Kapitel 5

GeologieUlrike Jansen und Helen Krofta

5.1 Ubersicht zur Geologie von Sudamerika

Sudamerika nimmt mit 17.8 Millionen km2 etwa 12 % der Landoberflache der Erde ein. DieHauptmasse liegt beiderseits des Aquators, wobei die Nord-Sud-Ausdehnung 7.500 km und diegroßte Breite 5.000 km betragen. Sudamerika stellt einen einfach gebauten Kontinent mit einerauffallenden Langsgliederung dar und zeigt zwei geologisch gegensatzliche Strukturelemente:auf der atlantischen Seite große Flachen aus den alten Grundgebirgstafeln, auf der pazifischenSeite die Anden (vgl. Abb. 5.1). Die Entstehung des Kontinents wird mit Hilfe der Kontinen-taltheorie erklart. Dabei wird angenommen, dass noch im Altpalaozoikum ein einheitlicherUrkontinent Pangaa existierte, aus dem sich im Jungpalaozoikum der Sudkontinent Gondwa-na entwickelt hat. Sudamerika und Afrika stellten also einen einheitlichen Kontinentalblockdar, was u.a. aus der Kongruenz der altlantischen Kuste beider Kontinente hervorgeht. In derKreide kam es zur Spaltung des Gondwana-Kontinents und damit zur Bildung des Atlantiksund zweier getrennter Kontinente [100].

5.1.1 Der außerandine Bereich

Die Schilde und Kratone des Prakambriums sind in den ersten 3.5 Milliarden Jahren der Erd-geschichte entstanden. Sie bilden stabile Blocke im Kern der heutigen Kontinente. Wahrenddes Prakambriums wurden diese Gebiete vielfach verformt und metamorphisiert und seit demEnde dieser Epoche von keiner internen tektonischen Veranderung betroffen. Es fehlen Hoch-gebirge mit ausgepragten Formen, da die Grundgebirgssockel durch tiefgrundige Verwitterungunter tropischen und subtropischen Klimaverhaltnissen weitgehend eingeebnet sind. Herausge-hobene Gebiete besitzen heute maximale Hohen von 3.000 m, jungere Sedimente fehlen meist.Es konnen drei archaische Einheiten unterschieden werden: Der Guayana-Kraton, welcher vor1.900 Millionen Jahren stabilisiert wurde, die Kratone in Brasilien (Brasilianischer Schild),welche erst nach dem Brasiliano-Ereignis vor 550 Millionen Jahren konsolidiert wurden, undder Rıo de la Plata-Kraton, der sowohl altere als auch jungere Sedimente umfasst.Auf der am Ende des Prakambriums konsolidierten Plattform Sudamerikas sind im Laufe desPalaozoikums weitraumige Becken entstanden, die als Syneklisen bezeichnet werden konnen.Sie liegen als weitgespannte Strukturen oder große flache Schusseln mit extrem flach einfallen-

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Abbildung 5.1: Die großen morphologisch-strukturellen Bauelemente Sudamerikas (nach: Zeil[100]).

den Flanken auf der Basement-Oberflache. In Sudamerika sind drei auffallende epikontinentaleBecken entwickelt: das Amazonas-Becken, das Parnaiba-Maranhao-Becken und das Parana-Becken. Diese enthalten mehrere tausend Meter machtige, vorzugsweise terrestrisch-fluvialeSedimente, in die einzelne kurzfristige marine Vorstoße erfolgten. Sedimentationsmaxima lie-gen meist im Devon und Oberkarbon.Im Zentrum des sudamerikanischen Kontinents zwischen den Anden im Westen und denSchildgebieten im Osten erstreckt sich das Tiefland, welches aus dem jungen Abtragungsma-terial der Anden und den Schwemmflachen großer Flusssysteme gebildet wurde. Die Sedimentesind vornehmlich pleistozanen und holozanen Ursprungs. Morphologisch sind diese Ebenenmit durchschnittlichen Hohen von 100 bis 150 m scharf von dem Hochgebirge abgegrenzt [100].

5.1.2 Die Anden

Das Hochgebirge der Anden bildet an der gesamten pazifischen Kuste das Ruckgrat des suda-merikanischen Kontinents. Im Gegensatz zu den tektonisch ruhigen Schildgebieten gehorendie Anden als zirkumpazifisches Gebirgssystem zu den unruhigsten und und beweglichstenKrustenstucken der Erde. Etwa 80 % aller Erdbeben und Vulkanausbruche erschuttern heutedie schmale zirkumpazifische Zone. Die Anden haben zwar auch einen prakambrischen Un-terbau, ihre innere Struktur und den Aufstieg zum Hochgebirge erfuhren sie aber erst in den

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letzten 500 Millionen Jahren. Die Entstehung der Anden ist eng mit der Lage an einem ak-tiven Kontinentalrand verknupft. Die schwere pazifische Platte (Nazca-Platte) wird seit demOrdovizium unter die leichtere Platte Sudamerikas subduziert. Die Heraushebung der An-den als Hochgebirge in der heutigen Form fand erst innerhalb der letzten 30 Millionen Jahrestatt [100].

5.2 Die Geologie des Parana-Beckens

Der großte Teil des Parana-Beckens liegt in Brasilien, ein kleiner Abschnitt im Westen gehortzu Paraguay, und im Suden beziehungsweise Sudwesten erstreckt es sich nach Uruguay undArgentinien [100]. Das weitgespannte trogformige Becken nimmt eine Große von etwa 1.2Millionen km2 ein und stellt eine epikontinetale Geosynklinale dar. Die Form und Großedieses Beckens haben sich im Laufe der Erdgeschichte verandert. Es wurde im Palaozoikumund in der Trias allmahlich aufgefullt. Die Ergusse der Deckenbasalte werden in die Zeitdes oberen Mesozoikums datiert und stehen damit im Zusammenhang mit der Spaltung desGondwana-Kontinents in der Kreide [66].

5.2.1 Die tektonische Entwicklung des Parana-Beckens

Die Großstruktur des Parana-Beckens mit ihrer zentralen Tiefenachse in SSW-NNE-Richtungbestand in der Zeit des Palaozoikums und des Altmesozoikums noch nicht. Es handelte sichvielmehr um eine flache, tiefliegende Tafel mit weitgespannter epirogener Wellung, deren Ach-se in SE-NW oder SSE-NNW-Richtung verlief. Beurlen [11] nimmt an, dass die das heuti-ge Parana-Becken bestimmende Großstruktur, deren Langsachse der Kustenlinie mehr oderweniger parallel folgt, im Zusammenhang mit der enormen Lavaforderung im oberen Meso-zoikum entstanden ist. Wahrend dieses Vorganges entwickelten sich allmahlich einzelne Ba-saltschusseln. Bis in die Oberkreide hinein kam es zur Einmuldung dieser Schusseln, vor allemder Nordschussel. Seit dem Tertiar hat sich diese Entwicklung nicht fortgesetzt, sondern eskam zur Bildung des Beckens im heutigen Sinn und zur Heraushebung des Ostrands und da-mit zur Einkippung nach W bzw. SW. Der Westrand des Parana-Beckens hat nicht die junge,kraftige Heraushebung erfahren, die fur den Ostrand charakteristisch ist. Das Grundgebirge,welches im Osten uberall entbloßt zutage ansteht, tritt am Westrand nur in Form isolier-ter kleiner Bruchstucke auf, die stehengebliebene horstformige Schollen des ursprunglichenRahmens sind. Damit steht dem aufgebogenen Ostrand kein analoger aufgebogener Westrandgegenuber. Das Parana-Becken ist also keine von hoheren Randern eingefasste Schussel, keinBecken im eigentlichen Sinn, sondern eine im Osten herausgehobene große Kippscholle, diesich nach SW mit gewisser Einmuldung in der Zentralachse, markiert durch den Rıo Parana,einsenkt. Unterstrichen wird diese Annahme durch die Tatsache, dass der westliche Randbe-reich des Beckens eingebrochen und versenkt ist. Der Westabbruch des Parana-Beckenrandesist staffelformig, die tiefer gelegenen westlichen Staffeln sind bereits im Jungtertiar, die ostli-chen Randstaffeln als jungere Abbruche erst im Quartar gebildet worden.

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Abbildung 5.2: Geologisches Profil uber das Tal des Rıo Parana bei Puerto Embalse (nach:Maack [55]).

5.2.2 Die Stratigraphie des Parana-Beckens

Hinweise zur Sedimentation im Parana-Becken sind in Paraguay an hand von Fossilien bis indas Silur zuruckzuverfolgen. Im Devon fand eine weitflachige Transgression von Westen mitdetritischen Serien und dunklen Mergeln statt, die bis zu 1.000 m machtig sind. Im Ober-karbon wurden 1.500 m machtige glazigene und kontinentale Serien abgelagert. Wahrend desPerms kam es bei geringer Subsidenz des Beckens zu machtigen Ablagerungen fluvialer, mari-ner und vorwiegend pellitischer Sedimente. Nach dem Palaozoikum erfuhr das Becken Stadiender Erosion. In der Obertrias wurden nur bis 200 m machtige fluviale Psammite abgelagert.Die sogenannte Botucatu-Wuste des Oberjuras, die eine Flache von uber 1.300.000 km2 ein-genommen hat, enthalt maximal nur 400 m aolische und fluviatile Serien. In Paraguay werdendiese Sedimente uberwiegend durch die Misiones-Formation gebildet. Uberdeckt werden dieseSedimente von den Flutbasalten der Serra Geral-Formation, den sogenannten Trapp-Basalten.Wahrende der Oberkreide drangen vor allem am Ostrand des Parana-Beckens ultrabasischebis intermediare Alkalimagmatite auf. Seit der Hebung des atlantischen Kustenbereichs imOsten kam es zu einer dunnen fluviatilen Sedimentation, die gegen das Beckeninnere gerichtetist [100].

5.2.3 Die Bildung des Parana-Tals

Das Parana-Becken ist anorogen und weist nur an den Beckenrandern germanotype Bruchemit geringen Sprunghohen auf, die durch Dehnungsbeanspruchung verursacht worden sind.Einer solchen Beanspruchung verdankt das tektonische Tal des Rıo Parana (Oberlauf) seineEntstehung [66]. Auf dem paraguayischen Ufer des Flusses liegen die Grenzflachen der ein-zelnen Basaltdecken 28 bis 34 m hoher als auf dem gegenuberliegenden brasilianischen Ufer(vgl. Abb. 5.2) [55].An der etwa Nord-Sud streichenden Verwerfung ist also der ostliche, brasilianische Blockabgesunken. Mindestens seit dem Pleistozan ist der Rıo Parana in der Ausraumungszonedieser Verwerfung geflossen [66]. Die Abb. 5.2 zeigt einen Profilquerschnitt des Parana-Tals

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Abbildung 5.3: Die geologische Gliederung Paraguays (nach: Putzer [66]).

bei Puerto Embalse. Eine vergleichbare Sprunghohe der Verwerfung ist am gesamten Oberlaufdes Rıo Parana zu beobachten. So auch an der Stelle, an der der Rıo Iguazu und der Rıo Paranaam Dreilandereck Brasilien, Argentinien und Paraguay zusammenfliessen (Standort 3). Aufder Exkursion wurde beobachtet, dass das paraguayische und das brasilianische Ufer heutekeinen erkennbaren Hohenunterschied aufweisen. Dies kann dadurch erklart werden, dass dieparaguayische Seite durch die vergangene hohere Lage starker der Erosion ausgesetzt gewesenwar. Die von Westen zufliessenden Flusse konnten sich starker eintiefen, und im Laufe desPleistozans kam es zu einem Ausgleich der Uferniveaus.

5.3 Die Geologie von Paraguay

Paraguay liegt als Binnenstaat fast im Zentrum Sudamerikas zwischen 19◦ und 28◦ sudlicherBreite und zwischen 54◦ und 63◦ westlicher Lange. Die großte Ausdehnung des Landes vonWesten nach Osten betragt etwas mehr als 900 km und von Norden nach Suden genau 900km. Aus geologischer Sicht ist das Land in drei große Gebiete zu unterteilen: Dem Westranddes Parana-Beckens, der zentral-paraguayischen Schwelle und dem Becken des Gran Chaco(vgl. Abb. 5.3) [66].

5.3.1 Der Westrand des Parana-Beckens

Rund zwei Drittel von Ost-Paraguay (ostlich des 57. Langengrades) gehoren zum Parana-Becken. Die Schichtenfolge der Gondwana-Serien, die als Santa Catarina-System bezeichnetwird, ist trotz der großen Beckenausdehnung im großen ziemlich gleichformig. Sie ist allerdingsam Westrand des Beckens nicht so vollstandig vorhanden wie in dem 800–900 km ostwartsgelegenen Santa Catarina. Die unvollstandige Folge des Santa Catarina-System in Ostpara-guay setzt sich aus folgenden Serien zusammen: der Serie Tubarao (oberes Karbon), der SeriePassa Dois (Perm) und der Serie Sao Bento (Trias, Jura). Hier wird nur auf die Serie SaoBento naher eingegangen, da die Gesteine dieser Serie wahrend der Exkursion zu sehen waren.

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Abbildung 5.4: Ausschnitt aus der geologischen Ubersichtskarte Paraguays (nach: Putzer [66]).

Gebildet wird diese von der Misiones-Formation (=Botucatu) und der Serra Geral-Formation(Trapp) [66].

Die Misiones-Formation

Die triassische Sandstein-Formation Misiones stellt die untere, sedimentare Abteilung der SaoBento-Serie dar, zu der auch die Trapp-Decken der Serra Geral-Formation zahlen. Uber dasAlter der Misiones- beziehungsweise Botucatu-Formation gibt es in der Literatur unterschied-liche Angaben. Nach Putzer [66] gehoren diese Sandsteine in Paraguay ausschließlich in dieTrias. Beurlen [11] dagegen kommt zu dem Schluss, dass die analoge Botucatu-Formation inBrasilien noch im gesamten Jura vertreten gewesen sein muss, da der zeitlich unmittelbardanach folgende Trapp-Basalt laut absoluter Altersbestimmung hauptsachlich in der Unter-kreide und nicht im Oberjura ausgetreten ist.Die roten Sandsteine der Trias treten in Ost-Paraguay in vier raumlich getrennten Gebietenauf: Dem Raum Ascuncion, Limpio, Paraguari, Villeta und Benjamin Aceval, in einem weitennach Nordwesten offenen Bogen zwischen San Juan Bautista, Encarnacion, Caaguazu undYhu sowie in einem isolierten Gebiet im Raum Hohenau, wahrscheinlich in der Umgebungvon Rosario und wahrscheinlich im Raum Concepcion (vgl. Abb. 5.4) [66].Laut Putzer [66] deuten die weit im Westen befindlichen, heute isolierten Flachen mit Misiones-Sandstein darauf hin, dass zur Zeit der Ablagerung das eigentliche Senkungsfeld des Parana-Beckens bereits gefullt war und die jungeren Sedimente der Gondwana-Zeit auch uber denBeckenrand hinaus abgelagert worden sind. Der Misiones-Sandstein transgredierte haufig dis-kordant uber altere Gesteine: im Osten uber das Perm, weiter westlich uber die Tubarao-Serieund im Gebiet der zentral-paraguayischen Schwelle uber das Silur und vielleicht auch nochPrakambrium. Faziell ist der Misiones-Sandstein zum großen Teil dem aolischen, massigenbis kreuzgeschichteten Botucatu-Sandstein Sud-Brasiliens sehr ahnlich. Er ist rosa, hell- bis

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dunkelrot oder selten grau und gelegentlich gefleckt. Das Bindemittel ist tonig-hamatitischund meistens nicht sehr fest, was leicht zur Erosion und damit zur Zerstorung des Sandsteinsfuhren kann. Die Machtigkeit der Formation ist noch nicht genau bekannt und schwanktwahrscheinlich zwischen 50 und 250 m [66].Die besten Aufschlusse der Misiones-Formation befinden sich in der Nahe von San JuanBautista, Santa Maria, Santa Rosa sowie bei Hohenau. Auf unserer Rundfahrt durch denSuden Paraguays haben wir einen Aufschluss untersucht, der zur großen Scholle der Misiones-Formation im Bereich von Trinidad, Jesus und Hohenau gehort. Es handelt sich dabei um denalten Jesuiten-Steinbruch sudlich der Ruinen von Trinidad (Standort 11a). Die Schichten desSandsteins fallen mit 10◦ bis 20◦ nach Nord-Nordosten ein. Das Sediment ist im Gegensatzzum Botucatu-Sandstein plattig und feinstgeschichtet ausgebildet, was auf eine limnische Se-dimentation hindeutet. Der Sandstein ist hellrotbraun, mittelkornig und kaum eingekieselt.Lokal sind epigenetische, unregelmaßig geformte Konkretionen aus Bander-Achat und Chalze-don eingeschlossen. Zur Zeit der Jesuiten (16. bis 18. Jahrhundert) wurde in diesem Steinbruchder Plattensandstein als Baugrundstoff fur die Reduktion abgebaut.

Die Serra Geral-Formation

Die Trappbasalte der Serra Geral-Formation folgen im sudlichen und mittleren Ost-Paraguayuber der Misiones-Formation. Der Kontakt der Basalte zum Liegenden stellt eine Diskordanz-flache dar, weil den altesten Lavaergussen Erosion vorausging. Die Lava besteht hauptsachlichaus aphanitischem, schwarzen Alkalibasalt (Basaltit) sowie aus Tholeyit (Basalt mit Augi-teinsprenglingen) und Dolerit [66]. Neben den Basalten sind auch intermediare Vulkanite,besonders Latite und Rhyolite nachgewiesen worden [100]. Zur Vereinfachung werden im fol-genden nur die Bezeichnungen Basalte oder Trappbasalte verwendet, in denen die anderenVulkanite eingeschlossen sind. Die Trappbasalte haben ein riesiges Verbreitungsgebiet undnehmen als geschlossene Decke den großten Teil des Parana-Beckens ein. Diese Basaltdeckehat eine Langenausdehnung von ungefahr 1.800 km und eine Querausdehnung wechselndenAusmaßes bis zu 800 km. Die mittleren Machtigkeiten des Basaltes betragen am Ostrand desBeckens 300 m und mehr, am Westrand 300 bis 350 m und im Beckeninneren bis 1.800 m(vgl. Abb. 5.5).Der Fordermechanismus der gewaltigen Lavamassen zeigt keinerlei Anzeichen explosiver vul-kanischer Vorgange. Die enorm dunnflussige Lava ist vielmehr uber offene Spalten (RichtungN-S bis NE-SW) ruhig ausgeflossen. Wie bei der Altersangabe der Misiones-Formation be-reits erwahnt, haben absolute Altersbestimmungen der Serra Geral-Formation eine erheblicheSchwankungsbreite (28 Millionen Jahre) des Alters und ein wesentlich jungere Hauptaus-flussphase ergeben, als ursprunglich angenommen wurde. Die Hauptforderung hat nach denneueren Untersuchungen in der Unterkreide und nur vereinzelt, und nicht wie vorher vermu-tet hauptsachlich, im Jura stattgefunden. Der Lavaausfluss fand außerdem nicht gleichmaßigund kontinuierlich statt, sondern es herrschte eine gewisse Periodizitat zwischen Ausflusspha-sen und Ruheperioden, in denen die zuvor geforderte Lava mehr oder weniger abkuhlte undverfestigt wurde. Wahrend der Ruheperioden kam es immer wieder zur Sedimentation undzur Bildung sogenannter Intertrapp-Sandsteine (Standort 2). Diese gelegentlich eingeschalte-ten Sandsteine zeigen, dass die Klimabedingungen der Zeit der Botucatu- beziehungsweiseMisiones-Sandsteine weiterhin anhielten. In verschieden Gegenden wurden unterschiedlicheAnzahlen an Basaltdecken nachgewiesen: in der Gegend von Torres 13, am Basaltrand vonMato Grosso 3 oder 4 und in den Maximalmachigkeiten des Beckeninneren haben Bohrungen

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Abbildung 5.5: Gebiet der geschlossenen Basaltdecke im Parana-Becken. Kraftige Doppellinie:Heutiger Rand der Basaltdecke (nach: Beurlen [11]).

32 getrennte Basaltdecken erkennen lassen. Diese Decken sind an den Randern treppenartigabgesetzt. Die mittlere Machtigkeit des Basaltes schwankt um 50 m [11]. Laut Putzer [66]betragt die Machtigkeit der Basaltdecken am Westrand des Beckens in Ost-Paraguay nur5–20 m.Wahrend der Exkursion konnte das Vorhandensein einzelner Trappdecken mit eingeschaltetenIntertrapp-Sandsteinen am Foz de Iguazu beobachtet werden (Standort 2 und 3). Die Iguazu-Wasserfalle befinden sich 24 km ostlich des Zusammenfluss von Rıo Iguazu und Rıo Paranaan der Grenze Brasilien/Argentinien. Die Wasserfalle sturzen kaskadenartig uber die Randerder Basaltdecken. Von argentinischer Seite aus (Standort 2) konnte die Zwei-Stufigkeit derWasserfalle sehr deutlich beobachtet werden (vgl. Abb. 5.6).Nach Maack [55] hat die untere Stufe eine Hohe von 33 m und die daruber folgende eine vonungefahr 36 m. Es werden einzelne Basaltdecken unterschieden, die ein unterschiedliches Ero-sionsverhalten aufweisen. Im Flußniveau stehen sehr verwitterungsresistente Melaphyre an,deren Drusen mit grunlich oder rotlich verwitternden Heulanditen ausgefullt sind. Darauf fol-gen nach oben Decken spharisch absondernder Diabase sowie Diabase mit vertikaler Kluftung,die nach oben durch eine Decke von horizontal gekluftenten Diabasen abgeschlossen werden.Die daruber folgende Stufe hat einen ahnlichen geologischen Aufbau (vgl. Abb. 5.7). DieZweistufigkeit entsteht durch die unterschiedliche Resistenz der verschiedenen Basalte. Dervertikal gekluftete Diabas (Saulenbasalt) wird viel leichter erodiert als die Melaphyr-Decke

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Abbildung 5.6: Zweistufigkeit des Foz deIguazu, Salto Floriano (Foto: A. Herr-mann).

Abbildung 5.7: Profil uber die Trappde-cken der Iguazu-Falle (rechte Uferseite desSalto Floriano) (nach Maack [55]).

oder der horizontal gekluftete Diabas, so dass an der Grenzflache zwischen Saulenbasalt undresistenterem Material im Laufe der Zeit eine Stufe gebildet wurde.Solche vertikal geklufteten Saulenbasalte waren außerdem in Paraguay am rechten Ufer desRıo Parana bei Encarnacion zu beobachten (Standort 11b).

5.3.2 Die zentral-paraguayische Schwelle

Die zentral-paraguayische Schwelle ist ein altangelegtes Struktur-Element, welches mit Nord-Sud-Streichen das Parana-Becken vom Gran Chaco-Becken trennt (vgl. Abb. 5.3). Die Schwel-le besteht aus einem sudlichen und nordlichen Kern sehr alter Gesteine und wird in der Mittedurch eine Depression, die von Rosario bis Concepcion reicht, unterteilt. In dieser Depressionwerden die alten Gesteine vollstandig von jungeren Bildungen verhullt. Zur Zeit der Triaswar die Schwelle so stark eingeebnet, dass der Misiones-Sandstein uber diese transgredierenkonnte. Erosionsreste dieser Sandsteine sind zwischen Asuncion und Villeta, bei Rosario undConcepcion erhalten. Das Gerust der Schwelle besteht aus stark gefaltetem metamorphenPrakambrium, das von Graniten und Ganggefolgschaften durchbrochen wird. Der sudlicheBereich der Schwelle wird von einem ausgedehnten prakambrischen Porphyrerguss bedeckt.Uber den prakambrischen Kernen folgt im Norden diskordant eine relativ geringmachtige, ma-rine Kalksteinserie prakambrischen oder kambrischen Alters und im Suden eine uber 1.000 mmachtige Folge des Silur, die im unteren Abschnitt in kontinentaler und nach oben in marinerFazies vorliegt (vgl. Abb. 5.4). Seit dem alteren Palaozoikum ist diese Schwelle Hochgebietgewesen und von den zeitlich folgenden Sedimentationsphasen zum großten Teil nicht erfasstworden [66].Der Westrand der zentral-paraguayischen Schwelle ist durch eine etwa Nord-Sud streichendeVerwerfung zerlegt, bei der das Silur nach Westen abgesunken ist. Dies wird dadurch deutlich,dass die ostlich von Asuncion anstehenden Silurschichten 300 bis 400 km weiter westlichim Chaco uber 3.000 m tief versenkt sind. Diese Bruchlinie streicht ungefahr parallel zumMittellauf des Rıo Paraguay (NNE) und stellt damit die nordliche Fortsetzung des aus Nord-Argentinien bekannten Abbruchs am Rıo Parana dar. Die dem Prakambrium zugeordnetenMeta-Sedimente und Massengesteine stehen zum einen im nordostlichen Paraguay zu Tagean, zum anderen in einer sudlichen Aufbeulung der Schwelle zwischen Ybycui und San Juan

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Bautista. Weiter nach Suden tauchen sie unter Trias- und Quatarbedeckung ab [66].Da die Exkursionsroute ausschließlich im sudlichen und mittleren Bereich von Paraguay verliefwerden nur die in diesem Gebiet vorkommenden Gesteine, erlautert. Ca. 25 km sudlich von Vil-la Florida haben wir den Bereich des Misiones-Sandstein verlassen und sind in ein Gebiet mitanstehendem Prakambrium gelangt. Dieses altere Prakambrium besteht aus hoher metamor-phen Gesteinen wie Paragneisen, Glimmerschiefern und Quarziten und aus Phyllit-Quarzit,Tonschiefern, Kieselschiefern, Marmor und umgewandelten basischen Vulkaniten. Nordlichvon Villa Florida haben im jungsten Prakambrium Intrusivgranite – genauer gesagt fast zu-sammenhangende Porphyr-Decken – das altere Prakambrium durchsetzt. Das altere Gesteinist stark gefaltet und wahrend der Intrusionen beziehungsweise danach durch Verwerfungen ineinzelne Blocke zerlegt worden [66]. Am Standort 13 am linken Ufer des Rıo Tebicuary in VillaFlorida waren Gesteine zu erkennen, die als Intrusiva ausgelegt werden konnten. Dies konntedarauf hindeuten, dass sich dort der Rand, der sich nach Norden ausbreitenden Porphyrdecke,befunden hat. Das Gebiet zwischen Villa Florida und Quiindy wird von solchen Porphyrenbestimmt (vgl. Abb. 5.4). Dies wird in der Landschaft durch das Vorhandensein zahlreicherInsel- beziehungsweise Zeugenberge deutlich, wie wir es am Standort 15 in der Nahe vonQuiindy beobachten konnten. Der Porphyr ist raumlich sehr heterogen und so ist es moglich,dass sehr harte Bereiche der Verwitterung standhalten konnten und als Inselberge stehen ge-blieben sind. Zur Bildung dieser Formen kam es im Zusammenhang mit der Flachenbildungbei wechselfeuchtem Klima seit dem Tertiar. Nordlich von Quiindy beginnt der Bereich mitanstehenden silurischen Gesteinen, die eine Machtigkeit von 1.000 bis 1.200 m aufweisen. Indiesem Gebiet wird das untere Silur von fluvial abgelagerten Basal-Konglomeraten und von ei-nem daruber folgenden fluvial-limnischen Sandstein (Sandstein von Caacupe) gebildet. SolcheBasal-Konglomerate konnten unmittelbar nach Verlassen des Standorts 15 Richtung Nordenin der Nahe der Strasse beobachtet werden. Das untere Gotland setzt sich aus einem marinen,fossilfuhrenden Sandstein (Sandstein von Eusebio Ayala), marinen Tonen (Tone von VargasPena) und einem weiteren marinen Sandstein (Sandstein vom Cerro Perro) zusammen. Dieseausschließlich klastischen Gesteine zeigen von unten nach oben abnehmende Korngroßen [66].Zwischen Acahay (Standort 16) und La Colmena (Standort 17) war ein Zeugenberg zu sehen,an dem vermutlich die Sandsteine des Silurs freigelegt waren. Die eigentliche Kuppe wurdevon den verwitterungsresistenten Porphyren gebildet (vgl. Abb. 5.8).Auf der Fahrt von La Colmena nach Asuncion wurde außerdem ein Gebiet mit anstehendenalkalischen Magmatiten der Kreidezeit durchquert (vgl. Abb. 5.4). Neben Essexit, Shonkinitund Syenit handelt es sich dabei um Phonolith, Basalt, Rhyolit und Diabas. Diese Intrusivaund Effusiva sind aufgrund der tektonischen Beanspruchung nach der Ablagerung der Trias-Sedimente aufgestiegen. Im Zusammenhang mit der Endphase der Gondwana-Zeit wurdenvor allem am Rand des Parana-Beckens wie hier in Ostparaguay Zerrspalten aufgerissen, dieden jurassischen basaltischen Laven und den Durchbruch-Gesteinen der Alkali-Gruppe alsAufstiegskanale dienten. Entscheidend ist dabei die Lage am Ostrand der Schwelle oder ander Grenze des Westrandes des Parana-Beckens [66].

5.3.3 Das Becken des Gran Chaco

Der gesamte Teil Paraguays westlich des Rıo Paraguay gehort mit seinen 247.000 km2 zumNord-Sud verlaufenden epikontinentalen Becken des Gran Chaco. Die Fullung des uber 3.000m tiefen Troges ist bisher nur wenig untersucht worden. Durch einige Aufschlussbohrungen aufErdol ist bekannt, dass uber 2.000 m machtige marine Sedimente in geosynklinaler Fazies im

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Abbildung 5.8: Zeugenberg: Porphyrintrusion uber freiglegtem silurischen Sandstein (zwischenStandort 16 und 17, Foto: C. Fock).

Silur und Devon abgelagert worden sind. Daruber folgen 500 bis 2.500 m rotliche kontinentaleSedimente, die sogenannten Red Beds. Das Alter dieser Formation ist etwas unsicher undwird auf den Zeitraum Oberkarbon bis Trias datiert. Uber den Red Beds folgen bis 500m machtige junge, halb- bis nichtverfestigte festlandische Gesteine des Kanozoikums. DieseGesteine stellen das nach Korngroßen sortierte Abtragungsmaterial der Anden dar [66].

Die Tektonik des Chaco-Beckens ist noch relativ ungeklart. Sicher ist der muldenformige Baudes altpalaozoischen Beckens, in dem die Schichtentafeln des Silur und Devon im Nordwest-Chaco allgemein WSW, im sudwestlichen und westlichen Chaco nach SSW einfallen. Da derChaco zum Randgebiet des Brasilianischen Schildes gehort, sind echte Faltungen nicht zuerwarten. Vielmehr ist mit großen streichenden Bruchsystemen im Randbereich der Geo-synklinalen zu rechnen. Aus wenigen Tiefbohrungen geht hervor, dass der Untergrund starkgestort ist [66].

Der gesamte Chaco wird an der Oberflache hauptsachlich von holozanen Sedimenten be-stimmt. Am Standort 19b zwischen Benjamın Aceval und Estancia Tacuara war tonig-lehmigesSubstrat mit viel organischer Substanz anzutreffen. Dieses holozane Material ist schwer durch-lassig. Große Gebiete des ostlichen und sudostlichen Chacos werden von ahnlichem Materialaufgebaut. Teilweise ist das Substrat noch toniger und mit mehr organischer Substanz ver-setzt und in Depressionen zusatzlich von Evaporiten begleitet. Nordlich von Pozo Colorado(Standort 20) pragen alte Flussarme mit sandigem Substrat in tonigen Bereichen das Land-schaftsbild. In der Umgebung von Filadelfia steht tonig-lehmiges, fluviatiles Material an,welches von Flugsanddecken uberlagert wird.

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Abbildung 5.9: Schematischer geologischer Schnitt zwischen der Peru-Chile Tiefseerinne unddem Magmatischen Bogen auf der Sudamerikanischen Platte (nach: Reuther [67]).

5.4 Tektonik und Erdbeben in Chile

Chile erstreckt sich schmal und lang am pazifischen Rand Sudamerikas. Mit 4.225 km Langen-ausdehnung ist es ungefahr 24 mal so lang wie breit und umfasst fast 39 Breitengrade. Diedurchschnittliche Breite Chiles betragt 180 km, die schmalste Stelle in der Provinz Coquimbomisst nur 90 km und die breiteste in der Provinz Magallanes rund 390 km. Die Geologie undTektonik werden hauptsachlich durch die Gebirgsketten der Anden gepragt [98].

5.4.1 Das Modell der Plattentektonik

Das Modell der Plattentektonik liefert eine Erklarung fur das bereits beschriebene Auftretender vielen Erdbeben und Vulkanausbruche. Nach dem Konzept wird am Westrand Sudame-rikas die schwere ozeanische Nazca-Platte mit einer Dichte von 3.24–3.28 g cm−3 unter dieleichtere kontinentale Platte Sudamerikas mit einer Dichte von 2.8–2.9 g cm−3 subduziert.Das Einfallen dieser Subduktionszone kann anhand der Lage der Erdbebenhypozentren kon-struiert werden. Der Einfallswinkel der Subduktionszone ist auf der gesamten Lange der An-den nicht einheitlich, sondern wechselt zwischen 10◦ und 45◦. Die maximale Subdukionsratebetragt 9.3 cm a−1 [100]. Durch die Subduktionsvorgange ist parallel zur Kuste eine Tief-seerinne entstanden. Durch Aufschmelzungsprozesse entlang der abtauchenden Platte kommtes zum Aufstieg von Magma und zur Ausbildung des magmatischen Bogens der Anden mitzahlreichen Vulkanen (vgl. Abb. 5.9). Die starken Erdbeben der Region sind auf Reibungs-vorgange der Ober- und Unterplatte sowie auf Verformungsprozesse innerhalb dieser Plattenzuruckzufuhren [67].

5.4.2 Auslosung und regionale Verteilung der Erdbeben

Chile stellt mit den Anden und dem vorgelagerten Tiefseegesenke ein typisches Beispiel fur diepazifische Erdbebenregion dar. Eine klare Tiefenverteilung der Erdbebenherde ist vorhanden.Erdebeben mit flachen Hypozentren (0 bis 60 km) befinden sich vor oder in der Nahe derKuste, die mitteltiefen Beben (60 bis 300 km) im Kontinent unter den Anden und die tiefen(bis 700 km) im Osten der Anden. Die seismische Aktivitat steht im Zusammenhang mittiefgreifenden Bruchstorungen, was dazu fuhrt, dass jedes starke Erdbeben langgestreckteZonen von mehreren 100 km erschuttert [100].

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Die Haufigkeit der Erdbeben in Chile ist nicht gleichmaßig verteilt, sondern lasst einige Ma-xima erkennen. Die Gegend sudlich von 44◦ ist fast frei von Erdbeben, wahrend der Raumzwischen 18◦ und 44◦ teilweise von ungewohnlich starken Beben betroffen ist. Erdbeben mitMagnituden großer als 7 kommen nur in sehr wenigen Gebieten vor und sind linear im Meerund entlang der Verwerfungen zwischen der Kustenkordillere und dem Langstal angeordnet.Zwischen Valparaiso und Concepcion liegen die Hypozentren hauptsachlich im Inneren desLandes, sudlich davon im Meer. Durch Untersuchungen konnten in Chile 4 Erdbebenprovin-zen bestimmt werden: Pampa Tamarugal (19◦ bis 22◦S), Atacama-Provinz (26◦ bis 29◦S),Mittelchile (31◦ bis 35◦S) und Sudchile (37◦ bis 40◦S). Diese Gebiete stellen die grundlegen-den Zonen der rezenten seismischen Aktvitat in Chile dar. Zwischen diesen Zonen treten sehrviel weniger Erdbeben auf. In Mittel- und Sudchile ist vor allem der Westrand des Langstalsvon Beben betroffen. Besonders viele Erdbeben gibt es am Nordrand der Depression im Be-reich der Stadte Valparaiso und Santiago. Im Fruhjahr 1985 wurde Santiago zuletzt durch einstarkes Beben erschuttert, dessen Wirkungen sich weit nach Suden im Langstal noch bemerk-bar machten [100]. Im Mai 1960 wurde der Suden Chiles zwischen 36◦ und 43◦ von einemder schwersten Beben der Geschichte heimgesucht. Die Starke des letzten Stoßes wird mit8.75 nach der Richterskala angegeben. Das Epizentrum lag 200 bis 400 Seemeilen westlich dersudchilenischen Kuste im Pazifik. Es kam zu Hebungen und Senkungen im Meterbereich. DieStadte Concepcion, Valdivia und Puerto Montt wurden stark beschadigt. Besonders starkeAuswirkungen gab es auch durch seismische Wogen (Tsunamis) im Kustenbereich zwischen39◦ und 42◦ S. Die seismischen Wogen bis etwa 8 m uber dem normalen Wassestand richtetenan der sudchilenischen Kuste schwere Schaden an. Teilweise wurden ganze Siedlungen vonden Fluten mitgerissen [98]. Insgesamt starben 5.700 Menschen. Die Tsunamis uberquertenaußerdem den gesamten Pazifik bis nach Japan, wo sie ebenfalls hohen Sachschaden und vieleMenschenleben forderten [67].

5.4.3 Die tektonische Gliederung der Anden

Eine tektonische sowie geologische Einteilung Chiles liefert drei Großeinheiten: Die Kusten-kordillere, die Langstalsenke und die Hochkordillere (vgl. Abb. 5.10).Die Kustenkordillere besteht aus zwei verschieden alten tektonischen Stockwerken: einemdurch palaozoische Orogenese stark gefalteten Unterbau und einem Deckgebirge, das keinenennenswerten Biegungsverformungen mehr zeigt. Der Unterbau wird von prakambrischenbis jungpalaozoischen Sedimenten mit Einschaltungen von Magmatiten gebildet, die heutevorwiegend regionalmetamorph uberpragt sind. Es fanden zwei palaozoische Orogenesen undmehrfache Faltungen statt. Das Deckgebirge ist nach der Trias entstanden. Die alten Gesteinedes Untergrunds wurden vor dem Mesozoikum stark abgetragen und waren damit kaum nochreliefbildend. In der Mitte- bis Oberkreide kam es zur Intrusion des Andenbatholiten, was ort-lich zu Verstellungen und lokalen Kontaktmetamorphosen der Deckgebirgsserien fuhrte. DieKonsolidation der Kustenkordillere erfolgte viel fruher als die der Hochkordillere. Dies kanndurch den fehlenden jungen Vulkanismus, die viel intensiveren posttriassischen Biegungsver-formungen in der Hochkordillere und die wesentlich geringere Hebung der Kustenkordillereseit dem Tertiar bewiesen werden [98].Die Langstalsenke ist nicht auf der gesamten Lange der Anden ausgebildet. Zwischen 27◦ und33◦ fehlt diese Depression. Nordlich von Santiago beginnt das Valle Longitudinal und erstrecktsich 1.100 km nach Suden; im Norden sind neben der Pampa del Tamarugal verschiedene gra-benartige Strukturen vorhanden. Entstanden ist das Langstal durch relativ junge Dehnungs-

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Abbildung 5.10: Geologische und tektonische Hauptmerkmale der Anden (nach: Zeil [99]).

beziehungsweise Zerrungstendenzen. Bis zum Miozan waren ortlich noch zusammenhangendeGebirgsstrukturen vorhanden [98].Die Hochkordillere ist ebenfalls nicht einheitlich aufgebaut. Im Suden gibt es ein einseitiggebautes Orogen mit Flysch- und Molassefazies sowie einem Wandern und Ausklingen derFalten nach Osten, welches sich aus einer normalen Geosynklinalen entwickelt hat. Der Bauder nordchilenischen Hochkordillere ist recht unterschiedlich. Nur stellenweise ist ein Falten-bau zu erkennen, der haufig durch machtige Salinarserien bedingt ist. Die Hochkordillerewird insgesamt vorwiegend durch posttriassische Gesteine und deren Verformungen gepragt.Magmatite sind in großen Gebieten verbreitet. Im Gegensatz zur Kustenkordillere sind jungeFaltungen ausschlaggebend [98].

5.5 Geologie von Chile und der Anden im Exkursionsgebiet

In diesem Abschnitt wird anhand der bereits im Kapitel 5.4.3 erlauterten tektonischen Glie-derung der Anden (vgl. Abb. 5.10) der wahrend der Exkursion beobachtete geologische Bauder Region Mittelchiles und eines kleinen Abschnittes Argentiniens beschrieben.

5.5.1 Kustenkordillere

Gesteine der Kustenkordillere und des Langstals wurden wahrend der Exkursion fast aus-schließlich auf der Fahrt (zu den Standorten 32, 33 und 34) aus dem Bus heraus beobachtet.

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Eindeutig erkennbar waren Konglomerate, die sich meist in Flussnahe befanden und lautgeologischer Karte von Chile (vgl. Abb. 5.11) quartaren Alters sind.In den Anden haben Tiefengesteine eine weite Verbreitung. Sie nehmen ca. 15 % der Gesam-toberflache ein und haben eine Ausdehnung von 465.000 km2 [99]. Diese als Anden-Batholithoder Andenpluton bezeichneten Gesteinskorper fassen verschiedene Magmatite zusammen,z.B. Granite, Tonalite, Gabbros, Diorite und Granodiorite. Im Norden Chiles sind die Plu-tone meistens nur als Dome ausgebildet, zwischen 26◦S und 38◦S bauen sie große Teile derKustenkordillere auf.Der Kustenbatholith in den Regionen Santiago und Valparaiso besteht aus Granit der Kreide-zeit [98]. Die geologische Karte von Chile (vgl. Abb. 5.11) beschreibt große Teile des Plutonsauch als Granit aus dem Palaozoikum. Diesen Widerspruch sieht auch Zeil [98]. Er beruft sichbei seiner Annahme, dass der Pluton aus der Kreidezeit stammt, auf seine Untersuchung ausdem Jahre 1960, wonach er ihn als mit Sicherheit mesozoisch bezeichnet.Der Kustenbatholith reicht etwa bis 71◦W. In diesen Bereich sind außerdem kleinere Vorkom-men der Porphyrit-Formation eingeschaltet (siehe unten).Laut geologischer Karte von Chile (vgl. Abb. 5.11) weist die Region um Valparaiso Meta-morphite aus dem Prakambrium/Palaozoikum auf. Diese werden durch Zeil [99] als pradevo-nische, durch Regionalmetamorphose entstandene Schiefer der Grunschieferfazies eingestuftund gehoren dem Grundgebirge an. Die Berge beim Blick uber den Hafen von Valparaiso(Standort 34) sind aus diesen Gesteinen aufgebaut.

5.5.2 Langstal

Das mittelchilenische Langstal als morphologisches und tektonisches Element findet sich ca.zwischen 32◦S bis 40◦S (vgl. Abb. 5.10) [99]. Angelegt wurde diese Depression wahrscheinlichim Pliozan oder fruher, wahrend sich die Kustenkordillere und die Anden als massive Blockegehoben haben. Maßgeblich beeinflusst wurde die Region aber auch spater durch quartareBewegungen. Nordlich der Provinz Santiago bis Copiapo fehlt die Langstalsenke. Statt des-sen finden sich einzelne Senken, die durch Hugel und Bergketten voneinander getrennt sind.Hier beherrscht die Porphyrit-Formation das Bild, die in den Anden von Peru bis Feuer-land weit verbreitet ist und fast den gesamten Westabfall der Anden im Exkursionsgebietaufbaut. Sie besteht aus silikatreichen Schmelzen (Rhyolith, Dacit, Andesit), Tuffen, pyro-klastischen Breccien und geringmachtigen sedimentaren Zwischenlagen [34]. Gesprochen wirdin der Literatur auch von Porphyritkonglomeraten, womit Breccien gemeint sind, die in derGrundmasse kantengerundete Stucke verschiedenster Effusivgesteine aufweisen. Aguirre Le-Bert postulierte 1926, dass diese Vulkanserien mit terrestrischen Sedimentzwischenlagen imMesozoikum zwischen orogenen Phasen, als keine Kompressionstektonik stattgefunden hat,entstanden sind [99].Zwischen Santiago, Las Tortolas (Standort 35) und Los Andes (Standort 38) waren einzelneAndesitkegel zu beobachten, die aus dieser Zeit stammen mussten.In Santiago und Umgebung befinden sich laut geologischer Karte von Chile (vgl. Abb. 5.11)hauptsachlich quartare Hangfußsedimente fluviatilen, limnischen und glazialen Charakters.Zwischen Santiago und Talca liegen Endmoranen von Gletschern aus den Hochanden in denTalausgangen. Laut Zeil [98] sind die Moranen zwischen Santiago und Chile so stark gestort,dass die Alterseinschatzung ortlich sehr schwierig ist.

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Abbildung 5.11: Ausschnitt der geologischen Karte von Chile, 1:6.000.000 (Instituto de Inves-tigaciones Geologicos en Colaboration con US. Geological Survey).

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Abbildung 5.12: Profil durch die Hochkordillere bei Los Andes, Provinz Mittelchile (nach:Aguirre Le-Bert [98]).

5.5.3 Hochkordillere und Aconcaguaregion

Zwischen 29◦S und 38◦S nehmen Plutone in den Anden auch in der Hochkordillere einengewissen Stellenwert ein, wobei sie jungere Gesteine ab ca. 33◦S nur noch als kleinere Plu-tonkorper durchbrechen [98].Ganz in der Nahe einer dieser kleineren Plutonkorper befindet sich Planta los Quilos (Stand-ort 38a). Laut Abbildung 5.12 besteht er aus Granodiorit und wurde in der Oberkreide gebil-det. Aguirre Le-Bert, der Autor dieses Profils [98], kommt fur die Provinz Aconcagua zwischen32◦45’S und 33◦6’S zu dem Ergebnis, dass Granodiorite und Diorite im Santon intrudiert sind.In einer spateren Studie aus dem Jahr 1974 konnte er durch radiometrische Untersuchungenaußerdem nachweisen, dass die meisten Intrusionen posttektonisch entstanden sind, kaumVerbindungen zu Faltungen haben und von Westen nach Osten junger werden [99].Das geologische Profil (vgl. Abb. 5.12) verlauft einige Kilometer nordlich von Planta los Qui-los (Standort 38a) und Portillo (Standort 38b). Demnach befinden sich diese beiden Orteinnerhalb der Porphyrit-Formation. Ortlich tragt diese auch Eigennamen wie z.B. ,,Abanico-Formation”. Handstucke von beiden Standorten konnten im Dunnschliff als Andesite identi-fiziert werden.Ganz typisch ist eine Verzahnung der Porphyrit-Formation mit mesozoischen Sedimentgestei-nen, wie sie auch im Aconcaguagebiet zu finden ist (vgl. Abb. 5.13). Es lasst sich erkennen,dass Las Cuevas (Standort 38c) etwa in diesem Verzahnungsbereich liegt (vgl. Abb. 5.14).Große Teile der Aconcaguaregion bestehen aus Jura- und Kreidegesteinen, vor allem ausmarinen Sedimenten und Vulkaniten (Porphyrit-Formation). Hier betragt ihre Machtigkeitnur noch 5.000–7.000 m [99]. Die Verzahnung beider Gesteinstypen deutet auf submarinenVulkanismus hin [34]. Am Fußweg zum Parque Provincial Aconcagua (Standort 39) ist einGesteinspaket aufgeschlossen, das als Gips identifiziert werden konnte. Nach Abbildung 5.13stammen diese Gipse aus dem Malm (Oxford und Kimmeridge).Uber den Gipsen liegen marine Sedimente aus dem Malm, sowie Kalke, Sandsteine und Kon-glomerate der mittleren und oberen Kreide [34]. Letztere konnten wahrend der Wanderungdurch den Parque Provincial Aconcagua beobachtet werden (vgl. Abb. 5.15). Der Gipfel desAconcaguas ist aus mehr als 1.000 m machtigen Effusivgesteinen des Alttertiars aufgebaut,die deutlich diskordant uber den oben beschriebenen Gesteinen liegen (vgl. Abb. 5.14).Die Tektonik der Aconcaguaregion zeigt folgendes: Es lasst sich eine große liegende Falte

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Abbildung 5.13: Verzahnung der Porphyrit Formation mit Sedimenten im Mesozoikum in derAconcaguaregion (nach: Gerth [99]).

Abbildung 5.14: Profilentwurf durch den Gebirgsstock des Aconcagua nach der Profilansichtvon Schiller. Pal=metamorphes Palaozoikum, gr=Granitintrusion in diesem, QuP=triadischeQuarzporphyre, Cal=Callovien, G=Gips des unteren Kimmeridge, PF=Porphyritformationmit Einlagerungen von Kreidekalk, AF=alttertiare Andesitserie (nach: Gerth [34]).

auf der Basis der Gipse erkennen, die als Gleithorizont gedient haben. Diese Falte kommtdurch Uberschiebungen auf einer zweiten aus Kreidekalken bestehenden Falte zu liegen. EineAntiklinalstruktur lasst sich andeutungsweise im Westen in der Porphyrit-Formation erkennen(vgl. Abb. 5.14).

Puente del Inca (Standort 40a) ist eine Naturbrucke, bestehend aus Sinterterassen. Die Her-kunft der an die Oberflache tretenden thermischen Wasser ist unklar. Die Vermutung, dass sieaus einer flachgrundigen Verwerfung stammen, liegt nahe, da sie mit 30.6 ◦C nicht besondersheiß sind.

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Abbildung 5.15: Sandsteine und Konglomerate im Parque Provincial Aconcagua (Foto: H.Krofta).

5.5.4 Argentinische Vorkordillere

Einen Profilschnitt entlang des 33. Breitengrades zeigt Abbildung 5.16. Es finden sich ins-gesamt altere Gesteine als in der Aconcaguaregion: Vulkanite der oberen Trias, die marineSedimente des Palaozoikums uberlagern. An einigen Stellen treten Prakambrische Gesteinean die Oberflache [49]. Zeil [99] spricht die Vulkanite in Argentinien zwischen 32◦S und 34◦Sals Permo-Triassische Andesite, Dacite, Rhyodacite, Rhyolithe und Ignimbrite an und gibtihre Machtigkeit mit einigen hundert Metern an.Im Senon trat eine starke Bewegung und Faltung auf, was in einer Hebung der Kordilleremundete. Auch das Tertiar war durch tektonische Aktivitaten gepragt. Die an der Oberflachebefindlichen palaozoischen Gesteine lassen sich daher auf Verschiebungen an Verwerfungenvon bis zu 5.000 m zuruckfuhren.Gesteinsbetrachtungen am Standort 40f zeigten pegmatitisch ausgebildete, stark tektonischbeanspruchte Granite. Diese sind laut geologischer Karte der Provinz Mendoza (vgl. Abb. 5.17und Abb. 5.18) in der Trias intrudiert. Neben den mit Quarz gefullten Kluften fanden sichauch Gange mit andesitischer Zusammensetzung.Beim Ubergang der argentinischen Vorkordillere ins Tiefland finden sich an einigen Stel-len kontinentale Sedimente aus dem Tertiar (Miozan und Pliozan; vermutlich Molasse) (vgl.Abb. 5.17 und Abb. 5.18).Weit verbreitet ist in Argentinien zwischen Buenos Aires und dem Chaco das Quartar. Esbesteht aus 50–80 m machtigen aolischen, fluvialen und limnischen Sanden, teilweise mitLoss, Ton oder Tuff durchsetzt [49] (Blick von Standort 40e uber das Tiefland). Das Quartaruberdeckt am Standort 40e wahrscheinlich auch tertiare Sedimente, die im Zusammenhangmit den oben genannten tektonischen Bewegungen entstanden sein konnten.Andesitkegel wie auf der Andenwestseite lassen sich nicht erkennen.

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Abbildung 5.16: Profil durch die argentinische Hoch- und Vorkordillere entlang 33◦S (nach:Jenks [49]).

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Abbildung 5.17: Ausschnitt der geologischen Karte der Provinz Mendoza 1:500.000 (Secretariade Minera, Buenos Aires).

Abbildung 5.18: Legende zur Geologischen Karte der Provinz Mendoza 1:500.000.

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