L F R E D W E G E N E R mancherlei Veränderungen und Ergänzungen erfahren haben und statt einer Pangäa zwei Urkonti-

nente, Gondwana und Laurasia, vorausgesetzt und zusätzliche Bewegungskräfte erkannt wurden, so ist doch die Idee von WEGENER grundsätzlich bestätigt, wonach die Kontinente ihre jetzige Lage im Verlaufe der Erdgeschichte durch langsame Driftbewegungen erhielten. Die Idee WEGENER'S über die Verschiebung der Kontinente ging von der Betrachtung der Kongruenz der Küstenlinien von Westafrika und Ost-Südamerika aus. Da der Verfasser seit 1926 die Umrahmung des südatlantischen Ozeans, insbesondere die alten Gondwanateile von Südamerika und Afrika, auf vielen Reisen zur Lösung der Probleme tangentialer Krustenverschiebungen untersucht hat, befaßt sich der Text des vorliegenden Buches in erster Linie mit den korrespondierenden geologischen Erscheinungen beiderseits des Südatlantiks. In keinem anderen Erdraum sind die alten Zusammenhänge des Gondwanalandes so eingehend durch Untersuchungen an Ort und Stelle, durch kartographische Aufnahmen und Vergleiche erforscht worden wie in der kontinentalen Umrahmung des südatlantischen Ozeans. In dieser klassischen Region, die ALFRED WEGENER zu seiner Theorie der kontinentalen Verschiebungen anregte, hat sich sein Hinweis auf die „durchgerissene Visitenkarte als Erkennungszeichen" hervorragend bewährt ( B 2 1 5 , S. 30). Das Buch Kontinentaldrift und Geologie des südatlantischen Ozeans wurde auf Anregung der „International Union of Geological Sciences" für das Internationale Symposium über Kontinentaldrift in Montevideo 1967 verfaßt. Der außerordentlich umfangreiche Stoff und die kaum zu bewältigende Literatur zwangen zu äußerster Beschränkung, um nur die wichtigsten geologischen Erscheinungen darzustellen. „Da sich die Probleme und die Auffassungen über die Kontinentaldrift rasch ändern, ist doch vieles so gesichert, daß eine Zusammenschau gerade jetzt sehr notwendig ist", schrieb Prof. Dr. HENNING ILLIES dem Verfasser. Diese Zusammenschau wird hiermit vorgelegt. Für die vorbildliche Drucklegung und Ausstattung dieser Zusammenschau ist der Verfasser dem Verlag Walter de Gruyter Sc Co., Berlin, zu Dank verpflichtet. Für Beiträge zu den Bild-Dokumenten danke ich an dieser Stelle den Geologen ARTURO J . AMOS,

D r . FERNANDO M . DE ALMEIDA,

D r . JOHN C . CROWELL,

Dr.

HILARY

J . HARRINGTON, P r o f . D r . H E N N O MARTIN, D r . PAMELA L . ROBINSON u n d A L E C

SMITH. Alle nicht mit Namen versehenen Abbildungen stammen vom Verfasser. Besonderen Dank schuldet der Verfasser seiner Frau Dr. MARGARETE NEUSSELMAACK, die sich der Mühe unterzog, die umfangreichen Manuskripte und Korrekturen zu lesen.

CURITIBA, IM HERBST

1968

REINHARD MAACK

INHALTSÜBERSICHT I — Allgemeines zum Problem transversaler Krustenverschiebunge'n II — Die Grundzüge der Entwicklung des Südatlantik

1 10

A 1 — Die präkambrische, kristalline Umrahmung des Südatlantik . . . .

14

A 2 — Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums

17

A 3 — Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

25

A 4 — Die präkambrischen Strukturlinien in der Umrahmung des Südatlantik

30

B u n d C — Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

39

D — Die oberkarbone Schichten

Gondwana-Vereisung

und

die

Gondwana-

57

E und F — Die mesozoische Wüste und der Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

88

F l — Der Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes

98

III — Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

110

I V — Der Südatlantik in der Endphase seiner Entwicklung

126

A —

Die südatlantischen Inseln

B —

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum 132

Literatur

126

145

KARTENSKIZZEN Figur

1 — Schematischer Schnitt durch den Südatlantik und die KontinentalBlöcke Afrika und Südamerika entlang 25° südl. Breite 2 — Oberkarbone Transgression über Kontinental-Teile des Gondwanalandes 3 — Die Verbreitung der alt- und jungpräkambrischen Areale im Gondwanaland 4 — Die jungpräkambrischen Strukturlinien des kristallinen Komplexes in Südamerika und Afrika 5 — Die Devon-Transgression über Gondwanaland 6 — Die Verteilung der oberkarbonen Glazialspuren und der GondwanaFlora im Liegenden und Hangenden der oberkarbonen Transgression 7 — Gemessene Abfluß-Richtungen des Gondwana-Inlandeises und seine Ausdehnung (schematisch) 8 — Die ungefähre Lage von Gondwanaland im Unterperm 9 — Der Rio Paraná und der Rio Säo Francisco folgen Strukturlinien, die parallel den Küsten von Brasilien und Westafrika verlaufen 10 — Der Wüstengürtel der Obertrias 11 — Der südatlantische Ozean im Jura 12 — Die südatlantische Spalte im Neokom 12a — Die südatlantische Spalte im Albien 12b — Der Südatlantik im Senon und Maestricht 13 — Anden-Orogenese Der Südatlantik nach der tertiären Ausweitung durch Drift- und 14 — Bruchzonen des Mittelatlantischen Rückens im Äquator-Gebiet zwischen 10° und 40° w . G r w .

I —

ALLGEMEINES ZUM PROBLEM TRANSVERSALER KRUSTEN VERSCHIEBUN GEN

berichtet, daß ihm die Idee einer Verschiebung der Kontinente im Jahre 1910 bei der Betraditung der Kongruenz der atlantisdien Küste Afrikas und Südamerikas gekommen sei. Von dieser Tatsache waren vor W E G E N E R schon

ALFRED WEGENER

S i r FRANCIS BACON ( 1 5 6 1 — 1 6 2 6 )

u n d ALEXANDER VON HUMBOLDT

(1769—1859)

beeindruckt, ohne daraus irgendwelche Schlüsse auf die Großformen der Erdkruste zu ziehen. Erst W. H . P I C K E R I N G ( 1 9 0 7 ) basierte die Deutung des Erdbildes auf diese Erscheinung. Er nahm dabei an, daß Amerika um die Breite des Atlantisdien Ozeans von Europa getrennt wurde. Schon 1 9 1 0 erkannte auch F. B. T A Y L O R gleichzeitig und unabhängig von W E G E N E R bedeutende horizontale Verschiebungen der Kontinente auf Grund der eindrucksvollen Ubereinstimmung des Verlaufes der Ostküste von Südamerika mit der Westküste von Afrika. Er brachte dabei zum Ausdruck, daß diese Verschiebungen nur im Zusammenhang mit der Bildung der großen tertiären Faltengebirge zu erklären seien ( 1 9 1 0 , Bol. Geol. Soc. Am. 2 1 , 2 ) . Unbekannt war 1 9 1 1 , als A L F R E D W E G E N E R seine Verschiebungs-Theorie in den Hauptzügen entwickelt hatte, eine interessante Konstruktion „displacement globe" von H O W A R D B . B A K E R , die erst zwischen 1 9 1 2 und 1 9 1 4 unter dem Titel „The Origin of Continental Forms" veröffentlicht wurde (Du Toit, B 140, p. 14, Figur 2 und Maack, B 191, Figur l)1). Die Konstruktion von H . B . B A K E R zeigt bereits die alten Zusammenhänge zwischen Afrika und Südamerika für den Raum des heutigen Atlantisdien Ozeans im Sinne von A L F R E D W E G E N E R . Die Rekonstruktion verlegt jedodi Australien als trennendes Gebiet zwischen Antarktika und Südafrika-Südamerika. W E G E N E R hatte diese Konstruktion bis 1928 nicht gekannt. Sie wird daher auch in der Literatur der Neuausgabe seiner „Entstehung der Kontinente und Ozeane" von 1962 nicht erwähnt ( B 2 1 6 ) . Dagegen wird von W E G E N E R Stellung zu der Arbeit von F . B . T A Y L O R von 1910 genommen, der Verschiebungen als gestaltendes Prinzip für die Anordnung der großen Gebirgsketten suchte und dieses mit der Polfludit in Verbindung brachte. Als A L F R E D W E G E N E R die Kontinental-Versdiiebungs-Theorie begründete, konnte er sich nur auf die geophysikalischen und geologischen Forschungsergebnisse seiner Zeit stützen. Danach nahm W E G E N E R bei wechselnden Mächtigkeiten der Sialsdiollen Grenzwerte von 50 km unter den Sdielfen und bis zu 300 km unter hohen Gebirgen an. Abgetrennte Sialbrocken tauditen nach seiner Auffassung als Inseln nodi etwa 50 bis 70 km tief in das Sima ein. Die isostatisdie Ausgleidisfläche als Unterseite der Kontinente bzw. Grenzfläche des Sials wurde von ihm nach H E L M E R T und H A Y F O R D mit 1 2 0 bis 1 4 0 km Tiefe angegeben. Der schwere magmatische Untergrund des Simas, in dem die Sialkruste eintauchte, stieg nach W E G E N E R S Auf') Die Buchstaben A, B und C mit folgenden Nummern beziehen sich auf das LiteraturVerzeichnis.

1 Maack, Kontinentaldrift

2

Allgemeines zum Problem transversaler Krustenverschiebungen

fassung zwischen den Kontinenten bis in das Niveau der gewölbten Ozeanböden auf. wies darauf hin, daß das in den Ozeanböden anstehende Sima genügend plastisch sei, um eine tangentiale Krustenbewegung oder Drift von Sialschollen sehr langsam, nur wenige Zentimeter pro Jahr, westwärts und äquatorwärts durch Erdrotation und Gezeitenreibung zu ermöglichen. In dieser Hinsicht konnten sich die Ideen von W E G E N E R nicht durchsetzen und mußten einer Revision unterzogen werden, die sich aus den modernen geophysikalischen Forschungen ergab.

WEGENER

Allerdings betonte A L F R E D W E G E N E R selbst ausdrücklich, daß es dahingestellt bleiben müsse, ob sich alle* Einzelheiten der Verschiebungstheorie durch Polflucht und Westwanderung darstellen ließen (1922, B 215, S. 131 u. 1962, B 216, S. 197). Er wies bereits zur Erklärung von Faltung, Spaltung und passiver Abschleppung der Schichten auf die von O. A M P F E R E R 1906 angenommenen Fließbewegungen im tieferen Krustenteil und auf Unterströmungen hin, betonte aber in der vierten Auflage wiederum besonders die Polfluchtkraft (1922, S. 107; 1962, S. 173/180). Er erwähnte auch, daß S C H W E Y D A R Fließbewegungen im Sima f ü r frühere Epochen annahm, die Kontinental-Verschiebungen verursachen könnten (1922, B 215, S. 137). Als weitere Kraft zur Erklärung der Verschiebung von Sial-Krustenteilen erwähnte W E G E N E R die Präzession der Erdachse unter dem Einfluß der Anziehung von Mond und Sonne (1922, B 215, S. 136/137; 1962, B 216, S. 181). Die ersten Ideen von O. A M P F E R E R über Fließbewegungen und Unterströmungen im Sima stießen in der Fachwelt ebenso auf Widerstand und Ablehnung durch führende Autoritäten wie die Kontinental-Verschiebungs-Theorie. Zu den Anfängen der Unterströmungs-Theorie von O. A M P F E R E R hat E R N S T K R A U S Stellung genommen und betont, daß, wenn W E G E N E R dem Mobilismus Bahn gebrochen habe, es O. A M P F E R E R war, dem es als Geologe schon vorher gelungen sei, den Weg zu zeigen, um den Mobilismus innerhalb der Erde besser zu verstehen (1959, C 287, S. 21/23). Der Verfasser dieser Arbeit schrieb zu der Ablehnung der Idee von O. AMPFERER: „Trotzdem hat sich die Theorie der Unterströmungen, wenn auch in mannigfachen Abwandlungen, immer mehr durchgesetzt. Zur Erklärung vieler geotektonischer Erscheinungen werden zur Zeit von vielen Geologen und Geophysikern die magmatischen Unterströmungen und Fließbewegungen an Stelle der alten Kontraktions-Theorie bevorzugt. Man kann jetzt schon übersehen, daß sich die Lehre von den tangentialen Krustenverschiebungen bzw. die Kontinentaldrift-Theorie und die Unterströmungs-Theorie gegenseitig ergänzen. Beide sind wieder aktuell geworden und erscheinen durch die jüngeren geologischen und geotektonischen Forschungen im neuen Gewand" (1964, A 81, S. 32 und 51). Die erste Auffassung von A. W E G E N E R über die Mächtigkeit der Sialkruste ist durch geophysikalische Forschungen und die neue Vorstellung vom sphaerischen Aufbau der Erdkruste ergänzt und berichtigt worden. Es wird an dieser Stelle nur auf die beiden Unstetigkeitsflächen verwiesen, die zwischen der granitischen Basis des Sials und dem gabbroiden Sima, sowie zwischen Sima und dem Ultra-Sima der Peridotite, Ozeanite, Eklogite und Dunite festgestellt wurden. Die erste Unstetigkeitsfläche, an der die Fortpflanzungs-Geschwindigkeiten der Longitudinalwellen von 6,5 auf 7—7,5 km/sec springen, die Conrad-Diskontinuität, liegt nach B. G U T E N BERG (1956) etwa 20—25 km unter den Kontinenten; die zweite Unstetigkeit, an

Allgemeines zum Problem transversaler Krustenverschiebungen

der die Longitudinalwellen von 7—7,5km/sec auf 8—8,5 km/sec springen, die Mohorovicic-Diskontinuität, wurde etwa 8 km tiefer festgestellt. Da die Sialkruste an den Kontinentalrändern dünner wird, bildet die gabbroide und basaltische Simaoberfläche unmittelbar die Ozeanböden. Die Mohorovicic-Diskontinuität liegt unter Flachküsten schon in 30 km und unter den Ozeanböden durchschnittlich in 10 km Tiefe, im Pazifik jedoch unmittelbar unter einer auf 5 km Dicke geschätzten Sedimentschicht. Nur unter sehr hohen Gebirgen senkt sidi die MohorovicicDiskontinuität bis auf 50 km und in Ausnahmefällen bis auf 60 km Tiefe (Gutenberg, 1956, B 151). Eine schematische Skizze über den Süd-Atlantik zwischen Südafrika und Südamerika bei 26facher Überhöhung mag das veranschaulichen (Figur 1). Da mit dem Ultra-Sima in der Peridotit-Sphäre die Plastizität des äußeren Erdmantels und in tieferen Lagen bei etwa 100 km Zähflüssigkeit bzw. Fließfähigkeit angenommen wird, ist die wirklich starre Erdkruste im Mittel nur 35 km dick und nicht 1 0 0 — 1 2 0 k m , w i e WEGENER 1 9 2 2 nach den B e r e c h n u n g e n v o n HAYFORD u n d

HELMERT annahm (B 215, S. 25). Erst in der vierten Auflage seiner VerschiebungsTheorie konnte WEGENER zu den neuen Forschungsergebnissen von MOHOROVICIC und GUTENBERG Stellung nehmen. Die Auffassung von WEGENER, daß das Sima unmittelbar die Ozeanböden bilde, hat sich nach den neuesten Forschungen bestätigt. Wenn nun oft darauf hingewiesen wird, daß der Boden des Atlantischen Ozeans noch durch eine dünne Sialkruste gebildet wird oder zumindest große Gebiete mit einer Sialschicht vorhanden seien (Gutenberg, 1927 u. 1956, B 151, S. 418; Kraus, 1959, C 2 8 7 , S. 175), so müssen nach Auffassung des Verfassers Differentiationsprodukte der oberen Krusten der Ozeanböden mit 45 bis 55 % S i 0 2 , Gabbros und Basalte, sowie intermediäre Gesteine bis zu 63 % S i 0 2 , AugitDiorite, Quarz-Diabase und Andesite noch zum Sima gerechnet werden. Diese Gesteine können als Ozeanböden zwischen Sialblöcken infolge ihres spezifischen Gewichtes von 2,7—2,9 Sialkrusten vortäuschen. GUTENBERG stellte ursprünglich sogar Gabbro oberhalb der Mohorovicic-Diskontinuität noch zum Sial und klassifizierte als Sima nur die ultrabasischen Gesteine, eine Auffassung, die er nach der D e f i n i t i o n v o n L . H . ADAMS ( 1 9 5 1 , C

2 3 8 , p. 72) 1 9 5 6 revidierte (B 151, S. 4 1 7 ) .

E. KRAUS (1959, C 287, S. 13) bezeichnete dagegen wiederum nur die ultrabasischen Gesteine des Erdmantels als Sima und die Gesteine des pazifisch-gabbroiden Magm a s als „ S a l s i m a "

(1959, C 2 8 7 ,

S . 1 3 , 2 4 / 2 5 ) . D i e A u f f a s s u n g WEGENERS b e -

stätigend, schreibt BRUCE C. HEEZEN „The Wegenerian view that the continents are granitic rafts which float in the Simatic mantle beneath is in good agreement with existing petrographic data" (1962, B 157, p. 268). Die unerbittlichsten Gegner der Kontinental-Verschiebung waren von Anbeginn die Geologen, die auf Grund der sichtbaren Verteilung der geologischen und paläogeographischen Erscheinungen viel leichtere Deutungsmöglichkeiten hatten als die Geophysiker. Sie standen jedoch fasziniert unter dem Bann der KontraktionsT h e o r i e , i n s b e s o n d e r e die deutschen G e o l o g e n SÖRGEL, SEMPER, DIENER, KOSSMAT

und der größte Teil der Geologen aus der Schule von HANS STILLE und bis in letzter Zeit die nordamerikanischen Geologen unter dem Einfluß der Schule SCHUCHERT-DUNBAR. ES waren nordamerikanische Geologen, die die Ideen von WEGENER nicht nur ablehnten, sondern sie durch R . T . CHAMBERLAIN (1928, B 131) als Hindernis für die Forschung erklärten und verspotteten oder, wie BAILEY WILLIS, als „Märchen" bezeichneten (1944, B 220). Diese Art von Kritik wurde

4

A l l g e m e i n e s z u m P r o b l e m transversaler

Krustenverschiebungen

bereits von C H E S T E R R . L O N G W E L L in seinen Ausführungen zur Kontinentaldrift auf dem Symposium in Hobart, Tasmanien, im Jahre 1958 zurückgewiesen (1958, B 185, p. 2). In den letzten zwei Jahrzehnten waren es in erster Linie geophysikalische Forschungen, die die Idee der Kontinental-Verschiebungen rechtfertigten, während nur relativ wenige Geologen aktive Pionierarbeit zu diesem Problem geleistet haben. Aus der kaum noch zu übersehenden Literatur der Geophysiker, die im Arbeitsgebiet des Verfassers nur sehr schwer zu erlangen ist, wird zunächst nur auf die Arbeiten von R . W . VAN BEMMELEN ( B 122), H . B E N I O F F ( B 123, 124), M. H . P. B o r r (B 125), T. C H A M A L A U N und P. H . R O B E R T S (B 130), B. G U T E N BERG ( B 150-152), B R U C E C. H E E Z E N ( B 157, 158), F. A. V E N I N G M E I N E S Z ( B 211, 212) und J. Tuzo W I L S O N (B 221—233) hingewiesen, die alle die Möglichkeiten subkrustaler, magmatischer Strömungen zur Erklärung der Kontinentaldrift und der Gebirgsbildungen mit Hilfe geophysikalischer Methoden untersucht haben. Dazu ist zu bemerken, daß R. W. VAN BEMMELEN die Entstehung der Sialkruste der Erde aus den kosmischen Massen eines Satellitenrings zwischen Erde und Mond ableitet und darauf hinweist, daß die Hydrosphäre durch Eis aus dem kosmischen Raum entstanden sein könne. Er beruft sicäi dabei auf die Theorie von H . P. BERLAGE über die Entstehung des Planeten-Systems ( 1 9 6 6 , B 1 2 2 , p. 8 3 / 8 8 ) . V E N I N G M E I N E S Z setzt Konvektions-Strömungen voraus, die infolge Wärmeverlust und Instabilität im oberen Teil des Erdmantels Krustenverschiebungen und Gebirgsbildungen ermöglichen. Auch J. Tuzo W I L S O N findet in den KonvektionsStrömungen des Magmas den einzigen und wichtigsten Medianismus, um kontinentale Krustenverschiebungen zu erklären. H . B E N I O F F folgert aus seinen seismischen Untersuchungen eine Drehung des Pazifik-Bodens relativ zu den kontinentalen Randgebieten und weist damit auf ein Problem hin, zu dem unter den Geologen H A N S H A V E M A N N Stellung genommen hat ( 1 9 6 4 , B 1 5 6 ) . B. G U T E N B E R G war unter den nordamerikanischen Wissenschaftlern der erste, der auf die Möglichkeit kontinentaler Verschiebungen hingewiesen hat ( 1 9 5 6 , B 1 5 1 , 1 9 6 0 , B 1 5 2 ) . Zu den obigen geophysikalischen Forschungen kommen schließlich die bahnbrechenden Ergebnisse der paläomagnetischen Untersuchungen von K. M . C R E E R (B 133-138), R . G R E E N (1957), D. VAN H I L T E N (B 162, 163), E. I R V I N G (B 171), A. E. M . N A I R N (1954—1963, B 193) und die großen Symposien über Probleme des Gondwanalandes von C U R T T E I C H E R T , Alger 1952 (C314), über Kontinentaldrift in Hobart, Tasmanien 1958, von S. W A R R E N C A R E Y (B 128) und von S. K. R U N C O R N 1962 (B 204) über Kontinentaldrift, sowie über „Problemes in Palaeoclimatology" in Newcastle-upon-Tyne von A. E. M . N A I R N 1963 (B 193). Neue Ideen über die Entwicklung der Großformen der Erde brachte die Expansions-Hypothese. Die ersten Ideen vom wachsenden Erdball als Erklärung zu W E G E N E R S Kontinental-Verschiebungs-Theorie wurden von O T T O CHRISTOPH H I L G E N B E R G mitgeteilt (1933, B 160). H I L G E N B E R G bezeichnete seine Ideen als „Krustensprengungs-Hypothese" (1962, B161). Die Hypothese einer unter Wärmezunahme durch Radioaktivität sich ausdehnenden Erde wurde später durch J. K. F. H A L M (1935, B 153), L. E G Y E D (1956, 1957, B 144, 145), H . A. LUBIMOVA (1958, B 186), D. VAN H I L T E N (1964, B 163) und insbesondere durch S. W A R R E N C A R E Y (1958, B127) weiter entwickelt. Die Darlegungen der ExpansionsHypothese folgen in neuer Form der Auffassung von A. W E G E N E R hinsichtlich einer

A u s : R E I N H A R D MAACK „Kontinentaldrift und Geologie des südatlantischen Ozeans"

füi1

Parand-Trapp-Decken Stormberg-Vulkanite 1500-2060 m

Parana Trap sheets Stormberg Volcanics

Unverfestigte Ozean-Sedimente

Unconsolidated ocean sediments

Alpide Faltung der Anden; Kreide bis Tertiär

Alpide Folding of the Andes; Cretaceous to Tertiary

Ultrabasische Intrusionen und Effusiva, atlantisch alkalisches Magma

Ultrabasic intrusions and effusives of Atlantic alkalic magma

V / / / / / A Gondwana-Schichten F/

^

) 1969 Walter de Gruyter & Co., Berlin 30

Gondwana layers

Brüche des Kontinental-Randes

Faults of the Continents margin

Zerrungs-Spalten, Diabas-Gänge

Tension fractures, Dolerite dykes schematic

Geschwindigkeiten der Longitudinal-Wellen

Velocities of the longitudinal waves

Figur 1 -

Atlantisch*

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Mid A H an He

Schematicher geologischer Sdinitt durch den Südatlantik und die KontinentalBlödte A f r i k a und Südamerika entlang 25° südl. Breite Schematic geological section across the Southern Atlantic and the continental blocks Africa and South America along latitude 25° S.

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V-a ie orogenetischen Erscheinungen sind das Ergebnis zweier G r o ß Zyklen des Archaikums und des Proterozoikums oder Algonkiums. Sie umfassen die laurentinische Hauptphase und die assyntische Ära. Die ältesten Basiskomplexe bestehen aus hochmetamorphen, zusammengepreßten Gneisen, die in mehreren Folgen metabasitisdi und granitisch durchtränkt sind. D i e melanokratischen Orthogneise, Amphibolite, mesokratische Biotit-Mikrolinund Plagioklas-Gneise stellen eine ältere Erstarrungskruste dar, während die leukokraten Massen, Paragneise, Migmatite, Dolomite und Glimmerschiefer einem höheren Niveau des archäischen Zyklus angehören. Sie werden durch Granite und Pegmatite mit reichen Mineral-Lagerstätten charakterisiert. Als älteste Gesteine des Basalkomplexes der Proto-Afriziden gehören hierzu: 1 -

Orthogneise, Paragneise, Quarzite und Glimmerschiefer der Abbabis- und KheisSysteme Südwest-Afrikas, mit ältesten Tilliten im Kheis-System, deren absolutes Alter mit ± 3000 Millionen Jahren bestimmt wurde 1 );

2 -

Von etwa gleichem Alter sind die Gesteine des Sebakwian-Systems in Süd-Rhodesia und ältere Gneise von Nord-Rhodesia (Sambia) und Katanga.

3 -

Die darüber folgenden Malmesbury- und Cango-Schichten, die Kraaipan-Serie SüdAfrikas und das Gariep-System Südwest-Afrikas, sowie die Shamvaian- und LufubuSysteme von Rhodesia und Katanga erscheinen nach den Altersbestimmungen von 1953 mit ± 2400 (?) Millionen Jahren (Cooke, C 265, p. 127).

O b das Damara-System Südwest-Afrikas in diese Altersreihe gehört, ist noch unsicher. H . B . S. COOKE gibt ein Alter von ± 2 4 0 0 Millionen Jahren an, weist aber darauf hin, daß Zweifel darüber bestehen, ob das Damara-System in die Altersgruppe der Kheis- und Gariep-Systeme zu stellen ist ( C 2 6 5 , p. 125). In „ T h e Geology of South A f r i c a " von ALEXANDER L . D u TOIT von 1954 erscheint das Damara-System in einer Altersgruppe mit den Gariep- und MoodiesSystemen, während HENNO MARTIN das Damara-System in das oberste Präkambrium zu den Altersgruppen der Otavi-Transvaal- und Lomagundi-Systeme stellt, deren postkinematische Granite und Pegmatite nur ein absolutes Alter von ± 5 2 0 Millionen Jahren ergaben (1961, A 88, p. 4). Immerhin sind a.uch in Süd')

Wie H. MARTIN in einer Veröffentlichung über das Präkambrium mitteilt, sollen nach Altersbestimmungen von L. O . NICOLAYSEN in Südwest-Afrika bisher keine Gesteine mit einem Alter von mehr als 1700 Millionen Jahren festgestellt worden sein. Dagegen wurde für den Kunene-Basis-Komplex, der in dem Bembe-System in Angola seine Fortsetzung findet, ein Alter von 1260 Millionen Jahren verzeichnet (Martin, 1965, D 339).

Die präkambrische, kristalline Umrahmung des Südatlantik

16

w e s t - A f r i k a nach H . M A R T I N G e s t e i n s - A l t e r v o n 1 7 3 0 u n d 1 2 6 0 Millionen J a h r e aus diesem G r o ß - Z y k l u s b e k a n n t ( 1 9 6 1 , A 88, p. 3 ) . W e i t e r e A l t e r s b e s t i m m u n g e n f r ü h p r ä k a m b r i s c h e r Gesteine aus afrikanischen

Ge-

bieten der atlantisdien U m r a h m u n g w u r d e n v o n A . H O L M E S u n d L . C A H E N ausgeführt, deren Ergebnisse R . F U R O N wie folgt m i t t e i l t : 4 -

Aus und von und

5 -

Ähnliche absolute Alterswerte liegen aus dem Basiskomplex Brasiliens vor. So wird das Alter von Graniten aus dem Eisenerzgebiet von Minas Gerais vom Pico de Itabira d o Campo mit 2 4 0 0 - 2 5 2 0 Millionen Jahren und für Itabirite mit 1350 Millionen Jahren nach Untersuchungen von NORMANN HERZ, R . M . WALLACE und G. C . SIMMONS angegeben.

6 -

Aus der Barbacena-Serie des oberen Archaikums liegen nach H . EBERT noch keine Altersbestimmungen vor. Die drei Fazies-Entwicklungen, Basis, Mitte und H a n g endes, dürften in den Zeitraum von 1800 bis 1200 Millionen Jahren in das oberste Archaikum, dem Botniano oder Temiscamiano einzustufen sein, was auch für die Paramaca- und Nassau-Gruppen der Balling-Serie in Guyana zutreffen dürfte. Laurentinische und assyntische Orogen-Phasen von 2300 und 750 Millionen Jahren scheinen zu existieren, sind nach H . EBERT aber noch nicht genügend gesichert (1962, A 36, S. 50/52). Dagegen werden von F.PEIXOTO und DJALMA GUIMARXES die Ergebnisse von Altersbestimmungen aus Minas Gerais wie folgt veröffentlicht:

einem Zyklus Prä-Birrimien von Sierra Leone (Mts. Sula) 2955 Millionen Jahre 3325 Millionen J a h r e für Gesteine aus dem System Banzyville im Congo beige Gangu ( C 277, p. 10/12). Dem Alter nach gehören hierher auch die PrémayombeMayombe-Systeme aus Gabun und das Dahomeyen in Ghana.

a) von Mineralien (Djalmait) aus Gesteinen des Basiskomplexes von Sao J o ä o del R e y mit einem absoluten Alter von 2213 und 2273 Millionen J a h r e n ; b) von Mineralien aus Graniten von Santa Clara, Distrikt Tocantins, mit einem Alter von 1253 Millionen J a h r e n ; c) von Monazit von Córrego de Sobrado mit 1537 und 1720 Millionen

Jahren

(1953, D 341); 7 -

In Uruguay ist das ältere Präkambrium als „Complexo Arcáico" im südlichen Teil des Landes von Colonia bis Punta del Este am R i o de la Plata aufgeschlossen. Ein schmales Band erscheint in Nordost-Uruguay zwischen Tacuarembó und Aceguá. Die vorherrschenden Gesteine sind Gneis-Granite, Augen-Gneise und Bänder-Gneise neben Glimmerschiefern und Gneis-Konglomeraten. Häufig sind Pegmatite und Aplit-Granite sowie Ortho-Amphibolite. I n Maldonado bei Punta del Este werden zwei Generationen archäischer Gneise unterschieden, ältere Gneise mit NO-Schieferung und 5 5 - 7 5 ° S O - E i n f a l l e n und jüngere intrusive Granit-Gneise mit W - O bis ONO-Streidirichtung. Altersbestimmungen liegen noch nicht vor. Das absolute Alter kann aber, wie im Basalkomplex von Brasilien und Südafrika, mehr als 2 0 0 0 Millionen J a h r e betragen.

Aus d e m südlichsten G r e n z g e b i e t des Atlantischen O z e a n s sind t r o t z der gewaltigen I n l a n d - E i s m a s s e n so viele geologische E i n z e l h e i t e n b e k a n n t g e w o r d e n ,

daß

f r ü h e r e n Z u s a m m e n h ä n g e dieses alten G o n d w a n a - G e b i e t e s m i t Australien,

die Süd-

a f r i k a u n d S ü d a m e r i k a k l a r e r k a n n t w e r d e n k ö n n e n . D i e geologische u n d geographische E r f o r s c h u n g h a t in der A n t a r k t i s h e r v o r r a g e n d e A r b e i t geleistet. 8 -

Aus dem antarktischen Basiskomplex mit seinen Biotit- und Pyroxen-Gneisen, Amphiboliten, Grauwacken und Graniten erwähnt HILARY J . HARRINGTON als

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums

17

Ergebnisse der Altersbestimmungen nach der Kalium-Argon-Methode von E. E. ANGINO, STARIK et al. 1800, 1440, 1090 und 735 Millionen Jahre für archäische und proterozoische Gesteine (1965, A 44, p. 9/10).

Die Aufschlüsse des unteren Präkambriums begleiten die Nord- und Ost-Küsten der Antarktis von der Halley Bay an der Weddell Sea bis Enderby und Kemp Land. Sie erstrecken sidi von dort in breiter Front in der Ost-Antarktis von den Prince Charles Mountains am Amery Ice Shelf bis nach King George V Land. In den Gebirgen von Neu-Schwabenland und in den S0r Rondane Mountains sind Biotit- und Amphibolit-Gneise, Migmatite und Marmore mit Granit- und DioritIntrusionen aufgeschlossen. Von besonderer Bedeutung ist die weite Verbreitung von porphyrischen Charnockit-Graniten in Enderby Land und Kemp Land. Charnockite sind audi ein besonderes Kennzeichen der kristallinen Komplexe des Präkambriums in Brasilien, in Süd- und West-Afrika sowie in Indien und WestAustralien. Im Gebiet der Mawson Station, südlich der Framnes Mountains, in den Prince Charles Mountains, nördlich vom Amery Ice Shelf und des Lambert-Gletschers, sowie am Gauss-Berg besteht der Basalkomplex aus Biotit-Pyroxen- und Amphibol-Gneisen mit Granuliten und intrusiven Graniten. Audi dort sind Charnockite weit verbreitet. An der Sabrina Coast und im King George V Land erscheinen ebenfalls Charnockite im Gneis-Granit-Komplex. Der unter-präkambrische (archäische) Basiskomplex reicht nach H . J . H A R R I N G T O N bis östlich der Rennick Bay unter 157° östl. Länge.

A 2 —

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums

Erst oberhalb der großen Erosions-Diskordanz zwischen Protogäikum und N e o gäikum, nach der Nomenklatur von H A N S STILLE, bestehen bessere Vergleichsmöglichkeiten durch die Geosynklinal-Orogene nach dem algonkischen Umbruch und aus der assyntischen Ära. Dieser Groß-Zyklus wird durch die absoluten Altersbestimmungen von 1200 und 500 Millionen Jahren begrenzt. Er umfaßt alle nachstehenden Systeme, Serien und Formationen des oberen Präkambriums und des unteren Kambriums. Im südatlantischen Raum von Südamerika gehören dazu: 9 -

In Guyana die Meta-Grauwacken, Meta-Konglomerate und Glimmerschiefer der Orapu-Serie und die Arkosen, Konglomerate, Para-Amphibolite und Kalk-Glimmerschiefer der Bonidoro-Gruppe, die konglomeratischen Quarzite der Ga-KabaGruppe und die Minas-Serie;

10 -

In Brasilien die Lafaiete-Formation, die Minas-Serie und die gleichaltrigen Geosynklinal-Orogene der Säo Roque-Serie im Staate Säo Paulo, die Ajungui-Serie im Staate Paraná und die Brusque-Serie in Santa Catarina;

11 -

Nach oben folgen die Itacolomi- und Tiradentes-Formationen und nach mäßiger Konkordanz die Parelhas- und Seridó-Formationen in Minas Gerais und in Nordost-Brasilien; außerdem in Minas Gerais die Carandaí-Macaóbas- und AndrelándiaSerien und in der Küstenzone die Juiz de Fora- und Paraiba-Serien.

2 Maack, Kontinentaldrift

18

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums Als besonders charakteristische Gesteine sind Amphibolite, Gondite und manganreiche, kristalline Kalke und Quarzite der Lafaiete-Formation zu erwähnen, weiterhin Serizit-Phyllite, Itabirite, Glimmerschiefer und Dolomite der Minas-Serie, sowie Charnockite in den Juiz de Fora- und Paraiba-Serien und Tillit in der Carandaí-Serie. Unsicher ist noch das Alter der Tillite, der diamantführenden Konglomerate, der fluvio-glazialen und glazial-marinen Drift-Ablagerungen der Lavras-Serie. Die Lavras-Serie wird von DJ\LMA-GUIMARAES als Produkt einer Inland-Vereisung in das obere Präkambrium gestellt (Maack, 1957, A 76, S. 550). Die Lavras-Serie liegt diskordant über der Jacobina-Serie in Bahia und über der Itacolomi-Formation in Minas Gerais. K. BEURLEN (1964, D 324, p. 107) vergleicht die Lavras-Tillite mit dem Carandai-Tillit und den tillit-ähnlichen Konglomeraten der Serie Ribeira in Paraná und erachtet, wie GUIMARÄES, oberes Präkambrium für zutreffend. Für viele als kambrisch bezeichnete Formationen sind keine sicheren Indizien vorhanden. Der Verfasser hat die Lavras-Serie bei seinen Aufnahmen des Rio de ContasGebietes in Bahia ebenfalls noch in das oberste Präkambrium gestellt (Maadc, 1963, D 338).

Tillit-ähnliche Konglomerate der Iporanga-Formation der Serie Ribeira in P a r a n á werden als gleichaltrig mit der Sopa-Formation der Lavras-Serie angesehen (Oliveira/Leonardos, 1943, C 297, p. 2 0 4 ; Maack, 1956, A 76, S. 5 5 2 ) . W . KEGEL gibt in seiner stratigraphischen Tabelle für die Lavras-Serie ebenfalls oberes P r ä kambrium als wahrscheinlich an (1959, D 334). 12 -

Nach einer weiteren mäßigen Diskordanz folgen die Kalk-Phyllite und kristallinen Kalke der Barroso- und Bambui-Formationen und, das Proterozoikum abschließend, nach einer großen Diskordanz die Quarzite und Tonschiefer der Indaiá-Formation im Bedsen des Rio Säo Francisco und die Meta-Silikate der Prados-Formation in Minas Gerais. Aus diesen gefalteten Gesteins-Komplexen liegen Altersbestimmungen von GesteinsMineralien aus Minas Gerais vor, so von Monazit, die mit Uranium 959 und 945 Millionen Jahre und ohne Uranium 993 und 964,7 Millionen Jahre ergaben (1953, D 341). Aus dem Staate Paraná hat das Department of Geodesy and Geophysics, Cambridge, im Auftrage der Comissäo da Carta Geológica einige Altersbestimmungen von Gesteinen der Serie Ajungui ausgeführt. Dabei ergab sich das absolute Alter von Gneis der Setuva-Formation aus der Zone von Rio Branco von 783 ± 1 8 Millionen Jahren und das Alter eines Antiklinal-Granites von Tres Córregos von 604 ± 14 Millionen Jahren. Für Biotit-Mikroklin-Granite aus einer zweiten Hauptphase der assyntischen Ära in Nordost-Brasilien und in Minas Gerais schwanken die Altersangaben nach D . GUIMARÄES, F . PEIXOTO und H . EBERT zwischen ± 5 5 0 und 5 8 7 M i l l i o n e n J a h r e n (1962,

13 -

A

36;

1953, D

341).

In Uruguay wird das mittlere Präkambrium bzw. das untere Proterozoikum als „Serie de Minas del Uruguay" bezeichnet. Es besteht aus hochgradig gefalteten Phylliten, Quarziten, kristallinen Kalken und Talk-Schiefern mit zwischengelagerten Rhyolithen, Trachyten und vulkanischen Breccien. Als Intrusionen erscheinen in dem frühalgonkischen Faltenkomplex Boitit- und Hornblende-Granite, sowie jüngere Alkaii-Gesteine als Nordmarkit, Arfvedsonit-Syenit und Alkali-Granit aus der Endphase der assyntischen Ära. Das Faltensystem erstreckt sich von Piriápolis am Rio de la Plata etwa 240 km in N N O - und NO-Richtung. In scharfer Winkel-Diskordanz folgt über der Minas-Serie im oberen Präkambrium die Aigua-Serie, die einen breiten ovalen Komplex zwischen Minas und Lascano bildet. Das System ist von SW nach N O orientiert und folgt parallel der atlantischen

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums

19

Küste. Das P r ä k a m b r i u m von U r u g u a y bildet die südlichste Fortsetzung der algonkisdien Geosynklinal-Orogene der Staaten Minas Gerais, Säo Paulo, P a r a n á und Santa Catarina. Es d ü r f t e dem geologischen Alter nach der laurentinischen H a u p t phase und der assyntischen Ä r a zwischen ± 1 100 und 600 Millionen Jahren entsprechen.

In Südafrika gehören zu den gleichen geosynklinalen Groß-Zyklen des Alt-Algonkiums und der assyntischen Ära nachstehende geologische Systeme, Serien und Formationen: 14 -

a) D a s Dominion Reef System in Transvaal, im O r a n g e Freistaat und Swaziland. b) Die unteren Pongola-Schichten in N a t a l und in der Transkei, sowie c) Die Sinclair-Schichten in Südwest-Afrika, denen ein absolutes Alter von 1 200 bis 1 100 Millionen Jahren zugesprochen wird (1953, C 265) und das GranitGneis-System des Namalandes mit einem absoluten Alter von ± 1 000 Millionen Jahren (Martin, 1965, D 339);

15 -

Die oberen Pongola-Schichten und das Witwatersrand-System, mit Tilliten in der Government Reef-Serie, die Stinkfontein-Serie und das Ventersdorp-System mit einem Alter von 1 000 bis 850 Millionen Jahren (1953, C 265);

16 -

Weiterhin das Transvaal-System; in Südwest-Afrika das Damara-Otavi-System, die Numees- und Kaigas-Serien, in Rhodesia und K a t a n g a die Lumagundi- und Katanga-Systeme, die sämtlich in eine absolute Altersreihe von ± 500 und 600 Millionen Jahren gestellt werden (Bild 1). Die Vorkommen von Tilliten der Griquatown-Vereisung im Transvaal-System, die Numees- u n d Kaigas-Tillite, der Buschmannklippe-Tillit, die Chuos- und Otavi-Tillite (Bild 6) des Damara-Otavi-Systems in Südwest-Afrika sind paläoklimatisch von Bedeutung, da sie, wie in Brasilien, eine glaziale Klimaperiode f ü r das obere P r ä k a m b r i u m bis in das untere K a m brium beweisen (Maack, 1956, A 76, S. 586/587 und 1958, A 77, S. 294/296).

17 -

In die assyntische Ära gehören aus einer großen magmatischen Aktivität die Granite, Norite, Diabase, Peridotite und Pyroxenite des Bushveld Igneous-Complexes, die großen Granit-PIutonite und Pegmatite mit Zinn-Erzen des Damaralandes, die basischen Gesteine des Great D y k e in Rhodesia und die gabbroiden K a t a n g a Intrusionen. Für die magmatische Aktivität wird ein absolutes Alter von ± 640 Millionen J a h r e n angegeben (1933, C 265, S. 127). HENNO MARTIN erwähnt f ü r die magmatische A k t i v i t ä t nach den Intrusionen des Damaralandes ein Alter von ± 520 Millionen Jahren (1961, A 88, p. 4) 1 ).

18 -

Den algonkischen Groß-Zyklus abschließend, sind aus S ü d a f r i k a noch die Matsapund Loskop-Systeme z u erwähnen. H i e r h e r gehören aus Angola und K a t a n g a das Kundelungo-System, und aus Südwest-Afrika die Auborus-Schichten, die bei einem absoluten Alter von — 550 Millionen Jahren in das oberste P r ä k a m b r i u m oder in das untere K a m b r i u m zu stellen sind.

Nach einem langen Erosions-Zyklus gehören mit Sicherheit in das untere Kambrium und damit an die Basis des Paläozoikums: 19 -

a) Die Klipheuvel Beds in der K a p - P r o v i n z und in der Transkei; b) Das Waterberg-System in Transvaal und Swaziland;

') H . MARTIN gibt in seiner 1965 erschienenen Arbeit 510 Millionen J a h r e an (D 339, p. 2 und 5). 2*

20

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums c) Das Umkondo-System in Süd-Rhodesia. Für diese geologischen Systeme wird ein absolutes Alter von ± 450 Millionen Jahren angegeben (1953, C 265, S. 127). COOKE stellt auch noch das Nama-System von Südwest-Afrika in diese Altersgruppe. Nach H . MARTIN gehört das ungefaltete Nama-System jedoch in das oberste Präkambrium (1961, A 88, p. 5). Bei A. L. D u T o r r (1954, C 267) und E. KRENKEL (1928, A 63) erscheint das Nama-System ebenfalls im oberen Präkambrium. An der südatlantischen Küste des Namalandes sind die Nama-Schichten mit alt-paläozoischen Gesteinen gefaltet und streichen als „Namaiden" parallel zur Küste (Figur 4).

In A n g o l a gehören z u m mittleren u n d oberen Präkambrium nach den absoluten Altersreihen v o n 1100 bis 600 Millionen Jahren: 20 -

a) Die Konglomerate, Schiefer und Arkosen des oberen Oendolongo-Systems; b) In Süd-Angola die Stromatolit-Dolomite der Humpata-Serie, die kristallinen Schiefer, Quarzite, Konglomerate und Granite der Chella-Serie und die Tjamalindi-Tillite; c) In Nord-Angola die „Kalk-Schiefer-Serie" mit Stromatolit-Kalken, Dolomiten und Tilliten des Bembe-Systems. Für das Bcmbe-System wurden nach neuen Altersbestimmungen von L. O. NICOLAYSEN, dem Kunene-Basis-Komplex entsprechend, 1 260 Millionen Jahre festgestellt (Martin, 1965, D 339) und würde damit nodi in das obere Archaikum gehören.

Im C o n g o occidental u m f a ß t das mittlere und obere Präkambrium: 21 -

a) Das Sansikwa-System mit den unteren Tilliten von Bas Congo, Konglomeraten, Quarziten und Phylliten; b) Das Haupt-Shiloango-System mit Basis-Konglomeraten, Phylliten, Sandsteinen, Stromatolit-Kalken, Kalk-Breccien der Sekelolo-Stufe und den oberen Tilliten des Bas Congo.

Aus den weiteren westafrikanischen Gebieten der südatlantischen U m r a h m u n g w i r d nachstellende Übersicht über mittel- und ober-präkambrisdie Systeme, Serien und Formationen gegeben: 22 -

In Gabun, Congo und Oubangui das Monts Bamba-System und das Congo Occidental-System der Nyanga-Synklinale mit den glazialen Bamba- und NiariSerien, die Kalk-Schiefer, Stromatolit-Dolomite, Konglomerate und Sandsteine des Niari-Bassins, die durch Kupfer-, Blei- und Zink-Erze wirtschaftlich bedeutsam sind;

23 -

In Kamerun und Spanisch Guinea a) Die Schiefer, Quarzite, Sandsteine und Tillite der unteren Du Dja-Serie; b) die Mangbei-Schichten mit Charnockit-Graniten und Pegmatiten, die Kassiterit, Wolframit und Turmalin enthalten;

24 -

In Nigeria die jüngeren Granite des Bauchi-Plateaus begleitet von Kassiterit, Wolfram, Columbit- und Tantalit-Lagerstätten;

25 -

In Togo und Dahomey a) Aus dem mittleren Präkambrium die Togo-Serie und die Atacora-Formation mit Quarziten, Itacolumit, Itabiriten und N N O - S S W streichenden GneisGraniten;

Kristalliner Komplex (Präkambrium)

(Südwest-Afrika)

Bild 2 -

Jungpräkambrische Granitzüge der Paraibiden in der Serra do M a r des Staates P a r a n a

älidc von Süd nach N o r d über den Morro C a r a t u b a (1S59 m) auf die Serra C a p i v a r i Grande (1600—1700 m). [m H i n t e r g r u n d das zerschnittene erste Hochplateau mit den präkambrisdien Faltenzügen der Acungui-Serie

22

Kristalliner Komplex (Präkambrium)

Bild 3 - Der höchste Berg Südbrasiliens, der Pico p a r a n ä (1922 m). Jungpräkambrische Alkali-Granit-Intrusion in den assyntischen Faltenzügen der A$ungui-Serie Der Berg wurde 1940 von R E I N H A R D MAACK. als hödister Berg der Serra do M a r des Staates P a r a n ä und Südbrasiliens entdeckt und von Mitgliedern der Gruppe Maadc 1941 zum erstenmal bestiegen

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums

23

b) Aus dem obersten Präkambrium die Buem-Serie mit Tonschiefern, Arkosen, goldführenden Konglomeraten, Kalken und Tillit. Die Tillite können auch dem untersten Kambrium angehören (1960, C 277, p. 253); 26 — In Ghana und an der Gold-Küste a) Aus dem mittleren Präkambrium werden mit 2 200 Millionen Jahren (?) die N O - S W streichenden Faltenzüge des Birrimien verzeichnet, in denen außer Grauwacken, Phylliten und Gonditen das Vorkommen von Diamanten, Gold und Mangan bemerkenswert ist; b) Das obere Präkambrium wird durch das Tarkwaien vertreten, das aus Quarziten, kristallinen Schiefern und Konglomeraten besteht; c) In Diskordanz mit dem Birrimien erscheint an der Basis des Tarkwaien die Banket-Serie mit goldführenden Konglomeraten und Hämatit-Erzen; Schließlich im obersten Präkambrium, wie in Togo, die Buem-Serie mit Konglomeraten, Sandsteinen, Kalken und Dolomiten. Unsicher ist noch das Alter der Tillite und fluvio-glazialen Konglomerate der d'Obosum-Schichten. Sie werden als Moränen aus Gebirgs-Gletschern bezeichnet und von FURON im Kambrium erwähnt (C 277, p. 246). 27 -

Im Gebiet der Elfenbein-Küste (Ivory Coast) ist aus dem mittleren Präkambrium das Vorkommen von Charnockiten in den Faltenzügen des Birrimien im Massiv de Man von Bedeutung, da die Gemeinschaft von Biotit-Mikroklin-Graniten mit Mikroklin-Perthit-Hypersthen-Graniten auf Zusammenhänge mit den Faltenzügen in Nordost-Brasilien mit ihren Charnockit-Graniten hinweist. Das obere Präkambrium ist wie in Ghana und an der Gold-Küste durch die Konglomerate, Quarzite und Quarzit-Phyllite des Tarkwaien vertreten.

Mit dem P r ä k a m b r i u m v o n Liberia, Sierra Leone und Guinea w i r d das P r ä kambrium der afrikanischen U m r a h m u n g des Südatlantik abgeschlossen: 28 -

a) In Liberia biegen die N O - S W streichenden Faltenzüge des Birrimien nach N W ab, folgen bis nach Sierra Leone dem Verlauf der Küste und streichen in Guinea in N-S-Richtung; b) Das mittlere Präkambrium umfaßt die Quarzit-Serie Atacorien von Simandou und Nimba, sowie Quarzite, Schiefer und Arkosen des unteren Birrimien (2200 Millionen Jahre?); c) Die Abgrenzung des oberen Präkambriums ist noch problematisch. Audi hier werden Tillit-Vorkommen an der Basis der Walidiala-Serie in das Kambrium gestellt.

Zu erwähnen ist weiterhin das V o r k o m m e n von Tilliten und GletschersdilifFen südlich v o n N a g a r a in Süd-Mauritanien, die im untersten K a m b r i u m erscheinen. 29 -

In der Antarktis ruht über dem Basement Complex des unteren Präkambriums eine metamorphe Serie aus Meta-Sedimenten, Meta-Grauwacken, Schiefern, Ortho-Quarziten und Quarz-Konglomeraten mit intrusiven Graniten des Harbour Intrusive Complex, wie Hornblende- und Hypersthen-Granodiorite, BiotitMuskovit-Mikroklin-Granite, Hornblende-Andesin-Diorite und Lamprophyre, die HILARY J . HARRINGTON unter dem Ross-System zusammengefaßt hat. Die Bezeichnung „Ross-System" wurde in Anlehnung an die stratigraphische Nomenklatur Südafrikas gewählt (1965, A 44, p. 11). Das absolute Alter des Ross-Systems ist mit 1100 und ± 550 Millionen Jahren zu begrenzen wie die gleichen Systeme in Südamerika und Südafrika. Dafür

Die geologischen Formationen des mittleren und oberen Präkambriums sprechen die vorliegenden Altersbestimmungen aus der Antarktis, die 1090, 1000, 735 und 585 Millionen Jahre ergaben. Aus dem mittleren bis oberen Präkambrium werden nachstehende Systeme, Serien, Gruppen und Schichten erwähnt: a) Das Ross-System, das sich von der Rennick Bay über 2250 km bis zum LeverettGletscher unter 85° 30' S und 145° W und nach der Karte weitere 1700 km im Trans-Antarctic Escarpment bis nach Coats Land erstreckt. Gesteine des RossSystems wurden in großer Menge in den Moränen der Shackleton Range gefunden. Audi die anstehende Schichtfolge aus Amphibol-Sdiiefer, Gneisen, Glimmerschiefern und Marmoren der Shaddeton Range östlich vom Filchner Ice Shelf gehört noch in das obere Präkambrium. Weitere Aufschlüsse des oberen Präkambriums sind aus dem Antarctandean Ridge in Grahamland bekannt. b) Die Strukturlinien des Ross-Systems wurden in den Edsel Ford Ranges im Byrd Land mit N 305° W und in den Admiralty und Victory Mountains mit N 290° W gemessen. Die Streichrichtungen der Falten-Achsen der Robertson Bay-Gruppe in Terra Nova Bay wird mit N 110° O angegeben, was den Strukturlinien von N 290° W der Admiralty Mountains entspricht. Südlich der Terra Nova Bay wird eine Streichrichtung (trend) des Ross-Systems von N 5° O angegeben. Die metamorphen Gesteine der Shackleton Range streichen von N 100° O nach N 280° W (1965, A 44). Von der Prinz Olaf-Küste und der vorgelagerten Insel wird N-S-Streichrichtung mitgeteilt bei 20-60° Einfallen nach O (1957, A 58, S. 48). c) Die Robertson Bay-Gruppe erscheint als oberer Teil der Ross-Geosynklinale im obersten Präkambrium. Zum Ross-System gehören fernerhin Meta-Grauwacken und metamorphe Schichten einer Albit-Epidot-Hornfels-Fazies in der Robertson Bay bei Cape Adare, die von den post-orogenen Tucker-Granodioriten deformiert wurden. Südlich des McMurdo Sound ist eine Reihe metamorpher Sedimente als lokale Bildungen zusammengefaßt, die als Skelton-, Beardmoreund Byrd-Gruppe erscheinen. Darüber liegen diskordant die isoklinal gefalteten Grauwadcen, Phyllite und Tonschiefer der Goldie-Formation, deren FaltungsAchse in S-N-Richtung orientiert ist. d) Als noch proterozoisch und gleichaltrig mit dem Ross-System werden die Sandow Beds in der Ost-Antarktis erwähnt. Die rötlichen und grünlichen Phyllite, Quarzite, Schiefer und Sandsteine der Sandow Beds erstrecken sich in einem Küsten-Abstand von 50 bis 200 km im Hinterland der Knox und Queen Mary Coast zwischen Wilkes und Davis Station. Es sind Ablagerungen, die unmittelbar auf einer Tiefebene oder auf dem antarktischen Kraton ruhen. In anstehenden Gesteinen am Mt. Sandow, in den Vestfold Hills und als Geschiebe in Moränen fanden die russischen Geologen V I A L O V und T I M O F E Y E V marine Mikrofossilien von proterozoischem und unterkambrischem Alter und z w a r : 20 Sphäroligotriletiden, 4 Leiosphäriden, 1 Hystrichospäride und 1 Diacrodide (1965, A 44, p. 18). e) Abschließend sind noch die basischen und ultrabasischen Intrusionen des DufekMassif im nördlichen Teil der Pensacola Mountains, südöstlich des FilchnerSchelf-Eises, zu erwähnen. Das Alter der Gabbros, Norite, Anorthosite und Pyroxenite ist noch unsicher. Sie werden mit den basischen und ultrabasischen Intrusionen des Bushveld-Komplexes und der Great Dykes in Südafrika verglichen, können aber auch dem jurassischen Gondwana-Vulkanismus entsprechen wie die Ferrar Dolerite.

Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

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Mit dir Antarktis werden die Mitteilungen über das Präkambrium abgeschlossen. Bei dem Umfang des Materials aus den verschiedenen Ländern der südatlantischen Umrahmung konnten nur die Grundzüge und einige wichtige Einzelheiten behandelt werden. Das bunte Mosaik der lokalen geologischen Erscheinungen und Bezeichnungen gruppiert sich aus dem gebotenen Material zu dem Bild einer einheitlichen, geschlossenen Sial-Kruste der Süd-Hemisphäre, die eine gemeinsame geologische Entwicklungs-Geschichte aufweist. Viele Anzeichen sprechen dafür, daß sich die erste Sial-Kruste als Ur-Kraton auf einer sich verlagernden Polar-Kalotte bildete, als die Oberflächen-Temperatur der Erde durch Wärme-Abgabe nach dem Stadium des Photikums die erste Krustenbildung ermöglidite. Durch Erdrotation und Differenzierung des Ur-Magmas trennten sich die leichteren Sial-Massen von den schwereren Sima-Massen und lagerten sich um die Rotations-Achse. Die Sial-Massen sammelten sich auf den Polar-Kalotten (Maack, 1956, A 76, S. 588/589). Dieser Vorgang setzt eine urspüngliche thermische Kontraktion durch fortschreitende Wärme-Abgabe voraus, die eine Krustenbildung einleitete. Die Initial-Kontraktion mußte sich nach Kompensation des Wärme-Haushaltes der Erde mit der Krustenbildung und Entstehung der Ur-Ozeane im Verlauf des Präkambriums verlieren. Die Entwicklung der frühpräkambrischen Basalkomplexe in Südamerika, Afrika, Antarktis, Indien und Australien, sowie die mittel- bis oberpräkambrischen Geosynklinal-Orogene dieser Gebiete des alten Gondwanalandes bezeugen, daß sie nicht durch Ozeane getrennt waren.

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Zusammenfassung der Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

Die eindrucksvollsten Erscheinungen, die den unmittelbaren Zusammenhang von Gondwana-Südamerika mit Gondwana-Afrika dokumentieren, sind die präkambrischen bis unterkambrischen Glazial-Ablagerungen und ihrer Verteilung in den alten Gondwana-Räumen. Dazu kommen als wichtigste Zeugen die präkambrischen Strukturlinien. Nachstehend wird eine Übersicht über die präkambrisdien und kambrischen Glazial-Ablagerungen gegeben, deren Verteilung im alten kristallinen Komplex in Figur 3 dargestellt ist. Diese Glazial-Ablagerungen verteilen sich wie folgt in der geologischen Umrahmung des Südatlantik: 1 -

In Südwest-Afrika die ältesten Tillite im Kheis-System ( 2 5 0 0 - 3 0 0 0 Millionen J a h r e nach Cooke, 1953, C 2 6 5 ) . H . MARTIN teilt in einer Veröffentlichung mit, daß nach Altersbestimmungen von NICOLAYSEN bisher kein Gestein gefunden wurde, das älter als 1700 Millionen J a h r e sei (1965, D 339, p. 1), weist aber darauf hin, daß das Kheis-System älter sein kann

2 -

Tillite in der Government-Serie des Witwatersrand-Systems in Transvaal ( 1 0 0 0 Millionen Jahre)

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Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

Figur 3 -

Die Verbreitung der alt- und jungpräkambrisdien Areale im Gondwanaland Distribution of the Lower and Upper Precambrian crystalline basement areas in the Gondwanaland

. ;• I Alt- und jungpräkambrische Komplexe • • -'' l ^ ^ ^ jüngere Brüche entlang präkambrischer Lineamente PKE

e

+

g

Lower and Upper Pre-Cambrian complexes younger faults along Pre-Cambrian Lineaments

Oberpräkambrische Vereisungs-Spuren

Upper Pre-Cambrian vestiges of glaciation Tillites, Varvites, fluvio and periglacial deposits

Frühpaläozoische Vereisungs-Spuren der Nama-Formation

Early Palaeozoic vestiges of glaciation of the Nama Formation

Vereisungs-Spuren des Silur (Gotlandium)

Vestiges of Silurian glaciation

Pa

Paraiba Lineament

Pe

Pernambuco Lineament J

Cameroon Lineaments

o PK

Präkambrische Pol-Lagen

Pre-Cambriam pole positions

Unterkambrische Pol-Lage

Lower Cambrian pole position

Obersilur Pol-Lage

Upper Silurian pole position

o K oUS

1

Kamerun Lineamente

Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen R a u m

27

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Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

3 -

Tillite der Griquatown-Vereisung im Transvaal-System von Südafrika (500 bis 600 Millionen Jahre)

4 -

Die Kaigas-Tillite der Kaigas-Formation in Südwest-Afrika (500-600 Millionen Jahre)

5 -

Die Numees-Tillite der Numees-Formation in Südwest-Afrika (500-600 Millionen Jahre)

6 -

Der Buschmannklippe-Tillit im Distrikt Gobabis in Südwest-Afrika (500-600 Millionen Jahre)

7 -

Die Chuos-Tillite des Damara-Systems in Südwest-Afrika (500-600 Millionen Jahre)

8 -

Die Otavi-Tillite bzw. glazial-marine Drift-Ablagerungen im O t a v i - D a m a r a System im Kaokoveld von Südwest-Afrika (500-600 Millionen Jahre) Bild 6

9 -

Tillite der N a m a - F o r m a t i o n in Südwest-Afrika und Südafrika (400-550 Millionen Jahre)

10 -

Die Tjamalindi-Tillite des Bembe-Systems in Süd-Angola (oberstes PräkambriumK a m b r i u m ± 500 Millionen Jahre); nach MARTIN 1260 Millionen Jahre

11 -

Die Tillite der Kalk-Schiefer-Serie des Bembe-Systems in N o r d - A n g o l a (oberstes Präkambrium)

12 -

Die unteren Tillite und periglazialen Ablagerungen des präkambrischen Bas Congo in West Congo

13 -

Die oberen Tillite und glazialen und periglazialen Ablagerungen des p r ä k a m b r i schen Bas Congo in West Congo

14 -

Tillite im präkambrischen Mwashya-System in Katanga

15 -

Tillite der unteren D u Dja-Serie in Spanisch-Guinea und Kamerun (oberstes P r ä kambrium ± 550-600 Millionen Jahre)

16 -

Tillite der Buem-Serie des obersten Präkambriums in Togo und Dahomey ( ± 550 bis 600 Millionen Jahre)

17 -

Tillite und fluvio-glaziale Konglomerate der Buem-Serie in Ghana (oberstes P r ä kambrium)

18 -

Tillite in der kambrischen Walidiala-Serie in Sierra Leone und Guinea (Kambrium?)

19 -

Tillite und Glctscherschliffe von N a g a r a des Unter-Kambriums und zwei TillitH o r i z o n t e im Senegal-Tal und Tillit der Koniakari-Serie in Süd-Mauritanien (Kambrium?)

20 -

Tillite der algonkischen Carandaí-Serie in Minas Gerais, Brasilien (oberstes Präkambrium)

21 -

Tillite, d i a m a n t f ü h r e n d e Konglomerate, fluvio-glaziale Sedimente und glazialmarine Drift-Ablagerungen von P a r a g u a j ú der Lavras-Serie im Staate Bahia, Brasilien (präkambrisch-unterkambrisch?)

22 -

Tillite, d i a m a n t f ü h r e n d e Konglomerate und fluvio-glaziale Schichten der LavrasSerie in Minas Gerais, Brasilien (präkambrisch-unterkambrisch?)

23 -

Tillit-ähnliche Konglomerate der Iporanga-Formation der Serie Ribeira im Staate P a r a n á , Brasilien (präkambrisch-unterkambrisch?)

24 -

Grauwacken und Konglomerate von ausgesprochen tillit-artigem C h a r a k t e r in den algonkischen Faltenzügen Südost-Brasiliens (Ebert, 1962, A 36, S. 60).

Glazial-Ablagerungen des oberen Präkambriums im südatlantischen Raum

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Die Verteilung dieser präkambrischen bis kambrischen Glazial-Ablagerungen wird durch die Eintragung von drei möglichen Pol-Lagen des Präkambriums in Figur 3 veranschaulicht. Die angegebenen Polarkreise sollen nur die von ihnen umfaßten Glazial-Gebiete zeigen. Dabei ist zu berücksichtigen, daß die wirkliche Lage des Poles der Rotations-Achse unbekannt ist und sich die Radien der Polarkreise auf eine Erde der heutigen Dimension beziehen. Jede willkürliche Annahme eines geringeren Erd-Durchmessers mit kleineren Radien der Polarkreise kann den wirklichen Erscheinungen über die Verteilung der präkambrischen und kambrischen Glazial-Ablagerungen nicht gerecht werden. Von 17 Pol-Lagen, die E. IRVING mitteilt (1959, B 171, p. 62/68) liegen nur zwei günstig zu den präkambrischen Glazial-Ablagerungen, die in Figur 3 als P K 1 und P K 3 bezeichnet sind. Die Polarkreise dieser paläomagnetischen Pol-Lagen lassen die Verteilung der Tillite verständlich erscheinen. Die Paläopol-Lage P K 2 liegt nach dem heutigen Koordinaten-System zu weit in N O . Eine vierte Pol-Lage ist nach Angaben von C. O. HILGENBERG als PK 4 eingetragen, die nach den mitgeteilten Daten von Lat. — 9° S und Long 42° W in das heutige Amazonasgebiet fällt, wie PK 1 nach IRVING (1965, D 331, S. 918). Die Koordinaten für eine Erde der heutigen Dimension müßten demnach für PK 4 lauten: Lat. —12° S und Long. 3° O. Unter diesen Voraussetzungen liegt der Pol PK 4 sehr günstig zu der Verteilung der präkambrischen Glazial-Ablagerungen. Unter Berücksichtigung der Möglichkeit schneller Verlagerungen der Pole bei dem Aggregat-Zustand der Erde im Präkambrium werden die vier erwähnten PolLagen nach den heutigen Koordinaten nachstehend angegeben (Figur 3): PK 1 -

Nach paläomagnetischen Messungen an Gesteinen der Freda and NonesuchGruppe des obersten Keweenawan, Süd-Pol = Lat. - 9 ° S; Long. 11° W (E. Irving);

PK 2 -

Nach paläomagnetischen Messungen an Gesteinen der präkambrischen Pilansberg dykes in Südafrika (1290 ± 180 Millionen Jahre), Nord-Pol = Lat. 9° N ; Long. 43° O (E. Irving);

PK 3 -

Nach paläomagnetischen Messungen an Gesteinen der Hakatai shales des OberPräkambriums (Doell), Süd-Pol = Lat. - 18° S; Long 36° O (E.Irving);

PK 4 -

Rekonstruktion nach der Expansions-Hypothese von C. O. HILGENBERG. Südpol = Lat. - 12° S; Long. 3° O gemäß der ursprünglichen Lage von Südamerika zu Afrika im Präkambrium; nach der heutigen Lage von Südamerika sind die Koordinaten Lat. - 9° S; Long. 42° W.

Die Lage des kambrischen Süd-Pols ist in Figur 3 mit „K" bezeichnet. Er wurde nach paläomagnetischen Messungen an Caerbwby-Sandsteinen von K. M. CREER mit Lat. —15° S und Long. 7° W eingetragen und würde danach im Raum des heutigen Südatlantik in der Nähe des präkambrischen Poles P K 1 liegen. Sein Polarkreis umfaßt alle Glazial-Sedimente, deren Alter in West-Afrika und Brasilien als oberstes Präkambrium oder unterstes Kambrium noch unsicher ist. Da zwischen Präkambrium und Kambrium eine lange Abtragungs-Periode und Schollenbewegungen festzustellen sind und in Südafrika die Faltung der NeoAfriziden erfolgte, muß eine bessere Abgrenzung der Glazial-Ablagerungen zwischen Präkambrium und Kambrium möglich sein.

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A4 —

Die präkambrischen Strukturlinien in der Umrahmung des Südatlantik

Die präkambrischen Strukturlinien in der Umrahmung des Südatlantik

Die präkambrischen Strukturlinien der Gondwana-Blöcke Afrika und Südamerika haben eine ebenso große Bedeutung für die alten Zusammenhänge wie die Verteilung der präkambrischen Glazial-Ablagerungen. Die Vergleiche der Strukturlinien wurden für Afrika durch die Arbeiten von A. L. Du TOIT (1945, C 267, p . 2 3 ) , H . MARTIN ( 1 9 5 0 , A 8 3 ; 1 9 6 1 , A 88), H . B . S. COOKE ( 1 9 5 3 , C 2 6 5 )

und

R. FURON (1958, maps 318; 1960, C 277) ermöglicht. Immerhin sind noch viele Forschungen in West-Afrika erforderlich. Für Brasilien liegen die Unterlagen für solche Vergleiche durch die Veröffentlichungen von H. EBERT (1957, A 35; 1962, A 36), W. KEGEL (1958, A. 50; 1965, A 52) und K. BEURLEN (1961, A 20) vor. Die ersten Untersuchungen und Vergleiche wurden von H. EBERT (1957/1962) angestellt, ihm folgten K. BEURLEN (1961), R.PFLUG (1963, A 94), H . ILLIES (1964/65, B 1 6 6 - 1 7 0 ) u n d R. MAACK

(1964/1966). Wenngleich noch viele absolute Altersbestimmungen für Gesteine fehlen, die am Aufbau der präkambrischen Orogene teilnehmen, so sind doch die Ergebnisse der vergleichenden Untersuchungen der alten Strukturen von noch größerer Beweiskraft für die unmittelbare Zusammengehörigkeit der kristallinen Basiskomplexe von Afrika und Südamerika als die Verteilung der präkambrischen Glazial-Erscheinungen. Beginnt man mit einem Vergleich im Süden des aufgeschlossenen Basalkomplexes, so findet man in Uruguay präkambrische Strukturen, die parallel der La PlataMündung und der Atlantischen Küste streichen, um später nach N O abzubiegen. Sie liegen der Khomas-Schwelle und dem Damariden-Scheitel in Südwest-Afrika gegenüber. In der Grenz-Zone von Rio Grande do Sul tauchen die Aufschlüsse der kristallinen Strukturen unter paläozoische und mesozoische Gondwana-Schichten. Sie erscheinen erst wieder im Süden von Santa Catarina. Die von dort mit der Küste parallel streichenden Faltenzüge aus kristallinen Schiefern, Quarziten und Dolomiten mit intrusiven Graniten hat H. EBERT als Paraibiden bezeichnet (Bilder 2, 3, 5). Sie erstrecken sich mit West-Vergenz durch die Staaten Parana und Säo Paulo bis nördlich der Guanabara-Budit, wo sie mit der Küste in östlicher Richtung abbiegen und im südlichen Espirito Santo auf andere jungpräkambrische Gebirgszüge stoßen. Diese in einem weiten Bogen aus Nordwest kommenden assyntischen Faltenzüge werden als Araxaiden bezeichnet (H. EBERT, 1957, A 35, S. 516/517). Vom Virgations-Scheitel dieser beiden assyntischen Gebirgszüge streicht ein Teil der Strukturlinien nach Osten in den atlantisdien Ozean hinaus, während ein anderer nördlicher Teil der Faltenzüge, in nördlicher Richtung abbiegend, parallel der Küste sich bis nach Nordost-Brasilien fortsetzt (Figur 4)1). ') Nach einer Darstellung von GEORGE F. ROSIER streichen die Paraibiden an der Küste von Espirito Santo in spitzem Winkel in den atlantischen Ozean hinaus und setzen sich in Strukturlinien des westlichen Kongo fort. Sie begrenzen einen östlich liegenden, älteren präkambrischen kristallinen Komplex zwischen Cabo Frio und Macae, der N W - S O streichende prä-assyntische Strukturlinien aufweist. Schiebt man Südamerika an Westafrika, wobei eine Drehung von etwa 50° erfolgt, dann verlaufen die Strukturlinien dieses alten kristallinen Komplexes in W-O-Richtung und schließen sich an den kristallinen Komplex des Kuanza-Scheitels mit seinen W - O verlaufenden Strukturlinien (Bol. do Dep. N a t . da Prod. Mineral; Divisäo de Geol. e Mineral. 1965; Rio de Janeiro).

Präkambrische Faltenzüge

Bild 4 -

Bild 5 -

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Geschieferte Fazies des Damara-Otavi-Systems mit Ost-Vergenz in den Otjihipa-Bergen des Kaokoveldes (Südwest-Afrika)

West-Vergenz der geschieferten Faltenzüge der präkambrischen Afungui-Serie (Mittlerer Teil der Paraibiden)

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Bild 6 -

Bild 7 -

Präkambrische und prädevonische Glazial-Äblagerungen

Präkambrische Glazialschichten im Kaokoveld (Otavi-Tillit südlich von Ohopoho)

Prädevonische Glazialschichten in Südbrasilien, Iapo-Tillit in der Serra Säo Joaquim an der Basis des unterdevonischen Furnas-Sandsteins (Staat P a r a n ä , Südbrasilien)

Die präkambrischen Strukturlinien in der U m r a h m u n g des S ü d a t l a n t i k

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Den brasilianischen Strukturen liegen auf der afrikanischen Seite im Kaokoveld und Angola ebenfalls küstenparallel streichende und ost-vergierende spätpräkambrisch gefaltete kristalline Schiefer, Quarzite und Dolomite mit Granit-Intrusionen des Damara-Otavi- und Bembe-Systems gegenüber (Bild 4). Diese assyntischen Faltenzüge erstrecken sich mit Ost-Vergenz bis zur Lunda-Schwelle und biegen dort südlich des Rio Kuanza nach Osten hin ab (MAACK, 1963, A 79, S. 251; 1964, A 81, p . 3 3 / 3 4 , S. 5 4 / 5 5 ) .

Fügt man Südamerika mit Afrika im Sinne der Drift-Theorie und entsprechend der Küsten-Kongruenz zusammen, so schließen sich die ost-vergierenden Damariden genau an die west-vergierenden Paraibiden an. Die vom Paraibiden-Araxaiden Virgations-Scheitel in östlicher Richtung in den Atlantik ausstreichenden Paraibiden setzen sich im Kuanza-Scheitel fort. Ebenso wie in Brasilien die Faltenzüge küstenparallel nach Norden abbiegen, zweigen auch in Angola vom KuanzaScheitel küstenparallele Faltenzüge ab, die über den Kongo hinaus bis nach Gabun streichen und südlich der großen Kamerun-Verwerfung nach N O hin verlaufen. Die Gebirgs-Systeme der Paraibiden-Araxaiden und der Damariden bildeten ursprünglich ein einheitliches assyntisches Geosynklinal-Orogen von algonkischmarinen Schichten. Man gewinnt den Eindruck, daß der Orogen-Scheitel das Lineament bildete, an dem das System eingebrochen ist und auseinander gezerrt wurde. Bemerkenswert ist die Charnockit-Zone, die man nach den Beob?.chtungen von H . EBERT von Säo Paulo bis nach Bahia verfolgen kann, wo sie spitzwinklig in das Meer hinausstreicht und sich auf der afrikanischen Seite in gleicher Richtung in Spanisch Guinea und Kamerun fortsetzt (Figur 4). Charnockite kommen auch auf der Ilha Säo Sebastiäo an der Küste von Säo Paulo vor. Die bisher erwähnten präkambrischen Gebirgszüge werden in Pernambuco durch eine tektonische Störung quer abgeschnitten, wodurch eine flexurartige Umbiegung verursacht wird. Die transversalen Querstrukturen sind im Süden durch das Pernambuco-Lineament und im Norden durch das Paraiba-Lineament begrenzt. Diese Bezeichnungen wurden von H . EBERT eingeführt (1962, A 36, S. 54). Auch die Pernambuco-Quer-Struktur findet ihre Fortsetzung auf westafrikanischer Seite in den Kameruner transversalen tektonischen Linien (Figur 4). Nördlich der Pernambuco-Querstörung streichen die alten Strukturen SW—NO und werden von der Nordost-Küste Brasiliens quer abgeschnitten. Unterbrochen von der Amazonas-Mündungszone erscheinen die Strukturlinien wieder parallel der Küste in Amapa und Guyana, auch hier gekennzeichnet durch Charnockit-Vorkommen. Auf der afrikanischen Seite des Südatlantik werden zwischen Ghana und der Elfenbein-Küste die Faltenzüge des Birrimien-Systems von der Küste quer abgeschnitten, schwenken aber in Liberia küstenparallel ein. Auch in diesen präkambrischen Faltenzügen treten Charnockite auf. Die gesamte westafrikanische Zone der Guinea-Küste zwischen Kamerun und Liberia ist ein getreues Spiegelbild der Strukturen von Nordost-Brasilien und Guyana (Figur 4). Zusammenfassend dokumentieren folgende Übereinstimmungen der präkambrischen Strukturlinien an beiden Seiten des südatlantischen Ozeans die frühere Zusammengehörigkeit: 3 Maack, Kontinentaldrift

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Die präkambrischen Strukturlinien in der Umrahmung des Südatlantik

Figur 4 — Die jungpräkambrischen Strukturlinien des kristallinen Komplexes in Südamerika und Afrika The Upper Pre-Cambrian structures of crystalline basement in South America and Africa

Folding

Falten-Systeme

systems

1 - Paraibiden

Paraibides

2 -

Araxaiden

Araxaides

3 4 -

Kuanza-Scheitel Birrimien-System

Vertex of Kuanza

5 -

Charnockite

6 -

Neo-Afriziden, Namaiden

Charnockites Neo Afrizides, Namaides

7 -

Damariden

Damarides

8 -

Ross-System Falten-Achsen

Ross System folding axes

Pa Pb -

Paraiba-Lineament Pernambuco-Lineament

Birrimien System

) Kamerun-Verwerfungen / Cameroon faults

Zur Orientierung; for orientation BA = Buenos Aires; B = Benguella; C = Kapstadt (Cape Town); D = D a k a r ; G = Georgetown; N = Nairobi; R = Recife; R J = Rio de Janeiro; W = Windhoek; BL = Byrd Land; CL = Coats Land; EL = Enderby Land; WL = Wilkes Land

Die präkambrischen Strukturlinien in der Umrahmung des Südatlantik

3*

35

36

Die präkambrischen Strukturlinien in der U m r a h m u n g des S ü d a t l a n t i k

1 -

D a s küstenparallele Streichen der N a m a i d e n in S ü d w e s t - A f r i k a von A l e x a n d e r Bay bis L ü d e r i t z ;

2 -

D a s küstenparallele Streichen d e r Serie del Minas de U r u g u a y u n d d a s Einbiegen nach N N O u n d N O mit d e m Anschluß an das N O streichende D a m a r a - S y s t e m in Südwest-Afrika;

3 -

D a s küstenparallele Streichen d e r P a r a i b i d e n mit West-Vergenz in Südbrasilien, denen die küstenparallelen S t r u k t u r e n der D a m a r i d e n des D a m a r a - O t a v i - u n d Bembe-Systems mit Ostvergenzen im K a o k o v e l d und in Angola gegenüberliegen;

4 -

D e r Anschluß d e r P a r a i b i d e n Südbrasiliens u n d d e r D a m a r i d e n in A n g o l a an d e n Kuanza-Scheitel;

5 -

D a s küstenparallele Streichen der A r a x a i d e n nach d e r Virgation in Espirito Santo mit C h a r n o c k i t - V o r k o m m e n bis a n die tektonische P e r n a m b u c o - Q u e r z o n e u n d das Ausstreichen in den S ü d a t l a n t i k . Demgegenüber beobachtet m a n in W e s t - A f r i k a das küstenparallele Streichen d e r präkambrischen S t r u k t u r e n bis an die tektonische K a m e r u n - Q u e r z o n e u n d d e n Anschluß d e r A r a x a i d e n - C h a r n o c k i t e an die Charnockitzone in Spanisch-Guinea;

6 -

Die v o n der Küste quer abgeschnittenen Strukturlinien Nordost-Brasiliens, die sich in d e n N o r d o s t streichenden S t r u k t u r l i n i e n des Birrimien f o r t s e t z e n ;

7 -

Die küstenparallel einschwenkenden Faltenzüge des Birrimien mit ihren CharnockitV o r k o m m e n in Liberia, denen in S ü d a m e r i k a die küstenparallel streichenden Faltenzüge v o n A m a p a u n d G u y a n a m i t ihren C h a r n o c k i t - V o r k o m m e n gegenüberliegen.

Zu diesem geologischen Struktur-Bild des Präkambriums äußert sich H . EBERT mit folgenden Worten: „Diese Ubereinstimmungen im beiderseitigen Verlauf der Struktur-Linien sind zu auffallend, als daß man sie bei der Diskussion der WEGENER-Hypothese unbeachtet lassen k ö n n t e " ( 1 9 6 2 , A 3 6 , S. 5 8 ) . K . BEURLEN

schreibt: „Die Feststellungen EBERT'S sind von entscheidender Bedeutung. Sie geben den Schlüssel zum Verständnis der Entwicklung der südatlantischen Spalte" (1961, A 2 0 , S. 10). U n d R.PFLUG betont: „Die Gegenüberstellung der Strukturen auf beiden Kontinenten ergibt überraschende Übereinstimmungen im Bau, die kaum noch durch Zufälle erklärt werden können" (1963, A 94, S. 356). Aus der Antarktis liegt noch zu wenig Material über die präkambrischen Strukturlinien vor, um Vergleiche mit Südamerika und Afrika anstellen zu können. Immerhin lassen die bisher bekanntgewordenen Streich-Richtungen der metamorphen Gesteine des Basal-Komplexes und der Ross System-Orogene in Coats Land Beziehungen zum kristallinen Komplex Südafrikas erkennen. Die Struktur-Richtungen und Charnockite in Enderby Land und Kemp Land, sowie die SN, N 5° O und N O orientierten Strukturen und Charnockite zwischen Vestfold Hills und Vincennes Bay in der östlichen Küstenzone der Antarktis weisen nach Indien und West-Australien. Damit werden die Betrachtungen über das Präkambrium zur Geologie des Südatlantik abgeschlossen. Es folgen nun Vergleichs-Untersuchungen über das Paläozoikum.

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Bild 9 -

Silurische bis unterdevonische Quarzite

Dem Furnas- und Tafelberg-Sandstein ähnliche Quarzite, die in Argentinien als silurisch gelten. Cap Corrientes-Quarzite bei Mar del Piata

I I N W

m

IS3e& i mgm mmm,

Bild 10 -

isf

Struktur der Cap Corrientes-Quarzite bei Mar del Plata (Provinz Buenos Aires, Argentinien)

Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

B und C —

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Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

Schon in früheren Veröffentlichungen des Verfassers wurde darauf hingewiesen, daß das südbrasilianische Gebiet des Gondwanalandes seit dem oberen Präkambrium bis zum Oberkarbon in einer kalten Klimazone lag (1957, A 76, S. 547). Das wird eindrucksvoll dokumentiert durch die Verbreitung der präkambrischen und unterkambrischen Tillite, durch die Vereisungs-Spuren des Obersilur (Gotlandium, Bilder 7, 12), durch den subglazialen Charakter der Drift-Material enthaltenden Sandsteine, durch die Kaltwasser-Fauna des Unterdevons in Südamerika und Südafrika und schließlich durch die Gondwana-Vereisung im Oberkarbon (Figuren 3, 5 und 6). Erst im Unterperm lagen die Gondwana-Gebiete der heutigen südatlantischen Umrahmung in einer gemäßigten Klimazone. Ein weiteres wichtiges Forschungs-Ergebnis ist die Erkenntnis, daß der größte Teil Südamerikas im Früh-Paläozoikum ein ausgedehntes Flachland von geringer Meereshöhe bildete. Aus den weiten Ebenheiten stieg das Land ostwärts allmählich an und dehnte sich in Räume aus, die heute vom südatlantischen Ozean eingenommen werden. N u r niedrige Höhenzüge des archäisch-proterozoischen kristallinen Komplexes mögen sich aus einer mäßig nach Westen einfallenden kontinentalen Abdachung vom Typ einer breiten Küsten-Ebene erhoben haben. Jedenfalls schneiden die prädevonischen, völlig ebenen Abtragungs-Niveaus über die heutige Serra do Mar hinweg und verlieren sich schwebend in Richtung des südatlantischen Ozeans. Dieser Teil des Gondwanalandes hatte im Früh-Paläozoikum vorherrschend Abtragung und bis zum Silur nur geringe vulkanische Aktivität, aber keine bedeutende kontinentale Sedimentation erfahren. Das kambrische oder ordovizische Alter der epi-metamorphen Itajai-Serie in Santa Catarina ist noch unsicher. Post-kambrische Sedimente sind aus der atlantischen Umrahmung in Südamerika und Südafrika erst vom Silur ab festzustellen. Die ersten Anzeichen einer beginnenden Transgression vom Ur-Pazifik aus sind marine Sedimente von unsicherem kambrischem Alter und marine Formationen des Ordoviziums in der chilenisch-argentinischen Haupt-Kordillere sowie in der westargentinischen Prä-Kordillere. Unsicher ist noch das ordovizische Alter der Itapucumi-Kalke in Nord-Paraguay. Aus der Antarktis werden Anzeichen von marinem Kambrium mit Archaeocyathidae erwähnt. Ordovizium wird für gefaltete und metamorphe Schichten nach einigen absoluten Altersbestimmungen von 460 und 470 ± 50 Millionen Jahren in den Trans-Antarctic Mountains zwischen Victoria Land und Coats Land angenommen. Für die Geologie der südatlantischen Umrahmung durch Afrika, Südamerika und Antarktis ist das Früh-Paläozoikum ohne große Bedeutung, denn es waren in erster Linie Abtragungs- und Einebnungs-Perioden. Die kalte Klimazone des Gondwanalandes im Früh-Paläozoikum wird aber durch die Tatsache bezeugt, daß glazialmarine Drift-Konglomerate und Tillite bei Zapla, Orozas, Tarija, Catavi und Uncia in Nordwest-Argentinien und Südost-Bolivien zwischen ordovizischen und devonischen Schichten eingebettet sind (Schlagintweit und Ahlfeld 1946). Auch die Tillite und glazialen Drift-Ablagerungen der prädevonischen, gotlandischen IapóFormation in Paraná beweisen ein frühpaläozoisches kaltes Klima (Maack, A 72, 74, 76 und Rieh, 1953, A 106; Bilder 7, 8).

40

K a l t - K l i m a t e u n d Transgression im D e v o n des G o n d w a n a l a n d e s

Die glaziale Iapo-Formation ist inzwischen durch Bohrungen der Petrobras auf eine Längserstreckung von 185 km nachgewiesen. Unmittelbar an der Basis des unterdevonischen Furnas-Sandsteines zwischen 1123 und 1139 m anstehend, tauchen die Glazial-Ablagerungen nach Nord und West unter die Gondwana-Schichten des Paranä-Bassins. Sie wurden bei Joaquim Tavora in 2270 m Tiefe mit 72 m Mächtigkeit erbohrt. Auf dem dritten Hochplateau von Parana wurden die IapoTillite unter den 1100 m mächtigen Trappdecken in 4300 m Tiefe mit 64 m Mächtigkeit an der Basis des Furnas-Sandsteines angetroffen (Maack, 1960, C293 und 1963, A 80). Auch bei Monjolinho in Mittelparana wurde die Iapo-Formation in 1160 m an der Basis des Furnas-Sandsteines beobachtet, die Bohrung jedoch eingestellt, bevor die Mächtigkeit der Tillite bekannt war. Weiter westwärts ist das Silur in Paraguay durch die quarzitischen Caacupe-Sandsteine vertreten (Maack, 1962, D 337). Unsicher ist noch das geologische Alter der Marica-Camaquä- und Jacadigo-Formationen in Rio Grande do Sul und Mato Grosso. Südlich des Rio de la Plata erscheinen wieder weiße quarzitische Sandsteine von silurischem Alter unmittelbar an der Küste des Südatlantik bei Mar del Plata (Bilder 9—11). Die gleichen weißen Quarzite sind in der Sierra de la Ventana mit fossilführenden, unterdevonischen tonigen Schichten und Grauwacken gefaltet (Bild 28). Die Handstücke dieser Quarzite sind vom Tafelberg-Sandstein des Cape-Systems Südafrikas nicht zu unterscheiden. Sie ähneln aber auch in auffallender Weise dem Furnas-Sandstein in Parana und den Caacupe-Quarziten von Paraguay (Bild 13). A. L. Du T O I T hat denn auch schon 1927 die Formationen der Sierra de la Ventana mit dem Cape System identifiziert (1927, B 140). Auch im Cape System wird ein kaltes Klima durch Tillite bezeugt. Die Caacupe-Formation in Paraguay, die silurischen fossilführenden Schichten der Prä-Kordillere zwischen Jachal und Rio San Juan und die Quarzite an der Basis des Cape Systems bezeichnen die Ostgrenze einer Transgression, die vom pazifischen prä-andinen Geosynklinal-Trog ausging. Sie stellt den Beginn einer Überflutung dar, die im Devon den größten Teil Südamerikas in ein epikontinentales oder Schelfmeer verwandelte. Das Schelfmeer griff über Südafrika hinweg bis nach Madagaskar und erreichte auch die West-Antarktis. Die Ostgrenze der im unteren Devon vordringenden Transgression ließ nur einen schmalen Festlandstreifen von Gondwana-Südamerika frei, der als westliches Vorland des afrikanischen Gondwana-Blockes erscheint und eine sanft nach West geneigte Küsten-Abdachung und Litoralzone darstellte (Figur 5). Die Entwicklung des Unterdevon ist in Südafrika, auf den Falkland-Inseln und in Südamerika gleichförmig. An der Basis liegt ein grauweißer, körniger, oft quarzitischer Sandstein; a) In S ü d a f r i k a : an der Basis der Tafelberg-Sandstein des Cape-Systems (Bild 15), der zum Teil in das oberste Silur, z u m Teil an die Basis des U n t e r d e v o n gestellt w i r d ; b) Auf den F a l k l a n d - I n s e l n : die P o r t Stephens-Sandsteine mit Basis-Konglomerat; c) In Argentinien: die Q u a r z i t e in der Sierra de la V e n t a n a u n d bei M a r del P l a t a (Bilder 9, 10, 11); d ) In U r u g u a y : die Carmen-Sandsteine mit Basis-Konglomerat;

Silurische bis u n t e r d e v o n i s d i e Q u a r z i t e

Bild 11 - T a f e l b e r g aus silurisch - u n t e r d e v o n i schen (?) w e i ß e n , q u a r zitischen Sandsteinen an der L a g u n a de la B r a v a bei Balcarce ( P r o v i n z Buenos Aires, A r g e n tinien)

Bild 12 - Fazettiertes Geschiebematerial f ü h rende Ablagerungen von u n b e s t i m m t e m A l ter u n m i t t e l b a r über den weißen C a p C o r rientes - Q u a r z i t e n bei P u n t a Iglesia, M a r del P l a t a ( P r o v i n z Buenos Aires, Argentinien)

41

42

Silurische Q u a r z i t e und unterdevonische Sandsteine

Bild 13 -

Weißer Graptoliten führender silurischer Caacupé-Quarzit in Paraguay

Bild 14 - Stufen-Landschaft des unterdevonischen Furnas-Sandsteines im Staate P a r a n á (Südbrasilien)

Kalt-Klimate und Transgression im D e v o n des Gondwanalandes

43

e) In Paraná-Brasilien: der Furnas-Sandstein mit Basis-Konglomerat und glazialem Driftmaterial (Maack, 1957, A 76, Bilder 14, 16-21)-, f) In Paraguay: die Caacupé-Quarzite (Bild 13) und g) In Bolivien: der Icla-Sandstein.

In Nordost-Brasilien entsprechen der weiße Serra Grande-Sandstein in Piaui, der Tombador-Sandstein in Bahia und die grobklastischen Sandsteine im Jatobá-Becken im Staate Pernambuco dem Furnas-Sandstein Südbrasiliens (W. Kegel, 1953; K. Beurlen, 1966, D 325). Das marine Unter- und Oberdevon erstreckt sich von Nordost-Brasilien über Sierra Leone und Guinea bis nach Nordwest-Afrika, wo die Transgression die Ur-Tethys erreichte. Auch in Nordost-Brasilien liegen Konglomerate vom Charakter der Tillite mit Gneisen, Graniten, Quarziten, Phylliten und Kalken als Drift- oder Geschiebematerial in einer ungeschichteten Grundmasse an der Basis der unterdevonischen Serra Grande- und Tombador-Sandsteine. Tillite wurden auch aus der mittel- bis oberdevonischen Longá-Formation von W. K E G E L beschrieben (1953, D 333). Die Ausdehnung der unterdevonischen und oberdevonischen Tillite wurde inzwischen bis auf 880 km in Nordwest-Richtung und 720 km in Südwest-Richtung bis in das Amazonas- und Araguaia-Gebiet festgestellt (O. Barbosa, 1962; W.Kegel, 1953, D 333). Über den weißen, quarzitischen Devon-Sandsteinen liegen: a) In Südafrika die lettigen und tonig-sandigen unteren und oberen Bokkeveld-Schiditen mit einer reichen austral-kaffrischen bzw. malvino-kaffrischen Kaltwasser-Fauna; b) Auf den Falkland-Inseln die Fox Bay- und Port Philomel-Letten mit der gleichen Fauna; c) In Argentinien die Letten und Sandsteine der subandinen Zone von Salta und Jujui, die Devon-Schichten der Prä-Kordillere und die gefalteten tonigen Schichten der Sietra de la Ventana mit der gleichen Fauna; d) In Uruguay die Rincón de Alonzo-Letten mit der gleichen Fauna; e) Im südbrasilianischen Staat Paraná die Schichten der Santa Rosa-Gruppe mit den Ponta Grossa-Schiefern, dem Tibagi-Sandstein und den Säo Domingo-Letten, deren australomalvino-kaffrische Fauna besonders eingehend untersucht wurde (J. C. Clarke, 1913, K. E. Caster, 1939, 1947, 1952, A 29; 1954; F. W. Lange, 1954, D 336); f) In Paraguay die Itacurubi-Schichten, Letten und rote Sandsteine der Tibagi-Fazies; g) In Bolivien die Lola-Schiefer und höhere Horizonte des Mittel- und Oberdevon, die v o n R. KOZLOWSKI als Sicasica-Formation aus Nordwest-Bolivien beschrieben wurden; h) In Nordost-Brasilien die Pimenteira-Formation, die Cabejas-Formation des Mitteldevon und die Longá-Formation des Oberdevon (Kegel, 1953, D 333).

Aus der Fülle der marinen Fauna dieser touig-sandigen, neritischen Letten, Schiefer und Sandsteine kann an dieser Stelle nur auf einige Fossilien hingewiesen werden, die allgemein im Verbreitungsgebiet der Devon-Transgression vorkommen, mit Ausnahme von Australien und Neu-Seeland. Dabei muß betont werden, daß das nordwestliche, epikontinentale Devon-Meer bis in eine mildere Klimazone und bathiale Fazies reichte, aus der R. K O Z L O W S K I zwei Korallen-Arten erwähnt (Ahlfeld, 1956, D 332, p. 177).

K a l t - K l i m a t e und Transgression im Devon des Gondwanalandes

44

Figur S -

Die Devon-Transgression über Gondwanaland. Der nicht vom Schelf-Meer überflutete Festland-Streifen Südamerikas bildete nur einen schmalen KontinentalSaum von Gondwana-Afrika Devonian transgression over Gondwanaland. South American continental strip, not flooded of the shelf sea, formed only a narrow belt of Gondwana Africa

Unsichere Pol-Lagen

des Devons gemäß dem beutigen

Gradnetz

Uncertains pole positions of the Devonian according to the actual system of coordinates

-

DE

Durch epikontinentales oder Schelf-Meer | überfluteter kristalliner Festland-Sockel. Im 1 westlichen Südamerika auch geosynklinale Ausbildung

Through epicontinental- or shelf sea flooded cristalline basement. In the western South America also marine geosynklinal formation

Grenze des Schelf-Meeres im Oberdevon

limit of the shelf sea in the Upper Devonian

Subglaziales Unterdevon mit glazialen Drift-Ablagerungen

Subglacial Lower Devonian with glacial drift deposits

Oberdevonische Tillite

Upper Devonian tillites

Legend

Erklärungen. DN1 -

geographical

9 ° N , 12° E,

Devonian North Pole palaeomagnetic after K . M. Creer for Devonian

Devon-Nordpol

Sediments from Salta and Jujuy, Argentina D S 2 - 30° S, 2 1 ° W, Devon-Südpol

Devonian South Pole palaeomagnetic after K . M . Creer and E. Irving for Upper Old Red Sandstone (Brit.)

D S 3 - 3 4 ° S, 2 4 ° W, idem

palaeomagnetic after K . M . Creer for Old Red Sandstone (Europe) palaeoclimatic after A. Wegener

D S 4 - 3 0 ° S, 4 0 ° E ,

idem

DS 5 -

Oberdevon-Südpol

Upper Devonian South Pole palaeoclimatic after R . Maack

D S 6 - 5 0 ° S, 3 0 ° E,

Unterdevon-Südpol

Lower Devonian South Pole palaeoclimatic after R . Maack

D S 7 - 6 6 ° S, 12° E,

Devon, wahrscheinlich Unterdevon

DS 8 -

Roter Sandstein von Grande, Argentinien

Devonian, probably Lower Devonian Ainslie volcanics, Australia after E. Irving purple Sandstone from R i o Grande, Argentina palaeomagnetic after K . M . Creer Upper Silurian South Pole palaeomagnetic after E. Irving for Mugga porphyry, Australia

G

19° S, 14° E,

19° S, 6 6 ° E ,

- 6 0 ° S, 2 3 ° E,

Rio

Obersilur (gotlandischer) Südpol

Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

45

46

Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

Als einige allgemein im Devon verbreitete Elemente der austral-malvino-kaffrischen Fauna von Südamerika, auf den Falkland-Inseln und in Südafrika sind zu nennen: 1 -

Coelenterata-Conularida: Conularia

2

Pteropoden: Tentaculites

-

crotalinus;

africana, Hyolithus

3 -

Brachiopoden: Australopirifer antarcticus, cus, A. mesembria; Cbonetes falklandicus; Australocoelia; Lingula lepta; Orbiculoidea

4

Lamellibranchien: Janeia

-

Palaeoneilo

bokkeveldensis;

C. ulrichana,

C. quichua-,

subaequalis;

A. iheringi; Austrolostropbia antarctiDerbyina smithi; Leptocoelia flabellitisbaini; Schellwienella agassizi; Nuculites

obtusus,

N. pacatus,

N.

sharpei;

A.

parana;

sancticrucis;

5 -

Gastropoden: Bellerophon

6 -

Arthropoden-Trilobiten: Asteropyge australis, Calmonia signifer, Homalonotus noticus;

7 -

Cephalopoden: Orthoceras

sp.-, Bucanella

(verschiedene Arten); Asteropyge

(cf. paituna),

gamkaensis.

Neben diesen marinen Fossilien werden in den Letten und oberen Sandsteinen im ganzen Verbreitungsgebiet des Unterdevons primitive Pflanzenreste gefunden wie Tasmanites sp., Spongyophytum (verschiedene Arten), Cyclostigma; Psilophyton; Haplostigma Seward; Asteroxylon; Hostimella-, Arthrostigma und Bothrodendron sp. In der Antarktis wurde auch das marine Unterdevon in der Taylor-Gruppe des unteren Beacon-Systems von Victoria Land bis zu den Horlick Mountains im Transarctic Escarpment festgestellt. HILARY J . HARRINGTON bringt folgende Gliederung des unteren Beacon-Systems und vergleicht es mit dem Cape System Südafrikas und dem Devon der Falkland-Inseln: Devon Antárctica

Devon

Taylor-Gruppe 5 4 -

Aztec siltstone (Bild

29)

Pyramid sandstone mit

= =

marinen Problemática (Bilder 3 2 -

29,

von Südafrika

(Bild 26) und den

Falkland-

Inseln obere Witteberg-Serie in Südafrika (Bild Bluff Cove beds auf den Falkland-Inseln untere Witteberg-Serie in Südafrika (Bild

26) 24)

P o r t Stanley-Sandsteine auf den Falkland-Inseln

30)

OdinArkose mit marinen Problemática

=

obere Bokkeveld-Sdiichten in Südafrika (Bild 24) P o r t Philomen-Schichten auf den Falkland-Inseln

Horlick- und Knobhead-

=

Table Mountain-Sandstein mit Glazialzone und Til-

Formationen mit Brachio-

lit in Südafrika (Bilder

poden,

Port

Psilophyten

und

Ii,

Stephens-Sandsteine

22) auf den

Falkland-Inseln

marinen Problemática

Dieser Vergleich stimmt auch mit der Entwicklung des Devon in Paraná überein. Wie in Südafrika die unteren und oberen Bokkeveld-Sdiichten durch ein schmales, rötliches oder weißes quarzitisches Sandsteinband getrennt werden, so liegt auch im Staate Paraná zwischen den unteren Ponta Grossa-Schiefern und den oberen Säo Domingo-Letten eine 20—30 m mächtige weiße Sandstein-Decke vom Typ der Fumas- oder Barreiro-Sandsteine und der rötliche Tibagi-Sandstein. Bisher wurden Erstreckungen von 60 km N—S und von 30 km O—W beobachtet.

Devon

Stufen- und Tafelberg-Landschaft des silurischen bis unterdevonischen Tafelberg-Sandsteines bei Kapstadt (Südafrika)

16 -

Drift-Material im subglazialen, unterdevonischen Furnas-Sandstein bei Ingrata im Staate Parana (Südbrasilien)

Devon

48

Bild 17 -

Verdriftetes Gestein im unterdevonisdien Furnas-Sandstein am Rio Tibagi im Staate P a r a n a (Südbrasilien)

Devon

Bild 18 -

Bild 19 -

49

Verdrifteter Gesteins-Einschluß in einer limonitisdien Geode des FurnasSandsteins bei Ingrata im Staate Paraná (Südbrasilien)

Gebänderte Tone zwischen dem subglazialen unterdevonischen Furnas-Sandstein bei Ingrata im Staate Paranä (Südbrasilien)

4 Maack, Kontinentaldrifl

Kalt-Klimate und Transgression im Devon des Gondwanalandes

51

Im Hangenden der fossilführenden Horizonte liegen wiederum Sandstein-Decken: a) In Südafrika die weißen Sandsteine der Witteberg-Serie. b) Auf den Falkland-Inseln die grobkörnigen quarzitisdien Port Stanley-Sandsteine. c) In Argentinien graue und gelbliche Sandsteine mit eingeschalteten dunkelgrauen Letten (shales). d) In Uruguay die La Paloma-Sandsteine. e) In Paraná der subglazial-fluviale weiße und hellgelbliche Barreiro-Sandstein mit glazialem Driftmaterial (Bild 25). f) In Paraguay die hellgelblichen und rötlichen Itacurubi-Sandsteine. g) In Bolivien der Huamampampa-Sandstein. h) In Nordost-Brasilien die hellen Picos-Sandsteine, die das Unterdevon abschließen.

Für die nach oben folgenden Caberas- und Longá-Formationen mit dem CarolinaTillit (glaziale Drift?), die von dem weißen Poti-Sandstein abgeschlossen werden, gibt W. K E G E L Mittel- und Oberdevon als geologisches Alter an. Er begründet das mit dem Vorkommen verschiedener Arten der Gattung Amphigenia und dem borealen oder Tethys-Element Conularia undulata des Mitteldevon und Asteropyge aus dem frühen Oberdevon (1953, D 333). Nach H . G R A B E R T gehören die Cabejas- und Longá-Formationen noch zum Unterdevon (1964, D 330, S. 172 und 177). Wie in Südafrika die Zugehörigkeit der Witteberg-Sandsteine zum Devon lange umstritten war und diese eine Zeitlang an die Basis der glazialen unteren DwykaSerie gestellt wurden, so geben S. P E T R I und K. E. C A S T E R den Barreiro-Sandstein an der Basis der glazialen Itararé-Gruppe an. Die Auffassung von K. E. C A S T E R , daß der Furnas-Sandstein ein abgesunkener Block der Itararé-Schichten sei und daß dem Quarzporphyr von Castro post-devonisches Alter zugesprochen werden müsse, ist unverständlich (Caster, 1952, A 29, p. 119). J. L. R I C H schloß sich der Auffassung von M A A C K an, daß der konkordant über den Domingo-Letten liegende Barreiro-Sandstein die oberste Decke der devonischen Campos Gerais-Serie bilde (1953, A 106, p. 7 und 4 3 / 4 4 ) , J . E. D E V I L L I E R S und T . G. W A R D H A U G H haben 150 Gesteinsproben von Gondwana-Sedimenten auf ihre charakteristischen Schwere-Mineralien untersucht und kamen zu dem Ergebnis, daß die Konzentrate der Tibagi- und Barreiro-Sandsteine mit denen der Bokkeveld-Schichten und der Witteberg-Sandsteine identisch seien, aber nicht mit den glazialen Dwyka- und Itararé-Sedimenten (1959/1960, A 33). Nach den letzten kartographischen Aufnahmen von 1966 der Geologen der Comissäo da Carta Geológica do Paraná 1: 50 000 wurde eine weit ausgedehnte grau-weiße Sandstein-Decke zwischen den fossilführenden Letten festgestellt, so daß die von R . M A A C K vertretene Einteilung in eine obere und untere Folge fossilführender Letten bestätigt wurde. Die unterdevonische Campos Gerais-Serie von Paraná wird dem Cape System Südafrikas wie folgt gegenübergestellt: Campos Gerais-Serie glaziales Itarare

in Paraná

Prä-Gondwana Rumpffläche

Cape System in Südafrika glaziales Dwyka Prä-Karroo-Oberfläche = PräGondwana Rumpffläche

Erosions-Diskordanz 4»

Erosions-Diskordanz

52

Kalt-Klimate und Transgression im D e v o n des Gondwanalandes

5 -

weißer und gelblicher BarreiroSandstein mit glazialem Drift-Material (Bild 25) Konkordanz

5 -

weiße quarzitische WittebergSandsteine (Bilder 24, 26) Konkordanz

4 -

obere Fossilhorizonte, Säo DomingoLetten mit neritisdier KaltwasserFauna

4 -

obere Bokkeveld-Sdiichten, neritische Kaltwasser-Fauna

3 -

weiße Sandsteine, teilweise roter Tibagi-Sandstein mit Spiriferen

3 -

weiße Quarzite und rötliche Sandsteine

2 -

untere Fossilhorizonte, PontaGrossaSchieferletten (shales) mit neritischer Kaltwasser-Fauna (Bild 23)

2 -

untere Bokkeveld-Schichten mit neritischer Kaltwasser-Fauna (Bild 24)

1 -

weißer Furnas-Sandstein mit BasisKonglomerat und glazialem DriftMaterial (Bilder 14, 16-21) Palaeoplan - Rumpfflädie über Iapo-Tilliten und A^ungui-Serie

1 -

weißer quarzitischer Table Mountain-Sandstein mit Glazial-Horizonten und Tilliten (Bilder 15, 22, 27) Palaeoplan - Rumpfflädie über French Hoek-Sdiichten und CangoKonglomerat (vermutlich glazial) Malmesbury-Granite und Quarzporphyre

Takonisch-kaledonische Granite und Quarzporphyre

Zoogeographisch charakteristisch sind für das Unterdevon Südafrikas, der FalklandInseln und Südamerikas einheitlich australo-malvino-kaffrische Elemente einer Kaltwasser-Fauna. Erst vom nordwestlichen Teil der Devon-Transgression und vom heutigen Amazonas-Gebiet aus sind faunistische Beziehungen zu der Warmwasser-Fauna der Tethys von Laurasia-Nordamerika festzustellen. Von NordostBrasilien war ein Faunen-Austausch durch das Devon-Schelfmeer möglich, das über Nordwest-Afrika mit dem nordafrikanisch- europäischen Teil der Tethys in Verbindung stand. K. KROEMMELBEIN weist als Beispiel auf die Verbreitung derBrachiopoden-Familie Leptocoelia hin (1966, D 335, S. 19). Im nördlichen und westlichen Südamerika überkreuzen sich die Verbreitungsgebiete des appalachischen Elementes der Gattung Leptocoelia-Australocoelia des Gondwanalandes. In Gondwana-Südamerika und Gondwana-Afrika dominiert im Unterdevon die australo-malvinokaffrische Gattung Australocoelia. Diese Gattung ist durch das pazifische DevonSchelfmeer über die Antarktis bis nach Tasmanien verbreitet. Dort trifft Australocoelia mit faunistischen Elementen zusammen, die sich über die Schelfe der nördlichen und nordöstlichen Tethys bis nach Australien und Neu-Seeland verbreitet hatten. In Australien und Neu-Seeland dominieren faunistische Elemente der devonischen Tethys, die auf Beziehungen zu Laurasia-Europa hinweisen. Eine Erklärung für die Nord-Süd-Verbreitung der appalachischen Bradiiopoden-Gattung Leptocoelia bis in das Verbreitungs-Gebiet der australo-malvino-kaffrischen Australocoelia ist durch die Verbindung des pazifisch-devonischen Schelf-Meeres mit der Tethys gegeben. Außer dem marinen Devon in Nordwest-Afrika und im südlichsten Südafrika trifft man auf dem übrigen afrikanischen Kontinent keine devonischen Sedimente an. Auch kontinentales Devon ist in Afrika bisher unbekannt. Vom Silur bis zum Devon ist in Afrika nur Abtragung festzustellen, die von Afrika aus das südamerikanische Vorland erfaßte. Es war die Zeit, in der die Prä-Gondwana-Karroo-

Devon

Bild 22 - Erosions-Einschnitt in unterdevonischen Sandsteinen des Kap-Systems mit Tilliten und Driftmaterial im Groot Swartberg Range, südlich von Prince Albert in der K a p - P r o v i n z (Südafrika)

53

Devon

54

Bild 23 - Flachgelagerte unterdevonische P o n t a Grossa-Letten der Campos Gerais-Serie mit mariner Kaltwasser-Fauna am Rio Caniú bei Tibagi, im Staate P a r a n á (Südbrasilien). Der F a u n e n - I n h a l t der P o n t a Grossa-Letten entspricht den Bokkeveld-Schiditen von S ü d a f r i k a

Bild 24 -

Stark gefaltete unterdevonisdie Bokkeveld-Schichten mit

Kaltwasser-Fauna.

Im Hangenden (rechts im Bild) gefalteter Witteberg-Sandstein im Kap-Faltengebirge. Groot Swartberg Range ( K a p - P r o v i n z , Südafrika)

Devon

55

Bild 25 - Ungefalteter, fluviatil-kreuzschichtiger, subglazialer devonischer Barreiro-Sandstein mit glazialem Driftmaterial, k o n k o r d a n t über den fossilführenden Letten der Campos Gerais-Serie bei Tibagi im Staate P a r a n á (Südbrasilien)

Bild 26 - D e r dem Barreiro-Sandstein entsprechende Witteberg-Sandstein über BokkeveldSdiiditen im Kap-Faltengebirge, Groot Swartberg Range (Kap-Provinz, Südafrika)

56

Devon

Bild 27 -

Gefalteter, unterdevonischer, quarzitischer Tafelberg-Sandstein aus dem Groot Swartberg Range (südlich von Prince Albert, Kap-Provinz)

Bild 28 -

Gefalteter devonischer Q u a r z i t der Providencia-Formation in der Sierra de la Ventana, La Pileta (Provinz Buenos Aires, Argentinien) F o t o : A r t u r o Arnos

Die oberkarbone G o n d w a n a - V e r e i s u n g und die Gondwana-Schichten

57

Rumpffläche gebildet wurde. Die Prä-Devon-Oberfläche und die Prä-GondwanaRumpffläche gehören zu den ausgedehntesten und am besten durchgeformten FastEbenen oder „peneplains" der Erde. Durch den geschlossenen Zusammenhang von Afrika bis Südamerika beweisen sie das Fehlen eines trennenden Ozeans zwischen den Kontinenten. Im Unterkarbon begann die Zertalung der Prägondwana-Rumpffläche, die als präglaziale Täler im Kaokoveld und im Devon-Gebiet auf dem zweiten Hochplateau des Staates Parana von Grundmoränen-Material (Tilliten) der Gondwana-Vereisung ausgefüllt wurden und Gletscherschliffe an den Talwänden und an der Basis aufweisen. Die paläomagnetischen Pol-Lagen für Unter- und Oberdevon sind noch sehr unsicher und nach dem heutigen geographischen Koordinaten-System so weit verstreut, daß sich keine klare Beziehung zu den devonischen Glazial-Ablagerungen ableiten läßt. Auf Figur 5 sind einige Pol-Lagen für das Devon eingetragen, wie sie von K. M. C R E E R und E. IrRViNG mitgeteilt wurden (Creer, 1958, B 1 3 3 ; 1963, B 193; Irving, 1959, B 171). Keiner der zugehörigen Polar-Kreise umfaßt nach der heutigen Schiefe der Ekliptik in zufriedenstellender Weise die subglazialen und glazialen Gebiete des Unter- und Oberdevon. Ekliptik-Schiefe und RotationsGeschwindigkeit der Erde für Devon und Karbon und damit die Äquator-Aufwölbung und die Abplattung der Polar-Kalotte sind noch unbekannt. Aus paläoklimatischen Erwägungen hat der Verfasser zwei Pol-Lagen für das Unter- und Oberdevon eingetragen, die die Gebiete der subglazialen und glazialen Ablagerungen umfassen (Figur 5 und 1957, A 76, Figur 7; 1960, C293, S. 43). Die vom Verfasser angegebene Breitenlage von 19° S für das Oberdevon entspricht der von K. M. C R E E R mitgeteilten Breite für die Probe 517 aus der Provinz Salta in Argentinien. Rote Sedimente (Probe Nr. 39) aus der Nähe von Kapstadt ergaben nach paläomagnetischen Messungen von C R E E R für das Unterdevon eine Breite von 50° S, ein Ergebnis, das sich ebenfalls mit der vom Verfasser angegebenen Breite für das Unterdevon deckt (1960, C293, Tabelle 1). Bei den Berechnungen der Längen bestehen jedoch noch große Differenzen (Creer, 1963, B 193).

D —

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die GondwanaSchichten

Der Name Gondwana wurde zuerst im Jahre 1872 von H . B. M E D L I C O T T für Kohle enthaltende kontinental-fluviale und lakustre Sedimente in indischen Flußtälern angewandt. Als später glaziale Ablagerungen mit fossilen Pflanzenresten an der Basis kontinentaler Formationen gefunden wurden, über die man auch aus Afrika, Südamerika und Australien berichtete, prägte EDUARD SUESS 1885 unter dem Eindruck der Zusammengehörigkeit dieser geologischen Erscheinungen den Namen „Gondwanaland" für einen großen Süd-Kontinent von einheitlich geologischem Bau sowie gleicher erdgeschichtlicher, faunistischer und floristischer Entwicklung. Der ursprüngliche Süd-Kontinent sollte über die große Weite des Atlantischen und Indischen Ozeans durch Landbrücken verbunden gewesen sein. Man vergleiche hierzu die Konstruktionen von E. K O K E N 1907, CHARLES SCHUCHERT 1923 und noch 1948/1949 von H A N S S T I L L E .

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Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

Die Bezeichnung Gondwanaland wurde einer indischen Landschaft südlich der Satpura-Bergkette entnommen, die von dem dunkelhäutigen Volk der Gond's bewohnt war, dessen H e r k u n f t noch heute unbekannt ist. Die Gond's bezeichneten ihre Wohngebiete als „Wana". Gondwana bedeutet somit Land der Gond's. Danach werden alle geologischen Formationen mit den nur f ü r den Süd-Kontinent charakteristischen Fossilien, von den Glazial-Ablagerungen an der Basis bis zu einer abschließenden Decke basischer Eruptiva in Indien, Südamerika, Antarktis und Australien allgemein als Gondwana-Schichten bezeichnet. Als Dokumente eines kalten bis polaren Klimas stellen die Glazial-Ablagerungen an der Basis der Gondwana-Schichten eine besondere Leit-Formation dar, die die Glazial-Ablagerungen der heute weit getrennten Gondwana-Teile in eine einheitliche, geographisch mögliche Klimazone zusammenfaßt. Das ist aber durch die Konstruktion von Landbrücken über Tausende von Kilometern nicht möglich. Die Glazial-Sedimente sind damit weiterhin die wichtigsten Indizien f ü r eine gemeinsame geologische Entwicklung aller nach oben folgenden Gondwana-Schichten in einem zusammenhängenden, nicht durch Ozeane geteilten Sial-Komplex. Im Ursprungs-Land des Begriffes Gondwana, in Indien, sind die unteren und oberen „Gondwanas" als Gondwana-System zusammengefaßt, in A f r i k a als KarrooSystem, in Brasilien als Santa Catarina-System, in Argentinien in der Prä-Kordillere als Paganzo-La-Rioja-System und in der Sierra de la Ventana als Pillahuinco-Serie, auf den Falkland-Inseln als Lajonian-System und in der Antarktis als „Upper Beacon-System". In Australien erscheinen die Gondwana-Schichten nicht unter der Bezeichnung eines umfassenden Systems. In der vorliegenden Arbeit werden nur die Gondwana-Schichten der atlantischen Umrahmung behandelt, die f ü r die Beurteilung der Entstehung und des geologischen Alters des südatlantischen Ozeans von Bedeutung sind. Für die Gondwana-Vereisung (Fig. 6) im südatlantischen Raum wird häufig noch die unsichere Bezeichnung eines permo-karbonischen Alters angegeben. Das kann nach den Forschungs-Ergebnissen der letzten zwanzig Jahre nur noch f ü r den australischen Gondwana-Teil gelten, wo Oberkarbon und Perm einwandfrei glazial-marine und kontinentale Ablagerungen der Gondwana-Vereisung umfassen. In GondwanaAfrika und -Südamerika entsprach das Perm einem kühlen bis gemäßigt warmen Klima. Durch das unterpermische White Band in Südafrika und durch den unterpermischen Mesosaurus-Horizont der pyro-bituminösen Irati-Schichten in Brasilien werden die oberkarbonen Glazial-Schichten und periglazialen Sedimente nach oben begrenzt. Das oberkarbone Alter ist f ü r die Gondwana-Vereisung in Südafrika und Südamerika gesichert, und zwar durch die Glossopteris-Floren-Vergesellschaftung mit Rhacopteris, Gondwanidium, Gangamopteris, Lepidopbloios und Noeggerathiopsis u. a. und auch durch die glazial-marine Fauna Eurydesma mit Myalina, Conularia, Nuculana, Aviculopecten sowie Barroisella. Die im letzten Drittel der Gondwana-Vereisung vordringende Transgression vom Ur-Pazifik aus erreichte in Südamerika die Gebiete der heutigen Staaten Säo Paulo, Paraná, Santa Catarina und Rio Grande do Sul. Die Transgressions-Front blieb in Paraná etwa 50 km westlich der Front des Unterdevon-Schelfmeeres zurück, erreichte jedoch in Santa Catarina das heutige Küstenland in einer Ingressions-Bucht

Devon

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Bild 29 - Dem Witteberg-Sandstein Südafrikas korrespondierender devonischer PyramideSandstein des unteren Beacon-Systems der T a y l o r - G r u p p e ; Blick nach Südwest von „Beacon Heigth", Victoria Land (Ost-Antarktis) F o t o : H i l a r y J . H a r r i n g t o n D e r S a n d s t e i n w i r d v o n den f e i n s d i i c h t i g e n A z t e c - S i l i t e n des O b e r d e v o n ü b e r l a g e r t ( l i n k s i m B i l d ) . S a n d s t e i n e v o n t r i a s s i s c h e m A l t e r (?) f o r m e n d e n M t . F e a t h e r (die H ö h e rechts im B i l d ) . D i e f l a c h g e l a g e r t e n Schichten im M i t t e l g r u n d w e r d e n v o n d e n G l o s s o p t e r i s f ü h r e n d e n B a s t i o n C o a l M e a s u r e s g e b i l d e t , die auf der glazigenen Maya-Erosions-Oberfläche ruhen

Bild 30 - Devonischer Pyramide-Sandstein des Beacon-Systems mit Fossilspuren (Algen) auf dem Sedimentations-Plan von „Beacon H e i g t h West", Taylor Gruppe, 1000 Fuß unterhalb vom Taylor-Gletscher (Ost-Antarktis) Foto: Hilary J. Harrington

60

Oberkarbon

Bild 31 - Oberkarboner Tillit der Itararé-Formation vom M o r r o do Bofete auf dem zweiten Hochplateau von P a r a n á mit dunkel-violettem Geschiebe-Material. D e r mit dem H a m m e r gekennzeichnete Blodt entspricht den violetten Q u a r z i t e n der T r a n s v a a l - S d i i d u e n in d e n Z o u t p a n s b e r g e n ( T r a n s v a a l , S ü d a f r i k a )

Bild 32 -

präkambrisdien

Tillit der Itararé-Formation vom Rio Conceifäo im Staate P a r a n á (Südbrasilien)

Oberkarbon

61

Bitd 33 -

Oberkarbones glazial-marines Driftkonglomerat bei km 217 der Cerne-Straße, nördlich von Ventania, im Staate Parana (Südbrasilien)

Bild 34 -

Durch Straßenbau aufgeschlossene Varvite an der Straße Lapa-Säo Mateus, im Staate Parana (Südbrasilien)

Oberkarbon

62

Bild 3} - Tillit der unteren D w y k a - F o r m a t i o n in einer Kluftspalte des Otavi-Quarzites in einer Seitenschlucht des Hoarusib-Riviers, nordwestlich von Ohopoho, Kaokoveld (Südwest-Afrika)

Bild 36 -

Tillit der unteren D w y k a - F o r m a t i o n im Ondonduenga-Tal, Kaokoveld (Südwest-Afrika)

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

63

bei Taió. Einen Teil des kristallinen Sockels in Rio Grande do Sul bis Maricá umfassend, griff die Transgression von der Provinz Buenos Aires aus in einer zweiten großen Ingressions-Bucht bis auf südafrikanisches Gebiet über und verbreitete dort eine Kaltwasser-Fauna mit Eurydesma als glazial-marines Leitfossil im heutigen Namaland von Südwest-Afrika. Eurydesma fand der Verfasser in glazial-marinen Dwyka-Schichten bei Gaus und eine Gastropode bei Mariental im Bezirk Gideon. Photos der Fossilien wurden von P. R A N G E 1929 dem X V . Internationalen Geologen-Kongreß vorgelegt (Range, Compte Rendu, Vol. II, p. 114). Die Transgression hinterließ in Südbrasilien eine komplizierte Fazies-Verzahnung glazial-mariner, kontinental-glazialer und periglazialer Sedimente in der kohleführenden Guatá-Gruppe der Tubaräo-Serie. Auf Grund dieser Fazies-Verzahnung hat der Verfasser im Jahre 1946 die frühere glaziale Itararé-Serie als besondere Gruppe oder Formation wieder der Tubaräo-Serie angegliedert (Maack, 1946, A 71). Glazial-marine Drift-Sedimente wechseln in Santa Catarina und in Paraná mit dünnen Kohle-Horizonten. Den kohleführenden Schichten der Guatá-Gruppe (Bild 49) folgen nach oben die post-glazialen, limnischen Palermo-Schichten, in denen H. PUTZER Zähne und Kiefer-Reste des karbonen Sauriers Loxomma fand (Putzer, 1954, A 99). D i e v o n R . STAPPENBECK ( 1 9 2 7 ) , G . STEINMANN ( 1 9 2 9 ) , H . GERTH ( 1 9 3 2 ) u n d b e -

sonders von E. FOSSA-MANZINI ( 1 9 4 4 ) verteidigte These einer einmaligen und ausgedehnten Transgression im Oberkarbon, die in der Moskau-Stufe einsetzte und bis zur Ural-Stufe andauerte, erhält damit ein einwandfreies Fundament. Auch die Sporen-Untersuchungen und Pollen-Analysen von F. W. SOMMER ( 1 9 5 3 ) und N . M. TRINDADE ( 1 9 5 4 ) haben ergeben, daß alle südbrasilianischen Kohlenflöze dem Oberkarbon angehören. Das deckt sich mit den Ergebnissen von K. JACOB in Indien, wenn er schreibt: „The presence of the microspores gives strong indication that the Glossopteris flora co-existed with the Upper Carboniferous glaciation, and that most probably the flora was ushered in during the rigours of the cold climate" (Jacob, 1952, C 314, p. 156). In der gleichen stratigraphischen Lage wie in SüdBrasilien liegen nach Beobachtungen des Verfassers von 1920, 1957 und 1960 auch die schmalen Kohlenflöze im Kaokoveld von Südwest-Afrika. H . M A R T I N teilte dem Verfasser 1962 mit, daß im Untergrund der Kalahari die post-glaziale Kohle die gleiche stratigraphisdie Position habe wie im Kaokoveld und in Brasilien (Martin, 1961, A 88, p. 14; M a a c k , 1963, A 79, S.

260/261).

Auch für die Glazial-Ablagerungen der unteren Dwyka-Serie ist das oberkarbone Alter durch seine stratigraphische Position und durch den Fossil-Inhalt für Südafrika und das Kongo-Gebiet erwiesen. In Indien konnte der Verfasser beobachten, daß die Tillite, die fluvio-glazialen und glazial-marinen Ablagerungen der TalchirSerie mit Gangamopteris, Glossopteris oder mit Eurydesma und Conularia im Hangenden die gleiche stratigraphische Lage über geschrammten Untergrund haben wie in Südbrasilien, im Kaokoveld und im weiteren Südafrika. Es ist daher ein Irrtum von F. AHMAD, wenn er noch 1961 die Gondwana-Vereisung für Brasilien, Argentinien, die Falkland-Inseln und Südafrika in das Perm stellt (1961, C 239). Infolge Pol-Wanderungen vom Präkambrium bis zum Perm verlagerten sich auch die Vereisungs-Zentren von Nordost-Brasilien über Angola und Südafrika von N W nach SO in Richtung auf die Antarktis und nach Australien. Das bedeutendste Vereisungs-Zentrum lag zu Beginn der Gondwana-Vereisung in Nordost-Transvaal; zwei sekundäre Zentren sind im Griqualand und im Damaraland festzu-

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

64

Figur 6 -

Die Verteilung der oberkarbonen Glazialspuren und der Gondwana-Flora im Liegenden und Hangenden der oberkarbonen Transgression The distribution of the vestiges of the Upper Carboniferous glaciation and of the Gondwana Flora at the base and at the top of the Upper Carboniferous transgression

C PCF

UPI EU

Von der oberkarbonen Transgression überflutete Gebiete im letzten Drittel der Gondwana-Vereisung

The Upper Carboniferous transgression areas in the last third part of the Gondwana glaciation

Verbreitungs-Gebiet der Gondwana-Flora im Gondwanaland

Distribution of the Gondwana Flora in the Gondwana Land

Verbreitung der oberkarbonen VereisungsAblagerungen, Tillite, Varvite, fluvioglaziale Sedimente und Eis-Schliffe

Distribution of the Upper Carboniferous glacial deposits, tillites, varvites, fluvioglacial sediments and striated floors

Permokarbone Flora in der Antarktis

Permo Carboniferous flora in the Antarctica

Mittlere Pol-Lage im Oberkarbon in Südafrika

Middle pole position in the Upper Carboniferous in South Africa

Verbreitung von E u r y d e s m a

Distribution of Eurydesma

Lat. 3 1 ° S Long.26°E

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Sdiichten

5 Maack, Kontinentaldrift

65

66

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

stellen. Messungen an Geschiebe-Material in Paraná wiesen zum Teil nach NO in Richtung auf Angola als Herkunfts-Gebiet von Grundmoränen-Material (Leinz, 1937, A 65; Maack, 1946, A 71). Die Herkunfts-Richtungen des Inlandeises verteilten sich zwischen N 8 ° 0 und N 120° O astr. Die Bewegungsrichtungen und Grundmoränen der Inlandeis-Massen breiteten sich fächerförmig aus. Das GeschiebeMaterial wurde vorherrschend aus O und SO in das heutige Gebiet von Südbrasilien transportiert. In Südafrika konnte der Verfasser an Gletscher-Schliffen des Griqualand- und Transvaal-Eises Geschiebe-Richtungen von N 72° O nach SW und von N 83° und 95° O nach W messen (Maack, 1958, A 77). Im Kaokoveld beobachtet man in prägondwana ausgeräumten Tälern und an Wänden des OtaviQuarzites ausgezeichnete Gletscher-Schliffe, die eine Ost-West-Bewegung des Inlandeises anzeigen (Bild 45). In Paraná wurden ausgeprägte Gletscher-Schliffe in Prägondwana-Tälern des unterdevonischen Furnas-Sandsteines und auf periglazialem Itararé-Sandstein gefunden, die nach der heutigen Lage von Südamerika eine Bewegungs-Richtung von SSO nach N 11° W und von S nach N 4° O astr. erkennen lassen (Maack, 1966, A 82 und Bigarella et al. 1967, D 344, Bilder 46, 47, 48). An dieser Stelle haben präglaziale Talmulden die Abweichung von der allgemeinen SO-NW-Bewegung veranlaßt. Gletscher-Schliffe in Nord-Santa Catarina hat O. BARBOSA (1940) von SSO nach N 32° W magn. gemessen. Im Staate Säo Paulo verlaufen die Eis-Schliffe von SSO nach 35° W und von SO nach N 65° W magn. H. MARTIN stellte durch Messungen an Eisdruck-Falten eine mittlere HauptBewegungsrichtung des Eises rechtwinklig zur Achse des Paraná-Bassins fest (1959, A 86; 1961, A 88; 1964, A 89). Nach Rekonstruktion der Lage der alten GondwanaGebiete Afrika und Südamerika ergibt sich eine Haupt-Bewegungsrichtung des Inlandeises von Ost nach West, wie sie im gegenüberliegenden Kaokoveld festgestellt wurde. Von besonderer Bedeutung ist die Beobachtung, daß auffallend rötliche und violette Quarzite der Transvaal- und Otavi-Systeme in Tilliten Südbrasiliens und des Kaokoveldes gefunden wurden (Maack, 1958, A 77; 1960, C 2 9 3 , 294; 1964, A 81 und 1966, A 82; Martin, 1961, A 88). Die Bewegungs-Richtungen des Gondwana-Inlandeises weisen in Südwest-Afrika nach Westen und in Südbrasilien nach Osten in den südatlantischen Ozean hinaus. Da aber über freie Ozeanflächen kein Grundmoränen-Material transportiert werden kann, so bietet die Gondwana-Vereisung die stärksten Beweise dafür, daß der südatlantische Ozean im Oberkarbon noch nicht bestanden haben kann. Schließlich sind noch die Eis-Schliffe in Nordost-Brasilien auf dem unterdevonischen Serra Grande-Sandstein in Piaui zu erwähnen. Der Serra Grande-Sandstein entspricht dem Furnas-Sandstein in Paraná. Die Gletscher-Schliffe sind unter abgedeckten Tilliten und Varviten aufgeschlossen und verlaufen von N 80° O nach Westen (Malzahn, 1957; Maack, 1966, A 82). Die von W. KEGEL und E. MALZAHN festgestellten devonischen Glazial-Ablagerungen, soweit es sich nicht um glazialmarine Drift handelt, können nur von einem östlich oder südöstlich gelegenen Vereisungs-Zentrum stammen, da aus westlicher Richtung über dem Devon-Schelfmeer nur glazial-marines Drift-Material transportiert werden konnte. Auch K . BEURLEN erklärt die ausgedehnten glazialen Ablagerungen des Amazonas-Beckens durch glazial-marine Drift (Beurlen, 1966, D 325, S. 798/799). W. KEGEL wies jedoch in einer Mitteilung in der Revista Engenharia e Minerafäo 1963, Nr. 268, p. 259, darauf hin, daß eine Inlandeis-Decke im Devon bis nach Maranhäo vorgedrungen sei.

Oberkarbon

Bild 37 -

Tillit des O b e r k a r b o n v o n O m o m b o r o m b o n g a im K u n e n e - T a l , K a o k o v e l d (Südwest-Afrika)

Bild 38 -

5*

67

Foto: Henno Martin

Schlucht des Kunene-Flusses östlich des O t j i g a n g a - R i v i e r s ; Reste eines glazialen U - T a l e s 250 m über dem F l u ß , K a o k o v e l d ( S ü d w e s t - A f r i k a ) Foto: Henno Martin

68

Oberkarbon

Bild 39 - Gekritzter Quarzit in den glazialen Ablagerungen des Oberkarbon auf den Falkland-Inseln, westlich von Port Sussex House (West Falkland)

Foto: L . A. Frakes und J . C . Crowell

Bild 40 -

Glazialmarine Ablagerungen (Diamictite) des Oberkarbon auf den FalklandInseln, südöstlich von Port Purvis House (West Falkland) F o t o : L . A. Frakes und J . C . Crowell

Oberkarbon

Bild 41 -

69

Oberkarboner Tillit der Talchir-Serie mit gekritztem Geschiebe-Material in Irai bei Chanda, Staat Maharashtra, Deccan (Zentral-Indien) F o t o : Alec Smith

Bild 42 -

Basis-Tillit der oberkarbonen Gondwana-Vereisung am Adjai River bei Asansol, West Bengal (Indien) F o t o : Alec Smith

Oberkarbon

70

Bild 43 -

Gletscherschliffe der oberkarbonen Gondwana-Vereisung von SW nach N O in Irai bei Chanda, Deccan, Staat Maharashtra (Zentral-Indien) Foto: Alec Smith

Bild 44 -

Gletscherschliffe des oberkarbonen Inlandeises bei Noitgedacht, Oranje Freistaat (Südafrika)

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Sdiichten

71

In Paraguay beobachtete der Verfasser die westlichsten Tillite bei Coronel Oviedo (Maack, 1962, D 337, S. 27). Aus Uruguay wird über Gletscher-Schliffe von A. L. Du TOIT berichtet, die von SO nach N W verlaufen (Du Toit, 1927, B 140). Eine zweite vom Eis geschrammte Landoberfläche in Uruguay wird von J. D. FALCONER beschrieben, deren Kritzungen eine Ost-West-Bewegung anzeigen (Falconer, 1937; Maack, 1966, A 82). In Südafrika sind weitere Bewegungs-Richtungen der Inlandeis-Gletscher vom Transvaal- und Griqua-Zentrum aus nach Süden orientiert. Nach H . MARTIN bewegte sich das Gondwana-Eis im Damaraland vom Windhoeker Hochland und von der Naukluft von N W nach SSO und SO und von N nach S (Martin, 1961, A 88). Die Nordfront des Transvaal-Eises schob die Gletscher über Rhodesia nach N und N O bis in das zentrale und östliche Kongo-Becken und nach Tanganyika. Vom Angola-Eis aus weisen ebenfalls Bewegungs-Richtungen nach N O in das Kongo-Gebiet. Im Walikale- und Lowa-Gebiet von Nord-Kivu wurde der Abfluß des Gondwana-Eises in präglazialen Tälern von SO nach N W und von S—N von N . BOUTAKOFF ( 1 9 4 8 ) u n d v o n L . CAHEN ( 1 9 5 4 ) f e s t g e s t e l l t . H . HUEBNER b e r i c h t e t

über Tiefbohrungen in der Lukuga-Serie bei Dekese, die einwandfreie GlazialAblagerungen im Kongo-Becken in Tiefen von —860 m bis — 1677 m nachwiesen. Es handelt sich um eine Wechselfolge von Tilliten, Sandsteinen und Varviten mit erratischem Material (H. Huebner, 1966, A 47, S. 44). Der Sedimentations-Rhythmus der Glazial-Ablagerungen im Kongo-Becken erinnert an die gleiche Wechselfolge der Sedimentation durch eine oszillierende Eisfront im Becken von Säo Paulo und im Paraná-Gebiet (V. Leinz, 1937, A 65; R. Maack, 1946, A 71). Nach Auffassung von BOUTAKOFF begann die Gondwana-Vereisung im Kongo vor Ende des Unterkarbons, und die Hauptphase war vor Ende des Oberkarbons abgeschlossen. Ein späteres Vereisungs-Zentrum zeigt in Südafrika eine Verlagerung nach SO an. Es lag außerhalb der heutigen Küstenzone von Südafrika auf der Landverbindung mit Madagaskar und wird als Natal-Eis bezeichnet. Die Abfluß-Richtungen des Natal-Eises verlaufen im südöstlichsten Südafrika von N O nach SSW und lenken Ströme des Transvaal-Eises nach SSW ab (Figur 7 und Du Toit, 1948/1954, C 267, p. 77; L.C.King, 1962, C286, p. 42). Andere Abfluß-Richtungen weisen über Madagaskar nordostwärts nach Indien (Bild 43) und südwestwärts zur Antarktis (Figur 7). Aus Indien teilt K. JACOB Beobachtungen mit, die eine Eisbewegung lokaler Gletscher von W nach O und von N O nach SW entsprechend der heutigen Lage von Indien vermuten lassen (1952, C314, p. 163 (Bilder 41—45). Die Front der Inlandeis-Massen lag während der größten Ausdehnung im Westen im heutigen Paraguay und zog sich später nach Verlagerung der Eis-Zentren bis in die Gebiete der Staaten Säo Paulo, Paraná, Santa Catarina und Rio Grande do Sul zurück. Die Eismassen bedeckten auch Uruguay und Ost-Argentinien. Die Grenze der nördlichen Front des Transvaal-Eises kann infolge postglazialer Abtragung nur unsicher angegeben werden. Sie ist aus dem allgemeinen Ausdehnungs-Radius der InlandeisKappe und aus dem Vorkommen der glazialen Ablagerungen im Kongo-Gebiet nur zu vermuten. Nach der Verteilung der Tillite muß mit einem Radius von 20 Breitengraden vom jeweiligen Vereisungs-Zentrum aus geredinet werden. Einzelne Gletscher mögen isoliert vorgestoßen sein. Immerhin nahm die GondwanaVereisung nach den bisherigen Beobachtungen nur einen etwas größeren Raum ein als die heutige Antarktis (Fig. 7).

72

Figur 7 -

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

Gemessene Abfluß-Richtungen des Gondwana-Inlandeises und seine Ausdehnung (schematisdi) Measured directions of ice flows of the Gondwana inland ice and its extension (schematic)

o PC - Mittlere Lage des Südpols im Oberkarbon

t

2 3 4 5 6 7

Middle position of the South Pole in the Upper Carboniferous

- Gemessene Bewegungs-Richtungen des Gondwana-Inlandeises

Measured directions of ice-flow of the Gondwana inland ice

- Angola-Eis-Zentrum

Angola ice centre

- Transvaal-Eis-Zentrum

Transvaal ice centre

- Griqua-Eis-Zentrum

Griqua ice centre

- Damara-Eis-Zentrum

Damara ice centre

- Natal-Eis-Zentrum

Natal ice centre

- Vereisungs-Zentrum in der Antarktis

centre of glaciation in Antarctica

- Gletsdier-Bewegungen in Glazial-Tälern im Walikale und Lowa-Gebiet in Nord-Kivu, Congo

Glacier movements in glacial valleys in the Walikale and Lowa District, Congo

- Gletsdier-Schliffe in Nordost-Brasilien (Devon-Vereisung)

Glacier striae in Northeastern Brazil (Devon glaciation)

- Ungefähre Grenze der oberkarbonen Gondwana-Inlandeis-Dedcen

Approximate limit of the Upper Carboniferous Gondwana inland ice sheets

Grenze der oberkarbonen Transgression

Limit of the Upper Carboniferous transgression

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

73

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

74

Es m u ß noch betont werden, daß die periglazialen Ablagerungen von Sandern und Varviten, sowie der mehrfache R h y t h m u s wechselartig gelagerter Glazial-Sedimente (Tillite, Sandsteine, Varvite, Sandsteine, Tillite) keine Anzeichen von InterglazialEpochen sind, sondern interstadialen Lagen einer oszillierenden Eisfront entsprechen, die mit Verlagerungen der Eiszentren, wechselnden Niederschlägen, Abnahme und Wiederzunahme der Eismassen zusammenhängen. Aus dem gesamten Verbreitungs-Gebiet der Gondwana-Vereisung sind weder wirklich warmklimatische Ablagerungen noch Fossilien einer warmklimatischen Fauna u n d Flora bekanntgeworden. Die Glossopteris-Flora des U n t e r - u n d Oberkarbons bedeckte einen kalten Flachland-Kontinent von T u n d r a ähnlichem C h a r a k t e r vor einer oszillierenden Eisfront. Erst im U n t e r p e r m w a r der Südpol so weit nach Südost verlagert, d a ß dadurch die westlichen u n d nordwestlichen früheren Vereisungs-Gebiete des Oberkarbons in eine kühl- bis warm-gemäßigte Zone zwischen 60° u n d 30° S zu liegen kamen und die Glossopteris-Flora. die vereist gewesenen Gebiete in großer Ausdehnung erobern konnte. Zusammenfassend w i r d folgende Übersicht über die Glazial-Ablagerungen oberkarbonen Gondwana-Vereisung gegeben. Es sind zu nennen:

der

a) Aus der östlichen kontinentalen U m r a h m u n g des südatlantischen Ozeans 1 -

In Zentral-Afrika drei Tillit-Horizonte, Varvite und fluvioglaziale Sandsteine der Lukuga-Serie im Kongo-Becken von Dekese mit einer Mächtigkeit von 820 m; die Tillite, Varvite und periglazialen Sedimente; die U-Täler und Gletscher-Schliffe im Walikale- und Lowa-Gebiet in N o r d - K i v u ; die Dwyka-Konglomerate nordöstlich des Nyassa-Sees im Ruhuhu-Graben in Tanganyika.

2 -

In Angola die Tillite und fluvioglazialen Sedimente der Lutoe-Serie.

3 -

Im Kaokoveld Südwest-Afrikas die Tillite und Gletscher-Schliffe von Swartboidrift und Omomborombonga im Kunene-Tal (Bild 37); die Tillite und Gletscher-Schliffe im Hoarusib-Tal und bei Ondonduenga, die fluvioglazialen Gondwana-Schichten südlich von Angra Fria (Bilder 35, 36, 45), Gondwana-Schichten von insgesamt bis zu 150 m Mächtigkeit, die f ü r das Problem der Kontinentaldrift von besonderer Bedeutung sind, da sie auf den Schelf ausstreichen und bei Zusammenfügung der Küstenlinien von Südamerika mit Süda f r i k a genau an die zwischen Laguna und Torres auf den Schelf ausstreichenden Gondwana-Schichten anschließen (Maack, 1934, A 70; 1952, A 7 3 ; 1963, A 7 9 ; 1964, A 81).

4 -

Im Namaland Südwest-Afrikas die glazial-marinen Schichten mit Eurydesma, die ihren Anschluß an die glazialmarinen Eurydesma-Schichten in der Provinz Buenos Aires in Argentinien finden und die Tillite des Damara-Vereisungs-Zentrums im nördlichen N a m a l a n d , Glazialschichten, die eine Mächtigkeit bis zu 250 m aufweisen (Bilder 51, 52).

5 -

In Südafrika die weit verbreiteten Tillite, die fluvioglazialen Ablagerungen und die GletscherSchliffe in Transvaal, im Orange-Freistaat, im Zululand, im Karroo-Becken und westlich der Karras-Berge in Südwest-Afrika, mit einer Gesamtmächtigkeit von 250 m (Bild 44).

Oberkarbon

Bild 4} -

75

Gletscherschliffe O - W des oberkarbonen Inlandeises auf Otavi-Quarzit im Hoarusib-Tal, Kaokoveld (Südwest-Afrika)

- Eisschrammen S - N des oberkarbonen Gondwana-Inlandeises auf Furnas Sandstein unter Tillit bei Witmarsum, Staat Parana (Südbrasilien)

76

Oberkarbon

Bild 47 - Gletsdierschrammen auf einer fluvioglazialen Sandsteinplatte der oberkarbonen Itararé-Formation auf dem zweiten Hochplateau von P a r a n á (Südbrasilien)

Bild 48 -

Eisdruckfalten in fluvioglazialen Sandsteinen und Tilliten der Itarare-Formation zwischen Rio Conceifäo und Rio Imbau

Oberkarbon

77

Bild 49 - Sandsteine mit Kohle-Horizonten der Bonito-Formation der oberkarbonen Tubaräo-Serie, Gruppe Guata, bei Cambui im Staate Parana (Südbrasilien)

Bild 50 -

Sandsteine der oberkarbonen Dwyka-Schiditen vom Typ der Bonito-Sandsteine Brasiliens am Brandberg in Südwest-Afrika D i e Sandstein« enthalten sdimale Kohlebänder im Kaokoveld

Oberkarbon

78

Bild 51 Die

Tafelberg aus glazial-marinen Schichten des unteren D w y k a östlich von Mariental im G r o ß - N a m a l a n d , Südwest-Afrika.

Schichten f ü h r e n bei M a r i e n t a l G a s t r o p o d e n u n d bei G a u s E u r y d e s m a . Sie e n t s p r e c h e n d e n g l a z i a l m a r i n e n E u r y d e s m a - S d i i c h t e n d e r P i l l a h u i n c o - S e r i e v o n P i e d r a A z u l in der P r o v i n z B u e n o s A i r e s (Argentinien)

Bild 52 - Glazial-marine Blocklehme der oberkarbonen Gondwana-Vereisung zwischen Kachas und Gibeon am oberen Großen Fischfluß in G r o ß - N a m a l a n d (Südwest-Afrika)

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichtcn

79

b) I m S ü d a t l a n t i k u n d in der südlichen Begrenzung des O z e a n s 6 -

Auf den Falkland-lnseln die Tillite und fluvioglazialen Sedimente des Lafonian-Systems von 650 m Mächtigkeit (Bilder 39, 40).

7 -

In der Antarktis die Pagoda-Tillite in Süd Victoria-Land und die Buckeye-Tillite des Beacon-Systems in den Horlick Mountains mit 270 m Mächtigkeit.

c) Aus der westlichen kontinentalen

Begrenzung

des

Südatlantik

8 -

In Argentinien die Tillite und fluvioglazialen Schichten der Sauce Grande-Formation in der Sierra de la Ventana und in den Sierras Pampeanas; der Tillit von Guandacol; die glazial-marinen und kontinental-glazialen Schichten von Patquia, Tontal und Zonda in der Prä-Kordillere; die glazial-marinen Eurydesma-Schichten von Piedra Azul der unteren Horizonte der Bonete-Schichten, die ihre Fortsetzung in der Ingressions-Budit des Namalandes in Südwest-Afrika finden, Glazial-Schiditen, die insgesamt bis zu einer Mächtigkeit von 900 bis 1000 m entwidtelt sind (Bilder 51, 52).

9 -

In Uruguay drei Glazial-Horizonte mit Tilliten, fluvioglazialen Sedimenten und GletscherSchliffen der Itarare-Formation von 250 m Mächtigkeit 1 ).

10 -

In Brasilien die von Süd nach Nord zunehmenden Tillite, und zwar: in Süd-Rio Grande do Sul ein Tillit-Horizont; im Xarqueadas-Becken und zwischen den Kohle-Flözen im Säo Jeronimo-Becken drei Tillite und drei glazial-marine Drift-Horizonte und -Arkosen, in Santa Catarina Gletscher-Schliffe, zwei Tillite und zwei Drift-Horizonte zwischen den KohleFlözen Bonito und Ponte Alta; im Staate Parana drei Tillit-Horizonte und ein vierter Tillit, der in glazial-marine Drift-Konglomerate (Bild 33) übergeht, sowie Gletscher-Schliffe, Varvite, fluvioglaziale und periglaziale Sandsteine und Loess (Bilder 34, 46); im Staate Säo Paulo fünf Tillit-Horizonte mit eingeschalteten glazial-marinen Schichten zwischen den oberen Tilliten, Gletscher-Schliffe, Varvite, sowie fluvioglaziale und periglaziale Sandsteine und in Süd-Mato Grosso drei Tillite, GlazialSedimente, die in Brasilien 350-550 m Mächtigkeit aufweisen (Bilder 31-34).

11 -

In Paraguay Tillite und Varvite in der Itarare-Gruppe der Tubaräo-Serie bei Coronel Oviedo und Mbocayaty von 50-60 m Mächtigkeit.

D i e über den glazial-marinen Sedimenten nach oben folgenden Schichten der T u baräo-Serie zeigen schon im O b e r k a r b o n den R ü c k z u g des Inlandeises aus dem südamerikanischen und aus dem südafrikanischen G o n d w a n a - G e b i e t an. D i e Glossopteris-Flora eroberte in großem A u s m a ß die periglazialen und postglazialen, T u n d r a ähnlichen S ü m p f e . I m frühen P e r m wurden die S ü m p f e noch durch die Fluten der Gezeiten des o b e r k a r b o n e n epikontinentalen Meeres w ä h r e n d der Regression erreicht. D i e k o n k o r d a n t über den kohleführenden Bonito-Sandsteinen nach oben folgenden Palermo-Schichten sind z u m Teil marin mit dünnen K a l k b ä n d e r n und fossilen Fischresten v o n Acrolepis u n d Elonychthys sowie z u m Teil limnisch und p a l u d a l mit Pflanzenresten u n d Insekten. N a c h H . PUTZER sind die *) Jetzt umbenannt in San Gregorio Ablagerungen (depositos).

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Sdiichten

80

unteren Palermo-Schichten noch Kaltwasser-Ablagerungen, während die oberen Horizonte ein gemäßigtes Klima anzeigen. Die fossilen Kiefer- und Zahnreste von Loxommidae des Oberkarbons und die konkordante Schichtfolge oberhalb des Barro-Branco-Sandsteines bezeugen oberkarbones Alter für die Palermo-Schichten der Tubaräo-Serie. Auch in Uruguay werden die Palermo-Schichten als marine Ablagerungen angesehen, jedoch irrtümlich bereits als permisch bezeichnet (Horacio J . Harrington, 1956, D 332, p. 121). Im obersten Oberkarbon und im untersten Perm verlagerte sich der Südpol nach SSO. Das Gondwanaland wanderte unter einer leichten Drehung im Uhrzeiger-Sinn meridional in Richtung des permischen Äquators. Die im Oberkarbon vereist gewesenen Gebiete von Gondwana-Südamerika, -Südafrika und -Indien hatten danach eine Breiten-Lage von 60° bis 30° S, während die Ost-Antarktis und SüdAustralien mit Tasmanien in einem kalten bis polaren Klima-Gebiet verblieben (Figur 8). Die erste sichere permische Formation wird aus einer Sapropeliten-Schicht schwarzer, pyrobituminöser Schiefer und Kalklinsen gebildet, die in Brasilien, in Paraguay und Uruguay über den obersten Schichten der Tubaräo-Serie und im Kaokoveld, im Namaland und im westlichen Karroo-Becken über dem glazialen kohlenführenden Dwyka liegen (Bilder 49, 50). Die bituminösen Schichten werden in Brasilien und Paraguay als Irati-Schiefer (Bild 53), in Uruguay als Melo-Formation und in Südwest- und Südafrika als White Band bezeichnet wegen Bleichung der Schichten durch Pyrit und Kalk-Karbonat. Das charakteristische Leitfossil dieser bituminösen Schiefer über den oberkarbonen Kohleflözen ist ein kleines Reptil Mesosaurus tenuidens Gervais, in Südamerika M. brasiliensis McGregor, in Südafrika M. tenuidens, M. capensis oder M. pleurogaster genannt. In Paraguay findet man Mesosaurus in einer sandigen Fazies an der Basis der Independencia-Formation. Eine Variation von Mesosaurus, die in Kalk-Horizonten der Irati-Schiefer im Staate Säo Paulo vorkommt, wird als Stereosternum tumidum Cope bezeichnet. Nach F. v. HUENE sind alle Variationen mit dem Mesosaurus tenuidens identisch (Bild 54). Während der Regression des oberkarbonen Schelfmeeres erfolgte mit der Verlagerung der Polarkalotte im Unterperm noch einmal ein oszillierender Vorstoß der epikontinentalen Überflutung; dann blieben nach isostatischer Hebung infolge Entlastung durch das Inlandeis nur ausgedehnte Sumpf- und Seengebiete zurück. Die sumpferfüllten Depressionen wurden das Haupt-Verbreitungsgebiet der Glossopteris-Florn im Parana-Bassin, in Südafrika und im Kongo-Becken. Die über dem Mesosaurus-Honzont in den großen Sediment-Becken abgelagerten Schichten bestehen aus wechselfarbig roten, grünen, gelben und violetten Letten, Siltiten, Sandsteinen und dolomitischen Kalkbändern oder Kalk-Konkretionen des Perms. Sie sind in den Gondwana-Gebieten in verschiedene Serien, Gruppen und Formationen wie folgt zusammengefaßt: 1 -

In Brasilien Als Passa Dois-Serie, die unterteilt wird a) In die unter- bis mittelpermisdie Estrada Nova-Gruppe, die die Serra AltaFormation und die verzahnten Terezina-Serrinha-Sdiiditen umfaßt, gekennzeichnet durch Süß-wasser-Lamellibranchien mit Pinzonella, Terraia, Kidodia und der

Unterperm

Bild 53 -

81

Bituminöse Irati-Schiefer des Unterperm der Passa Dois-Serie zwischen Imbituva u n d Prudentópolis im Staate P a r a n á .

Die Irati-Sdiiefer mit Mesosaurus entspredien dem White Band mit Mesosaurus in Südwest- und S ü d a f r i k a

Bild 54 -

Das charakteristische Fossil der bituminösen Schiefer Südbrasiliens und Südafrikas „Mesosaurus tenuidens"

6 Maack, Kontinentaldrift

Perm

82

Bild 55 - Verkieselter Dadoxylon-Stamm in den permischen Serrinha-Schichten, Passa Dois-Serie, bei Bracatinga-Prudentopolis, Staat Parana (Südbrasilien)

Bild 56 -

Der „Versteinerte Wald" bei Welwitsdiia im Kaokoveld (Südwest-Afrika)

Verkieselte Stämme von D a d o x y l o n , Solenoxylon, Taxopites etc. Oberes D w y k a . ( N a d i Auffassung des Verfassers Ecca, da die Stämme über dem Mesosaurus-Horizont hegen)

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schiditen

83

1

Figur 8 -

Die ungefähre Lage von Gondwanaland im Unterperm The approximate position of Gondwanaland in the Lower Permian

Grenze der Verbreitung von Mesosaurus

Limit of the distribution of Mesosaurus

Glossopteris-Flora in Sumpf- und Seen-Ablagerungen über dem Mesosaurus-Horizont

Glossopteris flora in swamps and lake deposits above the Mesosaurus horizont

Permische Süßwasser-Sediment-Becken mit Glossopteris-Flora

Permian basins with fresh water deposits with Glossopteris flora

Glossopteris-Flora in periglazialen Gebieten über glazial-marinen Drift-Ablagerungen und kontinental-glazialen Sedimenten

Glossopteris flora in periglacial regions above glacial marine drift deposits and continental glacial sediments

Marine Regressions-Fazies des Unterperms

Marine regressions facies o f the Lower Permian

Marin-geosynklinale Fazies des Perms

Marine geosyncline facies of the Permian

6*

84

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten Glossopteris-F\om mit Sigillaria, Dadoxylon, Tietea, Lepidodendron und Lycopodiopsis (Bild 33). b) In die Rio do Rasto-Gruppe mit den wechselfarbigen Schichten der EsperanfaFormation und den roten Siltiten und Sandsteinen der P 0 5 0 Preto-Formation, die beide vermutlich dem untersten Oberperm angehören; die reiche Glossopteris-Flora ohne Gangamopteris mit Sphenozamites, Equisetaceae, Pectopteris und Calamites; die P 0 5 0 Preto-Formation mit einer Phyllopoden-Fauna (Estheria [Orthotemos] und Leaia); Passa Dois-Serie insgesamt mit einer Mächtigkeit von 375-400 m.

2 -

In Paraguay In die kontinental-lakustre Independencia-Formation mit Lamellibranchien der Terezina-Fauna (Pinzonella, Terraia und Pseudocorbula) mit einer Mächtigkeit von 170 m.

3 -

In Uruguay als kontinental limnische und paludale Estrada Nova-Formation und als Buena Vista-Sändsteine mit Süßwasser-Lamellibranchien (Terraia, Lucina, Ferrazia, Pseudocorbula und, Anodontophora), die bis zu 210 m mächtig werden.

4 -

In Argentinien in die Bonete-Schichten der Pillahuinco-Serie und die Catuna-Schichten (Stufe II Bodenbender), in die obere La Rioja-Serie oder die Umango-Schichten, sowie in die Estratos de los Rastros der Cacheuta-Serie von insgesamt 1500 m Mächtigkeit, mit Lamellibranchien (Paläanodonta, Paläomutela und Kidodia), sowie Elementen der Glossopteris-Flora.

5 -

Auf den Falkland-Inseln als Choiseul Sound-Schichten mit Glossopteris-V\or3.(Neocalamites) Mächtigkeit.

von etwa 1200 m

6 -

In der Antarktis als Bastion Coal Measures in Central-Victoria-Land, als Buckley Coal Measures in Süd-Victoria-Land, als Mt. Glossopteris Formation in den Horlick Mountains und als Glossopteris-Horizonte ohne Gangamopteris in den Whichaway und Theron Mountains in Coats Land, deren fossile Flora von E D N A P . P L U M S T E A D und R. K R A E U S E L bearbeitet wurde (1962, A 95).

7 -

In Südafrika als Ecca-Serie des Unterperms mit bis 1900 m mächtigen Schiefern, Letten und Sandsteinen mit Kohleflözen im Karroo-Bedten, in Transvaal, in Natal, im Pondoland und im Wankie-Becken von Süd-Rhodesia, unterteilt in drei Abteilungen: a) Die Green Ecca-Phase oder Pietermaritzburg-Letten. b) Die Blue Ecca-Phase. c) Die Coal Measures Ecca-Phase; der Fossil-Inhalt der reichen Glossopteris-Flori mit Lepidodendron, Sigillaria, Ottokaria, Cyclodendron, Phyllotheca, Dadoxylon (Bild 56), Neuropteridium, Sphenophyllum und Pecopteris, sowie die fossile Fauna aus Fisch-Resten (Elonicbthys, Acrolepis), Lamellibranchien (Kidodia, Paläomutela, Paläanodonta), Phyllopoden (Estheria) und Reptilien (Eccasaurus) entsprechen den permischen Terezina-Serrinha- und Esperanya-Formationen der Passa DoisSerie Brasiliens.

8 -

Im Kongo-Becken und in Tanganyika als schwarze Lukuga-Schiefer mit kohleführenden Schichten und als KarrooSchichten des Ruhuhu-Grabens von 450 m Mächtigkeit mit Glossopteris-Flora (Phyllotheca, Schizoneura, Cyclodendron, Noeggerathiopsis etc.).

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten 9 -

In Angola als Cassanje-Serie und Lunda-Serie von etwa 450 m Mächtigkeit mit Flora und Süßwasser-Lamellibranchien (Palaeomutela, Palaeanodonta) Resten (Elonichthys und Acrolepis).

85

Glossopterisund Fisch-

Bis zum Mesosaurus-Horizont ist die Entwicklung der Gondwana-Schichten in Südafrika und in Südamerika identisch. Dann ist auf südwest-afrikanischem Gebiet eine Fazies-Änderung zu beobachten. Sie ist infolge von epirogenetischen Hebungen und von Aussetzen einer positiven Sedimentation entstanden. Die GondwanaGebiete von Südafrika und Südamerika waren in ihrer größten Ausdehnung trocken geworden. Es bestanden nur noch wenige Sumpfbecken aus dem Perm, die eine reiche Reptil-Fauna aufwiesen. Das Land wurde nach Westen und Südwesten abgetragen. Dadurch entstand eine große Schichtlücke innerhalb der GondwanaSchichten, die von Südwest-Afrika bis nach Südamerika übergriff und einen bedeutsamen Hiatus im Karroo-System des Kaokoveldes und in dem südlichen Kalahari-Bedcen des Namalandes zwischen dem White Band der oberen Dwyka und dem mesozoischen Wüsten-Sandstein der Obertrias zur Folge hatte. Dieser Hiatus charakterisiert auch das Santa-Catarina-System zwischen den roten Po?o PretoSchichten der Rio do Rasto-Gruppe und dem mesozoischen Wüsten-Sandstein der Obertrias in Südbrasilien. Der Hiatus besteht auch zwischen den Gondwana-Schichten in Paraguay und in Uruguay. Durch die Abtragungs-Periode zwischen Perm und Obertrias entstand ein gut durchgeformter Paläoplan als eigentliches Gondwana-Abtragungsniveau. Dieses Niveau liegt nicht über den obersten Gondwana-Schichten, sondern unmittelbar über der Rio do Rasto-Gruppe Südbrasiliens, über der Independencia-Formation in Paraguay und über den Estrada Nova-Schichten in Uruguay, schneidet also durch die Gondwana-Schichtfolge hindurch. Dieser Hiatus fehlt im großen Karroo-Bedken der Kap-Provinz, im Orange-Freistaat, in Transvaal und im südöstlichen Südafrika. Das Karroo-System ist in diesen Gebieten mit allen Formationen von der Ecca-Serie bis zur Stormberg-Serie und den abschließenden Drakensberg-Vulkaniten ununterbrochen entwickelt. Die Grenze Perm-Trias liegt konkordant zwischen den mittleren und oberen Beaufort-Schichten. Die weitere Schichtfolge des Karroo-Systems oberhalb der Ecca-Serie ist wie folgt gegliedert: 1 -

Als Beaufort-Serie in drei Abteilungen, die aus 300-2100 m mächtigen blauen, grünen und roten Letten mit Kalk-Konkretionen bestehen. Die drei Abteilungen werden durch Reptilien als Leitfossilien charakterisiert. Es sind das: a) Die unteren Beaufort-Schichten des Oberperms mit der Tapinocephalus-Zone der Endothiodon-Zone und der Cistecephalus-Zone mit vielen anderen Reptilien, von denen nur Dicynodon, saurus, Scylacosaurus und Titanosuchus genannt werden.

Lycosuchus,

Pareta-

b) Die mittleren Beaufort-Schichten, die aus 150-300 m mächtigen grünen, roten und purpurfarbigen Letten und Sandsteinen bestehen, die zum Teil oberpertnisch, zum Teil untertriassisdi sind. Sie werden gekennzeichnet durch die Lystrosaurus-Zone,

86

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten in der Dicynodon, Myosaurm und Nythosaurus etc. charakteristisch sind, mit Amphibien (Rhinesuchus) und Fisdien (Atherstonia und Caruichthyi). c) Die oberen Beaufort-Schichten, die auch als Burghersdorp-Schichten bezeichnet werden. Es sind 4 5 - 5 5 0 m mächtige rote und braune Letten, Tone und Sandsteine, die bereits der anisisch-ladinischen Stufe der Untertrias angehören. Sie werden eingeteilt in die Procolophon-Zone und Cygnognathus-Zone, aus denen unter den vielen Reptilien nur Erythrosucbus, Cygnognathus, Proterosuchus und Gomphognathus genannt werden; dazu kommen Amphibien (Cyclotosaurus) und viele Fischarten (Ceratodus, Dictyopyge, Helichthys und Mediichthys ).

Die unteren und mittleren Beaufort-Schichten wurden noch in einem kühl-gemäßigten Klima abgelagert und sind reich an Elementen der Glossopteris-Flora. Die oberen Abteilungen dokumentieren jedoch bereits ein warmes Klima. Die Glossopteris-Flora des kalten Karbons und des gemäßigten Perms tritt zurück und wird durch die Thinnfeldia-Ylors. der warmen Trias-Periode ersetzt, deren typische Elemente Taeniopteris, Odontopteris, Pterophyllum, Stigmatodendron und Ginkgoites sind. Abgeschlossen wird das Karroo-System durch die Stormberg-Serie der Obertrias. Die über der Beaufort-Serie folgenden Sedimente eines warmen Klimas umfassen drei Abteilungen von der anisischen Stufe der Mitteltrias bis zur rätischen Stufe der Obertrias. Es sind von der Basis nach oben: a) Die Molteno-Schichten der anisischen und karnisdien Stufe der Obertrias. b) Die Red Beds der norischen Stufe der Obertrias. c) Die mesozoischen Wüsten-Bildungen der rätischen Stufe der Obertrias, der Cave-Sandstein, der Bushveld-Sandstein, die Etjo-Sandsteine und der Stormberg- oder Haupt-Sandstein des Kaokoveldes.

Oberhalb der Molteno-Schichten endet der große Hiatus im Kaokoveld und im Paraná-Bassin. Als korrespondierende Formation der oberen Molteno-Schichten Südafrikas sind die Santa Maria-Schichten von Rio Grande do Sul in Südbrasilien zu nennen, die nach dem Fossil-Inhalt an Reptilien karnisch sein müssen, wie F. v. HUENE betont. Danach sind Schichten, die den Red Beds entsprechen würden, oberhalb der Santa Maria-Schichten nicht zu beobachten, denn rätische und jurassische Formationen transgredieren unmittelbar über dem unteren Keuper. Auch in Paraguay, in Uruguay sowie im Kaokoveld von Südwest-Afrika sind den Red Beds korrespondierende Schichten nicht vorhanden. Es ist möglich, daß die fluviallakustere Fazies an der Basis des Botucatú-Sandsteines im stratigraphischen Niveau der Red Beds liegt. Die Santa Maria-Formation Südbrasiliens und die triassischen Formationen Argentiniens werden den Molteno-Schichten und den Red Beds nachstehend gegenübergestellt, um die Entwicklung der oberen Gondwana-Schichten in Südamerika zu veranschaulichen. zu a) Die Molteno-Schichten bestehen aus graublauen und grünlidi-blauen, grobkörnigen Sandsteinen, die mit Schiefern, Letten und dünnen Kohle-Horizonten wechsellagern. Ihre Mächtigkeit beträgt 4 0 - 6 0 0 m. Es sind vermutlich v o n Süd

Die oberkarbone Gondwana-Vereisung und die Gondwana-Schichten

87

nach Nord abgelagerte Delta-Schichten. Die Pflanzen-Fossilien der MoltenoSchichten setzen sich aus Elementen der Tbinnfeldia-Florz zusammen, die mit Baiera, Callipteridium, Dicroidum, Ginkgoites und Taeniopteris auffallend von der älteren Gondwana-Flora des Karroo-Systems abweicht, jedoch zuerst in den oberen Beaufort-Sdiiditen auftritt. An Reptilien wird nur der Cynodontier Cynidiognathus erwähnt (Du Toit, 1954, C 267, p. 342). zu b) Die Red Beds des Karroo-Systems der norischen Stufe der Obertrias greifen über die Molteno-Schichten hinweg und ruhen oft unmittelbar auf Beaufortoder Ecca-Schichten. Die roten Letten und die roten Ton- und Sandsteine mit Kalk-Konkretionen sind 300-500 m mächtig. Im Gegensatz zu den Molteno-Schichten wurde aus den Red Beds eine große Mannigfaltigkeit an Reptilien bekannt, besonders die Trias-Dinosaurier Thecodontosaurus, Euskelesaurus, Plateosaurus, Massospondylus etc. zu a und b) Die Santa Maria-Formation in Südbrasilien besteht aus roten Letten, flach kreuzschichtigen roten, oft tonigen Sandsteinen, die 70 bis 85 m, selten über 150 m mächtig sind. Die rätischen Botucatú-Sandsteine und auch die jurassischen, vulkanischen Decken des Paraná-Trapp liegen unter Erosions-Diskordanz unmittelbar auf den Santa Maria-Schichten. Der Fossil-Inhalt wird durch eine reiche Reptil-Fauna des unteren Keupers, beziehungsweise der karnischen Stufe charakterisiert. Sie besteht aus Therapsiden und Rhynchocephaliern, wie Gomphodontosuchus, Scaphonix, Cephalonia; den Dicynodontiern Stahleckeria und Dicynodon; den Cynodontiern Chiniquodon, Belesodon und Traversodon; aus den Archosauriern (Pseudosuchiern) Prestosuchus, Rhadinosuchus, Ranisucbus und Procerosuchus, sowie dem kleinen Saurischier Spondylosoma. Die oberen Partien der Formation sind reich an verkieselten Hölzern.

Der Vergleich mit den südafrikanischen Formationen zeigt, daß die Santa MariaSchichten als karnische Formation dem geologischen Alter nach wohl mit den oberen Molteno-Schichten identifiziert werden können, dem lithologischen Charakter und dem Fossil-Inhalt nach eher mit den norischen Red Beds korrespondieren. A. Du T O I T vergleicht die Rio do Rasto-Schichten mit den Red Beds und identifiziert die Molteno-Schichten mit der Terezina-Serrinha-Formation (1954, C 267, p. 353). Das ist jedoch ein Irrtum, denn die Rio do Rasto-Schichten und die Terezina-SerrinhaFormation sind permisch. Sie liegen unterhalb des Gondwana-Abtragungsniveaus und des großen Hiatus und bilden die Auflagerungsfläche des rätischen WüstenSandsteins. N u r die Santa Maria-Formation kann dem geologischen Alter nach als korrespondierende Bildung mit den Molteno-Schichten verglichen werden. Sie nimmt im stratigraphischen Niveau wahrscheinlich eine Stellung zwischen den obersten Molteno-Schichten und den unteren Red Beds ein. i

Auch aus Argentinien sind triassische Formationen zu nennen, die in den stratigraphischen Niveaus der Molteno-Schichten und der Red Beds liegen. Als korrespondierende Ablagerungen erscheinen die mitteltriassische Ischichuca-Formation und die obertriassisch-karnische Los Rastos-Formation in der Upsalata-CacheutaRegion der Prä-Kordillere. Der große Hiatus zwischen Perm und Trias ist in Argentinien in der Schichtfolge der Trias nicht vorhanden. Die Ischichuca-Formation liegt oberhalb der oberpermischen bis untertriassischen Famatima-Vulkanite, die an dieser Stelle das stratigraphische Niveau der BeaufortSerie ersetzen. Die Ischichuca-Formation wird aus Fanglomeraten, Sandsteinen, Tuffen und dünnen Kohlebändern gebildet und ist etwa 650 m mächtig. Aus dem

88

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

Fossil-Inhalt sind Estheria und Pflanzenreste von Neocalamites, Dicroidiopsis zu nennen.

Zuberia

und

Die nach oben folgende Los Rastos-Formation besteht aus einer Schichtfolge von grauen und gelbroten Sandsteinen mit Konglomeraten und dünnen, kohligen Bändern. Einschließlich zwischengelagerter Diabas-Sills wird die Formation bis 400 m mächtig. Sie wird durch die Dicroidium-Thinnfeldia-Vlora. charakterisiert, aus der Neocalamites, Cladophlebis, Harringtonia und Podozamites zu erwähnen sind. Als geologisches Alter nennt J. FRENGUELLI 1948 Unter-Keuper. Damit entspricht die Los Rastos-Formation den oberen Molteno-Schichten (Frenguelli, 1948, C 272).

E und F —

Die mesozoische "Wüste und der Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

Zwischen Perm und Untertrias driftete das Gondwanaland ungefähr weitere 20 Breitengrade in meridionaler Richtung auf die Tethys zu. Nord- und Mittelafrika, Indien und der nördliche Teil von Südamerika lagen in einer tropischen Klimazone, während im mittleren Südamerika, in Südafrika, in der nördlichen Antarktis und in West-Australien ein subtropisches Klima herrschte (Figuren IV u. 11). Mit dem Mesozoikum beginnt ein neuer und entscheidender Abschnitt in der geologischen Geschichte des Gondwanalandes. Durch Krusten-Spannungen, Zerrungen und Reibungswiderstände des Sials über dem Sima wurde das Zerbredien des Gondwanalandes eingeleitet. Bei jeder Polverlagerung mußte der Rotations-Körper der neuen Rotations-Achse entsprechend angepaßt werden. Die plastischen SimaMassen der Tiefe und magmatische Strömungen drängten in Richtung der jeweiligen neu zu justierenden Äquator-Aufwölbung infolge der Erd-Rotation und der dadurch bedingten Polflucht-Kraft. In dem Bestreben, einen Gleichgewichtszustand der Massen herbeizuführen, wurden die Sial-Krusten des Gondwanalandes und Laurasias äquatorwärts geschleppt unter stetiger Einengung der Tethys. Dabei ist der geringere Zähigkeits-Koeffizient der tieferen und spezifisch schwereren Massen des Simas und Ultra-Simas vor 200 Millionen Jahren zu berücksichtigen und die größere Rotations-Geschwindigkeit der Erde in Betracht zu ziehen, die die PolarAbplattung und den Äquator-Wulst bestimmte. Durch diese Vorgänge befand sich die Sial-Kruste in einem ständigen Zerrungs-Zustand, der von der Oberfläche aus in die Tiefe wirkte und schließlich zu einer Aufspaltung entlang vorgezeichneter Schwächelinien oder Lineamente führte. Das Lineament, das bis zum Mesozoikum die Naht zwischen Südamerika und Afrika bildete, weist noch in der Jetztzeit ein genau paralleles Lineament auf, Strukturlinien, denen der Rio Paranä und der Rio Sao Francisco in ihrem Gesamt-Verlauf folgen (Fig. 9). Die Verlagerung des Gondwanalandes um mehrere Breitengrade in warme bis heiße Klimagebiete auf den Äquator zu hatte zur Folge, daß das mittlere Südamerika und Südafrika in den subtropischen Hochdruck-Gürtel gerieten. Die von kalten Meeres-Strömungen an der pazifischen Küste nach Ost und Nordost landeinwärts wehenden Winde vergrößerten über dem heißen Lande das Volumen und damit das Sättigungs-Defizit der Luftmassen, die unter ungünstige Kondensations-Bedingun-

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

89

Figur 9 - Der Rio Paraná und der Rio Säo Francisco folgen Strukturlinien, die parallel den Küsten von Brasilien und Westafrika verlaufen. The Paraná and Sao Francisco rivers follow the structure parallel to the coasts of Brazil and West Africa

lines, which are

90

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantisdien Raum

Figur 10 -

Der Wüsten-Gürtel der Obertrias (Rät) The desert belt of the Upper Trias (Rhaetic)

1 -

Äolische Sandsteine; Botucatu- und Stormberg-Wüste

Aeolian sandstones; Butucatu and Stormberg desert

2 -

Fluvio-lakustre Fazies der obertriassisdien Wüste (keine äolischen Sandsteine)

Fluvio lacustrine facies of the Upper Triassic desert (without aeolian sandstones)

3 -

Semi-aride Schichtfluten-Sedimente und Flachwasser-Ablagerungen in der Mahadeva-Serie in Indien (Wüsten-Ambiente)

Semi-arid sediments of alluvial plains and shallow-water deposits in the Mahadeva series in India (desert environment)

4 -

Epikontinentale Fazies der Obertrias

Epicontinental facies of the Upper Trias

5 -

Marin-geosynklinale Fazies der Obertrias

Marine geosyncline facies of the Upper Trias

6 -

Frühmesozoische Faltengebirge

Early Mesozoic folded mountains (Cape foldings, Swarte Bergen, Cedar Bergen; Sierra de la Ventana, S. de Tandill, Precordillera)

7 -

Brüche

Faults

8 -

Kalte Meeres-Strömungen im Pazifik

Cold marine currents in the Pacific

Paläo-Windrichtungen

Palaeowind directions

10 -

9 -

Festländische Entwicklung der Obertrias

Continental development of the Upper Trias

11 -

Triassisdie Sedimente in der Victoria-Gruppe des Beacon-Systems (Falla-Formation)

Triassic deposits in the Victoria group of the Beacon System (Falla Formation)

12 -

Kontinentale Trias in der Prä-Kordillere in Argentinien

Continental Trias in the Precordillera in Argentina

13 -

Triassisdie Porphyrite, Melaphyre etc. in Argentinien

Triassic porphyrites, melaphyres, etc. in Argentina

Mesozoisdie Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantisdien R a u m

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92

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

gen gerieten« In den Küstengebieten kam es höchstens zu Nebel-Niederschlägen. Im Innern des Gondwana-Kontinentes erzeugten jedoch die absinkenden Luftmassen der konstanten Hochdruck-Zone nur warme und trockene Fallwinde, die aus der Wüsten-Zone nach verschiedenen Richtungen wehten. Es ist noch nicht bekannt, welche Luftströmungen sich im Innern einer Erg herausbilden können. Durch die Richtung der Dünen-Ketten und durch die Winkel-Anordnung der Kreuzschichtung können die vorherrschenden Winde festgestellt werden. So wurden die mesozoischen Dünen des südlichen Kaokoveldes nach Mitteilung von E. REUNING durch Winde aus östlicher Richtung abgelagert, wie die Kreuzschichtung zeigt (1957, A 100, S. 198). Somit ist es möglich, daß aus dem Hochdruck-Gebiet der Stormberg-Wüste Winde von Süd und Südost zum tropischen Tiefdruck-Gebiet strebten und unter dem Einfluß der Erd-Rotation links drehend zu Ost- und Nordost-Winden wurden. Aus dem nördlichen Hochdruck-Gürtel der Botucatu-Wüste wehten die Winde jedoch in südlicher Richtung. Damit finden die von J . J . BIGARELLA und R. SALAMUNI ausgeführten 2900 Messungen von Windrichtungen an der anstehenden Front des Botucatü-Sandsteines eine natürliche Erklärung. BIGARELLA und SALAMUNI nahmen ein Tiefdruckgebiet über der mesozoischen Wüste des Gondwanalandes in Südamerika an auf Grund ihrer Windrichtungs-Messungen und zogen daraus den Schluß, daß schon über einem triassisch-jurassischen südatlantischen Ozean ein ständiges Hochdruckgebiet bestanden haben müsse (1963, A 22, p. 408). Sie stützten sich dabei auf Darstellungen von K. M. CREER (1958, B 133, p. 15), der auf Grund paläomagnetischer Messungen an Gesteinen des Paranà-Bassins die Existenz des Südatlantik schon in der frühen Jura-Zeit annahm. Das kann jedoch mit den geologischen und paläoklimatischen Erscheinungen und mit der Einheitlichkeit der mesozoischen Wüste von Südamerika bis Südafrika nicht in Einklang gebracht werden. Erst während der Obertrias entwickelte sich ein extrem arides Klima, so daß große Teile von Südamerika und Südafrika unter das Gesetz der Wüstenbildung gerieten. Die Wüstenbildungen in Brasilien und Südafrika sind durch ihre gleichförmige Entstehung für die alten kontinentalen Zusammenhänge von besonderer Bedeutung. Man kann die mesozoische Wüste des Gondwanalandes in drei Zonen einteilen. Das größte westliche Wüstengebiet aus Flugsand mit Dünenfeldern vom Typ der Erg erfüllte das Parana-Bassin in einer Ausdehnung von 1 620 000 km2 von Goiäs über Mato Grosso bis nach Uruguay, Paraguay und Nordost-Argentinien. Die östliche Randfazies dieser Wüste lag auf südwestafrikanischem Gebiet, wie die kartographischen A u f n a h m e n v o n R . MAACK u n d H . MARTIN z e i g e n ( 1 9 6 3 , A 7 9 , 1 9 6 4 ,

A 81). F. M. DE ALMEIDA bezeichnet diese große Wüste aus äolischen Sandmassen über einer fluvial-lakustren Basis als „Botucatu-Wüste" (1953, A 8, p. 9), Mit der Randfazies im Kaokoveld und im Etjo-Waterberg-Gebiet von 61 900 km2 umfaßte die Botucatii-Wüste 1 681 900 km 2 . Ein zweites Gebiet äolischer Sedimente erstreckte sich als Stormberg-Wüste von der Kap-Provinz durch den Orange-Freistaat, durch Basutoland, durch die östliche Kalahari bis nach Rhodesia über ursprünglich 850 000 km 2 . Von dieser Wüste bestehen nach den heutigen Aufschlüssen als Forest-, Bushveld- und Cave-Sandstein nur noch 234 000 km 2 . Das dritte große Wüstengebiet lag in Indien und besteht aus den roten PachmarhiSandsteinen und Tonen des Keupers und aus den rätischen Bagra- und DenwaSandsteinen der Mahadeva-Serie, jedoch vorherrschend aus Sandsteinen von fluviolakustrer Kreuzschichtung in flachem Wasser, die dem Typ der Etjo-Sandsteine in

93

Trias

Bild 57 - D e r rote, äolische Botucatü-Sandstein der mesozoischen Wüste bildet unmittelbar an der Küste von Rio G r a n d e do Sul die Brandungs-Höhle „ G r u t a I t a p e v a "

Bild 58 - Der dem Botucatu-Sandstein entsprechende E t j o - oder Stormberg-Sandstein ist im Kaokoveld weit verbreitet und wird, wie in Brasilien, von basisdien Vulkaniten überlagert.

F o t o : H e n n o Martin

Etjo-Stormberg-Sandstein in einer Sdiotterfläche aus mechanischer Gesteins-Verwitterung am Fuße der Etendeka-Tafelberge, Kaokoveld (Südwest-Afrika)

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Obertrias

SM»

¡§8Si

Bild 59 -

Deflations-Wanne im Etjo-Stormberg-Sandstein südlich von Rocky Point an der Küste des Kaokoveldes (Südwest-Afrika)

Bild 60 -

Wind-Rippelmarken auf dem äolischen Botucatu-Sandstein im Küstengebiet zwischen Araranguä und Torres (Südbrasilien)

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

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Südwest-Afrika und der fluvio-lakustren Fazies des Botucatü-Sandsteines in Südbrasilien entsprechen (Bild 62). In der südatlantischen Umrahmung verteilen sich die obertriassischen Formationen wie folgt: a) Im östlichen Raum des

Süd-Atlantik

1 -

In Südafrika der weiße, gelbliche und rote Cave-Sandstein, der bis zu 250 m mächtig wird (normal 45-120 m). An der Basis ist eine fluvial-lakustre Fazies vom Typ der „playa lakes" zu beobachten, eine Fazies, die auch linsenförmig innerhalb der äolischen Sandsteine auftritt. Der Cave-Sandstein wird im Betschuana-Land (Botswana) als „Bushveld-Sandstein" bezeichnet. An Fossilien treten in der lakustren Fazies Crustaceen auf, wie Cyzicus (Estheria) und Lepidurus. Man findet auch die für die Red Beds charakteristischen Dinosaurier Thecodontosaums und Masssospondylus; dazu kommen die obertriassischen Pseudosuchier Notochampsa und andere Reptilien, wie Aristosaurus, Gigantoscelus und Gyposaurus, Fische (Semionotus), sowie fossile Hölzer.

2 -

In Süd- und Nord-Rbodesia sowie in Nyassaland die Sedimente der mesozoischen Wüste als „Escarpment Grits" von 120 m Mächtigkeit und die äolischen Forest- und Nyamandhlovu-Sandsteine von 20 bis 100 m Mächtigkeit. Die Fossilführung dieser Formationen entspricht der Stormberg-Serie mit verkieselten Hölzern (Dadoxylon, Rhexoxylon) und Elementen der Thinnfeldia-Flora sowie den Reptilien (Dinosaurus) Thecodontosaums, Massospondylus und Gyposaurus sowie Crustaceen (Cyzicus [Estheria]).

3 -

In Südwest-Afrika, im Damaraland die fluvio-lakustren Etjo-Waterberg-Sandsteine mit vielen Fuß-Spuren obertriassischer Saurischier (Saurichnium damarense, S. tetractis, S.parallelum etc.); Tetrapodium elmenhorsti und Archaeotherium. Im Kaokoveld die roten äolischen Wüsten-Sandsteine, die als Haupt-Sandstein, Stormberg-Cave-Sandstein und Etjo-Sandsteine bezeichnet werden. Diese äolischen Sandsteine der Kaoko-Formation, isoliert vom Verbreitungs-Gebiet der StormbergWüste, sind eine Randfazies der äolischen Sandsteine der Botucatu-Wüste des Parana-Bassins (Bilder 58, 59).

4 -

In Angola die oberen Horizonte der Cassanje-Serie mit den Phyllopoden-Schichten (Estheria lerichei, E. malanjensis und Estheriella moutai) und die bisher als fossilleer geltenden Sandsteine der Lunda-Serie.

5 -

Im Kongo-Becken besteht hinsichtlich des Vorkommens der Trias noch große Unsicherheit. Als fragliche Obertrias werden nur die Phyllopoden-Schichten erwähnt. Die unter jüngeren Deckschichten besonders am Süd- und Ostrand de« KongoBeckens und bis weit nördlich des Kongo-Stromes aufgeschlossenen roten Sandsteine und Tone der Lualaba- und Kwango-Serien werden nicht mehr zum KarrooSystem gestellt. Während sie auf der „Carte géologique internationale de l'Afrique" als rätisch oder undifferenziert als Unter- und Ober-Trias dargestellt sind (Maps 1952, 321), betont R. FURON, daß neuere Fossilfunde Jura und Kreide als geologisches Alter ergeben hätten (1960, C277, p. 302). K. BEURLEN zitiert noch 1964 die Kwango-Schiditen als Äquivalente der Stormberg-Serie (1964, D 324, p. 288). Da der Verfasser die jurassischen Sedimente und Vulkanite sowie die äolischen Ablagerungen zwischen Oberjura und Unterkreide noch zu den GondwanaSdiichten stellt, werden diese Formationen hier erwähnt. Erst mit dem äolischen Caiua-Sandstein, der sich aus einem Inter-Trapp-Sandstein der obersten vulkanischen Decken des Jura entwickelte und wahrscheinlich der Unter-Kreide angehört, werden die Gondwana-Schichten abgeschlossen. Diese Sandsteine entstanden während des Zerbrechens des Gondwanalandes zwischen Oberjura und Unterkreide.

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Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

6 -

Aus Kenya werden als triassisdi und zum Karroo-System gehörend die Mariakani-, Mazeras- und Shimba-Sandsteine mit Dadoxylon erwähnt.

7 -

In Abessinien, südlich von Harrar, liegen kontinentale, triassische Sandsteine von 300 bis 500 m Mächtigkeit, die als d'Adigrat-Sandsteine bezeichnet werden.

b) Aus dem westlichen

Raum des

Südatlantik

8 -

In Brasilien die roten äolisdien Botucatu-Sandsteine der Säo Bento-Serie mit den fluvio-lakustren, weißen und gelblichen Piramboia-Schichten an der Basis und der zwischengelagerten lakustren Santana-Fazies (Bilder 57, 60, 61). Die Gesamtmächtigkeit der unteren Säo Bento- oder Batucatü-Sandsteine schwankt zwischen 50 und 300 m. Fossilien wurden bisher nur in der Santana-Fazies gefunden, die F. M. DE ALMEIDA beschrieben hat (1950, A 6). Es handelt sich um eine ZweisdialerCrustaceen-Fauna: Bairdestheria, Euestheria, Palaeolimnadia, Pachecoia und Candonopsis. In Mato Grosso liegt unterhalb des Botucatü-Sandsteins der 50 m mächtige rote Aquidauana-Sandstein der Maracajü-Serie, die eine Landstufe zum Paraguay-Fluß hin bildet. Dem Botucatü-Sandstein entspricht in Maranhäo der äolische Sambaiba-Sandstein, der über einer Süßwasser-Fazies der Trias mit Conchostracen und Lepidotus liegt, die als Motuca-Formation bezeichnet wird.

9 -

In Paraguay der rote, äolische Misiones-Sandstein mit einer fluvio-lakustren Fazies an der Basis und lakustren Linsen, die von dem äolisdien Sandstein eingeschlossen werden, ähnlich dem Cave-Sandstein in Südafrika oder dem Botucatu-Sandstein Brasiliens. Die Mächtigkeit beträgt 40 bis 150 m. Die nicht äolisdien unteren Misiones-Sandsteine vergleicht H . J. HARRINGTON mit dem Aquidauana-Sandstein an der Basis des Botucatü-Sandsteines in Mato Grosso.

10 -

In Uruguay entspricht der rote, weiße und gelbe, äolische Tacuaremb6-Sandstein dem Botucatü-Sandstein Brasiliens und den Cave-Etjo-Sandsteinen Südafrikas. Auch der Tacuarembo-Sandstein weist eine fluvio-lakustre Fazies an der Basis auf und eingeschaltet vom äolisdien Sandstein eine lakustre Fazies. In der fluvio-lakustren Fazies wurden unbestimmbare Gastropoden und Fisdireste von Lepidotus gefunden, wie in der Motuca-Formation von Maranhäo. Die Sandsteine werden bis 400 m mächtig. Audi in Uruguay ist der große Hiatus zwischen Perm und Trias zu beobachten.

11 -

In Argentinen sind die obertriassischen Formationen durch den äolisdien BotucatüSandstein im nordöstlichen Teil der Provinz Corrientes und in Misiones in der gleichen Entwicklung verbreitet wie in Südbrasilien und in Paraguay. Weitere kontinentale Sedimente der Obertrias sind in der Präkordillere der UspallataCacheuta-Region und im Cadieuta-Potrerillos-Bassin aufgeschlossen, wo sie über den Los Rastos- und Potrerillos-Sdiiditen des Unterkeuper und mittel-triassischen Vulkaniten eines pazifischen Magmas liegen, die bis zu 400 m mächtig sind (Rhyolite, Hornblende- und Augit-Andesite). Die Sedimente des Oberkeuper werden als Ischigualasto-Formation (600 m mächtig ) und als Cacheuta-Formation (400 m mächtig) bezeichnet. Ihnen folgen nach oben die rätischen Gualo-'Rio-Branco- und Colorado-Formationen von 400 m bis 1000 m Mächtigkeit. Auch am Rio Limay, im Gebiet südlich der Sierren der Pampas ist kontinentale Trias zu beobachten. Sämtliche obertriassischen Formationen sind reich an Elementen der Thinnfeldiaund Dicroidium-Flora (Dicroidiopsis, Dicroidium, Cladophlebis, Neocalamites, Xylopteris, Thinnfeldia und Podozamites). Die Süßwasser-Fauna wird durch Lamellibranchien (Uniona), Crustaceen (Estheria) und Fische (Seminotus, Myriolepis, Gyrolepidoides) vertreten. Dazu kommen einige Reptilien (Belesodoni, Exaeretodon und Theropsis).

Mesozoische Wüste und Gondwana-Vulkanismus im südatlantischen Raum

97

Marine Trias ist aus den Sub-Anden-Sierren und aus der Ost-Kordillere bekannt geworden, die eine Maximal-Mächtigkeit von 1600 m aufweist. Die unteren 1200 m werden aus roten und violetten Sandsteinen, Konglomeraten und tonigen Letten mit zwischengelagerten basisdien vulkanischen Decken und Tuffen gebildet. Dazu kommen dolomitische und oolithische Kalk-Horizonte von 400 m Mächtigkeit. An vielen Stellen fehlen in der Ost-Kordillere die unteren Sandsteine, und die Schichten ruhen unmittelbar auf paläozoischen und präkambrischen Gesteinen. Die Fossilien der dolomitischen Kalke, viele Gastropoden, wie Amauropsis, Brachyceritium, Katosira, Kittliconcha, Phrocerithina, Protofussus, Stepbänocosmia, "Iyrsoecus, Xystrella und Zygopleura wurden von BONARELLI und HAAS bestimmt. Es wird norisches Alter für die Gastropoden angegeben, die marine Sedimentation bezeugen. 12 -

In der Antarktis ist kontinentale Trias in der Victoria-Gruppe des oberen BeaconSystems in Southern und Central Victoria Land festgestellt worden. Sie wird in Southern Victoria Land als Falla-Formation und in Central Victoria als „Triassic Plant Beds" bezeichnet (H. J . Harrington, 1965, A 44). Die charakteristischen Elemente dieser Trias-Flora sind nach EDNA P. PLUMSTEAD unter den Articulatae Schizoneura und zwei Arten Neocalamites, von Pteridospermae Dicroidtum und vier Cycadophyten als Zamites sp. A, B und C (1962, A 95). Ein zunächst als Antarcticoxylon bezeichnetes Holz wurde später als Rhexoxylon identifiziert, von R . KRÄUSEL jedoch als Dadoxylon allani sp. nov. beschrieben (1962, A 95, p. 138/139).

13 -

In Indien entspricht die obertriassisdie Mahadeva-Serie den mesozoischen WüstenBildungen Afrikas und Südamerikas (Bild 62). Sie beginnt im Satpura-Bassin mit der Pachmarhi-Stufe im Keuper von 750 m Mächtigkeit und wird von der 365 m mächtigen Denwa-Stufe des Rät mit Schichten der Bagra-Fazies abgeschlossen. Der Denwa-Stufe entspricht die rätische Maleri-Stufe des Godavari-Valley. Aber auch die Parsora-Schichten der Mitteltrias und die Chicharia-Schichten des Keuper im Rajmahal-Gebiet sind hier noch zu nennen. Bei allen geologischen Bildungen der Trias handelt es sich um fluvio-lakustre Ablagerungen eines semi-ariden Wüstenklimas ohne große Flugsandfelder. Der Inhalt an Pflanzen-Fossilien beginnt mit der Thinnfeldia-Flora im Keuper in den Parsora-Schichten (Noeggerathiopsis, Danaeopsis, Tbinnfeldia, Dicroidiutn, Taeniopteris, Ontheodendron). Die roten Maleri-Tone, Sandsteine und Kalk-Sandsteine sind reich an fossilen Reptilien und Fischen. Aus den Tiki-Sdiichten der MaleriStufe wird folgende Vertebraten-Fauna erwähnt: Metaposaurids, Belodon, Parasuchus, Saureopodomorpha, Brachysuchus und Ceratodus u. a. (K. Jacob, C 314, p. 157). Aus der Denwa-Stufe ist bisher nur der Labyrinthodont Mastodonsaurus indicus bekannt geworden. In die oben erwähnten Ablagerungen der mesozoischen Wüste ergossen sich mit Beginn des Jura aus Zerrungs-Spalten mächtige Decken basischer Vulkanite eines pazifisch-gabbroiden Magmas. Jedoch überdauerte die Wüste den Gondwana-Vulkanismus, der das Zerbrechen des Gondwanalandes und die Drift der kontinentalen Teile der Sial-Kruste begleitete. In Brasilien und Paraguay schließen äolische Sandsteine die vulkanischen Decken ab. Es ist als besondere Charakteristik zu erwähnen, daß äolische Sandsteine vom Typ der Stormberg-CaveKaoko-Botucatü-Misiones- und Tacuarembo-Sandsteine in Afrika und Südamerika den Lavadecken in mehrfacher Wiederholung zwischengelagert sind. Sie bezeugen die Fortdauer der mesozoischen Wüste durch die Jura-Periode bis zur Unterkreide. Auch in Argentinien sind sandig-tonige Schichten mit Pflanzen-Fossilien den Rhyolit- und Andesit-Decken eingeschaltet. Daraus geht hervor, daß die AndenGeosynklinale erstmalig in der Trias in aktive Bewegung geraten war. Auch H . J . HARRINGTON berichtet, daß Sedimente des oberen Beacon-Systems den FerrarVulkaniten in der Antarktis zwischengelagert sind (Bilder 75, 76).

7 Maadt, Kontinentaldrift

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D e r Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes In P a r a n a liegen noch äolisdie Sandsteine vom T y p des Caiua-Sandsteines (Bild 77) zwischen den obersten Trappdecken, wie der Verfasser durch Tiefbohrungen auf Wasser feststellen konnte. Diese Übereinstimmung der geologischen Erscheinungen auf den Kontinental-Blöcken, die den Südatlantik umsäumen, ist besonders eindrucksvoll, da daraus das Alter des südatlantischen Ozeans abgeleitet werden kann (Bilder 65, 66, 67).

F l —

Der Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes

Durch Zerrungsvorgänge, die im oberen Perm und während der Trias nach Nord und West gerichtet waren, in Verbindung mit epirogenetischen Hebungs-Bewegungen, entstanden Brüche in meridionaler Richtung entlang alter Lineamente im späteren südatlantischen Raum. Zwischen Ostafrika und Madagaskar-Indien-Antarktis rissen jedoch Zerrungsspalten und Gräben auf, aus denen leichtflüssige Laven eines gabbroiden Magmas aufstiegen, die Decken oder Sills bildeten. Damit begann das Zerreißen des alten Südkontinentes, das an der Grenze Trias-Jura durch den Gondwana-Vulkanismus eingeleitet wurde. Die ersten basischen Lavamassen ergossen sich schon im Rät in die Stormberg-Wüste Südafrikas und schoben sich als Sills zwischen das obere Beacon-System der Antarktis (Bild 68). Das bezeugen die Altersbestimmungen nach der Kalium-Argon-Methode mit 189,8, 189,7 und 181,7 Millionen Jahre für die ältesten Stormberg-Vulkanite und Karroo-Dolerite in Südafrika und mit 190 Millionen Jahre für die Ferrar-Dolerite in der Antarktis. Die Ergebnisse befinden sich in Ubereinstimmung mit den früheren Erkenntnissen südafrikanischer Geologen und werden auch durch den Fossil-Inhalt bestätigt (A. L. Du Toit, 1934; Haughton, 1954). In der Zone des südatlantischen Lineamentes kam es während der Trias noch nicht zu vulkanischer Tätigkeit. Magma fördernde Zerrungs-Spalten rissen erst mit Beginn der Jurazeit auf. Das durch Denudation freigelegte Vorgelände der ausgedehnten Trappdecken des Paranä-Bassins wird von vielen hundert Zerrungs-Spalten in auffälligem Parallelismus durchzogen, die von Diabasen, Andesiten und Porphyriten ausgefüllt sind. Die ursprünglich vorherrschende Richtung dieser Spalten verlief O—W, untergeordnet N—S, entsprechend den Zerrungen in Richtung zum Äquator und nach Westen, verursacht durch den Reibungs-Widerstand des Sials auf dem Sima. Nach der heutigen Lage von Südamerika zeigen die Spalten eine Orientierung von SO nach N 45—50° W und seltener SW—NO. In Südafrika konnte der Verfasser solche Diabas-Gangschwärme vom Namaland bis zum Kaokoveld beobachten und die Streich-Richtungen mit N 5° O, N 30° O, O - W und N 39° W messen. Gleiche Gangschwärme werden auch aus Südafrika von A. L. Du T O I T mit N - S , O - W , N N O - S S W und NW erwähnt (1937, B 141, p. 94). Auch in Indien, besonders im Satpura-Bassin, beobachtete der Verfasser solche oft parallelen Gangschwärme von SSO—NNW, O—W und untergeordnet von SW—NO. Ein Blick von der großen Landstufe bei Tamia mit den prallen Steilwänden der obertriassischen Padimarhi- und Denwa-Sandsteine (Bild 62) mit den Bijori-Schichten an der Basis, zeigt eine Landschaft, deren Topographie von Diabas-Gangschwärmen bestimmt wird. Sie erinnert unwillkürlich an die Landschaft des zweiten Planaltos von Pa-

Obertrias

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Bild 61 - Kreuzschichtung des roten äolischen Botucatu-Sandsteins an der Basis der Trappdecken von Torres, unmittelbar an der Küste von Rio G r a n d e do Sul (Südbrasilien)

Bild 62 -

Sandsteinwand der obertriassischen Mahadeva-Serie bei Tamia, Deccan, M a d h y a Pradesh (Zentral-Indien)

Jura bis Kreide

100

Bild 63 - Tafelberge der Gondwana-Schichten (Stormberg-Serie, Kaoko-Formation), aus basisdien Vulkaniten (Trappdecken) über den äolischen Etjo-Stormberg-( = Botucatu-) Sandsteinen im Kaokoveld (Südwest-Afrika) Altersbestimmungen ergaben f ü r die K a o k o - T r a p p d e d t e n nach der Kalium-Argon-Methode 130 bis 135 Millionen J a h r e (Unterkreide)

INfe

Bild 64 -

Tafelberge der Gondwana-Schichten in der Serra Geral in Santa Catarina (Südbrasilien)

Trappdedcen über äolischem Botucatu (— Etjo-Stormberg-)Sandstein im Profil Florian6polis-Lajes Für die Trappdedcen des Parana-Bassins wurden nadi den bisher vorliegenden Altersbestimmungen 125 bis 161 Millionen J a h r e festgestellt

Perm bis J u r a

101

• «PS-

Bild 65 -

Landschaft der Gondwana-Schichten in der Randstufe der Drakensberge zwischen Oranje-Freistaat und N a t a l .

An der Basis liegen wediselfarbige H o r i z o n t e der unteren permischen Beaufort-Schiditen vom T y p der R i o do Rasto-Sdiiditen (Esperanfa-Formation) des Staates P a r a n i in Südbrasilien. Ober der Abtragungsflädüe Perm-Trias liegen die stufenbildenden obertriassisdien Stormberg-Cave-Sandsteine mit Kappen der unterjurassischen Drakensberg-Vulkanite. Blidc vom Olivier's H o e k - P a ß nach N O

Bild 66 -

Landschaft der Gondwana-Schichten im Profil der Serra de Boa Esperanfa (Serra Geral) im Staate P a r a n a (Südbrasilien)

An der Basis liegen die wediselfarbigen, permischen Rio do Rasto-Sdiiditen (Esperanfa-Formation). Nach einem H i a t u s folgen darüber unmittelbar die stufenbildenden obertriassisdien Botucatü(Cave-Stormberg)Sandsteine m i t Dedien aus jurassischen Vulkaniten ( P a r a n ä - T r a p p ) . Rechts im Bild der M o r r o M o r u n g a v a (1200 m). Blick nach N o r d v o n der Straße Prudent6poIis—Guarapuava

102

Jura

Der Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes

103

rana, wenn man von der Serra dos Mulatos zum Ivai-Tal blickt. Der GondwanaVulkanismus ist dadurch vorherrschend als Spalten-Vulkanismus gekennzeichnet, wie er noch in Island zu beobachten ist. Dieser Spalten-Vulkanismus beherrschte die Jura-Periode und endete erst im Albien der Unterkreide. Alle Erscheinungen des älteren, triassisch-jurassisdien Gondwana-Vulkanismus mit seinem basischen Initial-Magmatismus werden in allen Gondwana-Gebieten durch Gesteins-Varietäten eines pazifisch-gabbroiden, seltener eines dioritischen Magmas charakterisiert. Der jüngere Gondwana-Vulkanismus lieferte seit Beginn der unteren Kreide nur Vulkanite mit Alkali-Tendenz (Olivin-Basalte, Phonolithe, Limburgite usw.). Einige Bemerkungen mögen die Terminologie der basischen Gang-Gesteine und Eruptivdecken erläutern. Nicht jedes schwarze Eruptivgestein kann ohne Rücksicht auf Textur-Varietät und Mineral-Komposition als „Basalt" bezeichnet werden. Die Gesteine des pazifisch-gabbroiden Magmas aus der ersten Phase des GondwanaVulkanismus bestehen in Form von Gängen, Stöcken, Sills und Oberflächen-Decken aus ophitischen Diabasen (Dolerite), Intersertal-Diabasen, Diabas-Porphyriten, Quarz-Diabasen, Drusen-Melaphyren, Spiliten, Tholeiiten, Andesiten, AndesitPorphyriten, Rhyolithen und Vitrophyren (Bilder 73, 74). N u r selten treten in den jurassischen effusiven Decken Olivin-Labradorit-Augit-Basalte auf. Der ältere Gondwana-Vulkanismus, der durch diese Gesteins-Varietäten gekennzeichnet wird, umfaßt danach: 1 -

In Südafrika die Karroo-Dolerite, Karroo-Vulkanite, Stormberg- oder Drakensberg-Vulkanite, den Karroo-Trapp und die Kaoko-Vulkanite (Bilder 63, 65, 67). Die Mächtigkeit der Lavadecken beträgt im Namaland und im Kaokoveld 400 bis 800 m. Sie sollen nach H.MARTIN jedoch unter Berücksichtigung des BrandbergPlutonites über 2000 m mächtig gewesen sein. Im übrigen Südafrika können Mächtigkeiten von 100 m, 400 m, 1000 m und 1500 m (Basutoland) beobaditet werden. Eine Sonderstellung nehmen die Vulkanite der Zoutpansberge und der LebomboKette ein, deren ältere Rhyolithe und Dazite von jüngeren, kretazischen AlkaliMagmen durchsetzt werden (Nephelin-Basalt, Limburgit und Ozeanit?). Die absoluten Altersbestimmung en kennzeichnen den Rhythmus der Lavadecken-Ergüsse w ä h r e n d d e r J u r a z e i t v o n 178,8, 172,7, 169,8, 167,6, 160,6, 158,5 u n d

154,2 M i l -

lionen Jahre. Im Kaokoveld treten die Drusen-Melaphyre bis unmittelbar an die Küste und bilden weiterhin den Schelf (Bilder 69, 70)1). 2 -

In Südamerika findet man mit 1 400 000 km 2 die ausgedehntesten Lavadecken der Erde im Parana-Bassin von Brasilien, Paraguay, Uruguay und Nordost-Argentinien. Sie werden als Serra Geral-Eruptiva oder Parana-Trapp bezeichnet. Bohrungen der Petrobras haben zentrale Mächtigkeiten von 1100, 1550 und 1750 m ergeben. Nach den Rändern des Bassins im Westen und Osten vermindert sich die Mächtigkeit in Paraguay und Mato Grosso auf 300 m und 200 m in den Landstufen, in Säo Paulo und Parana auf 200 und 250 m; in Santa Catarina ist die Trappdedte in der Serra Geral noch mit Wänden bis zu 750 m Mächtigkeit freigelegt (Bild 64). Bei Torres in Rio Grande do Sul bilden die Trappdecken unmittelbar die Küste und setzen sich

') Inzwischen wurde für die Kaoko-Vulkanite ein absolutes Alter von 130 bis 135 Millionen Jahre nach der Kalium-Argon-Methode festgestellt. Die Kaoko-Valkanite sind demnach jünger als die Drakemberg-Vulkanite und entsprechen dem Alter nadi den Trappdecken des Paranä-Bassins, für die bisher 125 bis 161 Millionen Jahre mitgeteilt werden (Jura bis Kreide).

104

Der Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes mit Drusen-Melaphyren unmittelbar über dem Botucatú-Sandstein auf den Schelf hin fort (Maack, 1964, A 81, Bilder 71, 72). Eine tiefe tektonische Spalte durchschneidet die Trappdecke in Rio Grande do Sul, die V. LEINZ als Posadas-TorresGeoklase bezeichnet hat (1949, A 66).

Aus West- und Nordwest-Argentinien sind im Zusammenhang mit dem Gondwana-Vulkanismus die triassisdien Hornblende- und Augit-Andesite sowie Rhyolithe, Andesite, Keratophyre und die Tordilloian-Vulkanite in Neuquén und Mendoza zu nennen. Im nördlichen Südamerika ist noch auf einen triassisch-jurassischen Vulkanismus zu verweisen. Im südlichen Venezuela, in Guyana, im Roraima- und AmazonasGebiet liegen basische Lavadecken über roten Sandsteinen, die als „Provincia magmática do Roraima" von DJALMA GUIMARXES zusammengefaßt werden, Diabase, Quarz- und Olivin-Diabase treten als Sills und Gänge im Zusammenhang mit Gabbro, Hypersten- und Quarz-Gabbro auf. Der Diabas-Sill am Roraima wird mit 6 0 0 m angegeben (O. H . Leonardos und A. I. Oliveira, 1943, C 297 u. in 1956, D 332, p . 4 1 ) . Untersuchungen über das absolute Alter des Gondwana-Vulkanismus in Südamerika liegen erst seit 1966 vor (G. Amaral et al. 1966, C 241, p. 159/189). Sie sind noch unbefriedigend, da sie die mächtigen Trapp-Decken nur oberflächlich und randlich erfaßt haben. Die Mehrzahl der Untersuchungen bezieht sich auf Diabasgänge aus dem Vorgelände des Paraná-Trapp, die einem pazifisch-gabbroiden Magma-Typ (Diabase) aus der Kreidezeit von 111 bis 135 Millionen Jahren entsprechen, während allgemein in Brasilien und auf den atlantischen Inseln der Vulkanismus der Kreidezeit alkalisch-atlantische Magmen lieferte. Typische Werte des jurassisch-pazifischen Magmatismus, des älteren Gondwana-Vulkanismus, wurden nur in drei Fällen festgestellt, zwei aus Gesteinen der östlichen Randzone des Paraná-Trapp und ein Wert aus dem Gestein einer Spaltenfüllung. a) Bei dem Gestein der Spaltenfüllung (Sill) handelt es sich um einen ophitischen Diabas des jurassischen Gondwana-Vulkanismus von Jaguariaiva, dessen Alter mit 161,2 Millionen Jahre angegeben wird. Zugehörige Decken-Ergüsse sind nicht erfaßt worden. b) Eine Gesteinsprobe aus dem Randgebiet der Trappdecke in Santa Catarina (Bild 64), Basalt?, mit 50°/o Feldspat, 35°/» Pyroxen, 1 0 % Glas und 5 °/o Magnetit, ist richtiger als Intersertal-Diabas zu bezeichnen. Olivin ist nicht vorhanden. Das absolute Alter des Gesteins wurde mit 147,7 Millionen Jahren ermittelt. Das Gestein ist demnach ein typischer Vertreter des älteren pazifischgabbroiden Gondwana-Vulkanismus. Zugehörige Spalten gleichen Alters sind noch unbekannt. c) Der zweite Gesteins-Typ aus der Randzone der Trappdecken im Zentrum von Santa Catarina bei Lajes ist mit seiner porphyrischen Textur, Pyroxen-Einsprenglingen (Phenocrysts) in einer Plagioklas-Pyroxen-Grundmasse, entsprechend dem Plagioklas (Andesin oder Labrador?) bei 20 °/o Magnetit, ohne Olivin, entweder ein Augit-Andesin-Porphyrit oder ein Diabas-Porphyrit. Das Alter dieses jurassischen Gondwana-Vulkanites wird mit 146,4 Millionen Jahren verzeichnet. Bemerkt sei zu den vulkanischen Erscheinungen bei Lajes in Santa Catarina, daß die Gondwana-Sch'ichten und die Trappdecken dort durch einen Tinguait-Phonolith-Stock des jüngeren, alkalischen Gondwana-Vulkanismus der Kreide

Jura

105

Bild 68 - Ferrar-Dolerite des Gondwana-Vulkanismus im Granite H a r b o u r Complex, im Transantarctic Escarpment in der Ost-Antarktis. Nordseite von Granite H a r b o u r . Foto: Hilary J. Harrington Für das absolute Alter der Ferrar-Dolerite werden 150 bis 190 Millionen J a h r e mitgeteilt. D i e Dolerite entsprechen dem Alter nach den Drakensberg-Vulkaniten und K a r r o o - D o l e r i t e n S ü d a f r i k a s und zum Teil den Parana-Trappdecken

106

Korrespondierende Gondwana-Schichten von Südwest-Afrika und

Südbrasilien

Bild

69

Drusen-Melaphyr-

-

Die Gondwana-Schichten

setzen

sich b e i R o c k y

Point

d e c k e n d e r K a o k o - V u l k a n i t e auf d e n Schelf h i n

mit fort.

Sie liegen genau den Gondwana-Schichten gegenüber, die an der Küste v o n Südbrasilien zwischen Ararangua und Torres auf den Sdielf ausstreichen

Bild

70

-

Felsen u n d

Kliff Rocky P o i n t aus M e l a p h y r d e c k e n v e l d e s in S ü d w e s t - A f r i k a

an der K ü s t e des K a o k o F o t o : H e n n o Martin

Sie entsprechen dem P a r a n d - T r a p p von Torres an der Küste von Rio G r a n d e do Sul. D i e K a o k o - V u l k a n i t e sind als R a n d f a z i e s des Paranä-Bassins geologisch gleichaltrig mit den obersten Dedcen des P a r a n a - T r a p p . D i e Altersbestimmungen nach der Kalium-Argon-Methode ergaben 130 bis 135 Millionen J a h r e

Korrespondierende Gondwana-Schichten Südwest-Afrikas und Südbrasiliens

Bild 71 -

107

Die Gondwana-Schichten des M o r r o de Conventos in Südbrasilien erheben sich unmittelbar an der Küste von Santa Catarina.

Sie setzen sich auf den Schelf hin f o r t . Sie liegen genau den Gondwana-Sdiiditen gegenüber, die im Kaokoveld Südwest-Afrikas die Küste zwischen Rodcy Point und U n i a b - M u n d bilden

Bild 72 -

T u r m und Kliff aus Trapp-Gesteinen des Gondwana-Vulkanismus an der Küste von Rio G r a n d e do Sul.

An der Basis liegen die roten, äolisdien Botucatü-(Etjo-Stormberg-)Sandsteine, die sich auf den Schelf hin fortsetzen

108

Bild 73 -

Bild 74 -

Strukturen der Trappdecken

Sphärische Absonderung der Trappdecken aus Intersertal-Diabasen eines pazifisch-gabbroiden Magmas des Gondwana-Vulkanismus

Dünnplattig gelagerter T r a p p eines pazifisch-gabbroiden Magmas des Gondwana-Vulkanismus von horizontaler und vertikaler K l ü f t u n g

Der Gondwana-Vulkanismus und das Zerbrechen des Gondwanalandes

109

durchbrochen wurden, mit dem typisch atlantisch-alkalischen Ganggefolge aus Monchiquit, Limburgit und Augitit. 3 -

In Indien gehören zum älteren Gondwana-Vulkanismus die basischen Lavadecken des Rajmahal-Trapps, Diabas-Gänge und, im Einflußbereich der Tethys-Geosynklinale, der Punjal-Trapp in Kashmir.

4 -

In der Antarktis sind die Ferrar-Dolerite (Bild 68) und Ferrar-Vulkanite eines tholeiitisdien Magmas Ausdruck des älteren Gondwana-Vulkanismus, der, wie in Südafrika, bereits in der Trias begann. Altersbestimmungen nach der KaliumArgon-Methode ergaben 190, 160, 155 und 150 Millionen Jahre. Die Mächtigkeiten vonDolerit-Sills werden mit 245 m und 1000 m angegeben. Lavadecken mit zwischengelagerten Sedimenten werden in der Beardmore-Region über der Schichtfolge des Beacon-Systems bis zu 1000 m und im Gebiet des Priestley-Gletschers bis zu 1375 m mächtig (H. J. Harrington, 1965, A 44, p. 34-36).

Die vulkanischen Ereignisse in Gondwana-Antarktis sind von gleichem Alter wie die Karroo- und Stormberg-Vulkanite in Südafrika und wie die unteren Serra Geral-Eruptiva, beziehungsweise wie der Paranä-Trapp-Vulkanismus. Berücksichtigt man das Vorkommen äolischer Sandstein-Horizonte vom Typ des Caveoder Botucatü-Sandsteins zwischen den Trappdecken (Bilder 75, 76) in Übereinstimmung mit den gleichartigen und gleichaltrigen Vorkommen in Südafrika, im Kaokoveld, im Paranä-Becken und in der Antarktis, so dürfte an der Gleichzeitigkeit und Gemeinsamkeit des Gondwana-Vulkanismus in allen Gondwana-Gebieten, mit Ausnahme von Australien, kein Zweifel bestehen. Zu dem gleichen älteren Gondwana-Vulkanismus gehören auch die Tasmanien-Dolerite. Ferrar-Vulkanite (Bild 68), Tasmanien-Dolerite, Karroo-Dolerite, Stormberg-Vulkanite, RajmahalTrapp und Serra Geral-Eruptiva oder Parana-Trapp sind schon früher als aus gemeinsam erlebtem, erdgeschichtlichem Geschehen erkannt worden, so von A. L. D u T o r r ( 1 9 3 7 , B 1 4 1 ) , M . R . BANKS ( i n 1 9 5 2 , C 3 1 4 , p . 8 3 ) , F . MOUTA ( i n 1 9 5 2 , C 3 1 4 , p . 2 3 0 ) , R . M A A C K ( 1 9 3 4 , A 7 0 , 1 9 6 4 , A 8 1 ) , LESTER C . K I N G ( 1 9 6 2 , C 2 8 6 ) , K . BEURLEN ( 1 9 6 1 , A 2 0 , 1 9 6 6 , D 3 2 4 ) u n d H . J . HARRINGTON ( 1 9 6 5 , A 4 4 , p. 3 4 / 3 6 ) .

Der Gondwana-Vulkanismus bedeutet das letzte Ereignis der gemeinsamen geologischen Geschichte des Gondwanalandes, bevor es endgültig auseinanderriß. Wichtig ist die Feststellung, daß die während der Jurazeit entstandenen innerkontinentalen Graben-Brüche im Lineament der atlantischen Spalte das südliche Hindernis des Kap- und Sierra Ventana-Orogens nicht zerreißen konnten. Infolgedessen trat noch kein Meerwasser in die südatlantische Spalte ein. Im nördlichen Teil der jurassischen Grabenbrüche bildete der Espirito Santo-Kuanza-Scheitel ein zweites Hindernis. Der ältere Gondwana-Spalten-Vulkanismus wurde durch die alten Strukturlinien der Araxaiden und durch den Kuanza-Scheitel nach Norden hin begrenzt. Nördlich der alten Falten-Scheitelung entstand ein zweites System von Grabenbrüchen, das vulkanisch nicht aktiv war und nur die oberste Sialkruste erfaßte. Dieses Grabensystem wurde nördlich durch das alte Pernambuco-Kamerun-Lineament begrenzt. Auch von der Tethys her, beziehungsweise durch ein nordatlantisches Lineament war bis zum Jura noch kein Meereseinbruch erfolgt. Eine Vergleichstabelle faßt die korrespondierenden Gondwana-Schichten Südamerikas, Südafrikas, Indiens und der Antarktis zusammen (Tabelle am Schluß).

III

DU'. ENTSTEHUNG DES SÜD ATLANTISCHEN OZEANS

Nachdem sich Australien im Verlaufe des Perm zuerst von Indien und danach von der Antarktis getrennt hatte, begann die Entwicklung des Indischen Ozeans. An der Wende Trias-Jura erfolgte die Trennung Indiens von Afrika-Madagaskar und von der Antarktis. Das wird durch die epikontinentale Transgression in der Obertrias und durch die fossilführenden marinen Schichten des frühen Jura bezeugt. An der ostafrikanischen Küste erfolgte eine Transgression zuerst im Dogger (Bajocien) über Somaliland, Arabien und Nordwest-Indien, die mit der sich einengenden Tethys in Verbindung stand. Sie hinterließ fossilführende marine Schichten in Somaliland und Nordwest-Indien und drang entlang der Küste von Kenya und Tanganyika bis 150 km landeinwärts. Die Drift- und Drehungs-Bewegungen der Antarktis hingen mit den nach West und N o r d zerrenden Bewegungen zusammen. Von der Wende Trias-Jura ab erfüllte der Indische Ozean den Raum zwischen dem südöstlichen Südafrika und der Nordküste von Ost- und West-Antarktis (Figur 11). Die Faltenzüge des Kap-Sierra Ventana-Orogens verhinderten den Eintritt des Meerwassers in die innerkontinentalen Gräben der südatlantischen Spalten. Die Zerrbeanspruchung und die Bruchtektonik hatten nicht ausgereicht, um das Orogen zu zerreißen. D a ß der Indische Ozean jedoch die südafrikanische Küste erreicht hatte, beweisen die ältesten Schichten des Wealden und Neokoms an der Basis der Uitenhage-Serie, von denen A. L . D u T O I T und S. A. H A U G T H O N annehmen, daß die Sedimentation schon im „uppermost Jurassic" begonnen habe ( 1 9 5 4 , C 2 6 7 , p. 3 8 3 ) . Seit A L F R E D W E G E N E R (1915) sind alle Geologen, die sich mit den Problemen des Gondwanalandes befaßt haben, zu der Überzeugung gekommen, daß der Südatlantik vor der Kreidezeit nicht bestanden haben kann. Aus den neuesten geologischen Untersuchungs-Ergebnissen aus A f r i k a und Brasilien und auf Grund eigener paläontologischer Forschungen hat K A R L B E U R L E N versucht, den Rhythmus der Entwicklung der südatlantischen Spalte während der Kreidezeit darzustellen (1961, A 20). Auch B E U R L E N basiert seine Darlegungen auf die Existenz eines innerkontinentalen Grabens entlang alter Lineamente, denen die südatlantische Spalte folgt. Er weist, wie schon A. WEGENER, als Beispiel auf das noch bestehende, jüngere ostafrikanische Graben-System hin. Das gleiche Beispiel f ü h r t auch H . ILLIES an, um die Entstehung des südatlantischen Ozeans zu erklären (1964, A 166, 170). Nach dem Internationalen Geologen-Kongreß in Kopenhagen 1960 reiste der Verfasser in die Region der ostafrikanischen Gräben zwischen Longonot im N o r d e n und dem Hohenlohe-Graben im Süden (1963, A 79). Als besonders bemerkenswert erschienen ihm die geradlinigen, steilen Bruchstufen mit den häufig aufgebogenen Kanten und der junge tertiäre bis pleistozäne Alkali-Vulkanismus der gesamten meridionalen Graben-Brüche. Als Ergänzung zu den Beobachtungen des Verfassers liegt die ausgezeichnete Morphologie über innerkontinentale Grabenbildungen von H . ILLIES vor. Am Beispiel des Rhein-Grabens, des Roten Meeres und des ostafrikanischen Grabensystems zeigt ILLIES drei Entwicklungs-Phasen

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

111

solcher tektonisdier Bildungen. Aus dieser Morphologie lassen sich auch die Stadien der Entwicklung im südatlantischen Lineament ableiten. a) Im ersten Stadium erfolgte während der Trias das Aufreißen der Sial-Kruste von oben nach unten durch Längsbrüche und schmale Gräben, ohne begleitenden Vulkanismus und Magma-Förderung. b) Im zweiten Stadium während des J u r a erfolgte eine Ausweitung der ZerrungsSpalten und Gräben und das Aufreißen tiefer Geoklasen bis zur gabbroiden M a g m a - Z o n e des Sials, begleitet von einem gewaltigen Spalten-Vulkanismus von außergewöhnlichem Ausmaß (Stadium der ostafrikanischen Gräben). c) I m dritten Stadium, während der Kreide, wurden die tektonischen Hindernisse der Querzone überwunden, und es erfolgte der Eintritt des Ozeanwassers von Süden her. Die Geoklasen vertieften sich bis in die obere Mantelzone des Ultra-Simas und ermöglichten das Aufsteigen alkalischer Magmen (Rote MeerStadium).

Die geologischen Beobachtungs-Ergebnisse hinsichtlich der präkambrischen Strukturlinien und der Verteilung präkambrischer Vereisungs-Spuren zeigten, daß das Gondwanaland eine kontinentale, zirkumpolare Einheit war. Die präkambrischen Strukturlinien trassieren die Schwächelinien bereits durch Seher-Zonen in den Orogenen innerhalb der kristallinen Basis (Figur 3). Im Devon erschien der südamerikanische Teil des Gondwanalandes als flaches Vorland von Afrika in Form eines Schelfmeeres. Die Transgression vom Ur-Pazifik her ließ von Südamerika nur ein schmales Küstenland frei (Figur 5). Während des Oberkarbons hatte sich die Südpolar-Kalotte nach Südafrika verlagert und bildete dort das Zentrum der kontinentalen Gondwana-Vereisung. Das Moränenmaterial wurde radial in alle Gondwana-Gebiete transportiert. Das konnte in keiner Zone des Gondwanalandes durch bestehende Meere verhindert werden (Figur 7). Während des Perm und der Trias geriet das mittlere Gondwanaland aus einer gemäßigten Breitenlage bis in warme und tropische Klimazonen. Daß ein trennender Südatlantik nicht bestand, zeigt die Verbreitung der Glossopteris- und Thinnfeldia-Floren in den jeweils veränderten Klimazonen des Gondwanalandes. Audi die Ausdehnung und Verbreitung der mesozoischen Wüste lassen bis zum Ende der Obertrias noch den einheitlichen Gondwanablock Südamerika-Afrika erkennen. Inzwischen hatten sich jedoch Indien, Australien und die Antarktis durch die anhaltenden Zerrungsvorgänge bei Pol-Verlagerungen und Neu-Justierung des Äquator-Wulstes vom Gondwanaland getrennt. Das Zerreißen Afrika-Südamerika wurde durch das Entstehen der Zerrungsspalten eingeleitet. Gleichzeitig war die Anden-Geosynklinale in Bewegung geraten (Figur 11). Während der zweiten Entwicklungsphase der südatlantischen Spalte war die Magmafüllung der Gräben durch den Espirito Santo-Kuanza-Scheitel begrenzt worden. Nördlich davon bildeten die Gräben und Depressionen Süßwasser-Becken mit Sedimenten des Wealden und Neokoms auf westafrikanischem und brasilianischem Gebiet. Das Schema der Gräben hat K. BEURLEN beschrieben (1961, A 20 und Figur 12). Die Sedimentfüllung erreichte Mächtigkeiten bis über 5000 m. Aus dem Fossil-Inhalt erwähnt BEURLEN eine Fischfauna mit Lepidotus, Mawsonia und Leptolepis. BEURLEN betont dabei, daß die Estherien, Ostracoden und Mol-

112

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

Figur 11 -

Der siidatlantische Graben im J u r a The South Atlantic graben in the Jurassic

1 -

Mesozoische Vulkanite des GondwanaVulkanismus

Mesozoic volcanics o f the Gondwana volcanism

a) Paranà-Trapp, Stormberg- und FerrarVulkanite eines pazifisch-gabbroiden Magmas. Unterjura bis Unterkreide

a) Parana trap, Stormberg and Ferrar volcanics of a pacific gabbroidal magma, Lower Jurassic to Lower Cretaceous

b) Rajmahal-Trapp in Indien, pazifischgabbroides Magma

b) Rajmahal trap in India, pacific-gabbroidal magma

c) Deccan-Trapp in Indien, atlantisch-alkalisches Magma, Kreide bis Eozän

c) Deccan trap in India, atlantic alcaline magma, Cretaceous to Eocene

2 -

Marin-geosynklinale Entwicklung des J u r a

Marine geosyncline development of the Jurassic

3 -

Frühjurassisdie, marin-epikontinentale E n t wicklung

Early Jurassic, marine epicontinental development

4 -

Mitteljurassische, epikontinentale Transgression

Middle Jurassic epicontinental transgression

5 -

Kontinentale Entwicklung des J u r a in der PräKordillere in Argentinien mit ThinnfeldiaFlora

Continental development of the Jurassic in the Precordillera in Argentina with Thinnfeldia flora

6 -

Wahrscheinlich jurassische Vulkanite in Argentinien

7 -

Brüche

8 -

Zerrungs-Spalten mit Diabasen

9 -

Graben im Südatlantik-Lineament, ohne Meeres-Einbrudi

Presumably Jurassic volcanics in Argentina Faults Rupture fissures with dolerites Graben in the South Atlantic lineament, without ingression of the ocean

Die Entstehung des südatlantisdien Ozeans

8 Maack, Kontinentaldrift

113

114

Die Entstehung des südatlantisdien Ozeans

lusken eine eindeutige Süßwasser-Fazies anzeigen und nichts für irgendwelche marine Einflüsse spräche. K . KROEMMELBEIN hat die Süßwasser-Ostracoden untersucht und festgestellt, daß mindestens 40 Arten in gleicher Weise im brasilianischen und gabunesischen Wealden auftreten (1964, 1966, D 335). In der dritten Phase der Entwicklung der südatlantischen Spalte wurden noch während der Unterkreide die tektonischen Querhindernisse des Kap-Sierra Ventana-Orogens und des Espirito Santo-Kuanza-Scheitels durchbrochen. Das Ozeanwasser konnte jetzt ungehindert während des Aptien und des Ober-Albien bis an die tektonische Querschwelle Pernambuco-Kamerun vorstoßen. Es wurden die ersten marinen Sedimente im Aptien an der Küste von Angola und Gabun auf afrikanischer Seite und in Sergipe auf brasilianischer Seite abgelagert. Der FossilInhalt konnte auf afrikanischer Seite von E. D A R T E V E L L E (1956, 1957, A 3 0 , 31) und R . A. R E Y M E N T (1956, 1957, A 1 0 4 , 105), auf brasilianischer Seite von K . B E U R L E N (1960, 1961, A 17—19) und K . KROEMMELBEIN (D 335) untersucht werden. Aus den Untersuchungen ergeben sich gemeinsame Elemente einer Muschelfauna aus den Gattungen Neithea, Lima, Cucullaea, Trigonia, Anthonya, Protocardia, Aphrodina und Panopaea. Aus dem Aptien von Angola werden außerdem Lamellibranchien (Pholadomya) und Cephalopoden (Puzosia) erwähnt und aus dem Albien die Douvilleiceras, Elobiceras und Hamites, Elemente, deren Gattungen B E U R L E N auch im Apt und Alb von Nordost-Brasilien festgestellt hat. Als gemeinsame Arten marin-benthonischer Ostracoden nennt KROEMMELBEIN Sergipella transatlantica und Aracajuia benderi. Der Fossil-Inhalt bestätigt einen Faunen-Austausch über Südafrika nach dem Indischen Ozean. Es bestanden jedoch keinerlei Beziehungen zum Nordatlantik. An der südost-afrikanischen Küste, im Pondoland und im Zululand sowie in der Uitenhage-Serie zeigt die Fossilführung vom Neokom bis zum Albien eine außerordentlich reiche Fauna an Lamellibranchien, Cephalopoden und Gastropoden, die den Hinweis von B E U R L E N über die Herkunft der Muschelfauna aus dem Raum des Indischen Ozeans bestätigt. Es wird hier nur auf einige Gattungen verwiesen, so unter den Lamellibranchien auf Astarte, Corbula, Cucullaea, Cyprina, Modiola, Mytilus, Pecten, Trigonia, Trigonoarca und Veniella, unter den Cephalopogen auf Acanthoceras, Dipoloceras, Douvilleiceras, Mortoniceras, Nautilus Puzosia und Turritella. K . B E U R L E N erwähnt auch Elemente einer Ammoniten-Fauna aus Sergipe, die, wie Cheloniceras, auch typisch in Südafrika sei, und Diadochoceras, die in marinen Kreide-Ablagerungen von Tanganyika vorkommt. Berücksichtigt man ferner, daß die Douvilleiceras-Arten in der südafrikanischen Küstenkreide weit verbreitet sind und auch die Douvilleicerasund Oxytropidocenw-Arten nach Madagaskar weisen, dann dürfte kein Zweifel mehr darüber bestehen, daß die Entstehung des Indischen Ozeans der Öffnung des Südatlantik vorausgegangen ist und die südatlantische Spalte vom Indischen Ozean aus gefüllt wurde. Nach der Beseitigung der tektonischen Querhindernisse im Süden und in der Mitte der südatlantischen Spalte hing Südamerika mit Afrika nur noch durch den Pernambuco-Paraiba-Kamerun-Riegel wie an einem Scharnier zusammen. Die Zerrungen verursachten eine drehende Driftbewegung im Uhrzeigersinn von Südamerika und Antarktis. Dadurch erweiterte sich die südatlantische Spalte (Figur 12a),

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

115

und die Querstruktur von Kamerun-Nigeria-Nordost-Brasilien wurde allmählich gelockert. Sie wurde jedoch bis zum Unter-Turon noch nicht zerrissen, sondern, wie BEURLEN annimmt, an der Ostflanke tiefer gesenkt. Das ermöglichte einen Durchbruch des in die südatlantische Spalte eingedrungenen Ozeanwassers nach Nordost in das heutige Benue-Tal. Dort vereinigte sich der südatlantische Meeresarm mit einer ausgedehnten epikontinentalen Transgression, die von der eingeengten Tethys und dem sich bildenden Nordatlantik die heutige Sahara überflutet hatte. Gleichzeitig drang ein erster Meeresarm vom Nordatlantik her zwischen Nordost-Brasilien und die Guinea-Küste, ohne Verbindung mit dem Südatlantik zu finden, wie Turon-Ablagerungen in Rio Grande do Norte erkennen lassen (Figur 12 a). Das schmale südatlantische Meer und die epikontinentale Tethys-Transgression trennten vorübergehend Nordwest-Afrika vom übrigen Kontinent (Figuren 12 a und 12 b). Die Schlußphase in der Entstehung des Südatlantik war die endgültige Überwindung der tektonischen Querstruktur Kamerun-Nordost-Brasilien. Nach den Untersuchungen der Kreide-Formationen an der Nordostküste von Brasilien durch K. BEURLEN sind keine marinen Sedimente vom Mittel-Turon bis zum Santon infolge regressiver Meeres-Oszillationen festzustellen. Erst mit dem Campan setzt eine neue Transgressions-Phase ein. Als das Hindernis der Kamerun-Nordost-Brasilien-Struktur zerbrochen war, driftete Südamerika nadi Westen ab, während Afrika eine geringere Drift-Bewegung nach Ost ausführte. Der Nordatlantik drang bis in die Benin-Kamerun-Bucht vor und vereinigte sich mit dem Südatlantik. Damit war die weitere Entwicklung für den gesamten Atlantisdien Ozean von der Arktis bis zur Antarktis eingeleitet (Figur 12 b). Die Verbindung des Südatlantik mit der epikontinentalen Transgression über die Sahara bestand bis zum Ende des Senon. Dann begann eine allgemeine Regression im Maestricht, und der isolierte Komplex von Nordwest-Afrika vereinigte sich wieder mit dem Kontinent. Im Gegensatz zu dieser Regression erfolgte jetzt eine Überflutung der Küstenzonen in Westafrika von Angola bis Liberia und mit Unterbrechungen bis Senegambia und Marokko (Figur 12 b). An der Nordostküste Brasiliens können die Sedimente der Oberkreide von Sergipe bis Rio Grande do Norte festgestellt werden. Diese Ablagerungen erheben sich jedoch nur wenig über das Meeres-Niveau und sind fast völlig von der jungtertiären Barreiras-Formation bedeckt (Beurlen 1961, A 20). BEURLEN weist darauf hin, daß die Mollusken-Faunen an Gastropoden und Lamellibranchien im Litoral von Pernambuco-Paraiba do Norte, in Angola, Gabun und Kamerun einer Litoral-Fazies im flachen Wasser entsprechen, wobei Ammoniten als Hochseefauna ausgeschlossen bleiben. Die Ähnlichkeit der beiderseitigen Faunen ist sehr auffällig, und die zahlreichen Arten von Aphrodina, Fragum, Pseudocucullaea, Trigonoarca, Venericardia und Veniella weisen noch die stärksten Beziehungen über Südafrika und Madagaskar nach Indien auf. Die Fauna hat einen speziellen südatlantischen Charakter. Darauf hat auch DARTEVELLE bei der Diskussion über die zahlreichen südatlantischen Plicatula-Arten hingewiesen, die deutliche Beziehungen nach Madagaskar und Indien zeigen (Beurlen, 1961, A 20, S. 32). Da seit dem Unter-Turon auch eine offene Verbindung über die Sahara bestand, sind Beziehun8*

116

Die Entstehung des siidatlantisdien Ozeans

Figur 12 -

Die südatlantische Spalte im Neokom The Southern Atlantic fissure in the Neocom

1 la -

Erweiterter Graben im südatlantischen Lineament bis zum Kuanza-Scheitel

The more extended graben in the Southern Atlantic lineament up to the Cuanza vertex

Der zweite Graben-Teil der südatlantischen Spalte im Neokom bis zum tektonischen Pernambuco-Kamerun-Querlineament

The second part of the graben of the Southern Atlantic fissure in the Neocom up to the tectonic Pernambuco-Cameroon transverse lineament

2 -

Espirito Santo-Kuanza-Scheitel

Espirito Santo Cuanza vertex

3 -

Süßwasser-Sedimente des Neokom

Freshwater sediments of the Neocom

4 -

Marine Sedimente des Neokom (UitenhageSerie)

Marine sediments of the Neocom (Uitenhage series)

5 -

Marin-epikontinentale Transgression im Neokom

Marine epicontinental transgression in the Neocom

6 -

Trappdecken des Parana-Bassins und des Kaokoveldes; Jura bis Unterkreide

Trap lava flows of the Parani-Basin and of the Kaokoveld; Jurassic to Lower Cretaceous

7 -

Post-vulkanische, äolisdie Caiua-Sandsteine der Unterkreide im Parand-Bassin

Post-volcanic, eolian Caiui sandstones of the Lower Cretaceous in the Parana Basin

8 -

Marin-geosynklinale Entwicklung der Kreide

Marine geosynclinal development of the Cretaceous

Brüche

Faults

118

Die Entstehung des südatlantisdien Ozeans

Figur 12 a -

Die südatlantische Spalte im Albien The South Atlantic fissure in the Albien

1 -

Die Entwicklung der südatlantischen Spalte vom Oberaptien

The development of the South Atlantic fissure of the U p p e r Aptien

la -

D e r erste Einbruch des N o r d a t l a n t i k im Turon

The first ingression of the N o r t h Atlantic in the Turon

2 -

Marine Sedimente vom Aptien bis zum Oberturon

Marine sediments f r o m the Aptien to the Turon

3 -

Transgression des südatlantisdien Meeres in die Benue-Depression

Transgression of the South Atlantic Sea to the Benue depression

4 -

Marine Sedimente des Albien an der süd- und ostafrikanischen Küste

Marine sediments cf the Albien at the South and East A f r i c a n coast

5 -

Alkali-Basalte des Deccan-Trapp der mittleren bis oberen Kreide

Alkali basalts of the Deccan trap of the Middle to Upper Cretaceous

6 -

Trappdecken des Parana-Bassins und der Stormberg-Vulkanite

T r a p flows of the P a r a n a Basin and of the Stormberg volcanics

7 -

Äolische Post-Trapp-Sedimente des obersten J u r a und der Unterkreide (Caiuä-Sandstein)

Eolian post-trap sediments of the uppermost Jurassic and of the Lower Cretaceous (Caiua sandstone)

8 -

Graben und Brüche

Graben and faults

9 -

Bruch-Linien

Fault-lines

10 -

Kontinentale Entwicklung der Kreide

Continental development of the Cretaceous

11 -

Epikontinentale Transgression im N e o k o m

Epicontinental transgression in the Neocom

12 -

Marin-geosynklinale Entwicklung der Kreide im Oberalbien

Marine geosyncline development of the Cretaceous in the Upper Albien

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

119

120

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

Figur 12 b -

D e r Südatlantik im Senon und Maestricht The South Atlantic in the Senon and Maestricht

1 -

Marine Sedimente des Senon und Maestricht

Marine sediments of the Senon and Maestricht

2 -

Brackwasser-Sedimente des Turon

Brackish w a t e r sediments of the Turon

3 -

Fluvio-lakustre Formationen der Oberkreide (Dinosaurier-Schichten)

Fluvial-lacustrine formations of the U p p e r Cretaceous (Dinosaurier beds)

4 -

Epikontinentale Transgression im Turon über N o r d a f r i k a und Regression im Maestricht

Epicontinental transgression in the Turon over N o r t h A f r i c a and regression in the Maestricht

5 -

Marin-geosynklinale Entwicklung der Oberkreide

Marine geosyncline development of the Upper Cretaceous

Entwicklung der subozeanisdien Rücken entlang ursprünglicher Lineamente

Development of the sub-ocean ridges along the primitive lineaments

7 -

Alkali-Plateau-Basalte (Deccan-Trapp)

Alkali plateau basalts (Deccan trap)

8 -

Alkali-Vulkanite der Kreide

Alkali volcanics of the Cretaceous

9 -

Brüche

Faults

6 -

122

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

gen zur Tethys festzustellen. BEURLF.N betont, daß er trotz der seit dem Turon bestehenden offenen Verbindung des Südatlantik zum Nordatlantik keine gemeinsamen Fossil-Formen gefunden habe. Die Trennung Südamerikas von Afrika und die Drift-Bewegungen wurden von einem lebhaften alkali-magmatischen Vulkanismus begleitet. In dem alten Lineament der südatlantischen Spalte bildete sich in einem subozeanischen Rücken eine tiefe Geoklase, die sich zu einem 20 bis 40 km breiten Graben im Scheitel der Schwelle erweiterte. In dieser Graben-Spalte stiegen die Massen eines natronreichen Magmas auf, die eine speziell atlantische Gesteins-Sippe lieferten. Die neue MagmaProvinz ist an die großen Bruchzonen und Grabengebiete der Erde zwischen Unterkreide und Tertiär gebunden. Seitdem wird eine atlantische Magma-Provinz des Ultra-Simas, von vorherrschendem peridotisch-alkali-basaltischem Charakter, der älteren pazifischen Magma-Provinz des Simas, von vorherrschendem gabbroiden Alkali-Kalk-Charakter gegenübergestellt. Der alkali-magmatische Vulkanismus begleitete die weitere Entwicklung des Südatlantik bis in das jüngste Tertiär und bis zum Pleistozän. Schon P. N I G G L I ( 1 9 2 3 ) , F. R I N N E ( 1 9 2 9 ) , A. R I T T M A N N ( 1 9 3 6 ) und in jüngster Zeit A. S O N D E R ( 1 9 5 4 ) unterschieden eine pazifische Magma-Provinz oder -Sippe mit Alkali-Kalk-Vorherrschaft von einer atlantisdien Magma-Provinz oder -Sippe mit Alkali-Natron-Vormacht. Dazu kommen eine mediterrane Sippe mit Alkali-KalkMagmen und die arktisch-ophiolithische Sippe. Der atlantische Vulkanismus ist dadurch seit der Unterkreide klar definiert. F. R I N N E weist darauf hin, daß die als T r a p p bezeichneten, aufeinander liegenden Lavaströme den intersertalen Diabasen entsprechen. Die atlantischen Alkali-Vulkanite formen die Plateau-Basalte. Diese Auffassung entspricht auch den Gesteinstypen der Trappdecken des ParanaBassins und den Stormberg-Vulkaniten. In einer These über magmatische Formationen und ihre Klassifikation betont G. A. KUZNETZOV: „The complex of Continental flows and subvolcanic intrusions forms a trap formation. The oceanic olivine-basalt formation is specific and only representative of magmatic associations within the interior parts of the oceanic cavities. In many cases the question about the origin of alkaline formations of platforms is obscure. The alkaline sodic formation is similar in composition to the oceanic olivinbasalt." Das trifft genau auf die vulkanischen Erscheinungen des atlantischen Alkali-Magmas zu. R.

Alle Beobachtungen im atlantischen Raum und auf den angrenzenden Kontinenten zeigen alkali-magmatischen Charakter mit Natron-Vorherrschaft, und zwar Peridotite, Pyroxenite, Monzonite, Essexite, Jacupirangite, Nephelin-Syenite und Phonolithe. Dazu gesellt sich das typische Gang- und Effusiv-Gefolge an AlkaliBasalten, Monchiquit, Limburgit und Kimberlit. Noch während der letzten Phase des Gondwana-Vulkanismus im Jura erfolgten Ablagerungen äolischer Sandsteine zwischen den Trappdecken des Parana-Bassins in Süd-Brasilien und in Paraguay. Diese Wüstenbildungen wurden nach Abschluß der basischen Dedken-Ergüsse während der Unterkreide als rote Caiuä-Sandsteine noch bis zu 350 m mächtig über der Trapp decke abgelagert, eine Erscheinung, die in Südafrika nicht festzustellen ist (Bild 77). An kontinentalen Sedimenten aus der Oberkreide sind vorherrschend fluvio-lakustre Formationen aus Südamerika zu nennen:

Intertrapp-Sandsteine Bild 75 - Trappdekken aus vertikal klüftenden IntersertalDiabasen eines pazifisdi - gabbroiden Magmas des Gondwana - Vulkanismus mit zwischengelagertem rotem Sandstein in Zentral-Parana (Südbrasilien)

Bild 76 - Den Trappdecken zwischengelagerter f ü n f t e r Horizont aus äolisdiem Sandstein in der Serra da Boa Esperanja im Staate Parana (Südbrasilien)

123

124

Sedimente der Unter- und Ober-Kreide

Bild 77 -

Der äolische Caiuá-Sandstein im Hangenden der Trappdecken in den Staaten Säo Paulo, Mato Grosso, Paraná und in Paraguay. Mesozoischer Wüsten-Sandstein der Unterkreide

Bild, 78 -

Fluvio-lakustre Horizonte der Baurü-Serie im Staate Säo Paulo; Sedimente der Oberkreide

Die Entstehung des südatlantischen Ozeans

125

1 -

In Brasilien die Acre-Serie im Amazonas-Bassin, die Codö- und Grajau-Formationen in Nordost-Brasilien, die Baurü-Urucuia- und Parecis-Serien in Zentral- und West-Brasilien mit ihrem Fossil-Inhalt an Fisdien und Reptilien (Mosasaurus, Crocodilia Baurusuchus etc., Saurischier Titanosaurus etc., Bild 78).

2 -

In Uruguay die tonigen Sandsteine und konglomeratisdien Sandsteine der GuichönMercedes- und Palacio-Formationen mit Reptilien (Uruguysuchus), Dinosaurier CTitanosaurus, Laplatasaurus und Argyrosaurus). Die Sandsteine sind zum Teil äolisdi. Die Sedimente (Senon) liegen unmittelbar auf den pazifisdi-andesitischen Trappdecken vom Alter der Effusive der Serra Geral.

3 -

In Argentinien die Ablagerungen der Oberkreide in den Gebieten von Mendoza, Neuquin und Rio Negro. Sie bestehen aus rötlichen Sandsteinen, oft lettig (shaly), und Konglomeraten, die im Hinblick auf die Fossil-Führung als Dinosaurus-Schichten bezeichnet werden. Es sind, wie in Uruguay, Titanosaurus, Laplatasaurus, Argyrosaurus, Antarctosaurus etc.

4 -

In Südafrika kommen nur wenige kontinentale Ablagerungen der Kreide vor. Es sind die Dinosaurus-Schichten von Henkriesfontein im Buschmannland südlich des Orange River zu nennen, mit Camptosaurus und Mocblodon, ferner die „Wood Beds" mit verkieselten Hölzern von Zamites, Cycadolepsis, Araucarites und Cladophlebis und die ältesten Kalahari-Botletle-Sdiichten, die schon auf einem PostGondwana-Abtragungs-Niveau der unteren Kreide liegen.

5 -

In Nyassaland beobachtet man ebenfalls die Dinosaurier-Schichten mit Cigantosaurus und fossilen Hölzern, sowie in Tanganyika die berühmten DinosaurusSchichten von Tendaguru mit Gigantosaurus africanus, Brachiosaurus brancai, B. fraasi und Kentrurosaurus aethiopicus.

6 -

Im südatlantischen Raum von Angola und dem. Kongo ist auf die kontinentale Kreide der Calonda-Formation, auf die Kwango-Serie und auf Schichten im LobayeBassin westlich des Oubangui zu verweisen.

Die Zeit der Unter- und Oberkreide wird durch epirogenetische Hebungen, Bildung ausgedehnter Post-Gondwana-Einebnungen (Denudations-Niveaus) und den atlantischen Alkali-Vulkanismus in Afrika, Südamerika und in der Antarktis charakterisiert. Der Verfasser wies bereits darauf hin, daß das erste Gondwana-Abtragungsniveau der Gondwana-Schichten zwischen Perm und Obertrias den großen Hiatus im Kaokoveld und in Südamerika verursachte. Als Post-Gondwana-Abtragungsniveaus bezeichnet der Verfasser die Einebnungsflächen der Kreide (Maack, 1963, A 7 9 ; D 337). Noch während der Kreide gerieten die Sediment-Massen der Anden-Geosynklinale und die Geosynklinal-Ränder der Tethys durch Drift-Bewegungen, Zerrungen und Pressungen in aktive Bewegungen. Im atlantisdien Raum ist jedoch der AlkaliVulkanismus während der Kreide und im Tertiär die beherrschende Erscheinung. Er begleitete die letzte Entwicklungsphase des südatlantischen Ozeans.

IV —

D E R SÜD A T L A N T I K I N D E R E N D P H A S E SEINER E N T W I C K L U N G

Als der südamerikanische Kontinent sich im Maestricht endgültig von Afrika getrennt hatte, begannen im Tertiär bedeutende Driftbewegungen, die von intensiver alkalivulkanischer Tätigkeit begleitet waren. Man kann danach einwandfrei feststellen, daß die Endphase der Entstehung des Südatlantik ganz auf das Tertiär entfällt und die bedeutenden Driftbewegungen Südamerikas und Afrikas mit den andinen und alpinen Orogenesen verknüpft sind. Das gilt auch für die Endphase der Entwicklung des Indischen Ozeans. Untersuchungen über das absolute Alter der verschiedenen Gesteine des atlantischen Alkali-Vulkanismus wurden in Brasilien erst seit kurzem aufgenommen, und die Ergebnisse waren bis zum Abschluß dieser Arbeit noch nicht veröffentlicht. N u r einige mündliche Angaben und ein schriftlicher Arbeitsbericht stehen dem Verfasser zur Verfügung. Diese Mitteilungen werden durch einige Daten von T u z o WILSON ergänzt (1963, B 222, 223; 1964, B228). Aus Afrika liegen dem Verfasser keine Alterszahlen für den kretazisch-tertiären Alkali-Vulkanismus vor. Nach den bisherigen Untersuchungsergebnissen begann der atlantische Alkali-Vulkanismus im brasilianischen Grenzraum des Südatlantik bereits im mittleren Jura. Er begleitete den ersten Graben-Einbruch im südatlantischen Lineament. G. AMARAL (1967, im Druck, Bericht vom 30.12. 66) unterscheidet auf Grund von 25 Analysen nach der Kalium-Argon-Methode an Gesteinen aus dem Distrikt von Jacupiranga, im Grenzgebiet der Staaten Säo Paulo und Paranä, zwei alte IntrusionsPhasen. Die ältere Phase liegt 143 bis 158 Millionen Jahre zurück und zeigt eine alkalisch-vulkanische Tätigkeit bereits im mittleren Jura, als die Alkali-KalkLavamassen des pazifisch-gabbroiden Magmas die Trapp-Decken des ParanäBassins bildeten. Für die jüngere Phase werden absolute Alterszahlen von 124 bis 135 Millionen Jahre angegeben. Der jüngere Alkali-Vulkanismus eines atlantischen Magmas stimmt mit der vom Verfasser erwähnten Erweiterung des südatlantischen Grabens zwischen Neokom und Albien überein. Der Post-Gondwana-Alkali-Vulkanismus umfaßt im südatlantischen Raum hauptsächlich die Zeit von der Oberkreide bis zum Plio-Pleistozän. Für den jüngeren Alkali-Vulkanismus in Brasilien werden für Gesteine auf dem Kontinent als untere Altersgrenze 104 Millionen Jahre und als obere Grenze 51 Millionen Jahre angegeben (C. B. Gomes, U. G. Cordani, 1965, G. Amaral et al., 1965 im Druds),

A —

Die südatlantischen Inseln

Für die atlantischen Inseln ist die Feststellung von Bedeutung, daß die jüngste alkali-vulkanische Aktivität sich unmittelbar auf den Lineament-Graben des mittelatlantischen Rückens und auf tektonische Linien im Randgebiet der Antarktis be-

Die südatlantischen Inseln

127

schränkt. Den besten Beweis dafür liefern die Inseln der heute noch tätigen Vulkane, wie: 1 -

D i e 800 m hohe Insel Ascension, auf der Gesteinsblöcke alter Granite und Gabbros zwischen jungen Alkali-Vulkaniten, Peridotiten und Trachyten gefunden wurden, die aus dem eingebrochenen Orogen-Scheitel der jungpräkambrischen DamaraOtavi-Bemibe- und Paraibiden-Araxaiden-Falten-Systeme stammen können.

2 -

Der 2550 m hohe Vulkan Tristan da Cunha, der auf der Kreuzung des mittelatlantischen Rückens mit dem Rio Grande- und dem Walfisch-Rücken liegt. Zwischen den Pyroxeniten, Phonolithen und Trachyten dieser Insel wurde ein einzelner MuskovitBiotit-Granit-Block gefunden, dessen Herkunft noch unbekannt ist.

3 -

Die vergletscherte, 935 m hohe und 58 km 2 große Bouvet-Insel aus Alkali-Vulkaniten.

Das absolute Alter dieser Vulkan-Inseln wird mit 1 Million Jahre angegeben. Auf allen anderen Inseln abseits des mittelatlantischen Rückens ist die vulkanische Tätigkeit erloschen. Die Inseln bestehen jedoch ohne Ausnahme aus alkali-magmatischen Gesteinen, die um so älter sind, je weiter sie vom mittelatlantischen Rücken entfernt liegen. Auf diese Tatsache hat zuerst T u z o WILSON hingewiesen. Er folgerte daraus, daß die atlantischen Inseln ein Beweis f ü r die Kontinentaldrift unter Mitwirkung magmatischer Konvektions-Ströme seien (T.Wilson, 1963, B 222 223; 1964, B 228). Die ältesten Inseln liegen im Guinea-Golf auf einer tektonischen Spalte, die in Richtung auf den großen Kamerun-Vulkan (4070 m) verläuft und die den GuineaRücken südlich begrenzt (Figur 13). Die größte dieser Inseln Fernando Poo liegt nur 60 km von der afrikanischen Küste entfernt. Sie wird aus Phonolithen und Alkali-Basalten gebildet und erhebt sich mit dem erloschenen Vulkan des O-Wassa oder Pik de Santa Isabel auf 2850 m. Die benachbarte Insel Principe, vorherrschend alkali-basaltisch, erreicht im Pico de Papagayo eine H ö h e von 948 m. Es folgt nach SW die Insel Säo Thome, deren höchste Erhebung, ein erloschener Vulkan, 2024 m hoch ist. Die Insel besteht aus Hornblende-Andesiten, Trachyten, Phonolithen und Alkali-Basalten. Die kleinste alkali-magmatische Insel Annobom erhebt sich 990 m über dem Meeresspiegel. Für die Inselgruppe wird von T u z o WILSON ein absolutes Alter von 120 Millionen Jahren angegeben (B 222, 223). Das entspricht der Zeit, als im Albien der Einbruch des Pernambuco-Kamerun-Riegels im östlichen Teil begann und der IngressionsVorstoß des Südatlantik in die Benue-Depression erfolgte. Isoliert im Südatlantik liegt etwa 2000 km weiter südwestlich, auf der gleichen tektonischen Spalte wie die Guinea-Inselgruppe, die 220 km 2 große und 900 m hohe Vulkaninsel St. Helena unter 28° Süd, aus deren Basalten, Trachyten und Phonolithen ein noch unsicheres Alter von 20 Millionen Jahren errechnet wurde. Unsicher ist auch noch das Alter der Gough-Insel, etwas östlich des mittelatlantischen Rückens gelegen. Die Insel besteht aus Phonolithen, Essexiten, Trachyten und Olivin-Basalten, f ü r die ein Alter von 20 Millionen Jahren (?) angegeben wird (Wilson, 1963, B 222, 223). Auf der brasilianischen Seite des Südatlantik ist an erster Stelle die Inselgruppe von Fernando de N o r o n h a zu nennen. Sie besteht aus den drei kleinen Inseln Rata,

128

Die südatlantischen Inseln

de Meio und Sela Gineta, sowie der 11 km langen und 3 km breiten Hauptinsel Fernando de Noronha, deren bizarre Phonolith-Nadel des Morro do Pico sich bis 321 m über das Meeeresniveau erhebt (Bild 79). Die Inselgruppe liegt 345 km von der brasilianischen Küste entfernt. Auf der Hauptinsel sind fast alle alkalimagmatischen Gesteinstypen der atlantischen Sippe vertreten, wie Phonolithe, Trachyte und Essexite mit ihrem Ganggefolge aus Camptoniten, Mondiiquiten, Gauteiten, Limburgiten, Augititen und Alkali-Basalten. Ankaratrite bilden bis zu 200 m mächtige Lavadecken als Quixaba-Formation. Pleistozäne Sedimente und äolische Sandsteine umsäumen die Insel als marine Terrassen. Die kleine Insel Sela Gineta besteht aus Phonolith; auf der Ilha do Meio liegt eine pleistozäne äolische Sandsteindecke, während die Ilha Rata vulkanische Tuffe und Breccien aus Ankaratriten und Phosphatlager aufweist. Über die Inselgruppe hat F. M. DE ALMEIDA eine ausgezeichnete Monographie veröffentlicht (1955, A 10). Tuzo W I L S O N verzeichnet für Fernando de Noronha und für die Guinea-Inselgruppe ein absolutes Alter von 120 Millionen Jahren; das entspricht dem Beginn der vulkanischen Tätigkeit im Albien. Fernando de Noronha entstand danach während der ersten Ingression des Ozeanwassers in den südatlantischen Graben. Daß die vulkanische Tätigkeit jedoch bis zum Miozän anhielt, bezeugen neuere Altersbestimmungen nach der Kalium-Argon-Methode, die für Gesteine von Fernando de Noronha 8 bis 12 Millionen Jahre ergaben (noch unveröffentlicht). Von den kleinen St. Peter und Pauls-Felsen liegen erst wenige Untersuchungen vor. Es wurden mylonitisierte Dunite, Hornfels-Kontaktgesteine und serpentinisierte Gänge beobachtet (Oliveira u. Leonardos, 1943, C297). In 3,5 km Abstand von der Küste des Staates Säo Paulo liegt die 28 km. lange Insel Säo Sebastiäo oder Ilha Bela. Alkali-Plutonit-Massive aus Phonolithen, Nephelin-Syeniten, Essexiten, Theralithen und Nordmarkiten erheben sich bis 1375 m über den Meeresspiegel. Der Vulkanismus ist von kretazischem bis tertiärem Alter. Genaue Altersbestimmungen liegen noch nicht vor (Bild 80)*). Etwa 1200 km von der brasilianischen Küste entfernt liegen im Ozean unter 20° 30' Süd und 26° 25' w. Grw. die 12 km2 große Phonolith-Insel Trindade und die kleinen Felsen der Martin Vaz-Inseln, die ebenfalls alkali-vulkanisch sind2). Sie beschließen die Reihe junger, alkali-vulkanischer Inseln im Südatlantik. Aus noch nicht veröffentlichten Altersbestimmungen wurden dem Verfasser 3,4 Millionen Jahre, also Pliozän, als geologisches Alter für die Insel Trindade mitgeteilt. Die Falkland-Inseln sind als Teile des Gondwanalandes bereits mit den paläozoischen Formationen unter Teil B und C behandelt worden. Für die präkambrischen Gesteine des kristallinen Sockels wird von Tuzo W I L S O N ein absolutes Alter von 1100 Millionen Jahren angegeben (B222). Im äußersten Südwesten des Südatlantik sind die Inseln des Süd-Antillen-Bogens bzw. des Scotia Are von besonderer Bedeutung für eine Erklärung der Drift') Inzwischen wurde für die Alkali-Plutonite der Ilha de Säo Sebastiäo ein mittleres Alter von 81 Millionen Jahren ermittelt (G. Amaral et al. „Potassium-Argon ages of alkaline rocks from Southern Brazil", Dep. of Geol. University of Säo Paulo; Geodiimica et Cosmodiimica Acta, 1967, Vol.31, p. 117-142). 2

) Die Insel Trindade, eine Vulkan-Ruine, erhebt sich 600 m und die Martin Vaz-Insel, 2,1 km 2 , 90 m über den Meeresspiegel.

Alkali-Gesteine der Oberkreide

Bild 79 -

129

Die Phonolith-Nadel des Morro do Pico auf Fernando de N o r o n h a

F o t o : F e r n a n d o M . de Almeida Das Kalium-Argon-Alter der atlantisdien Alkali-Vulkanite sdiwankt von 8 bis 12 Millionen J a h r e

Bild 80 -

Regenrinnen auf einem Nephelin-Syenit-B lock auf der Ilha de Sao Sebastiao vor der Küste des Staates Säo Paulo.

Das Alter der Alkali-Gesteine ergab nach der Kalium-Argon-Methode 81 Millionen J a h r e 9 Maack> Kontincntaldrift

130

Oberkreide

Bild 81 - Das Nephelin-Syenit-Massiv des Itatiaia (2787 m) im Estado do Rio ist der bedeutendste Plutonit eines atlantisch-alkalischen Magmas. Als m i t t l e r e s A l t e r der Gesteine w u r d e n 66 M i l l i o n e n J a h r e nadi der K a l i u m - A r g o n - M e t h o d e e r m i t t e l t

Bild 82 - Der Vulkan Groß-Brukkaros (Geitsi-Gubib) aus Alkali-Porphyriten, Brekzien und Tuffen vom Alter der Unterkreide in Südwest-Afrika nördlich von Berseba

Der Südatlantik in der Endphase seiner Entwicklung

60*120'

65'tlO'

tOO' 70'90'

80'

70'

SO'50'

40' 30' 20'

10'

0'

10'

20'

70'30'

131

40'

65'50'

S0'60'

Andine Faltung der Oberkreide

Andine Faltung des Tertiärs

Andean Folding of the Upper Cretaceous

Andean Folding of the Tertiary

Figur 13 -

Der Südatlantik nach der tertiären Ausweitung durch Drift und AndenOrogenese Darstellung gemäß den Ergebnissen der Meteor-Expedition 1927/28 The South Atlantic after the Tertiary expansion through drift and Andean orogeny Representation according to the results of the Meteor Expedition 1927/28

9*

70'55'

132

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

bewegungen von Südamerika und der Antarktis im Tertiär. Sie sind durch Zerrungen und Drehungen von Südamerika und der Antarktis abgerissene Festlandstücke, die im Sima zurückblieben. Bis zum Beginn der andinen Orogenese in der oberen Kreide hingen die Südspitze von Feuerland und die Nordspitze der antarktischen Halbinsel des Grahamlandes noch zusammen (Figuren 12 u. 12 a). Erst im Maestricht riß die Verbindung ab, als die Antarktis mit Drehung gegen den Uhrzeigersinn nach Südwest und Südamerika durch Drehbewegungen im Uhrzeigersinn nach Nordwest verlagert und auf ostpazifische Unterlage geschoben wurden. Die Abrißstelle wird durch die Süd-Sandwich-Inselgruppe gekennzeichnet, an deren östlichem Außensaum der 8264 m tiefe Süd-Sandwich-Graben aufspaltete. Die Driftbewegungen und der Widerstand der im Sima zurückbleibenden, abgerissenen Kontinental-Trümmer zerrten die äußersten Spitzen von Grahamland und Südamerika nach Osten und trennten Feuerland vom Kontinent. Die zuerst im Sima zurückbleibenden Süd-Sandwich-Inseln wurden von der tertiären Geosynklinal-Faltung der Anden nicht mehr betroffen. Nur submarine Rücken des Süd-Antillen-Bogens, bzw. des Scotia Are, verbinden die Antarktis noch mit Südamerika. Auf Süd-Georgien liegen fossilführende Schichten der Unterkreide über paläozoischen und mesozoischen Geosynklinal-Gesteinen. Der Vulkanismus ist auf dieser Insel bis in das Tertiär pazifisch-gabbroid. Grauwacken mit ordovizischen Graptolithen weisen granodioritische und gabbroide Intrusionen auf. Jüngere, metamorphe Schichten, die von jurassischen Diabas-Gängen gequert werden, enthalten marine Fossilien (Brachiopoden, Lamellibranchien und Belemniten). Die Sockel der Süd-Orkney-Inseln bestehen aus metamorphen Gesteinen, denen nach der Kalium-Argon-Methode ein absolutes Alter von 176 bis 199 Millionen Jahren zugesprochen wird (H. J. Harrington, 1965, A 44, p. 55). Marine Schichten der Ober-Kreide und des Tertiär sind nicht mehr gefaltet. Der jüngere tertiäre Vulkanismus lieferte Andesite und Dazite eines pazifisch-gabbroiden Magmas. Die Basis der schmalen vulkanischen und bogenförmig nach Ost gezerrten South Shetland-Inseln wird aus abgesplitterten kontinentalen Schiefern und Phylliten mit intrusiven Graniten gebildet. Darüber liegen jüngere metamorphe, paläozoische Sedimente (Grauwacken). Der tertiäre Anden-Vulkanismus ist auch auf diesen Inseln mit Daziten und Andesiten vertreten. Erst der jungtertiäre Vulkanismus auf der Deception-Insel entspricht mit Olivin-Basalten und anderen AlkaliGesteinen dem atlantischen Magmatismus.

B —

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

Die Mannigfaltigkeit der Alkali-Vulkanite auf den Kontinenten, die den Südatlantik begrenzen, kann nur in einer generellen Übersicht dargestellt werden. Die vielen Spalten-Eruptionen, Stöcke, Explosions-Röhren (pipesornecks), Decken- und Plutonit-Intrusionen sind Erscheinungen, die die Ausweitung des südatlantischen Ozean-Beckens und die des Indischen Ozeans begleiteten. Die Driftbewegungen

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

133

Afrikas nach N O und Südamerikas nach N W stehen im Zusammenhang mit den gewaltigen Gebirgsbildungen der andinen und alpinen Orogenesen unter Mitwirkung der Polflucht-Kraft. Durch den Zusammenschub des restlichen Gondwanalandes mit Laurasia und durch die Aufpressungen und Faltungen der ineinandergepreßten randlichen Tethys-Geosynklinalen wurde Indien nach Nordost unter das gewaltige Himalaya-Orogen gezerrt. Die zweiseitige Einengung der Tethys und das Aufquellen der Geosynklinalen bedeuteten das Ende der Tethys zwischen Gondwana und Laurasia. Durch die orogenen Aufwölbungs-Bewegungen und die dadurch ausgelöste Drift rissen der Persische Golf, das Rote Meer und die ostafrikanischen Gräben auf. Die Drift Südamerikas staute sich am Pazifik durch Reibungs-Widerstand auf einer abtauchenden Überschiebungsfläche des pazifischen Bodens. Diese Vorgänge wurden seit Beginn der Kreide durch das ganze Tertiär hindurch von einem atlantischen Alkali-Vulkanismus begleitet. Als Indien unter die GeosynklinalMassen der Tethys gezogen wurde, ergossen sich Plateau-Basalte des Deccan-Trapp aus Zerrungs-Spalten über das indische Vorland. Die alpinotype Himalaya-Orogenese löste die Taphrogenese in den alten Lineamenten des Gondwanalandes im Gebiet des Roten Meeres und in der ostafrikanischen Grabenzone aus. Auch hier begleitete der atlantische Alkali-Vulkanismus das erdgeschichtliche Geschehen: 1 -

In Abessinien und Erithrea durch Förderung der Alkali-Plateau-Basalte;

2 -

Im gesamten ostafrikanischen Graben-Gebiet den Aufbau der großen Vulkane Virunga, Elgon, des Kenya und des Kilimandjaro. Die Variations-Typen des AlkaliMagmatismus in der Grabenzone bestehen aus Phonolithen, Trachyten, Nepheliniten und Alkali-Basalten. Zwischen Longonot und Hohenlohe-Graben, am Suswa, an dem noch tätigen Oldoingo-Lengai und am Ngorongoro-Krater beobachtete und sammelte der Verfasser typische Alkali-Vulkanite der atlantischen Sippe, Phonolith, Limburgit, Melilith- und Nephelin-Basalte; am Oldoingo-Lengai Ijolith-Nephelinit und Granitbrocken als Auswürfe im Nephelin-Tuff.

3 -

In Südafrika wird von A. L. Du TOIT der Beginn des Alkali-Vulkanismus für eine spätere Epoche als Mittelkreide, demnach das Oberalbien angegeben (1937/1954, C 267, p. 572). Hauptzentren der Post-Waterberg-Eruptiva sind der BushveldKomplex mit Phonolithen, Nephelin-Syeniten, Ijolithen und Tradiyten am Pilandsberg, die Foyaite im Sekukuni-Land, Aegirin-Foyait bei Leeuwfontein, nordöstlich von Pretoria und Nephelin-Syenit am Vredefort-Dom. Auch in der Lebombo-Kette treten jüngere Alkali-Vulkanite als Limburgit auf. Schließlich sind die berühmten diamantführenden Kimberlite von Kimberley und Pretoria zu erwähnen. Solche Explosions-Röhren kommen audi mit Melilith-Basalten, Alnöit und Pikrit-Porphyrit nicht nur in der Kap-Provinz im Orange-Freistaat, in Transvaal und Basuto-Land vor, sondern sie sind auch in Rhodesia, Katanga, im Kongo und in Tanganyika anzutreffen.

4 -

Den Ostsaum des Südatlantik begleitend, findet man atlantische Alkali-Vulkanite als Bostonite und Camptonite am Rooiberg im Klein-Namaland, südlich des Oranje-Flusses. In Südwest-Afrika treten Alkali-Vulkanite an der Küste am Witpütz-Graben als Alnöite auf. Bei Pomona, am Alkali-Granitberg und am Klinghardt-Gebirge, südlich von Lüderitz, wurde eine große Mannigfaltigkeit an Alkali-Gesteinen durdi die Untersuchungen von E. KAISER und W. BEETZ festgestellt, und zwar: Phonolithe, Nephelin-Syenit-Porphyr, Pulaskit, Nordmarkit, Limburgit und Melilith-Basalt.

134

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum Zu nennen sind hier auch die etwa 40 Kimberlit-Vorkommen in den Bezirken Gibeon, Maltahöhe und Bethanien, sowie der junge erloschene Vulkan Groß-Brukkaros oder Geitsi-Gubib nördlich von Berseba mit Alkali-Porphyrit-Tuffen (Bild 82). Im Zentrum von Südwest-Afrika sind südlich von Windhoek, in den Auas-Bergen, Phonolite, Tinguaite, Limburgite und Trachyte anzutreffen (T. W. Gevers, 1934). An der Küste von Kap Cross treten zwischen den Kaoko-Stormberg-Laven jüngere Soda-Syenite und Sodalith-Mikro-Syenite auf (T. W. Gevers, 1932). Nordöstlich von Kap Cross liegen die großen Post-Kaoko-Trapp-Plutonite und Alkali-Vulkanite der Namib zwischen Ugab- und Khan-Rivier, die von H. KORN, H. MARTIN und E. S. W. SIMPSON beschrieben wurden (1953, A 55, 1954, A 56 und 1954, D 353). Die jungen Alkali-Granite bilden die größten Massive des Brandberges (2588 m, Bild 83), des Erongo-Gebirges (2350 m) und der Groß-Spitzkoppe (1759 m, Bild 84). Basische atlantische Alkali-Intrusionen eines foyatischen Magmas, die die KaokoDrakensberg-Vulkanite durchsetzen, formen den Okonjeje- oder Uitzab-Kegel (1900 m), die Parecis- und Okurusu-Berge aus Pulaskiten, Nordmarkiten, AndesinEssexiten, Bostoniten, Camptoniten, Tinguaiten, Monzoniten und Nephelin-Basaniten. Im Kaokoveld queren schmale Gänge von Aegirin-Bostonit das Gebiet am Doros-Krater, der in der Verlängerung der Posadas-Torres-Geoklase liegt (Figur 11). Der gesamte alkaline Gesteinskomplex in der atlantischen Zone von Südwest-Afrika gehört ebenfalls zu den vulkanischen Erscheinungen, die die Ausweitung des Südatlantik zwischen Oberkreide und Tertiär begleiten.

5 -

In Angola haben Alkali-Vulkanite, Basalte und Kimberlite die kretazische CalondaFormation südlich von Benguella durchbrochen. Auch an der Grenze von Angola mit Cabinda und Kasai treten Kimberlite in den Lualaba-Schichten auf.

6 -

Die Alkali-Vulkanite begleiten den östlichen Saum des Südatlantik weiterhin über Gabun, Kamerun, Nigeria bis Ghana und an die Gold-Küste. Die Kap Verdischen und Kanarischen Inseln, die ebenfalls aus atlantischen Alkali-Vulkaniten bestehen, gehören nicht mehr zum südatlantischen Raum. Alkali-Vulkanite, Olivin-Andesite und Basalte bilden den Pointe N'Gombe westlich von Libreville. In den alten tektonischen Lineamenten der Pernambuco-Kamerun-Brüche (Figuren 10 und 11) tritt der junge atlantische Vulkanismus besonders konzentriert auf. Der 4070 m hohe Kamerun-Vulkan, der vom Albien bis zum Plio-Pleistozän tätig war, das Koupe-Massiv (2050 m) und die Manengouba-Berge (2420 m) bilden das Zentrum der vulkanischen Aktivität. Diese Vulkan-Massive bestehen aus Phonolithen, Nepheliniten, Trachyten, Leuzit-Basalten und Ankaratriten. In Nigeria wurden Olivin-Basalte im Distrikt Sura, in den Bassins Baron und Moungar und auf dem Bauchi-Plateau festgestellt. Die Alkali-Vulkanite enden im südatlantischen Raum an der afrikanischen Küste mit Nephelin-Syeniten auf den Los-Inseln an der Guinea-Küste (Furon, 1960, C 277). In der westlichen kontinentalen Umrahmung des Südatlantik ist der Alkali-Magmatismus der atlantischen Sippe mit gleichartigen Differentiationen und GesteinsTypen vertreten wie auf den atlantischen Inseln und in Afrika. Brasilien ist im Hinblick auf den Alkali-Vulkanismus das genaue Spiegelbild von Südafrika.

7 -

In Brasilien entstanden die großen kontinentalen Randbrüche der Serra do Mar und der Serra Geral als Folge der Ausweitung des südatlantischen Raumes und der andinen Faltung im Tertiär. Durch Zerrung bei der Auffaltung der andinen Geosynklinale bradh ein Teil des östlichen Kontinental-Randes ab. Eine prä-tertiäre Landschaft tauchte in das Meer, deren alte Täler jetzt die Ingressions-Buchten an der brasilianischen Küste bilden. Im Zusammenhang mit diesen Randbrüchen ent-

Oberkreide

135

136

Oberkreide

Bild 84 - Die Alkali-Granit-Dome der Großen Spitzkoppe (1759 m), in der mittleren Namib von Südwest-Afrika, gehören zu den großen Post-Kaoko-Trapp-Plutoniten vom Alter der Brandberg-Granite

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

137

stand auf dem Binnen-Hochland der Paraiba-Graben, der von den mächtigen Nephelin-Syenit-Massiven des Itatiaia (2787 m), des Picú und des Passa Quatro in der Serra da Mantiqueira flankiert wird (Bild 81). Das absolute Alter dieser Nephelin-Syenite konnte durch die Kalium-Argon-Methode mit 65 und 65,6 Millionen Jahren ermittelt werden. (1966, E. Ribeiro Filho e U. G. Cordani, relatório)1). östlich des Paraiba-Grabens begleiten Alkali-Massive parallel die Küste in den Staaten Guanabara und Rio de Janeiro von der Serra das Piabas und der Serra de Lajes bis Cabo Frio; es sind das die Serras Mendanha, Gerecinó, Jacarepaguá, das Tinguá-Massiv und Tijuca. Aus den Gesteins-Varietäten sind zu erwähnen: Phonolithe, Shonkinite, Theralithe, Nephelin-Syenite, Tinguaite, Soelvsbergite, Mondiiquite, Basalte und Limburgite. Westlich der Serra Mantiqueira liegen im Staate Minas Gerais die Alkali-VulkanitStöcke von Pojos de Caldas, Parreiras, Andradas und Araxá aus Phonolithen und Tinguaiten. Typische Explosions-Schlote und alkali-magmatische Decken sind in West-Minas zu beobaditen. Der Verfasser untersuchte die Melilith-Basalt-Sdilote und Limburgite von Cascata und Onfas bei Patos, sowie Ägirin-Syenite, Tinguaite und Foyaite in der Serra do Salitre. Die ältesten alkali-magmatischen Intrusionen bei Jacupiranga wurden bereits erwähnt. Es ist noch auf die Post-Trapp-Intrusionen des Alkali-Vulkanismus in Santa Catarina zu verweisen. Im Küstenland sind Pyroxenite und Shonkinite bei Anitápolis festgestellt worden. Auf dem Hochplateau hat der Phonolith-Stock des Morro do Tributo die jurassischen bis frühkretazischen Trapp-Decken bei Lajes durchbrochen. Aus Paraíba do Norte in Nordost-Brasilien werden alkali-magmatische Intrusionen als Umptekite und Nordmarkite beschrieben (Djalma Guimaraes, 1947). 8 -

In Argentinien ist der jüngere tertiäre Vulkanismus in der Kordillere und in den Patagonischen Anden noch pazifisdi-gabbroid mit Rhyolithen, Andesiten, Orthophyren und Dioriten.

9 -

Kontinentale Alkali-Vulkanite werden dagegen aus der Antarktis gemeldet. H. J. HARRINGTON (1965, A 44, p. 52/53) berichtet über Olivin-Basalte, Basanite, Limburgite und Phonolithe von noch unsicherem geologischen Alter aus dem Mc. Murdo-Vulkan-Gebiet und dem Usarp Ridge. Sicher ist jedoch das Alter der LeuzitBasalte vom Gauss-Berg in Neu-Sdiwabenland, die mit 20 Millionen Jahren dem Miozaen angehören.

Damit wird die zusammenfassende Darstellung kontinentaler Alkali-Vulkanite aus der Umrahmung des südatlantischen Ozeans abgeschlossen. Die Übersicht dokumentiert zur Genüge die einheitliche Ursache der alkali-vulkanischen Aktivität als Begleiterscheinung der Ausweitung des Südatlantik und des Indischen Ozeans nach dem Zerbrechen des Gondwanalandes von der Kreide bis zum Tertiär. Am Ende des Tertiär gelangte die Entwicklung des Südatlantik in der heutigen Form zum Abschluß. Eine Ingressions-Bucht des Ozeans drang noch im Pliozän in die Flach-Landschaften des Parana-Paraguay-Flußsystems bis über 26° südl. Breite hinaus (Entrerriano-Ingression). Die Grenze der Ingression lag zwischen Formosa und Asunción und etwa 40 km südlich von Foz do Iguaju im Paraná-Tal. Erst im Pleistozän wich das Meer zurück, als die epirogenetischen Hebungen an den Grenz-Säumen des Südatlantik begannen. ') Inzwischen veröffentlicht: Literaturverzeichnis D 345.

138

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen R a u m

Nivellements, die der Verfasser an der brasilianischen Küste zwischen Guanabara und Santa Catarina ausgeführt hat, ergaben folgenden Hebungs-Rhythmus:

1 -

Jüngste Flutmarken über SpringTiden-Niveau 2 - Brandungs-Marken und Kliffs über dem höchsten Spring-Tiden-Niveau . . 3 - Kliffs und Terrassen 4 - Kliffs und marine Terrassen 5 - Kliffs und marine Terrassen 6 - Brandungs-Marken und AbrasionsFlächen 7 - Ausgeprägte marine Terrassen, Brandungs-Marken und AbtragungsNiveaus 8 - Brandungs-Grotten, Terrassen und Abtragungs-Niveaus 9 - Abtragungs-Niveaus (Pedimente) . . .

Von der patagonischen Küste E. FERUGLIO mitgeteilt (1947):

werden

Estado de Guanabara: Guaratiba, Cairoçu und Ilha G r a n d e

Estado do P a r a n á und Santa Catarina

m

m

12,00 und

1,60

1,30

4,80 7,50 15,00 17,00 und

3,50 5,00 11,00 21,00

32,00 und

40,00

27,00 und

35,00

50,00 und

65,00

50,00 und

65,00

90,00 und 101,00 200,00 und 220,00

nachstehende

92,00 und 101,00 200,00 und 240,00

Hebungs-Niveaus

von

Ober dem Meeres-Spiegel 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

-

Marine Terrassen von C o m o d o r o Rivadavia Rezente Nehrungen (Cordones litorâneas recientes) Alluvial-Terrasse über dem Rio Deseado Marine Terrassen von Mazaredo Alluvial-Terrassen von Puerto Deseado Marine Terrassen der Buchten von Sanguinetto Alluvial-Terrassen von Cerro Alonso (Puerto Deseado) Marine Terrassen von Camarones Alluvial-Terrasse der P a m p a Alta (Puerto Deseado) Marine Terrassen d e r Estancia Cabo Tres Puntas und Cerro Blanco

8 - 10 m 1 0 - 14 m 15m 1 5 - 30 m 2 0 - 25 m 3 0 - 35 m 5 5 - 70 m 4 5 - 95 m 105-140 m 115-140 m

Der von FERUGLIO mitgeteilte Hebungs-Rhythmus und die Veränderungen der Küstenzone zum Meeresniveau decken sich auffallend mit den an der brasilianischen Küste festgestellten Werten. Stellt man diesen negativen Strandverschiebungen die an der südamerikanischen Ostküste beobachteten positiven Niveau-Veränderungen gegenüber, so kann man aus Bohrprofilen in der Litoral-Zone von Paranä, Santa Catarina und Rio Grande do Sul durch den Sedimentations-Wechsel zunächst auf eine Vertiefung des Schelfes schließen. Die Schwankungen des südatlantischen Niveaus, die den Beginn des Holozäns kennzeichnen, sind auf eustatische Bewegungen am Ende der pleistozänen Vereisung zurückzuführen. Die positiven Strandverschiebungen durch eustatische Oszillationen stellen jedoch nur eine vorübergehende Erscheinung zu Beginn des Jungquartärs dar. Die höchsten und

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum tiefsten Anzeichen von Niveau-Veränderungen zwischen Ozean und Kontinent entsprechen in erster Linie epirogenetischen-isostatischen Bewegungen. Die Transgressions-Fronten des Devon und des Oberkarbon liegen heute in Paranä 900 m bis 1120 m über dem Meeresspiegel. An der südwestafrikanischen Küste hat der Verfasser das Niveau tertiärer Terrassen in 60 m und pleistozäne Kliffs bis zu 28 m über dem Meeresniveau beobachtet. Die bedeutendste Erscheinung im Gesamtbild des Südatlantik ist die tertiäre und post-tertiäre Relief-Gestaltung des Ozean-Bodens. Die wichtigste Strukturlinie des Ozeans spiegelt als zentraler Mittel-Atlantischer Rücken genau die Konturen der kontinentalen Umrandung wider. Die Median-Linie mit einem 20 bis 25 km, seltener 40 km breiten Graben (rift Valley) entspricht dem ursprünglichen Lineament der Naht zwischen Gondwana-Afrika und Gondwana-Südamerika. Diese Linie folgt dem Orogen-Scheitel der präkambrischen, west-vergierenden Paraibiden Brasiliens und dem ost-vergierenden Damara-Otavi-Bembe-System in Westafrika. Der Verfasser hat schon früher zum Ausdruck, gebracht, daß diese assyntischen Falten-Systeme im Orogen-Scheitel eingebrochen sind und auseinandergezerrt wurden (1964/66, A 81, S. 33 u. 54). Damit besteht die Möglichkeit, daß der zentrale Rücken des Südatlantik teilweise noch aus abgesunkenen, kontinentalen kristallinen Gesteinen besteht, die von alkali-basaltischen Massen durchtränkt sind. Für die Lösung des Problems der Drift-Bewegungen Afrikas und Südamerikas ist der Hinweis von Wichtigkeit, daß Afrika und Südamerika fast gleiche Abstände von der Mittellinie des Mittel-Atlantischen Rückens haben. Man kann nicht annehmen, daß der Rücken während der Wanderung von Südamerika nach Westen verschoben wurde. Dem widerspricht der Schwellen-Graben als Ur-Lineament und aufgerissene Geoklase mit heute noch tätigem Vulkanismus, mit seismisch-tektonischer Aktivität und positiver magnetischer Anomalie. In dem Maße, wie sich Südamerika allmählich westwärts mit Tendenz nach Nordwest vom Mittel-Atlantischen Rücken entfernt hat, muß sich Afrika allmählich nach Ost, mit Tendenz nach Nordost, von dem aufgerissenen Lineament fortbewegt haben. Für die Verlagerung Afrikas findet der Verfasser eine Erklärung durch die Aufwölbung der Geosynklinal-Massen der Tethys, während Laurasia und Teile des Gondwanalandes durch die Polflucht-Kraft zusammengepreßt wurden. Durch die Zerrung Indiens unter das Himalaya-Orogen, mit einer Drehung gegen den Uhrzeigersinn, wurde der Indische Ozean im Tertiär so erweitert, daß der Persische Golf und das Rote Meer aufrissen. Afrika fand bei seiner NO-Verlagerung kein Hindernis in den Mascarene- und Carlsberg-Rücken, die gleichförmig konvex nach Nordost gebogen sind. Eigentümlich ist die Anordnung der vom Mittel-Atlantischen Rücken in spitzem Winkel abzweigenden Seiten-Rücken, die die morphologische Gliederung der südatlantischen Tiefbecken bedingen. Im Ostraum des Südatlantik streichen WalfischRücken, Guinea-Rücken und Sierra Leone-Rücken parallel nach Nordost. Im Westraum ist der reichgegliederte Rio Grande-Rücken nach Nordwest orientiert. Er ist weit vor dem Schelf zerrissen, und die Teile werden durch eine 4300 m tiefe Rinne getrennt (Figur 13). Alle Seiten-Rücken sind aseismisch und können nur während der Ausweitung des Südatlantik im Tertiär entstanden sein. Ihre Natur ist noch ungeklärt. Die Rücken folgen der Richtung der Drift-Bewegungen Afrikas nach Nordost und Südamerikas nach Nordwest und weisen mit Ausnahme des Guinea-

140

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

Rückens keine tektonisdien Spalten auf. Im Süden biegt der Mittel-Atlantische Rücken fast rechtwinklig als Atlantisch-Indischer Rücken nach Osten ab. Zwischen den Seiten-Rücken erreicht das Kap-Becken im Ostraum des Südatlantik Tiefen bis zu 5700 m. Das vom Walfisch- und Guinea-Rücken begrenzte Angola- oder KongoBecken ist bis zu 5700 m tief. Nördlich des Guinea-Rückens liegen unter dem Äquator die beiden geteilten Guinea- und Sierra Leone-Becken, die durch eine schmale und tiefe Rinne mit dem Nord-Brasilien-Becken verbunden sind. Die Rinne liegt in der Romanche-Bruchzone und teilt die Zentral-Achse des Mittel-Atlantischen Rückens auf einer Strecke von 3500 km in sechs Teilabschnitte durch äquatorparallele Brüche (Figur 14). Die Tiefe der Bruch-Spalten wurde von der Meteor-Expedition 1965 mit 4480 m, 5120 m, 5280 m und 6100 m gemessen (1966, D 327, S. 70). Die Störungszone des Mittel-Atlantischen Rückens liegt unmittelbar in der Bruchzone, die den ersten Einbruch des Nord-Atlantik nach der Abschnürung der Tethys im Turon ermöglichte (Figur 12 a). Der Äquator schneidet zwischen 16° und 24° w. Grw. durch die Haupt-Spalte der Bruchzone, die als Romanche-Rinne bezeichnet wird und Tiefen von 5000 m bis 6000 m aufweist. Im sogenannten Romanche-Tief wurden die bedeutendsten Tiefen der Bruchzone mit 7370 m und 7800 m festgestellt. Die nord- und südbrasilianischen Becken sind bis 5750 m und 5500 m tief. Südlich der Rio Grande-Schwelle, im argentinischen Becken, wurde die bisher größte Beckentiefe des Südatlantik mit 6750 m beobachtet. Das Becken wird vom SüdAntillen-Bogen bzw. dem Scotia Are begrenzt und durch die Süd-SandwichSchwelle vom 5700 m tiefen Südpolar-Becken getrennt. Die Süd-Sandwich-Schwelle ist ihrerseits durch einen bogenförmigen, 8264 m tiefen Graben von der Süd-Sandwidi-Inselgruppe getrennt. Zwischen dem Agulhas-Becken und dem SüdpolarBecken erhebt sich der Atlantisch-Indische Rücken von 5200 m Tiefe bis auf 3000 m unter dem Meeres-Niveau. Auf dem vom Verfasser konstruierten Profil (Figur 1) unter 25° s. Br. erhebt sich der Mittel-Atlantische Rücken in einer Breite von 750 km von —4000 m bis auf — 2300 m Tiefe. Es handelt sich danach durchaus nicht um einen steilen Gebirgszug, wie die Vertikal-Uberhöhungen oft veranschaulichen. Noch bei 26facher Überhöhung ergibt sich nur eine weitgespannte Schwelle, deren wichtigste Erscheinung der seismisch und vulkanisch aktive Median-Graben ist. Über die Gesteine des Ozean-Bodens lassen sich nur Vermutungen anstellen, wenn man die plastisch-lockeren Tiefsee-Sedimente, die subozeanischen, basisdien LavaErgüsse und die seismischen und gravimetrischen Messungen in Betracht zieht. Die Verteilung und Klassifizierung der durch Stoß-Röhren erreichbaren Boden-Proben sind Probleme der ozeanographischen Sediment-Petrographie. Auf Grund der Beobachtungen der vulkanischen Aktivität im Median-Graben des Mittel-Rückens und aus dem Aufbau der ozeanischen Inseln kann man den Schluß ziehen, daß der Boden des südatlantischen Ozeans aus basisdien Eruptivgesteinen, und zwar aus der Oberfläche der während der Drift freigelegten Sima-Kruste besteht. Die Bodenkruste des Ozeans ist von mittelkretazischen bis rezenten Sedimenten bedeckt. Zu diesem Ergebnis war schon A. WEGENER in seinen ersten Darlegungen über die Kontinental-Drift gekommen. Seine Auffassung wurde auch durch neue Forschungs-Ergebnisse bestätigt, so von F. A. VENING MEINESZ, wenn er schreibt, daß die Ozean-Kruste etwa die gleiche Dichte zeigt wie Olivin, oder von

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum 40°

W

Figur

M

\

30°

r \/Ch

10°

14 - Bruchzonen des Mittel-Atlantischen Rückens im Äquatorgebiet zwischen 10° und 4 0 ° w.Grw.

- Graben - Brüche

rift valleys

- Romanche - Bruchzone

Romanche zone o f faults

- Forschungsgebiet des „Meteor"

exploring area o f the " M e t e o r " 1965

- Bruchstücke des njittelatlantischen

fragments o f the Mid Atlantic

Rückens •

20°

141

ridge

- Erdbeben-Zentren

centres of earthquakes

- Chain-Brudizone

Chain zone of faults

~ Forschungsgebiet der „Verna" und „Chain"

exploring area of the " V e r n a " 1958 and " C h a i n " 1961

142

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

R. S. DIETZ durch sein Profil der ozeanischen Lithosphäre und durch BRUCE C. HEEZEN, der bemerkt, daß Wegeners Auffassung sich in guter Übereinstimmung mit der bisherigen Petrographie ozeanischer Gesteine befinde (1962, B 157). Die Darstellung der geologischen Geschichte des Südatlantik wird damit beendet. Der Verfasser hat in erster Linie die geologischen Beobachtungs-Tatsachen zusammengefaßt. Das vorgelegte Material dokumentiert in ausreichender Weise, daß der Südatlantik vor Beginn der mittleren Kreide nicht bestanden haben kann. Seine Entstehung und Entwicklung sind eine Folge des Zerreißens von Gondwanaland und des Auseinander-Driftens der einzelnen Teile einer früher geschlossenen SialKruste. Der Geologe kann nur die Tatsache feststellen, daß Drift-Bewegungen die jetzige Verteilung der Kontinente und kleinerer Teile der Sial-Kruste verursacht haben. Welche Kräfte die Stein-Kolosse der Erde bewegt haben, ist ein viel diskutiertes Problem der Gegenwart. ALFRED WEGENER hatte auf die Polflucht-Kraft, auf Gezeiten-Reibung und auf die Wirkung der Anziehung von Sonne und Mond auf die Präzession der Erdachse hingewiesen. Er zog aber bereits die von O. AMPFERER angenommenen Fließbewegungen bzw. magmatische Unterströmungen in Betracht, die die oberen Schichten passiv mitführen. Die verschiedenen Hypothesen über m a g m a t i s c h e Unterströmungen und Konvektion im oberen Erdmantel wurden an erster Stelle als bewegende Kraft der Kontinentaldrift angenommen. Eine große Anzahl von Geophysikern, die sich mit dem Problem der Kontinentaldrift befaßt haben, unter anderen H . P. M. BOTT (1964), K. v. BÜLOW (1963), T . CHAMALAUN a n d P . H . ROBERTS (1962), H . HAVEMANN (1961, 1964 u. 1966), E . KRAUS (1959), G . J . F. MCDONALD ( 1 9 6 5 ) , H . RUECKLIN ( 1 9 6 3 ) , F . A . VENINGMEINESZ ( 1 9 4 7 , 1962 u . 1964) u n d J . T . WILSON ( 1 9 6 3 - 1 9 6 6 ) , sieht in verschie-

denen Formen von Konvektions-Strömungen die bewegende Kraft für die tangentialen Verschiebungen der Kontinental-Blöcke. Eine andere Gruppe von Geophysikern und Geologen wie S. W. CAREY (1958), K . M . CREER ( 1 9 6 5 ) , L . EGYED ( 1 9 5 6 , 1957), R . W . FAIRBRIDGE (1964, 1967), C.O.HILGENBERG (1932, 1962, 1966), L.KADÄR (1962) u n d H . A.LUBIMOVA (1958)

sucht in der Expansion der Erde durch radioaktive Wärmeströme eine Erklärung für das Zerreißen und die Verteilung der ursprünglichen Sial-Kruste. Die früher von A. WEGENER diskutierten Faktoren, Polflucht-Kraft, GezeitenReibung und Einfluß der Anziehung von Mond und Sonne auf die Präzession der Erdachse werden weder von den Vertretern der Konvektions-Theorie noch von den Anhängern der Expansions-Hypothese in Betracht gezogen. Der Verfasser dieser Zeilen hat magmatische Unterströmungen und Konvektion als wirkende Kräfte angenommen, sah aber in den Pol-Verlagerungen und in der jeweiligen Neuorientierung der Äquator-Aufwölbung die primäre Ursache von Massen-Verlagerungen der Erdkruste. Der äquator-parallele Zusammenschub der Tethys-Geosynklinalen und die Wanderung von Laurasia und Gondwana von der Polarzone in Richtung des Äquator-Wulstes zeigen die Mitwirkung der Polflucht-Kraft. Es wurde auch darauf hingewiesen, daß eine größere Rotations-Geschwindigkeit der Erde in der geologischen Vergangenheit berücksichtigt werden müsse (1957, A 76; 1960, C 293; 1964, B 191; 1964-66, A 81). Daß auch eine geringfügige Kraft, wie die Gezeiten-Reibung, auf die Dauer ihre Wirkung steigert, zeigt die nachweisbare säkulare Bremswirkung auf die Rotations-Geschwindigkeit der Erde. G.H.DARWIN (1911) berechnete die Dauer des siderischen Tages zu Beginn des

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantisdien Raum

143

Eozäns auf nur 6% Stunden, und F. NOELKE (1937) gibt für die vergangenen geologischen Perioden nur etwa ein Viertel der heutigen Tagesdaüer an. PolfluchtKraft, subkrustale, magmatische Strömungen und Gezeiten müssen bedeutendere Wirkungen ausgeübt haben als bei der in der Gegenwart viermal langsameren Rotation der Erde (1957, A 76, S. 688). Die Auffassung der Geophysiker, daß nur Konvektions-Ströme als wirkende Kräfte in Betracht gezogen werden, kritisiert H . ILLIES von geologischen Gesichtspunkten aus. H. ILLIES betont, daß zwischen der geologischen Geschichte der kontinentalen Kruste und der Vorstellung von Konvektions-Zellen keine Übereinstimmung besteht. PolVerschiebungen sind nach H . ILLIES die Katalysatoren der Kontinentaldrift. PolVerschiebungen veranlassen nach ILLIES eine passive Anpassung der RotationsAchse der Erde, verursachen Änderungen der Massen-Verteilung und zwingen zu einer Neuorientierung des Rotations-Geoids. Die Verlagerung von Sial-KrustenTeilen kann wiederum Pol-Verschiebungen zur Folge haben. Kontinental-Verschiebung und Pol-Verlagerung kann man als einander wechselartig bedingte Vorgänge verstehen. Das Vorherrschen der Westdrift der wandernden Kontinente Nord- und Südamerika wird einem regelnden Einfluß der Gezeiten-Reibung zugeschrieben. Im Hinblick auf den Zusammenschub der Tethys und das Zusammentreffen von Gondwana und Laurasia in äquator-paralleler Richtung wird die Polflucht-Kraft wieder zur Diskussion gestellt. Wenngleich die Gezeiten-Reibung nicht als Ursache der Kontinentaldrift angesehen wird, so muß ihr doch ein regelnder Einfluß zugesprochen werden. Gezeiten-Reibung und Polflucht-Kraft haben die Kontinente von außen her an ihrem Massen-Schwerpunkt erfaßt und ihnen Impulse tangential zur Erdoberfläche erteilt. Sie bewegen sich langsam auf einer plastischen Gleitbahn dem Pazifik zu, diesen peripher einengend (1964, B 166; 1965, B 170). Die mitgeteilten verschiedenen Auffassungen über die Kräfte, die Kontinentaldrift erzeugen können, widersprechen sich nicht, sondern ergänzen einander. Danach sind die Theorien und Hypothesen über den Kräfte-Mechanismus, der die Kontinente an alten Lineamenten zerbrechen läßt und durch langsame Drift über das RotationsGeoid der Erde verteilt, nach ihrer Bedeutung wie folgt darzustellen: 1 -

Pol-Verschiebungen mit Verlagerung der Rotations-Achse als Katalysatoren der Massen-Verteilung;

2 -

Konvektions-Ströme durch thermischen Ausgleich des Wärme-Reliefs im plastischen Teil des Erdmantels;

3 -

Polflucht-Kraft, die den driftenden Kontinenten einen meridional gerichteten Impuls in Richtung auf die Äquator-Ebene erteilt;

4 -

Gezeiten-Reibung, die je nach der Rotations-Geschwindigkeit der Erde den getrennten Kontinental-Blöcken einen Impuls zum tangentialen Gleiten in West-Riditung erteilt.

Die Geschwindigkeit des Bewegungs-Mechanismus läßt sich aus dem Abstand der Kontinente Südamerika und Afrika vom Mittel-Atlantischen Rücken und aus der Zeitdauer der Ausweitung des Ozeans ermitteln. Die geologischen Untersuchungen haben erwiesen, daß die erste Öffnung der südatlantisdien Spalte zwischen dem Oberaptien und dem Oberalbien erfolgte. Nach der Zeit-Skala von J. L. KULP (1961) sind seit dem Eintritt des Ozeanwassers in den Südteil der südatlantisdien

144

Der kontinentale Alkali-Vulkanismus im südatlantischen Raum

Spalte 125 Millionen Jahre verflossen. Für den etwas später geöffneten Nordteil der Spalte im Albien können etwa 110 Millionen Jahre angenommen werden. In diesen Zeiträumen hat sich der südliche Teil Südamerikas unter 35° südl. Breite etwa 3620 km und der nördliche Abschnitt unter 5° südl. Breite um rund 2200 km vom Mittel-Atlantischen Rücken entfernt. Daraus ergibt sich für den Südabschnitt des Ozeans eine jährliche Ausweitung von 2,9 cm und für den nördlichen Teil von 2 cm durch die West-Drift Südamerikas. In der gleichen Zeit hat sich Afrika unter 35° südl. Breite um 2740 km und unter 5° südl. Breite um 2662 km vom Mittel-Atlantischen Rücken entfernt, was in beiden Fällen einer Driftbewegung nach N O von 2,29 cm pro Jahr entspricht. F. J. V I N E hat aus Messungen der magnetischen Anomalien der Ozean-Böden die jährliche Ausweitung beiderseits von subozeanischen Rüdken für kurze Strecken von 5 bis 500 km und Zeitabstände von 1 bis 11,5 Millionen Jahre ermittelt (1966, D351). Die magnetischen Messungen ergaben, daß mit dem wachsenden Abstand der ozeanischen Böden von den subozeanischen Schwellen auch ein höheres Alter der Böden und der Gesteins-Fragmente festzustellen ist. Aus den magnetischen Anomalien hat F. J. V I N E die umgekehrte, zurückweisende Zeitskala für die Ausweitung des Ozean-Bodens berechnet und ist zu dem Ergebnis gekommen, daß im Pazifik seitliche Ausweitungen des Ozean-Grundes von 2,9 cm bis 4,4 cm und im Atlantischen und Indischen Ozean von 1 cm bis 1,5 cm durch Wanderung der Kontinente stattgefunden haben. Die Ergebnisse von V I N E sind für den Atlantik etwas geringer als die vom Verfasser ermittelte mittlere Drift-Geschwindigkeit und Ausweitung des Südatlantik über den gesamten geologischen Zeitraum. Sie bestätigen aber auch die Auffassung von Tuzo J. W I L S O N , daß die Inseln des Südatlantik um so älter sind, je weiter sie vom Mittel-Atlantischen Rücken entfernt liegen. Aus der zusammengefaßten geologischen Geschichte des südatlantischen Raumes und der Entstehung des Ozeans ergibt sich einwandfrei die Trennung Südamerikas von Afrika in der mittleren Kreide, so daß an einer Kontinentaldrift nicht mehr gezweifelt werden kann. In erster Linie sind die Kräfte, die die tangentialen Verschiebungen der Sial-Kruste und deren Zerbrechen verursachen, und die Verschiebungs-Richtungen noch gründlicher zu erforschen. Trotzdem die Erdforschung der letzten Jahre statt einer Pangäa zwei Urkontinente, Gondwana und Laurasia, voraussetzt und zusätzliche Bewegungs-Kräfte erkannt wurden, bleibt es doch das unvergängliche Verdienst von A L F R E D W E G E N E R , der Erdforschung neue Wege gewiesen zu haben, denen als einer der ersten der südafrikanische Geologe ALEXANDER L. Du T O I T gefolgt ist. Die Grundidee von W E G E N E R , daß die Kontinente ihre jetzige Lage im Verlaufe der Erdgeschichte durch langsame Drift-Bewegungen erhalten haben, hat sich grundsätzlich bestätigt.

LITERATUR A Zur Geologie des Süd-Atlantik

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