Der Guyana-Kraton

Der Guyana-Kraton ist der größte geschlossene alte Kern des südamerikanischen Kontinents. Er erstreckt sich zwischen 9°N und dem Äquator über die Staaten Kolumbien, Venezuela, Surinam, Guyana, Französisch-Guyana und Brasilien auf eine Fläche von 4,5 Millionen km².

Die letzte Orogenese fand im oberen Paläoproterozoikum vor etwa 1,9 Milliarden Jahren statt. Alle späteren tektonischen Prozesse haben diese Region nicht mehr beeinflusst. In der besagten Orogenese wurde auch die aktuelle Streichrichtung in W-O-Richtung (von Venezuela in Richtung Französisch-Guyana) erzeugt, aufgrund derer sich der Guyana-Kraton deutlich von den brasilianischen Kratonen unterscheidet, die in N-S-Richtung streichen.

Die Entstehung des Guyana-Kratons wird durch vier archaische Ereignisse beeinflusst (nach lokalen Orten benannt):

• Guriense: 3,4 - 2,7 Mrd. a
• Prä-Transamazonico: 2,4 - 2,1 Mrd. a
• Transamazonico: 2,1 - 1,7 Mrd. a
• Paraguazense: 1,7 - 1,4 Mrd. a

Den ältesten Teil dieses archaischen Sockels findet man in einem schmalen WSW-ONO-Band am Rand des Orinocos. Hier findet man hochmetamorphe Gneise, Gneis-Granite, Granulite oder Amphibolite. Einige dieser alten Gesteine sind sehr eisenreich, was die Tatsache erklärt, dass über den ältesten Granulit-Gneisen hier in Form von Itabiritserien die größten Metallkonzentrationen Südamerikas vorkommen.

Während des Prä-Transamazonico kam es durch Regionalmetamorphose zu der Bildung von Grünsteingürteln, die typisch für Kratone sind.

Die Grünsteingürtel wurden allerdings während des Transamazonico-Ereignisses, einer magmatischen Phase, immer wieder von sauren (siliziumreichen) Vulkaniten durchbrochen. Dazu kamen noch zahlreiche granitische Intrusionen aus der Zeit zwischen 2,1 und 1,9 Milliarden Jahren. Daraufhin zerbrach der im Guriense entstandene Imataca-Pastora-Block und zerfiel in einzelne Becken.

In diesen Becken wurden zwischen 1,7 und 1,6 Mrd. a die molasseartigen, terrestrischen Roraima-Schichten gebildet. Sie erstrecken sich über eine Fläche von 1.200.000 km² und sind bis heute tektonisch kaum gestört und nicht metamorph. Mehrere Sedimentpakete (v. a. Sandstein) bilden heute im Gelände mächtige Hochplateaus. Der auf der Grenze zwischen Venezuela, Guyana und Brasilien gelegene Cerro Roraima (2772 m) gehört mit dem Pico da Neblina (3014 m) zu den höchsten Erhebungen im Guyana-Kraton. Die ungestörte Sedimentation der Roraima-Schicht ist ein guter Beleg dafür, dass hier die präkambrische Verformungsgeschichte bereits abgeschlossen war.

Das Paraguazense-Ereignis wird durch nicht mit Gebirgsbildungen verbundene (anorogene) Granitintrusionen vor allem in der Zeit zwischen 1,6 und 1,3 Milliarden Jahren markiert. Diese formten teilweise große Batholithe, die sich vor allem im Westen, im Grenzgebiet zu Kolumbien, bemerkbar machen.

Brasilianischer Schild

Wenn von dem Brasilianischen Schild die Rede ist, dann muss man genauer sagen, dass das brasilianische Archaikum von mehreren Kernen geprägt ist. Diese alten Kerne wurden im Proterozoikum (2,6 - 0,57 Mrd. a) mit mehreren Faltenzügen verschweißt, so dass man hier im Gegenteil zum Guyana-Kraton keine Gesteine mit einem Alter von über 3 Mrd. Jahren findet. Das wichtigste Ereignis für dieses Schild war die erwähnte Transamazonic-Orogenese, innerhalb derer vor ca. 1,9 Mrd. Jahren alle älteren Schichten deformiert wurden. Die mittel- bis jungproterozoischen Faltengürtel, welche die einzelnen Kerne trennen wurden in der Zeit zwischen 1,5 und 0,5 Mrd. Jahren gebildet. Eine endgültige Stabilisierung des Brasilianischen Schildes erfolgte daher erst zu Beginn des Paläozoikums.

Río de la Plata Kraton

Dieser kleine Schild liegt im Süden Uruguays und trennt sich in zwei Blöcke. Der ältere von beiden stammt aus der Zeit zwischen 2,2 und 1,9 Milliarden Jahren und ist weitgehend unter den Gondwana-Schichten der Serra Geral verborgen. Daher ist auch nur sehr wenig über ihn bekannt. Der jüngere von beiden besteht aus einer älteren (900 Mio. Jahre) Schicht aus basaltischer Lava und im Hangenden (600 Mio. Jahre) findet man Granite und Granodiorite. Der Abschluss des brasilianischen Zyklus bedeutet für Südamerika die endgültige Konsolidation der außerandinen Schilde. Weitere präkambrische Kerne findet man noch in der „Sierra de Buenos Aires“ und in der „Sierra de Córdoba“.

Amazonasbecken

Das Amazonasbecken ist 3500 km lang und 300 bis 1000 km breit. Es wird von West nach Ost durch den namengebenden Amazonas durchquert (siehe Größe und Relief). Das Amazonasbecken ist fast komplett mit Regenwald bedeckt und gliedert sich seinerseits wieder in drei Abschnitte:

• Das obere Amazonasbecken wird im Westen von den Anden begrenzt und im Osten durch den Zusammenfluss zwischen dem Rio Negro und dem Rio Solimoes bei Manaus. Dieses Gebiet kann lediglich im Oberkarbon zum paläozoischen Sedimentationsraum des Amazonas-Beckens gezählt werden.
• Das mittlere Amazonasbecken ist eine schmale W-O-Furche. Es endet im Osten beim Zufluss des Rio Xingu. Die Nebenflüsse des Amazonas charakterisieren sich in diesem Bereich durch Stromschnellen und Wasserfälle, was mit dem Ausstreichen der paläozoischen Serien im Norden und Süden des Beckens zusammenhängt.
• Das untere Amazonasbecken meint schließlich das Mündungsgebiet. Der schmale Bereich des Mittelabschnitts weitet sich hier trichterförmig in verschiedene Mündungsarme um die Insel Marajó auf.

Strukturell entspricht diese Einteilung auch den drei nachgewiesenen Schwellen im Amazonasbecken. Die Iquitos Schwelle verläuft östlich der peruanischen Stadt Iquitos, die Purús-Schwelle westlich von Manaus, wo sie das obere vom mittleren Becken trennt. Die Gurupá-Schwelle verläuft östlich des Rio Xingú und trennt das mittlere vom unteren Becken.

Das mittlere Amazonas-Becken weist zusätzlich eine Grabenstruktur auf, die man bis zum mittelatlantischen Rücken verlängern kann.

Die Ablagerungsgeschichte des Amazonasbeckens beginnt im Ordovizium und dauert bis heute an. Besonders mächtige Ablagerungen sind aus dem Karbon überliefert (Sandsteine, Tonsteine, Kalksteine, Evaporite). Über fast das gesamte Mesozoikum hinweg war die Sedimentation jedoch unterbrochen und Erosion herrschte vor. Erst in der Oberkreide finden sich kontinentale Serien im mittleren Amazonasbecken. Wieder bedeutender für die Aufschüttung des Amazonasbeckens sind die känozoischen Sedimente, vor allem in den Flussniederungen und im Mündungsdelta. Eine Besonderheit des Amazonasbeckens ist, dass dessen Sedimentfüllung im Westen des Beckens, nahe der Anden, zu einem gewissen Grade eine tektonische Deformation erfahren hat.

Besonders erwähnenswert ist zudem, dass des Amazonasbecken bis zum jüngeren Tertiär westlich von Iquitos in den Pazifik entwässerte. Dies wurde im Miozän durch eine Anhebung der Anden unterbunden.

Das Paranaiba-Maranhao-Becken

Das Paranaiba-Maranhao-Becken erstreckt sich annähernd kreisrunder Form im Nordosten Brasiliens. Sein Zentrum liegt im Staat Maranhão. Dort bildet es ein weiträumiges Tafelland aus, in das sich mehrere Flüsse eingeschnitten haben. Der wichtigste Fluss, der Rio Paranaíba bildet nicht wie beim Paraná-Becken oder beim Amazonas-Becken, die zentrale Achse. Dies hängt mit einer jungen Heraushebung des Ostrands zusammen, weshalb das hydrographische Netz in diesem Becken kein Zentrum hat.

Die Sedimentation dieses Beckens begann im Silur, von wo an permanent die verschiedensten Schichten (Sandstein, Kohle, Kalkstein) gebildet wurden. Im Gegensatz zum Amazonasbecken ist die Sedimentationsgeschichte des Paranaiba-Maranhao-Beckens bereits seit der Kreidezeit beendet. Heute herrscht dort Abtragung vor.

Das Paraná-Becken

Das Paraná-Becken streicht von Nord nach Süd entlang des Ober- und Mittellaufes des Río Paraná. So liegt der größte Teil dieses Beckens in Brasilien, ein kleinerer Teil im Westen in Paraguay und im Süden in Uruguay und Argentinien. Einige Zuflüsse haben ihren Ursprung in den südbolivianischen Anden. Auch hier sind die ältesten Sedimente aus dem Silur und auch hier findet in den meisten Teilen des Beckens heute keine nennenswerte Sedimentation mehr statt. Charakteristisch für das Paraná-Becken ist die flächenhafte Überdeckung der Beckenfüllung mit Flutbasalten der kretazischen Serra-Geral-Formation (siehe Südamerika als Teil des Gondwana-Kontinents).

Die Küstenkordillere (Cordillera Costal)

Die Küstenkordillere erstreckt sich südlich von Lima beginnend über die gesamte Länge der Anden bis in den extremen Süden Südamerikas. Sie ragt teilweise als Steilküste empor und erreicht in der Sierra Vicuña Mackenna bei Antofagasta mit über 3000 m ihre höchsten Erhebungen. Sie wurde insgesamt über einem alten metamorphen Sockel aufgebaut, der an einigen Stellen noch aufgeschlossen ist (z. B. in Mollendo und Arequipa in Peru). Zwischen Jura und Kreide kam es schon zu der Bildung von basaltischen und andesitischen Vulkaniten als Folge eines aktiven Kontinentalrandes. Sowohl während des Jungpaläozoikums, als auch während des Juras und der Kreide kam es zum Aufsteigen von Plutonen. Somit ist das gesamte Deckgebirge der Küstenkordillere sehr stark von Störungen geprägt.

Längstal (Pampa de Tamarugal)

Im Norden Chiles zwischen Arica und Copiapó schließt sich hinter der Küstenkordillere der grabenartige Einbruch der Pampa de Tamarugal an. Seine innere Struktur ist noch zu großen Teilen unbekannt.

Präkordillere

Im Anschluss an das Längstal (Pampa de Tamarugal) befindet sich die ebenfalls auf diesen Abschnitt beschränkte Präkordillere, die im Westen der Hochkordillere verläuft. Sie besteht im Unterbau aus stark gefalteten paläozoischen Serien und darüber aus mesozoischen marinen und vulkanischen Ablagerungen. An manchen Stellen sind sämtliche jurassische Ablagerungen marin ausgebildet.

Hochkordillere/ Westkordillere

Von Lima bis ungefähr auf die Höhe Copiapós wird die Westkordillere durch känozoischen Vulkanite überdeckt. Die vulkanische Aktivität begann hier vor 25 Millionen Jahren und dauert bis heute an, was die Existenz hunderter von Gipfeln zwischen 5000 m - 7000 m belegt. Zwischen Copiapo und Iquique befindet sich zwischen der Präkordillere und der Hochkordillere ein weiteres abgesunkenes Krustenstück, das auf einer Höhe zwischen 2500 m - 3500 m eine Hochebene mit zahlreichen großen Salaren bildet. Im südlichen Bereich der Hochkordillere wird der strukturelle Aufbau der Hochkordillere durch das Aufsteigen von Plutonen charakterisiert. Auf der argentinischen Hochkordillere liegt auch der Aconcagua (6958 m), der höchste Berg Amerikas.

Puna/ Altiplano

Das Altiplano (in Argentinien als Puna bezeichnet) erstreckt sich als breites Senkungsfeld von NW-Argentinien über Bolivien bis nach Peru. Dieses Grabenstück wurde im Känozoikum gegenüber den umliegenden Kordilleren stark gesenkt. Die durchschnittlichen Höhen des Altiplano liegen zwischen 3500 und 4000 m; seine Oberfläche ist vor allem im mittleren und südlichen Teil durch das Auftreten ausgedehnter Salzpfannen (Salare) gekennzeichnet. Auch stellte sich im Miozän eine starke vulkanische Aktivität ein, die zur Bildung von Stratovulkanen führte, welche den Altiplano überragen (Queva (6130 m), Antofalla (6100 m) oder Sajama (6520 m))

Ostkordillere (Cordillera Oriental)

Die Ostkordillere beginnt parallel zum Altiplano in NW-Argentinien und erstreckt sich über Bolivien bis fast auf die Höhe Limas. In einzelnen Abschnitten ist hier sogar proterozoisches Gestein aufgeschlossen. Das Hauptmaterial der Ostkordillere sind aber paläozoische Sedimente, die meist stark verfaltet wurden. Auch hier treten Plutone auf, die zum Teil freigelegt sind. Die imposantesten Beispiele dafür sind die Berge Illampu und Illimani bei La Paz.

Cordillera Frontal (Präkordillere)

Die Cordillera Frontal ist eine Gebirgskette, die ausschließlich in Argentinien verläuft. Sie beginnt auf der Höhe von San Miguel de Tucumán und ist geprägt von mesozoischem Vulkanismus und känozoischen kontinentalen Sedimenten. Ihr vorgelagert befindet sich als eigener Gebirgszug die Präkordillere von La Rioja über San Juan bis nach Mendoza. Charakteristisch für diese Gebirgskette sind die marinen kambrischen Ablagerungen.

Sierras Pampeanas

Auch die Sierras Pampeanas, die südlich der Puna liegen, verlaufen ausschließlich in Argentinien (24°S - 36°S). In ihnen ist das stark gefaltete und metamorphe proterozoische Grundgebirge aufgeschlossen. Zwischen Pliozän und Pleistozän wurden einzelne Blöcke und Horste emporgehoben.

Sierras Subandinas

Das andine Vorland umfasst wieder den gesamten Übergangsbereich zwischen Kordillere und Tiefland von Peru, Bolivien und Argentinien. Der westliche Teil besteht noch aus Hügelketten wie die Voranden-Ketten von Bolivien, die dann aber nach Osten hin immer flacher abfallen, bis sie schließlich in die Ebenen übergehen.

Die Küstenkordillere (Cordillera Costal)

Die Küstenkordillere besteht aus einem horstartig gehobenen Rumpf, der im Känozoikum erodiert und von jungen Sedimenten überdeckt wurde. Von Feuerland bis südlich der Insel Chiloé sind zusätzlich noch Plutone in den Untergrund eingedrungen. Die Küstenkordillere verliert ihre Ausprägung als Gebirgszug südlich der Insel Chiloé, taucht jedoch 100 km weiter südlich in der Form von unzähligen kleinen Inseln, die der südlichen chilenischen Küste vorgelagert sind, auf. Die Küstenkordillere ist somit ein Relikt aus der Gondwana-Zeit, der zwar von den Anden einverleibt wurde, diesen aber „fremd“ gegenübersteht.

Das Längstal (Valle Central)

Das chilenische Längstal bildet sich bereits ab 47°S in den dortigen Kanälen ab und verläuft klar erkennbar bis Santiago de Chile. Hier handelt es sich vermutlich um einen Grabenbruch, der von Norden nach Süden unterschiedlich starke Absenkungsbewegungen erfuhr. Ein Indiz dafür könnten die känozoischen Sedimente sein, die bei Puerto Montt eine Mächtigkeit von 4000 m erreichen, während in der Nähe Santiagos nur 500 m nachgewiesen werden konnten. Das Längstal steht natürlich mit einer Vielzahl von vertikalen Störungen in Verbindung.

Hochkordillere (Cordillera Central)

Südlich von Santiago setzt dann mit dem 6800 m hohen Vulkan Tupungato erneut eine langgestreckte Vulkankette ein. Sie besteht aus einer Vielzahl von hochexplosiven Stratovulkanen, die wiederum aus andesitischen bis basaltischen Laven geformt wurden. Diese 1000 km lange Vulkankette verliert in Richtung Süden schnell an Höhe und reicht in etwa bis zum 42°S südlich von Puerto Montt. Ab dem 42°S spielen mesozoisch und tertiäre sedimentäre Deckgebirge, die dem metamorphen Grundgebirge aufliegen gegenüber dem känozoischen Vulkanismus eine größere Rolle. In dieser Zone gibt es nur noch wenige isolierte Vulkane und die Höhe von 3000 m wird nur noch selten überschritten. Prägend für das Relief wirkt sich hier die pleistozäne Vergletscherung mit zahlreichen Gletscherseen, Karen und Fjorden aus.