Naturräume Lateinamerikas

Naturräume Lateinamerikas – Axel Borsdorf und Hannes Hoffert 

http://www.lateinamerika-studien.at 

Naturräume Lateinamerikas - 

vom Feuerland bis in die Karibik 

1 Geologie, oder: Die Gesteinswelten Lateinamerikas 

Die Geologie ist die Geschichtsschreibung vom Werdegang der Erde, von der Gestaltung der 

Erdkruste und der Erdoberfläche. Sie untersucht den Ablauf der Geschehnisse vom Entstehen 

der Erde an, bis zur heutigen Zeit, und stellt somit eine stark gegenwartsbezogene 

Naturwissenschaft dar. Lateinamerika ist geologisch in drei große Bereiche zu unterteilen: 

den uralten kristallinen Schilden, dem jungen Faltengebirge der Anden und Kordilleren 

und den jungen Aufschüttungsebenen der Flusssysteme. 

Die Anden zählen vor allem wegen ihrer unzähligen Vulkane zu den spektakulärsten 

Gebirgszügen der Erde. 

1.1 Historische Geologie 

Die Historische Geologie beschäftigt sich mit der Erforschung der Erdgeschichte, also der 

Veränderungen der Erde, insbesondere der Erdkruste, seit der Entstehung der Erde. 

Als Urkunden der Vergangenheit dienen Gesteine, aus denen sich die Erdkruste 

zusammensetzt, und Fossilien, das sind versteinerte Reste von Tieren und Pflanzen. Die 

Beschreibung und Ordnung solcher als ganz oder als Abdruck erhaltener Lebewesen ist die 

Aufgabe der Paläontologie, die wiederum in sehr enger Verbindung zur Biologie steht. Die 

Stratigraphie liefert für die Darstellung der Erdgeschichte eine zeitliche Gliederung. Sie gibt 

eine hierarchisch gegliederte relative Einteilung der Erdgeschichte, in Erdzeitalter, 

1



angefangen bei der Urzeit (Präkambrium) bis in die Erdneuzeit (Känozoikum) und in diesem 

die Jetztzeit (Holozän). 

Lateinamerika ist reich an Zeugen der Vergangenheit. Dinosaurierknochen wurden hier 

ebenso gefunden, wie Gesteine, deren Entstehung bereits mehr als drei Milliarden Jahre 

zurück liegt. Die ältesten Zeugen der Zeit sind im alten Schild von Guayana zu finden. Dem 

gegenüber stehen die ganz jungen Sedimentgesteine der Talfüllungen. 

1.1.1 Gliederung der Erdgeschichte 

Die Entwicklungsgeschichte der Erde wird in große geologische Zeitabschnitte geteilt, 

angefangen vor etwa 4,6 Mrd. Jahren, dem Hadaikum, dem sogenannten vorgeologischen 

Zeitalter, da aus dieser Zeit nur spärliche Zeugen bekannt sind. Die ältesten 

Gesteinsformationen, die heute bekannt sind, haben ein Alter von etwa 4 Mrd. Jahren. Auch 

die ältesten Gesteine Lateinamerikas datiert man auf dieses Alter. Für jüngere 

erdgeschichtlichen Abschnitte sind ungleich mehr Informationen erhalten, als für ältere. 

Deshalb kann man das Mesozoikum, besonders aber das Känozoikum genauer unterteilen. In 

Lateinamerika sind Gesteine fast jeden Zeitalters finden. 

2



Erathem 

(Ära) 

K ä n o z o i k u m 

M e s o z o i k u m 

P a l ä o z o i k u m 

System (Periode) 

Quartär 

Neogen 

Tertiär 

Paläogen 

Kreide 

Jura 

Trias 

Perm 

Jung- 

Karbon 

Devon 

Silur 

Alt- 

Ordovizium 

Kambrium 

Serie (Epoche) 

Holozän 0,01 

Pleistozän 1,8 

Pliozän 

Miozän 24 

Oligozän 

Eozän 

Paleozän 65 

Jung 

Alt 144 

Malm (Upper-) 

Dogger (Middle-) 

Lias (Lower-) 206 

Jung- (Upper-) 

Mittel- (Middle-) 

Alt- (Lower-) 248 

Zechstein (Upper-) 

Rotliegendes (Lower-) 290 

Upper- 

Lower 

Stephan 

Westphal 

Namur 325 

Visé 

Tournai 354 




Přidolí 

Ludlow 

Wenlock 

Llandovery 443 

Ashgill 

Caradoc 

Llandeilo-Llanvirn 

Areig 

Tremadoc 495 




Alter in 

Mio. 

Jahren 

Eine besondere Schwierigkeit ist es oft, die großen Zeiträume der Erdgeschichte zu 

begreifen. Ein folgende Abbildung soll die Relation der Dauer widerspiegeln: 

3



Känozoikum 

Hadaikum 

Mesozoikum 

Paläozoikum 

Proterozoikum 

Archaikum 

1.1.1.1 Präkambrium 

Präkambrische Gesteine bauen heute die Kernzonen der Kontinente auf. Die Teile, die seit 

Ende des Präkambriums nicht mehr in gebirgsbildende Prozesse miteinbezogen wurden, 

nennt man Kratone, die in Schilde und Tafeln untergliedert werden. 

An Schilden treten präkambrische Gesteine an die Erdoberfläche und sind nicht von jüngeren 

Gesteinen bedeckt.. 

Um Tafeln handelt es sich, wenn das die alten Gesteine von jüngeren Sedimenten überlagert 

werden. 

Im Detail gibt es für das Präkambrium keine verbindliche stratigraphische Einteilung, die 

Begriffe Achaikum und Proterozoikum sind aber festgelegt. 

Zur Zeit des Präkambriums bildeten Südamerika, Afrika, Indien, Australien und die 

Ostantarktis eine einheitliche Landmasse, den sogenannten Kontinent „Gondwana“, der sich 

erst in der Kreide endgültig in die einzelnen Kontinentteile auflöste. Auch die übrigen 

Kontinente lagen zu dieser Zeit eng zusammen, womit es einen Superkontinent gab. Es gibt 

auch Hinweise auf erste plattentektonische Vorgänge und somit auch auf erste 

Gebirgsbildungsphasen. 

Präkambrische Gesteine sind aber auch z.B. in den Anden zu finden. In diesem Fall wurden 

sie aber von jüngeren Gebirgsbildungen überprägt und umgestaltet. 

Etwa 600 Mio. Jahre vor heute, also im Neo-Proterozoikum, gab es bedeutende 

Vereisungsperioden, deren Ablagerungen in Südamerika, Afrika und Australien zu finden 

sind. 

1.1.1.1.1 Archaische und Proterozoische Vorkommen 

Archaische Gesteine treten in hochmetamorpher und schwachmetamorpher Struktur auf. 

Hochmetamorphe Gesteine nehmen etwa 90 % der archaischen Gesteine ein und bestehen 

vorwiegend aus granitischem Material. Die niedrigmetamorphen Gesteine werden aus 

basischen Vulkaniten, aber auch aus div. Sedimentgesteine zusammengesetzt. 

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Proterozoische Gesteine nehmen weitaus größere Areale ein als Archaische, zumal die 

Erdkruste damals eine Dicke erreicht hatte, bei der man von „modernen“ plattentektonischen 

Vorgängen ausgehen kann. Es konnten im jüngeren Präkambrium gebirgsbildende Phasen 

und saurerer Vulkanismus festgestellt, was ebenfalls auf eine höhere Krustendicke als 

während des Archaikums schließen lässt. 

1.1.1.1.2 Kontinentalanordnung Präkambrium 

Aus: Faupl, 2000 

1.1.1.2 Paläozoikum 

Das Paläozoikum kann in Alt- und Jungpaläozoikum gegliedert werden. 

Das Altpaläozoikum stand im Zeichen des Auseinanderdriftens von Teilkontinenten des 

Präkambrischen Superkontinents, während die Gondwana-Kontinente weiterhin eine Einheit 

bildeten. Genauere Informationen sind durch paläomagnetische, -biologische und – 

klimatologische Daten nicht erhalten. 

Das Jungpaläozoikum hingegen wird durch eine Reihe von Kontinent/Kontinent-Kollisionen 

bestimmt, die wieder zum Zusammenführen der meisten Kontinentmassen führten. 

In dieser Zeit kam es auf Gondwana zu einer Vereisungsphase ("permo-karbone "Eiszeit, so 

genannt, weil die Kaltzeit vom jüngeren Perm in das ältere Karbon andauerte). Das 

Eiszentrum lag im (heutigen) südlichen Afrika, der gesamte Eispanzer erstreckte sich aber bis 

in das Gebiet des heutigen Brasiliens. Dort lagerten Gletscher Material aus dem 

Vereisungszentrum in Form von Moränen ab. In diesem Material - heute sind es verfestigte 

Konglomerate - finden sich Diamanten aus den Liefergebieten Süd- und Südwestafrikas, die 

nicht nur der brasilianischen Stadt Diamantina den Namen gaben, sondern für den 

bergbaulichen Wohlstand des südostbrasilianischen Hinterlandes sorgten. Das Vorhandensein 

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erratischen (= vom Eis verfrachteten) Materials in Brasilien, dessen Liefergebiet aber in 

Südafrika liegt, war eine der Hauptbeweise für die Kontinentalverschiebungstheorie. 

1.1.1.2.1 Paläozoische Zeittafel 

Zeitalter 

Zeit in 

Mio J. 

Wichtigste Ereignisse 

Perm 

Karbon 

Devon 

Silur 

438-410 410-355 355-290 

290-250 

- Durch die weitere Annäherung vereinigt sich Laurussia und 

Gondwana zum neuen Superkontinent „Pangäa“, der umgebende Ozean 

wird „Panthalassa“ genannt. Im Osten Pangäas bildet sich ein breiter 

Meeresgolf, die Tethys, deren Reste noch im heutigen Mittelmeer zu 

erkennen sind. 

- Der Südpol lag an der Südspitze Afrikas und der Antarktis. 

- Mit gleichzeitiger Klimaverschlechterung entstand ein in allen 

Gondwana-Teilbereichen durch Tillite gut dokumentiertes Eisschild, 

das an der Wende Karbon/Perm ihren Höhepunkt erreichte 

- Ausbreitung der Eismassen hatte Auswirkungen auf niedere 

Breiten: Klimawandel von warmfeucht in arides Klima 

- In Sibirien extrudierten vor 250 Mio. J. riesige Massen an kontinentalen Plateau- 

Basalten (größten der Erde); Folge: Massenaussterben von Fauna und Flora 

- Kollisionstendenz setzt sich fort. Der sibirische und kasachische Kraton wird an 

Laurussia angegliedert, der Ural entsteht. 

- Die Konvergenz zwischen Laurussia und Gondwana setzt sich fort 

– Beginn der variszischen Orogenese 

- Ural-Ozean war hingegen noch offen 

- Laurussia und Gondwana näherten sich, es kam zwischen den 

Kontinentmassen zu Subduktionen und Kollosionen 

- Ausbildung von karbonatischen Sedimenten, Evaporiten, im 

Bereich Südgondwanas: karbonatarme Sedimentation 

- Kontinent/Kontinent Kollision des Nordamerikanischen und Osteuropäischen Kratons 

(„Kaledonische Gebirgsbildung“) unter Angliederung von Perigondwana-Terranes (Avalonia). 

- Südpol im Südlichen Afrika 

- Günstige Klimabedingungen: Besiedlung des Festlandes durch Pflanzen und Tiere 

Ordovizium 

510-438 

- Nördliches Afrika in Pollage; Fennosarmatia, Nordamerika 

Sibirien, Teile Gondwanas in Äquatornähe. 

- Ausbildung großer Ozeane (Rhea-Ozean trennte Nordkontinente 

von Gondwana) 

- Entwicklung eines ausgedehnten Eisschildes („Sahara-Eiszeit“), 

die aufgrund des Klimawechsels zu einem großen Faunenschnitt führte 

- Abspaltung einzelner „Terranes“ von Gondwana („Perigondwana- 

Terranes“), wie etwa das heutige Florida, die Appalachen, Avalonia 

(Neufundland, -schottland, Mittelengland, Spanien, Frankreich) 

Kambrium 

545-510 

- Großteil von Gondwana in äquatorialer Lage, beide Pole lagen im 

Meer 

- In vielen Teilen der Erde entstanden Evaporite 

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1.1.1.2.2 Kontinentalanordnung Ordovizium 

1.1.1.2.3 Kontinentalanordnung Perm 

1.1.1.3 Mesozoikum 

Das Mesozoikum war vor allem durch das einsetzende Auseinanderbrechen Pangäas 

gekennzeichnet. Das Klima war generell wärmer als heute, und es bildete sich eine 

entsprechende Fauna und Flora. In weiten Teilen der Erde lagerten sich ausgedehnte 

Sedimentsysteme ab, die heute weit verbreitet an der Oberfläche zu finden sind (z.B. 

Kalkalpen, kolumbianische Ostkordillere). 

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1.1.1.3.1 Mesozoische Zeittafel 

Zeitalter 

Kreide 

Jura 

Zeit in 

Mio.J. 

144-65 

206-144 


- Der Zerfall des Pangäa-Kontinentes setzt sich fort 

- Die klimatische Wärmeperiode des Mesozoikums setzt sich fort. Die 

Polbereiche waren Eisfrei und es herrschte Treibhausklima. Erst gegen Ende 

der Kreide gibt es vereinzelt Anzeichen einer Klimaverschlechterung 

- Nachdem sich der südliche Nordatlantik bis auf 4000 km ausgedehnt 

hat, weitet sich nun auch der Nordatlantik nach Norden aus. 

- Von Süden her öffnet sich der Südatlantik: erst bildet sich ein 

kontinentales Riftsystem, mit zunächst limnischen Ablagerungen, begleitet 

von der Eruption großer basaltischer Lava (Plateaubasalte des Paraná-Beckens 

und des Amazonasbeckens) 

- Zunächst war in der Unterkreide noch keine Verbindung zum 

Nordatlantik gegeben, erst etwa 95 Mio J. v.h. trennte sich Südamerika 

endgültig von Afrika 

- Der Pazifik verkleinert sich – zahlreiche ozeanische Platten werden subduziert – im Zuge dessen 

wurden im westlichen Nordamerika zahlreiche Terranes angegliedert. 

- In der westlichen Tethys setzten erste orogenetische Vorgänge ein. Es kommt zur Kollision 

zwischen den arabisch-afrikanischen, eurasiatischen und den dazwischenliegenden Kleinplatten. 

- Auch Indien trennt sich ca. 125 Mio. J. v.h. von den zerfallenden Ostgondwana-Landmassen – 

Australien löst sich ebenfalls von der Antarktis 

- Im Jura trennen sich Nordamerika und Afrika endgültig. Der Golf von 

Mexiko entsteht. Im tieferen Lias handelt es sich noch um einen schmalen 

Riftbereich, im höheren Lias herrschen bereits offene marine Bedingungen – 

der Atlantik entsteht. Aus dem höheren Dogger sind bereits Tiefseesedimente 

bekannt. Entlang der Schelfzonen der jungen Atlantiks bildeten sich mächtige 

Karbonatplattformen. 

- Das Klima war wärmer als heute und es herrschte Treibhausklima. 

Wegen des ariden Klimas in weiten Teilen der Kontinentalflächen kommt es 

zu großräumigen Evaporitablagerungen 

- An den Kontinentalrändern lagern sich Klastische Sedimente ab 

- Ebenfalls im Jura setzt der Zerfall der Gondwana-Landmassen in 

Westgondwana (Südamerika, Afrika) und Ostgondwana (Antarktis, 

Australien, Madagaskar, Vorderindien) ein, getrennt durch eine von der 

östlichen Tethys ausgehenden Meeresingression. Begleitet wird das 

auseinanderdriften infolge des Aufdringen basischer Magma. 

- Der Pazifik (ehem. Panthalassa) verliert weiterhin an Größe. 

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1.1.1.3.2 Kontinentalanordung Trias 

1.1.1.3.3 Kontinentalanordnung Unterkreide 

9



1.1.1.3.4 Kontinentalanordnung Oberkreide 

1.1.1.4 Känozoikum 

Im Känozoikum findet der Zerfall Pangäas sein vorläufiges Ende. Das Tertiär ist geprägt von 

mehreren Phasen der Gebirgsbildung, nicht nur in Europa (Alpen) und Asien (Himalaya), 

sondern auch in Mittel- und Zentralamerika (Kordilleren), in Südamerika (Anden) und auf 

einigen karibischen Inseln (insbesondere auf Hispañola und Jamaica). 

Der Beginn des Quartärs ist mit dem Einsetzen von Klimaschwankungen definiert, die bald 

zum Absinken der Durchschnittstemperaturen um 4-5 °C (im Vergleich zu heute) führten. In 

den hohen und gemäßigten Breiten (Patagonien) sowie in den Gipfelregionen der Anden 

bildeten sich mächtige Firnfelder und Gletscher. Auch in Mittel- und Südamerika haben also 

auch die Eiszeiten ihre Spuren hinterlassen. 

Dennoch: Weil die Anden während des Pleistozäns, also während der Eiszeiten, noch bei 

weitem nicht so weit herausgehoben waren wie heute, sie zudem nur zum geringeren Teil 

jenseits der Wendekreise, also in den mittleren und hohen Breiten, liegen, war der Einfluss 

der Vergletscherung bei weitem nicht so stark wie etwa in europäischen oder asiatischen 

Hochgebirgen. Ein Beleg dafür, dass Teile des kolumbianischen Hochlandes während des 

Pleistozäns noch zur "Tierra Caliente", also zum "heißen Land" und damit zum 

Grundstockwerk des Gebirges gehörten, ist die Sacerglotta, eine im Pleistozän vorkommende 

Tieflandpflanze, die sich heute als Versteinerung (Fossil) in 3000 m Meereshöhe befindet. 

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1.1.1.4.1 Känozoische Zeittafel 

Zeitalter 

Zeit 

Mio. 

Serie 


0,01 

Holozän 

- Klimaerwärmung, schrittweises Zurückweichen der 

pleistozänen Eismassen 

Quartär 

1,8 

Pleistozän 

- Fortsetzung der tektonischen Bewegungen der 

alpidischen Gebirgsbildung. Endgültige Heraushebung der 

Anden zum Hochgebirge. 

- Ausbreitung der pleistozänen Vergletscherung. Polkappen 

weite Teile der Gebirge bildeten ausgedehnte Inlandeisdecken 

bzw. Eisstromnetze 

5,3 

P l i o z ä n 

- Der seit dem Jura bestehende zirkumäquatoriale 

Meeresstrom wurde wegen der Schließung der Tethys und der 

Entwicklung des Isthmus von Panama (vor 3,5 Mio. J.) 

unterbrochen. Der Isthmus von Panama hat große Bedeutung für 

die Entwicklung der Meeres- und Landfauna. 

- Klima: Die Abkühlung setzt sich fort. Infolge der 

Schließung der Panamastraße wurde wegen der Beschleunigung 

des Golfstroms vermehrt feuchte Luft in den Norden verfrachtet. 

- Ab 2,5 Mio J. setzt die Vergletscherung des der Nordhemisphäre ein 

Tertiär 

23,8 

M i o z ä n 

- Klima: Es herrschte ein hoher Temperaturgradient 

zwischen niederen und hohen Breiten, der trop. Regenwaldgürtel 

wurde eingeengt, der antarktische Eisschild dürfte bereits 

existiert haben. 

- Höhepunkt der alpidischen Gebirgsbildung 

- Schließungsvorgang der Tethys durch die Annäherung der afrikanische und 

eurasischen Platten setzt sich fort. 

- Das Rote Meer entsteht – die arabische Halbinsel löst sich von Afrika und 

driftet gegen die iranische Platte, die Zagrosketten entstehen. 

- Das ostafrikanische Grabensystem entsteht 

- Auffaltung des Himalayagebirges 

33,7 

O l i g o z ä n 

- Klima: An der Wende Eozän/Oligozän ereignete sich ein 

dramatischer Klimawechsel, wahrscheinlich hervorgerufen durch 

Packeisbildung um die Antarktis und durch die Öffnung der 

Drake-Passage 

- Die Antarktis trennt sich komplett ab und befindet sich 

nun permanent in Pollage De Entstehung der Drake-Passage 

zwischen Südamerika und der westantarkischen Halbinsel ist 

vollzogen. Es entsteht eine zirkumantarktische Meeresströmung 

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1.1.1.4.2 Kontinentalanordung Miozän 

1.1.1.4.3 Quartär 

Der Beginn des Quartärs, dem erdgeschichtlich jüngsten Abschnitt, ist durch das Einsetzten 

von Klimaschwankungen charakterisiert. Aufgrund der Kürze des Zeitalters ist eine 

Biostratigraphische Einteilung nicht möglich. Durch die zahlreichen Klimaschwankungen 

wird das Quartär entsprechend dem Wechsel von Kaltzeiten (Glazialen) und Warmzeiten 

(Interglazialen) untergliedert. Besonders gut über die Abfolge von Kalt- und Warmzeiten 

gibt uns die Sauerstoff-Isotopenverteilung in marinen Sedimenten Auskunft. So konnten 

innerhalb der letzten Million Jahre ein 30-facher Wechsel von kalten und warmen Perioden 

festgestellt werden, wobei nicht jede Periode bereits eine Eiszeit darstellt. 

Die gegenwärtige Eisbedeckung der Erde beträgt etwa 10% (15 Mio km²). Während der 

pleistozänen Kaltzeiten vergrößerte sich diese Fläche auf das dreifache. In den niedrigen 

Breiten äußerten sich diese Zeiten als Trockenphasen (Interpluviale). Wärmere Perioden 

nennt man Pluviale (feuchtere Perioden). 

Kennzeichnend sind ebenso glazio-eustatische Meeresspiegelschwankungen. Während der 

Kaltzeiten sank der Meeresspiegel, da ein grossteil des Wassers der Erde als Eis gebunden 

war – ein Großteil der Kontinentalschelfgebiete fiel trocken. Für die Entstehung der 

Vereisungsphasen gibt es verschiedene Theorien. 

1.2 Aufbau der Erde 

Die ursprüngliche Erdoberfläche muss vor etwa 4,6 Mrd. Jahren aus gasförmiger und 

flüssiger Materie erstarrt sein. Es begann die geologische Entwicklung. 

Die Erde wird aus der Kruste, dem Mantel und dem Erdkern aufgebaut. 

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Durch geophysikalische Untersuchungsmethoden, etwa durch seismische Messungen, lassen 

sich die Tiefen der Grenzflächen der Erdschalen, sogenannte Diskontinuitäten, bestimmen. 

Man kann dabei zwischen der Erdkruste, dem Erdmantel und dem Erdkern unterscheiden. 

Tiefe 

(km) 

0 

Gliederung 

des 

Erdinneren 

Obere 

Kruste 

Stoffliche 

Zusammensetzung 

Sedimente, 

Granitoide, 

Gneise, 

Silikatgesteine 

Seismische 

Geschwindigkeit der 

Longitudinalwellen 

[km/s] 

6 

15 CONRAD-Diskontinuität 

30-70 

Untere 

Kruste 

Gabbroide, dunkle 

Silikatgesteine 

4 

6,5 

7,5 

Zustand 

der 

Materie 

Fest 

Fest 

Druck 

[kbar] 

0 

9 

Physikalische 

Eigenschaften 

Temperatur 

[°C] 

25 

600 

Dichte 

[g/cm³] 

2,65 

2,75 

15 1000 3,33 

90 MOHOROVIČIĆ-Diskontinuität 

100 8,1 

Peridotit, 

Fest 

ultrabasische 

Oberer Gesteine 

300 Erdmantel 

7,7 Fließfähig 400 2000 4,6 

Druckoxide 9,0 

700 

Fest 

Unterer 

11,4 

Hochdruckoxide 

1000 Erdmantel 

13,7 

2900 WIECHERT-GUTENBERG-Diskontinuität 

5120 

6371 

Äußerer 

Erdkern 

Innerer 

Erdkern 

Metallisch, liquid 

Metallisch, fest 

1300 3000 5,6 

8,1 

Flüssig 

10,0 

3100 11,5 

LEHMANN-Diskontinuität 

11,2 

fest 3500 5000 15,0 

11,3 

Eine weitere Unterteilung nach ihren physikalischen Eigenschaften wird für Erdkruste und 

Erdmantel getroffen: 

Die Lithosphäre umfasst die Erdkruste und den obersten Erdmantel bis in eine Tiefe von 

etwa 100 m. Sie besteht aus spröden Platten mit unterschiedlicher 

Gesteinszusammensetzung. Man unterscheidet dabei zwischen ozeanischen 

Lithosphärenplatten, mit einer Mächtigkeit von etwa 70 – 80 km, und den kontinentalen 

Lithosphärenplatten, mit einer Mächtigkeit von etwa 100 – 120 km. 

Die Asthenosphäre, aufgebaut aus zähflüssigem Material unterlagert die Lithosphäre. 

Seismische Wellen werden hier stark eingebremst und gilt als Gleitzone der Platten der 

Lithosphäre. 

Über dem Erdkern liegt die Mesosphäre, die bis in eine Tiefe von 700 km reicht. 

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1.2.1 Tektonische Bewegungen 

Tektonik ist die Lehre von den Kräften des Erdinneren. Lange Zeit konnten nur die durch 

solche Kräfte ausgelösten Prozesse analysiert werden. Man unterschied folgerichtig Vorgänge 

des Zerbrechens (auch als "germanotype Tektonik" bezeichnet) oder des Verbiegens und 

Faltens ("alpinotype Tektonik") bzw. Prozesse, die durch magmatische Bewegungen 

(vulkanische Tektonik) oder Verformungen zähplastischen Substrats (Salz- und Eistektonik) 

hervorgerufen wurden. Alle Ereignisse, die zu Erschütterungen der Erdoberfläche führen, 

werden seismische Prozesse genannt und von der Seismik untersucht. Seismische Vorgänge 

können aber auch durch den Menschen hervorgerufen werden, sind dann also nicht wirklich 

tektonischen Ursprungs. 

Nach den Erkenntnissen der Kontinentalverschiebungstheorie Alfred Wegeners und der auf 

dieser Grundlage 50 Jahre später entstandenen Lehre von der Plattentektonik haben wir heute 

ein komplexeres Bild der Ursachen tektonischer Vorgängen. Demnach wissen wir nun, das 

die Gesteinshülle der Erde (die sog. Lithosphäre) kein homogener, starrer Körper ist. Sie 

besteht im Gegenteil aus verschiedenen, teils ozeanischen, teils kontinentalen Platten 

unterschiedlicher Mächtigkeit und verschiedener spezifischer Gewichte, die sich in allen 

möglichen Richtungen aufeinander zu oder voneinander weg, oder auch einfach nur 

aneinander vorbei bewegen. Die durch die Bewegung der Platten bzw. die an ihren Grenzen 

stattfindenden Prozesse werden Plattentektonik genannt. 

Im Lateinamerikanischen Raum sind eine Vielzahl von Platten am Aufbau der Kruste 

beteiligt. Neben der großen Südamerikanischen Kontinentalplatte sind dies die ozeanischen 

Nazca- und Cocos-Platten, sowie die Karibische Platte. 

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1.2.1.1 Tektogenetische Prozesse 

Tektogenetische Bewegungen bewirken durch seitliche Einengung Faltungen und 

Überschiebungen, andererseits durch seitliche Ausdehung, bzw, vertikalem Versatz 

Klüftungen, Verwerfungen und Grabenbildungen.Von grundlegender Bedeutung für das 

heutige Verständnis der tektonischen Aktivität der Erde war die Entwicklung der Theorie der 

Plattentektonik. 

Im Sinne der Tektonik als morphogenetisch bezeichnete Bewegungen verändern die Gestalt 

der Kruste entscheidend durch vertikale Verstellungen und sind Grundlage für die 

Heraushebung der Hochgebirge, der sog. Orogenese. Nur durch diese Art tektonischer 

Bewegungen steigen die von tektogenetischen Bewegungen deformierten Gesteine zu 

morphologisch sichtbaren Gebirgen auf. Sie werden im Allgemeinen von tekonischen 

Brüchen seitlich begrenzt. 

Die vertikale Verstellung kann bis über 20 mm im Jahr betragen. Bereiche mit steilem, 

jungem Relief, wie z. B. der gesamte andine Bereich, gehören zu morphogenetisch sehr 

aktiven Zonen und sind durch Erdbeben und Vulkanismus gekennzeichnet. 

Epirogenetische Prozesse sind weitgespannte vertikale Krustenbewegungen, durch die das 

innere Gesteinsgefüge nicht verändert wird, im Gegensatz zu den beiden anderen 

Grundprozessen der tektonischen Bewegung. Es handelt sich um umkehrbare, oft isostatische 

Ausgleichsbewegungen, die nicht zuletzt die Verteilung von Land und Meer 

beeinflussen.(Unter "Isostasie" wird die Tendenz der Erde zum Gewichtausgleich verstanden. 

Abtragungen, aber z.B. auch das Abschmelzen von Gletschern, verändern das Gewicht der im 

Unterschied zum Erdmantel leichteren Erdkruste. Wird diese also noch leichter, wird sie 

gehoben und somit der Erdmantel unter der Erdkruste mächtiger.) 

Absinkende Gebiete unterliegen einer Transgression des Meeres, d.h. Meeresufer werden 

überflutet. 

Gehobene Bereiche rufen eine Meeresregression (Rückzug) hervor, Teile des Schelfes 

tauchen auf. 

So überführen epirogenetische Bewegungen Abtragungsbreiche in weite 

Sedimentationsbecken und umgekehrt. 

Die weitgespannten Verbiegungen von Tafelbereichen, durch Epirogenese hervorgerufen, 

lassen die Entstehung von großen Gewölben (Anteklisen) und Becken (Syneklisen) zu. 

1.2.1.2 Erdbeben 

Erdbeben gehören zu den Naturereignissen, die mit katastrophalen Folgen für den Menschen 

verbunden sind. Obwohl man über die Entstehung von Erdbeben gute Kenntnisse hat, sind 

Ort und Zeitpunkt eines Ereignisses, trotz modernster Methoden, sehr schwer vorher zu 

sehen. 

Als Ursachen sind vor allem endogene (der Erde innenbürtige) Vorgänge zu beobachten, wie 

plattentektonische Vorgänge (Verschiebungen von Teilen der Erdkruste) und Vulkanismus. 

Die Folgen von der Erdbebenschwingungen sind Krustenverschiebungen, Hebungen und 

Senkungen, Spalten und Risse im Boden, Vulkanausbrüche, Bergstürze, Rutschungen oder 

Zerstörungen von Siedlungen. In Lateinamerika wird ein schweres Erdbeben "terremoto" 

genannt, seismische Erschütterungen dagegen "temblor". Untermeerische Seebeben und 

Vulkanausbrüche lösen "Tsunamis", das sind sog. seismische Wogen mit verheerenden 

Flutwellen, aus, die in Küstenregionen schwere Verwüstungen anrichten können. 

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1.2.1.2.1 Aufzeichnung von Erdbeben 

In etwa 90% aller Erdbeben handelt es sich um tektonische Beben. Diese beruhen auf 

Spannungen zwischen zwei aneinander entlanggleitenden Bruchflächen. Bei sprödem 

Materialverhalten, was im Falle der Erdkruste in der Regel der Fall ist, muss die bei der 

Bruchausbildung freiwerdende potentielle Energie größer sein, als es für eine Bruchbildung 

notwendig wäre. Dieser Überschuss führt zur beschleunigten Bruchausbreitung und zur 

Entsendung seismischer Wellen. 

Weitere Ursachen können Auswirkungen und Folge von Vulkanausbrüchen sein (7% aller 

Beben) oder aber auch Einsturzbeben (lokale Bedeutung, wie etwa der Einsturz von Höhlen 

oder Hohlräumen im Untergrund). 

Man kann drei verschiedene Arten von seismischen Wellen unterscheiden: 

• Longitudinal- oder Kompressionswellen bringen Teilchen parallel zur 

Ausbreitungsrichtung der Wellen zum Schwingen. Diese Wellen breiten sich daher schnell 

aus 

• Transversal- oder Scherwellen bringen Teilchen senkrecht zur Ausbreitungsrichtung der 

Wellen zum Schwingen und sind etwa um die Hälfte langsamer als Longitudinalwellen. 

• Oberflächenwellen, die sich an der Erdoberfläche ausbreiten sind am langsamsten. 

In dieser Reihenfolge treffen die genannten Wellen auch bei einem seismologischen 

Observatorium ein. Da die Gesteine die Wellen unterschiedlich schnell weiterleiten, gibt die 

Ausbreitungsgeschwindigkeit Aufschluss über den Bau des Erdinneren, aber auch über die 

Ursache von Beben. 

Die Stärke von Erdbeben wird aus der spektralen Amplitudendichte der registrierten Wellen 

berechnet. Das Stärkemaß ist das seismische Moment M (Magnitude), das aus dem 

maximalen Ausschlag der eines Seismographen hervorgeht. Durch Werte mehrerer 

Messstationen lässt sich das Epizentrum, also das Erdbebenzentrum, ermitteln. Dieses liegt 

direkt über dem Hyperzentrum, dem eigentlichen Erdbebenherd im Erdinneren. 

Die im Epizentrum nachgewiesene Magnitude wird nach der nach oben offenen, 

logarithmisch aufgebauten C.-F. Richter Skala erfasst. 

Eine weitere Möglichkeit ist der Erfassung der Stärke der Erdbeben ist das Wirken auf die 

menschliche Wahrnehmung und beruht auf einer Intensitätsskala, die von A. Mercalli 

entworfen wurde. 

Alle stärkeren Erdbeben werden von schwächeren Vorbeben eingeleitet, wobei der zeitliche 

Abstand zum Hauptbeben so knapp ist, dass eine rechtzeitige Warnung derzeit noch nicht 

möglich ist. In weiterer Folge kommt es häufig zu umfangreichen Nachbeben, deren 

Intensität noch sehr hoch ausfallen kann. Sie stellen wichtige Informationsquellen zur 

Erdbebenforschung dar. 

1.2.1.3 Vulkanismus 

Unter Vulkanismus versteht man alle Vorgänge und Erscheinungen, die mit der Förderung 

von glutflüssigem Gestein (Magma) zur Erdoberfläche in Zusammenhang stehen. Die 

Austrittsstelle von festen, flüssigen, oder gasförmigen Förderprodukten nennt man Vulkan. 

Auf der Erde gibt es etwa 550 Vulkane, die in historischer Zeit und bis heute tätig waren oder 

sind, von denen ein beträchtlicher Teil in Lateinamerika zu finden ist. Vulkanausbrüche 

können sehr unterschiedlich ablaufen. Das Magma kann ganz ruhig oder aber mit einer 

gewaltigen Explosion ausfließen und der Ausbruch mit verheerenden Auswirkungen 

16



verbunden sein. Die Gründe hierfür liegen in der Struktur der Erdkruste und der chemischen 

Beschaffenheit der Schmelze. 

Der vulkanische Formenschatz lässt sich nach verschiedenen geologischen und 

geomorphologischen Gesichtspunkten untergliedern. 

- nach Beschaffenheit der Schmelze: Gesteine saurer (kieselsäurereicher) 

Förderprodukte nennt man Rhyolite, Gesteine basischer Schmelzen, die häufiger sind, 

Basalte. Dazwischen (intermediär) liegt etwa der Andesit und der Trachyt. 

- nach der Form des Lavaförderkanals: bei Linearvulkanen benützt das Magma eine 

tiefreichende Spalte, oder eine Spaltenzone zum Aufstieg. 

- nach der Zahl der Ausbrüche 

- nach der Form und dem Aufbau der Vulkanberge 

- nach der Art der Förderprodukte 

- nach dem Ausbruchsmechanismus 

- nach der Form der Vulkanberge 

- nach der Art der Förderprodukte 

- nach dem Ausbruchsmechanismus 

17



1.2.1.4 Die Plattentektonische Hypothese 

1912 von dem Geophysiker Alfred Wegner entwickelt fand die Kontinentaldrifttheorie in den 

1960er Jahren durch neue geophysikalische Methoden späte Anerkennung und Bestätigung. 

Man erkannte das geologisch junge Alter der heutigen Ozeanböden (nur mehrere 100 

Millionen Jahre). Seismische, gravimetrische und magnetotellurische Untersuchungen und 

geotektonische Beobachtungen ergaben, dass sich die Erde aus sechs bis neun Großplatten 

aufbaut, die als mehr oder weniger lose aneinander gefügte Kugelkalotten die Asthenosphäre 

(des Erdmantels) überlagern. Durch Konvektionsströme in der Asthenosphäre werden die 

Lithosphärenplatten angetrieben. Plattengrenzen verhalten sich entweder passiv, d.h. ohne 

nennenswerte Verschiebungen, oder sie erfahren einen vertikalen Verschub, oder schieben 

sich gegeneinander. Ozeanische Rifte fungieren als konstruktive Plattengrenzen. Entlang der 

Spaltenausbrüche der Riftzonen werden über aufsteigenden Konvektionsströmen ständig neue 

18



ozeanische Krustenteile gebildet. Den Vorgang der Krustenspaltung wird international als 

"sea floor spreading" bezeichnet. Vereinfacht kann man sich das ähnlich vorstellen wie die 

Bewegung von siedendem Wasser in einem Kochtopf: die dabei aufsteigenden Luftblasen 

steigen senkrecht auf und bewegen an der Oberfläche zum Topfrand hin. 

In ganz ähnlicher Weise wandert die bei dem Vorgang der Ozeanspreizung entstandene 

ozeanische Kruste von den ozeanischen Riften weg auf die Kontinentalränder (vergleichbar 

dem Topfrand) zu. Zur weiteren Erklärung versagt das Bild des Topfes, da die 

Kontinentalschollen keinen tiefen Rand darstellen. In Wahrheit "schwimmen" sie nur auf dem 

schwereren Material des Erdmantels, aus dem auch die ozeanischen Platten aufgebaut sind. 

Das aus den mittelozeanischen Rücken stammende und zu den Kontinenten transportierte 

Material wird - da es schwerer ist - unter die (leichteren) Kontinentalschollen geschoben. 

Diesen Vorgang, der von Erdbeben begleitet wird, nennt man Subduktion. Beim Absinken 

schmilzt die ohnehin bereits zähplastische ozeanische Kruste zum Großteil auf und wird zu 

Magma. Vermischt mit kontinentalem Material steigt sie in den Kordilleren und Inselbögen 

als Schmelze wieder auf und bildet -bei langsamer Abkühlung in den benachbarten Gesteinen 

- die riesigen plutonischen Batholithe oder - bei raschem Aufstieg - die Vulkanketten der 

Anden oder die vulkanischen Inseln der Karibik. 

Die Subduktionsraten können sehr unterschiedlich sein, da sie u.a. von der wechselnden 

Plattengeschwindigkeit und der Neigung des Kontinentalrandes abhängig sind. Sie betragen 

im Bereich der kleinen Antillen 1,5 cm/Jahr, im peruanisch-chilenischen Küstengebiet 

dagegen über 10 cm/Jahr. Auch der Abtauchwinkel der ozeanischen Platte kann stark 

variieren (zwischen 30° und 90°). Die Erforschung der Erdbeben trug viel zum Verständnis 

der Vorgänge im Erdinneren bei. So erkannte man, dass Erdbebenhypozentren den Verlauf 

der Subduktion wiedergeben. Den Bereich der Erdbebenhypozentren in Subduktionszentren 

nennt man Benioffzonen. Sie sind in der Regel in einer Tiefe von 30 km bis zu 700 km zu 

19



finden. Der Erdbeben werden durch Aufbau und Auflösung von Spannungen der 

abtauchenden, kühleren Platte, bzw. durch den Widerstand des Erdmantelamterials gegenüber 

der abtauchenden Bewegung der Platte ausgelöst. 

Bei der Kollision kontinentaler Krustenteile liegt die Benioff-Zone maximal in 40 km Tiefe. 

Werden leichte kontinentale Krustenteile subduziert, wird der Auftrieb verstärkt, und es 

kommt zur Heraushebung von Gebirgen (Orogenese). 

1.2.1.4.1 Plattenkollisionen 

Das Aufeinandertreffen von Platten bezeichnet man als Kollision. Man spricht von aktiven 

Kontinentalrändern (Bsp.: südamerikanische Westküste), im Gegensatz zu passiven 

Kontinentalrändern (Bsp.: südamerikanische Ostküste). Entsprechend dem Charakter der 

kollidierenden lithosphärischen Krustenteilen sind mehrere Kollisiontypen zu 

unterscheiden. Die wichtigsten Typen sind: 

• Ozean-Ozean-Kollision: Abtauchen einer ozeanischen Kruste unter einer ozeanischen 

Kruste (pazifische unter philippinische Platte) 

• Ozean-Kontinent-Kollision: Abtauchen einer ozeanischen Kruste unter eine kontinentale 

Kruste (Nazca-Platte unter aüdamerikanische Platte, führt zur andinen Gebirgsbildung) 

• Ozean-Inselbogen-Kollision: Abtauchen ozeanischer Kruste unter einer nicht einheitlichen 

kontinentalen Kruste (pazifische unter asiatische Platte) 

• Kontinent-Kontinent-Kollision: Zusammenstoßen von aktiven und passiven 

Kontinentalrändern. Hier kommt es weniger zur Subduktion einer Platte, sondern zur 

Aufschiebung und Verdoppelung der Lithosphäre. Das starke Ungleichgewicht wird durch 

eine verstärkte vertikale Heraushebung kompensiert (Auftreffen afrikanischer auf eurasische 

Platte führt zur Alpenbildung; Norddrift der indischen Platte gegen die asiatische Platte 

bewirkt die Morphogenese des Tien-Shan-Himalaya-Komplexes) 

1.2.2 Minerale und Gesteine 

Die Lithosphäre besteht aus - je nach Betrachtungsmaßstab aus Gesteinen und Mineralen. 

Minerale sind natürliche chemische Verbindungen mit kristalliner Struktur. Über 2000 

Mineralien sind bekannt, etwa 50 davon sind für die Gesteinsbildung relevant. 

Gesteine sind natürliche Gemenge von Mineralen. Sie kommen in unterschiedlichen 

Ausprägungen vor, je nachdem ob... 

- die Minerale aus einer magmatischen Schmelze auskristallisieren (magmatische 

Gesteine),.... 

- sie durch Druck und Temperatur aus vorhandenen Gesteinen umgewandelt werden 

(metamorphe Gesteine),... 

- aus wässriger Lösung ausfielen (chemische Sedimentgesteine),... 

- Mineral- und Gesteinsbruchstücke angehäuft werden (klastische Sedimentgesteine), 

oder... 

- durch die Ansammlung tierischer und pflanzlicher Reste (biogene Sedimentgesteine). 

Minerale 

Minerale unterscheiden sich durch ihre chemische Zusammensetzung, ihre Kristallformen und 

durch einige physikalische Eigenschaften, wie Härte, Farbe, Bruch, Spaltbarkeit, Strich oder 

Glanz. 

20



Die Eigenschaften ergeben sich aus der räumlichen Anordnung von Ionen und Atomen und 

erhalten ihre Gestalt durch die Kombination von Flächen, Kanten und Winkeln im Kristallund 

Raumgitter. 

Die wichtigste Mineralgruppe sind die Silikate, dies sind Verbindungen aus dem chemischen 

Elementen Silikat und Sauerstoff, sowie diversen anderen Stoffen. Sie kommen in den 

meisten Gesteinsbildenden Mineralen vor. 

Mineralgruppe Mineral Farbe 

Chemische 


Härte 

Quarz Quarz farblos, weiß SiO 2 7 

Feldspat 

Orthoklas 

Sanidin 

Mikrolin 

Perthit 

Plagioklas 

Albit 

Anothit 

rötlich, 

gelblich, weiß K[AlSi 3 O 9 ] 6 

weiss, 

grünlich Na[AlSi 3 O 8 ] 

Ca[Al 2 Si 2 O 8 ] 

Feldspatvertret Nephelin farblos, weiss Na[AlSiO 4 ] 

er (Foide) Leucit weiss, grau K[AlSi 2 O 6 ] 

6 

5,5-6 

Chemische 

Charakterisierung 

Leukokrate 

Minerale 

(Aluminiumsilikati 

sche Minerale) 

- SiO 2 -Reich 

- Sauer 

- Hell 

Glimmer 

Muskovit 

Serizit 

Biotit 

Augit 

farblos, 

silbrig, weiß KAl 2 [(OH) 2 /AlSi 3 O 10 ] 

silbrig, weiß, 

hellgrün KAl2[(OH) 2 , F/AlSi 3 O 10 ] 

2-2,5 

schwarz, 

dunkelbraun K(Mg, Fe) 2 [(OH) 2 /AlSi 3 O 10 ] 2,5-3 

schwarz, 

grünlichschwarz 

schwarz, 

grünlichschwarz 

(Ca, Mg, Fe) 2 [Si, Al) 2 O 6 ] 5-6 

Ca 2 (Mg, 

Fe) 5 [(OH) 2 (Si, 

Hornblende 

Al) 2 (Si 6 O 22 )] 

5-6 

Olivin flaschengrün (Mg, Fe) 2 [SiO 4 ] 6,5-7 

Melanokrate 

Minerale 

(Magnesium- 

Eisen-Silikatische 

Minerale) 

SiO 2 -Arm, 

Basisch, dunkel 

Für Sedimentgesteine von großer Bedeutung sind Tonminerale. Diese setzten sich in ihrer 

kristallinen Struktur aus Schichtgittern zusammen, die zwischen den Schichten eine nur sehr 

geringe molekulare Bindung vorweisen. Dadurch erhalten die Minerale einerseits 

Blättchenform und werden in weiterer Folge auch durch ihre Quellfähigkeit charakterisiert. 

1.2.2.1 Magmatische Gesteine 

Magmen sind glutheiße, dem Erdinneren entstammende silikatische Schmelzen, die neben 

Verbindungen mit hohem Schmelzpunkt auch Dämpfe und Gase enthalten. 

Magmatite entstammen einer sich abkühlenden Schmelze, entweder dem unterirdisch 

erstarrendem Magma, oder dem an der Erdoberfläche erstarrendem Lava. 

In den Tiefen der Erdkruste und des oberen Erdmantels bilden sich demnach entweder 

Tiefengesteine oder Plutonite, oder an der Erdoberfläche Ergussgesteine oder Vulkanite. 

21



Weite Teile Lateinamerikas werden von Plutoniten und Vulkaniten bestimmt. Die Anden 

etwa sind berühmt für die unzähligen Vulkankegel, im Osten Südamerikas, in Patagonien und 

in einigen anderen Gebieten findet man großflächige Basaltdecken. Die Schilde, aber auch 

Teile der Kordilleren werden durch Tiefengesteine (Plutonite) aufgebaut. 

In plutonischen Räumen hält der Aussendruck des Herddaches (also des an 

der Oberfläche anstehenden Gesteins) dem Druck des aufdringenden 

magmatischen Körpers stand. Plutonite entstehen also weit unterhalb der 

Erdoberfläche bei der langsamen Abkühlung und Erstarrung des Magmas. 

Wegen der guten Wärmeisolierung im Erdinneren dauert die Abkühlung des 

Magmas lange an, sodass die Kristalle viel Zeit haben, auszukristallisieren. 

Das Leitgestein von Plutonen ist der Granit, mit dessen Namen die Körnigkeit 

der kristallinen Bestandteile ausgedrückt wird (lat. granus = Korn). Solche 

vollkristallinen Gesteine nennt man auch grobkristallin oder phaneritisch. 

Die Kristalle sind dabei mit bloßem Auge sichtbar. 

Beim Vulkanismus übersteigt die maximale Dampfspannung den 

Aussendruck, und es kommt zum raschen Materialaufstieg und zur Eruption. 

Sie erstarren an der Erdoberfläche rascher. Im Kontakt mit der kühlen Luft 

haben die Kristalle wenig Zeit, um sich auszubilden. Eruptive Gesteine sind 

daher feinkristallin, oder aphanitisch. Kristalle sind - wenn überhaupt - nur 

mit der Lupe zu erkennen. So entstandene Gesteine nennt man Vulkanite. 

Ist die Abkühlungsgeschwindigkeit noch höher (etwa bei Abkühlung in 

Wasser), können sich nur schwer Kristalle ausbilden, und es entsteht 

amorphes Glas. Das bekannteste vulkanische Glas ist der Obsidian. 

22



1.2.2.1.1 Bestandteile des Magmas 

Die Magmen selbst bestehen aus 

- leichtflüchtigen Stoffen, die im Laufe der Abkühlung entweichen, oder 

- schwerflüchtigen Stoffen, die schließlich erstarren, 

sowie aus 

- Hauptgemengteilen, mehrheitlich bestehend aus den Mineralen Quarz, Feldspat und 

Glimmer, und aus den 

- Nebengemengteilen (z.B. Zirkon, Apatit, Magnetit, etc.), die gegenüber den 

Hauptgemengteilen stark zurücktreten. 

Die schwerflüchtige Fraktion besteht hauptsächlich aus SiO 2 und weiters, mit 

abnehmender Bedeutung, den Oxiden des Al, Fe, Ca, Mg, Na und K, deren Auftreten 

mengenmäßig bereits relativ gering ist, da der SiO 2 -Gehalt zwischen 50 und 75% liegt. Im 

Gegensatz zu den Sedimenten bleiben Magmatite mineralogisch in einem gesetzmäßig 

engen Rahmen. 

Der leichtflüchtige Anteil besteht hauptsächlich aus H 2 O, CO 2 , HCl, HF, H 2 S, u.a. Ihre 

Gesamtmenge im Magma beträgt zwar nur wenige Gewichtsprozent, sie haben aber großen 

Einfluss auf den Erstarrungspunkt des Magmas. 

1.2.2.1.2 Abkühlung des Magmas 

Sowohl beim Plutonismus, als auch beim Vulkanismus gibt es typische Abkühlungsstadien: 

Temperatur Plutonismus Vulkanismus 

>1000°C 

Flüssiges Magma 

Abnehmende 

Temperatur 

Ausscheidung 

nichtsilikatischer 

Gemengteile 

Ersterstarrung 

Ausscheidung der 

Hauptmenge der 

Silikate; 

Kontaktmetamorphose 

Haupterstarrung 

Liquidmagmatisches 

Stadium 

Eruptionsstadium 

Steigender Gasdruck in 

der Restschmelze 

Ca 600°- 

700°C 

Maximum der 

Dampfspannung 

Resterstarrung 

Pegmatitisches 

Stadium 

Dampflösungen 

durchströmen das 

Gestein 

Pneumatolyse 

Pneumatolytisches 

Stadium 

Fumarolenstadium 

400°C 

200°C 

Dampfspannung sinkt; 

wässrige Restlösung 

Hydrothermales 

Stadium 

Solfatarenstadium 

23



In der Regel gilt folgende mineralogische Ausscheidungsfolge: 

1. Nebengemengteile 

2. Mafische Silikate (Olivin – Pyroxen – Amphibol – Biotit) 

3. Salische Silikate, erst die Kalkreichen, dann die natronreichen Plagiklase und 

Orthoklase 

4. Quarz 

5. Restschmelze: Bei schon niedrigeren Temperaturen gibt es immer noch einen 

Bestandteil, der sich nicht auskristallisieren konnte. Es handelt sich um saure 

Restschmelzen, sogenannte Pegmatite, die zu den bedeutendsten Mineralfundstätten 

gehören, da sich in der Restschmelze auch seltene Elemente anreichern. 

Die ersten Ausscheidungen können ihre Kristallform ungehindert ausbilden, sie entwickeln 

sich zu indiomorpher (eigengestaltig) Gestalt. Die später ausfallenden Gesteine gehen aus 

Umbildungen der älteren hervor, umhüllen sie, oder füllen als xenomorphe 

(fremdgestaltige) Körper die Lücken aus. 

1.2.2.1.3 Einteilung der Magmatite 

Magmatische Gesteine kann man auf verschiedene Art und Weise einteilen. Vereinfacht 

kann man sagen, dass am Aufbau der Erdkruste vor allem zwei Gruppen von Magmatiten 

beteiligt sind: 

1. Der Basalt stellt über 90% aller Vulkanite und tritt sowohl auf ozeanischen und 

kontinentalen Flächen in gleicher Beschaffenheit auf. Man nimmt an, dass der Basalt aus 

der Aufschmelzung des oberen Mantels hervorgeh 

2. Der Granit bildet die Mehrzahl aller Plutonite. Er ist weitgehend auf die Festländer 

beschränkt. Sie intruieren in bestehende Gesteinskörper während tektonisch unruhiger 

Perioden, z.B. in Gebirgsbildungsphasen. Der Granit entstammt dem Sockel der 

Kontinentalschollen. 

1.2.2.1.3.1 Mehr zu Magmatite 

Die wichtigsten magmatischen Gesteine und ihre Eigenschaften: 

Farbe Sauer – hell Basisch - dunkel 

SiO 2 -Gehalt >70% 60% 55%



Tephra 

(pyroklastisch) 

Locker: Asche, Lapilli, Bomben 

Verfestigt: Tuff, Schweißschlacken 

Nach der stofflichen Zusammensetzung lassen sich die Magmatite in weitere zwei 

Gruppen unterteilen, wobei sowohl „Granitoide“, als auch Basalte in beiden Einheiten 

vorkommen. 

Es wird je nach Verhältnis von Kalzium zu Natrium und Kalium [Ca:(Na+K)] 

zwischen der 

- Kalkalkali-Reihe und der 

- Alkali-Reihe unterschieden. 

Eine weitere Möglichkeit der Unterteilung hält sich am SiO 2 -Gehalt der Magmatite. 

SiO 2 -arme Gesteine sind basische Magmen, die aus farbigen, bzw. dunklen eisen- und 

magnesiumhältigen Mineralen zusammengesetzt werden. In der Fachsprache nennt man 

sie melanokrate Gesteine. 

SiO 2 -reiche Gesteine haben einen hohen Kieselsäuregehalt. Man spricht von 

leukokraten Gesteinen. SiO 2 -Überschuß wird als Quarz, reines SiO 2 , ausgeschieden. 

Saure Magmatite SiO 2 > 

65% 

hell 

Intermediäre 

Magmatite 

SiO 2 65 – 

52 % 

Basische Magmatite SiO 2 52 – 

45% 

Ultrabasische 

Magmatite 

SiO 2 < 45 

% 

dunkel 

Wie bereits erwähnt kann man nach der Stellung des Gesteinskörpers und seines 

Geologischen Alters unterscheiden: 

Demnach gibt es plutonische und vulkanische Gesteine. Hinzu kommen noch 

Ganggesteine, die eine vermittelnde Stellung einnehmen. Weitere 

Einteilungsmöglichkeiten sind Erstarrungsbedingungen und Gefügeausbildung 

A. Vulkanite (Extrusivgesteine); Förderprodukte der Vulkane: 

o Vulkanite: Lava 

o Vulkanische Lockerstoffe (Pyroklastika): 

! Tuffe: Vulkanische Aschen 

! Lapilli: größere Bestandteile vulkanischer Aschen 

! Wurfschlacken: erstarren in der Luft 

! Bomben: große Lavabrocken 

25



! Bimssteine: sind an sehr viskose und stark explosive Magmen gebunden. Von der 

plötzlichen Druckentlastung entbundene Gase blähen das schnell erstarrende 

Lockermaterial auf. Hohe Porosität 

! Ignimbrite: bilden große Decken von Glutwolkenabsätzen, die bei großer Hitze 

verschweißt sind. Sie bilden Geteine saurer, oder intermediärer Zusammensetzung 

o Vulkanische Gase (eigentlich bereits postvulkanisch) 

! Fumarolen: Stellen, an denen heiße H 2 O-Dämpfe austreten 

! Solfataren: H 2 S-hältige Gasquellen 

! Mofetten: kohlensäurereiche Dämpfe und trockene Exhalationen bilden die letzten 

vulkanischen Regungen 

B. Plutonite (Intrusivgesteine) 

Form und inneres Gefüge der Plutone zu erfassen ist schwierig, da das heutige 

Erscheinungsbild eigentlich nur das durch Erosion freigelegte Dach darstellt. Man 

bezeichnet die sich nach unten ausbreitenden Schmelzmassen als Batholithe, die in 

verschiedenen Formen auftreten können. 

Stockwerkartig ausgebildete, verästelte Gebilde nennt man Lakkolithe. 

1.2.2.2 Metamorphe Gesteine 

Unter Metamorphose versteht man die Umwandlung des Mineralbestandes und Gefüges von 

Gesteinen in der Erdkruste durch Veränderungen von Druck und Temperatur. Reine 

Verfestigungsvorgänge (Diagenese) einerseits, sowie die Wiederaufschmelzung (Anatexis) 

von Gesteinen anderseits werden in diesen Begriff nicht einbezogen. 

Das Ausgangsgestein ist jedoch wichtig: Aus Sedimentgesteinen hervorgegangene 

Metamorphite bezeichnet man als Paragesteine, die aus Erstarrungsgesteinen entstandenen 

als Orthogesteine. 

1.2.2.2.1 Kontaktmetamorphose 

Wenn ein glutflüssiger Magmenkörper beim Aufstieg auf anstehendes Gestein stößt, wird 

dieses erhitzt und gerät unter großen Druck. Damit sind die Bedingungen für Metamorphose 

erfüllt, so dass das Anstehende umgewandelt, d.h. metamorphisiert, wird. Dieser Vorgang 

wird als Kontaktmetamorphose bezeichnet. 

Der Einwirkungsbereich der Kontaktmetamorphose kann bei großen Plutonen (sog. 

Batholithen) bis mehrere Kilometer betragen, bei kleineren Intrusionen (sog. Lakkolithen) 

dagegen kann er auf einige Meter beschränkt sein. 

Aufgrund der Verschiedenartigkeit des Ausgangsgesteins gibt es natürlich eine große 

Anzahl kontaktmetamorpher Gesteine und Gesteinsgruppen. Drei Typen sollen hier genannt 

werden: 

1. Reine Kalksteine werden durch Sammelkristallisation in kristallinen, grobkörnigen 

Kalkstein umgewandelt, dem Marmor. 

2. unreine Kalke und Mergel entstehen durch Kieselsäurezufuhr Ca-Mg-Silikate (z.B. 

Granat, Diopsid, Tremolit) 

3. Bei Tongesteinen entstehen Tonerdesilikate (Andalusit, Disthen, aber auch Granate 

und Biotit) 

26



Je näher zum Kontaktherd, desto kristalliner werden die Metamorphite. Erfolgt eine 

Imprägnierung mit Kieselsäure, bildet sich der muschelig brechende, massige Hornfels. Die 

ursprüngliche Gefügestruktur wird hierbei völlig aufgelöst. Die unregelmäßige Struktur 

neugebildeter Minerale nennt man Hornfelsstruktur. Diese Minerale sind u.a. Quarz, 

Feldspäte, Granat, Cordierit, oder Biotit. 

1.2.2.2.2 Regionalmetamorphose 

Viel großflächiger als die Kontaktmetamorphose spielt sich die Regionalmetamorphose ab. 

Wenn im Laufe langer Sedimentationsprozesse die unterlagernden Schichten unter den 

Einfluß steigender Temperaturen und wachsenden Druckes kommen, sind die 

Voraussetzungen der Metamorphose erfüllt und die Gesteine werden umgewandelt (= 

metamorphisiert). 

Sehr früh wurde eine Zonen-Gliederung durchgeführt (GRUBENMANN & NIGGLI, 1924). 

Man stellte die Intensitätsabhängigkeit der Metamorphose vom Absinkungsgradienten fest. 

D.h.: Je tiefer ein Gesteinspaket absinkt, desto intensiver ist die Metamorphose. In der 

Epizone herrschen noch relativ niedrige Temperaturen, daher ist die Umwandlung noch 

relativ gering. Es ist daher das Korn sehr fein, und wasserhaltige Silikate herrschen vor. Die 

Zerscherung der Gesteine (parallele Ausrichtung) dominiert gegenüber der 

Rekristallisierung. In der Katazone erfolgt bei höheren Temperaturen und größerem Druck 

die totale Umkristallisation der Gesteine. Die Parallelanordnung tritt gegenüber einer 

grobkörnigen Struktur zurück. Dazwischen liegt die Mesozone, die durch Mineralbänder 

und girlandenförmige Bänderung (sog. gequältes Gestein) gekennzeichnet ist. 

Druck und Temperatur verhalten sich in der Erdrinde aber keinesfalls parallel. Starke 

Aufheizung und Durchbewegung können die Metamorphose bis nahe an die Oberfläche 

tragen, in tektonisch ruhigen Schollen kann die Umwandlung auch in großen Tiefen nicht 

über die Diagenese hinausgehen. Tiefenzonen lasen sich deshalb nicht allgemein festlegen. 

1.2.2.2.3 Gesteine der Metamorphose 

Je nach Druck- und Temperaturverhältnissen entstehen verschiedenen Metamorphite. Es 

gibt hierbei verschiedene Unterscheidungsmöglichkeiten. Es gibt z.B. ungeschieferte und 

geschieferte Metamorphite. 

1. ungeschieferte Metamorphite bestehen entweder aus nur einem Mineral, dessen 

Kristallstruktur sich nicht für ein Parallelgefüge eignet, oder die ohne wesentliches 

Druckgefälle, nur unter Einwirkung von Temperatur erzeugt. Die Beiden Haupttypen sind 

Quarzit (aus Sandstein) und Marmor (aus Kalkstein). Metamoprhite ohne Parallelstruktur 

werden auch als Fels bezeichnet. 

2. geschieferte Metamorphite: die in den Gesteinen enthaltenen Minerale erhalten im 

Laufe der Metamorphose eine schiefriges Parallelgefüge, die im rechten Winkel zur 

Druckrichtung orientiert sind. Gesteine in der tiefen Katazone erleiden eine totale 

Neukristallisation. 

Sinnvoller ist es jedoch eine Unterscheidung nach dem Ausgangsprodukt vorzunehmen: 

Metamorphosezone Epizone Mesozone Katazone 

Temperatur niedrig (180 – 300) > 500 

Druck niedrig mittel hoch 

Einseitiger Druck stark mittel schwächer 

27



Gefüge 

feinkörnig, 

geschiefert 

stark 

mittelkörnig, 

geschiefert 

grobkörnig, 

schwach geschiefert 

Ausgangsgestein 

Tonstein 

Dachschiefer, Phyllit 

Umwandlungsprodukt 

Arkose, 

Grauwacke, toniger 

Sandstein 

Granit, Quarzdiorit, 

saure Vulkanite, 

Tuffe 

Tonmergelstein, 

Mergelstein 

Basalt, Diabas, 

Diorit, Gabbro 

Sericitquarzit, 

Quarzphyllit 

Grünschiefer 

Glimmerschiefer 

Parahornblendenschiefer 

Orthohornblendenschiefer 

Paragneis 

Orthogneis 

Paraamphibloit, 

Plagioklas-Biotit- 

Hornblende-Gneis 

Eklogit 

Orthoamphibolit, 

Plagioklas-Biotit- 

Hornblende-Gneis 

Eklogit 

Mergelstein, 

mergeliger 

Kalkstein 

Kalkphyllit 

Kalkglimmerschiefer 

Kalksilikatgneis, 

Kalksilikatfels 

Quarzsandstein 

Quarzit 

1.2.2.2.4 Mehr zu metamorphen Gesteinen 

Im weiteren ist noch die Anchimetamorphose zu nennen, die zwischen der Diagenese und 

der Metamorphose liegt, und den Umwandlungsvorgang kalkfreier Pelite und Psammite 

bezeichnet. Das Produkt ist, u.a., der sog. Dachschiefer (geschieferte Tonsteine). 

Bei der progressiven Metamorphose steigen Druck und Temperatur, bei der regressiven 

Metamorphose nehmen sie hingegen ab. Grundsätzlich erleiden alle Metamorphite bei p-T- 

Rückgang eine regressive Metamorphose. 

In der Literatur tritt häufig der Begriff Metasomatose auf. Verläuft die Metamorphose im 

Normalfall isochemisch, also ohne Stoffwanderungen (außer der von H2O und CO2), 

werden bei der Metasomatose Lösungen oder Gase zugeführt. 

Die Kristallisation erfolgt bei der Metamorphose im festen Gesteinsverband, was bedeutet, 

dass sich die einzelnen Minerale bei ihrem Wachstum behindern und keine idealen 

Kristallformen bilden (sie sind xenomorph). Ausnahmen gibt es dennoch: Granat, 

Staurolith, Disthen, Turmalin und tw. Hornblende (es sind dies sog. Idioblasten). 

1.2.2.3 Sedimentgesteine 

Die Sedimente sind Ergebnis von Ablagerungsprozessen an der Erdoberfläche. Exogene 

Kräfte bewirken den Transport der durch die Verwitterung freigesetzten Stoffe. Dort wo die 

Transportkräfte nicht mehr ausreichen, wird die Fracht abgelagert. Je nach 

Ablagerungsumgebung kann man folgende Sedimente unterteilen: 

28



! Ablagerungen im Meer marine Sedimente 

! Ablagerungen am Festland terrestrische Sedimente 

! Ablagerungen in Seen limnische Sedimente 

! Ablagerungen von Flüssen fluviatile Sedimente 

! Ablagerungen des Eises glazigene Sedimente 

! Ablagerungen des Windes äolische Sedimente 

Sedimente können Gesteinscharakter haben (verfestigte Sedimente, Sedimentgesteine), sie 

können aber auch - wie etwa Sand oder Ton, auch locker, bzw. nichtverfestigt sein 

(Lockersedimente). 

In Lateinamerika sind alle Arten von Sedimentgesteinen zu finden. Großräumige aktuelle 

fluvialtile Sedimentationsräume finden wir heute in den Tieflandbereichen des Amazonas, 

Paraná oder des Orinocco. In weiten Teilen Argentiniens kommen (äolisch verfrachtete) 

Lößsedimente vor, in den Anden lagerten sich stellenweise glazigene, also vom Gletscher 

geschaffene Sedimente ab. 

Alle genannten Ablagerungen lassen sich wiederum in drei große Gruppen untergliedern: 

! Klastische Sedimente entstehen durch Verwitterung und Abtragung entstandene 

Gesteinsbruchstücke verschiedener Korngröße 

! Chemische Sedimente entstehen durch Niederschlag aus Lösungen 

! Biogene Sedimente werden unter Beteiligung von Organismen gebildet 

Ein besonderes Kennzeichen von Sedimentgesteinen ist die Schichtung, die meist auf einen 

Wechsel der Sedimentationsbedingungen zurückgeht und nicht mit der Schieferung von 

metamorphen Gesteinen verwechselt werden darf, die durch Druck und Temperatur entsteht. 

Liegende Schichten befinden sich dabei unterhalb hangender Schichten. 

Unterscheidungsmerkmale die Gesteinsbeschaffenheit betreffend sind: Korngröße, 

Chemismus, petrographische Bestandteile, Raumerfüllung, Verfestigungsgrad und 

Farbe. 

1.2.2.3.1 Diagenese und Bindemittel 

Diagenese: 

Der Vorgang der zur Bildung von Festgestein führt nennt man Diagenese. Die Porenräume 

werden verkleinert und die Körner miteinander verkittet. Stoff, Gefüge und 

Mineralbestand bleiben im Unterschied zur Metamorphose im wesentlichen 

unverändert . 

Die Diagenese kann sehr rasch erfolgen, sie kann aber auch ganze geologische Zeiträume in 

Anspruch nehmen. Sie geht mit der Abnahme des Porenraumvolumens einher. Frisch 

abgelagerte Sande besitzen ein Porenraumvolumen von 40 – 50%, Tone sogar von 60 – 

70%. Werden die Lockersedimente von anderen Schichten überlagert, so setzt zunehmende 

Verdichtung ein. Das Wasser wird fast zur Gänze ausgepreßt, das zurückbleibende sog. 

„konnate“ Wasser löst Tonpartikel, SiO 2 oder CaCO 3 und scheidet sie als Bindemittel an 

anderer Stelle wieder aus. 

Bei der Diagenese entsteht z.B. aus Muscheln ein Kalkstein, aus Ton ein Tonstein oder 

Schieferton, aus Sand ein Sandstein oder aus Torf Braunkohle. 

29



Bindemittel: 

Die häufigsten Bindemittel klastischer Sedimente sind Tonpartikel, Quarz (SiO 2 ), Eisenoxid 

(Fe 2 O 3 ) und Calziumkarbonat (CaCO 3 ). Teils sind sie während der Sedimentation bereits 

vorhanden, teils werden sie nachträglich eingeschwämmt, aus zirkulierenden Wässern in die 

Poren des Sediments ausgeschieden oder durch Verwitterung abgelagerter Minerale erzeugt. 

Art und Menge des Bindemittels haben großen Einfluß auf die Verwitterbarkeit, oder 

Wasserdurchlässigkeit eines Sedimentgesteins. 

1.2.2.3.2 Klastische Sedimente 

Die sog. Trümmergesteine sind aus Mineral- oder Gesteinskörnern zusammengesetzt. Nach 

den Korngrößen unterscheidet man: 

Korngröße 

in mm 

(DIN 

18 

123) 

Sedimentgestein (als Festgestein) 

Sediment 

(als Lockergestein) Bezeichnung Zusammensetzung 

> 63 Steine 

Psephite 

63 – 2 

Kies 

Konglomerat 

Brekzie 

Fanglomerate 

Aus einer od. mehreren 

Gesteinsarten; 

Bindemittel ist tonig, 

kalkig od. sandig 

2,0 – 

0,63 

0,63 – 

0,2 

0,2 – 

0,063 

Psammite 

Grobsand 

Mittelsand 

Feinsand 

Sandstein 

Arkose 

Grauwacke 

Quarzsandstein 

Grünsandstein 

Quarzkörner, 

untergeordnet aus 

Feldspäten, Glimmern, 

andere Silikate und 

Schwermineralen 

0,063 

– 0,02 

Grobschluff 

0,02 – 

0,0063 

0,0063 

– 

0,002 

< 

0,002 

Pelite 

Mittelschluff 

Feinschluff 

Ton 

Schluffstein 

Tonstein, 

Schieferton 

Schluffsteine nehmen 

Mittelstellung zw. Ton 

und Sandsteinen ein 

Ton-Mineralien 

(Kaolinit, Illit, 

Montmorillonit); 

Kalkige Tone: Mergel 

30



1.2.2.3.2.1 Mehr zu klastischen Sedimenten 

Sediment 

Psephite 

Psammite 

Pelite 

Sedimentgestein 

Konglomerate bestehen aus gerundetem Kies, bzw. Schotter und sind meist 

fluviatiler Entstehung. 

Brekzie setztenn sich dagegen aus kantigem Schutt zusammen, sie entstehen oft 

aus Bergsturzmassen. 

Fanglomerate kommen in Wüstengebieten vor und sind aus regellos 

aneinandergespülten, wenig kantengerundeten Schuttmassen entstanden. 

Sandsteine bestehen aus verkitteten Quarzkörnern, untergeordnet aus Feldspäten, 

Glimmern und anderen Silikaten, sowie Schwermineralen. Sandsteine mit über 

90% Quarzanteil werden als Quarzsandstein bezeichnet. 

Auffällig rot gefärbte Sandsteine besitzen einen hohen Anteil an den Mineralen 

Hämatit und Goethit. Sie sind Zeugen eines warmen, wechselfeuchten Klimas. 

Für die Rotfärbung sind oxidierende Ablagerungsbedingungen Notwendig. Bei 

Reduktion entstehen grünliche Flecken und Bänder. 

Sandsteine mit hohem Glaukonit-Gehalt (K-Al-Fe-Silikat eines Flachmeers) 

werden Grünsandsteine genannt 

Grauwacken sind dunkel-graugrüne Psammite, die Gesteinsbruchstücke führen 

und einen Feldspatgehalt haben. 

Arkosen sind hellgraue bis rötliche, sehr feldspatreiche Sandsteine mit mehr als 

25 % Feldspatanteil. 

Tongesteine bestehen hauptsächlich aus verschiedenen Tonmineralen (Illit, 

Kaolinit, Montmorillonit), die u.a. bei der chemischen Verwitterung von Silikat- 

Mineralen (Feldspäte, Augite) entstehen. 

Frisch abgesetzte Tone zeichnen sich durch einen hohen Wassergehalt aus und 

verfestigen sich nur langsam und unter hohem Druck zu Tonstein. Die 

blättchenförmigen Einzelteilchen der Tonminerale ordnen sich senkrecht zur 

Druckrichtung an. Es entsteht der zunächst noch quellfähige Schieferton, bei 

hohem Druck schließlich Tonschiefer. Dieser Vorgang geht bereits in eine 

Metamorphose über, da der mineralische Gesteinsverband durch chemische 

Prozesse verändert wird. 

Tone mit großem CaCO3-Gehalt nennt man Mergel. 

Schluffsteine nehmen mineralogisch, chemisch und nach ihren Korngrößen eine 

Zwischenstellung zwischen Ton- und Sandsteinen ein. 

31



1.2.2.3.3 Chemische Sedimente 

Chemische Sedimente sind die Ausfällungen aus dem Meerwasser und dem Wasser 

kontinentaler Seen. Man kann sie in zwei große Gruppen untergliedern, den 

Ausfällungsgesteinen und den Eindampfungsgesteinen. 

Die wichtigsten chemischen Sedimentgesteine sind: 

Gestein 

Chemische 

Mineralbestand 


Kalk, Kalkstein CaCO 3 Kalzit 

Mergel CaCO 3 und Tonsubstanz Kalzit, Tonminerale, Quarz 

Dolomit CaMg[CO 3 ] 2 Dolomit, Kalzit 

Anhydrit CaSO 4 Anhydrit 

Gips CaSO 4 · 2 H 2 O Gips 

Steinsalz NaCl Steinsalz 

Kalisalze KCl · NaCl Sylvin, Steinsalz, Carnallit 

Zu den chemischen Sedimenten gehören Kalk, Dolomit, Gips, Anhydrit und Salze. Sie 

können terrestrisch oder marin entstanden sein und stellen Absätze aus Lösungen dar. 

1.2.2.3.3.1 Karbonatgesteine 

Zu den Karbonatgesteinen gehören Kalkstein (CaCo 3 ), Dolomit (CaMg[CO 3 ] 2 ), sowie 

das seltener zu findende, aber als Erz geschätzte Siderit (FeCO 3 ). Für die 

Karbonatgesteine gilt, dass sie sich aus Mineralen gleichen Namens zusammensetzen. Da 

sie oft gemeinsam entstehen, kommen sie auch als Mischgesteine vor (kalkige Dolomite, 

dolomitische Kalksteine, etc.) Karbonatische Ablagerungen treten häufig gemeinsam mit 

feinkörnigen klastischen Sedimenten auf, insbesondere mit tonigen Sedimenten. Solche 

Mischgesteine nennt man Mergel, bzw. Mergelsteine. 

Karbonatisches Material dient auch häufig als Porenfülle, bzw. Bindemittel für klastische 

Sedimente. 

Die Karbonatausfällung wird im Wesentlichen gesteuert durch die Faktoren Temperatur, 

Salinität und Wassertiefe. Günstige Bildungsbedingungen für Kalke findet man heute in 

äquatornahen Bereichen zwischen 30°N und 30°S. Kalkabscheidende Organismen, etwa 

Tiere mit Skeletten aus karbonatischer Substanz (Mollusken, Korallen) leben in warmen, 

lichtdurchfluteten Flachwasserbereichen, während am Boden der Ozeane planktonisch 

lebende Kalkschaler (z.B. Foraminiferen) zu Kalkschlamm werden. 

1.2.2.3.3.2 Salzgesteine 

Salzgesteine sind aus löslichen Salzmineralen aufgebaute chemische Sedimente. Sie 

kristallisieren aus Gewässern mit entsprechend hohen Anteilen an Kationen (Na + , Mg ++ , 

Ca + , K + ) und Anionen (Cl - , So 4 -- ). Salzgesteine entstehen nicht nur in marinen Bereichen, 

sondern auch auf dem Festland (z.B. Salare des Altiplano). 

Gesteinsbildende evaporitische Minerale (Kalzit, Dolomit, Anhydrit, Gips, Kiserit 

(MgSO 4 ) Halit (NaCl) und Sylvin (KCl) scheiden sich kontinental als 

Verdunstungsrückstände in subtropischen Seen und marin in subtropischen 

32



Meeresbuchten und Lagunen aus. Evaporitische Gesteine haben in der Erdgeschichte 

immer wieder große Mächtigkeiten gebildet 

Gerade in Lateinamerika gibt es einige Bereiche in denen man aktuelle Bildungen von 

Salzgesteinen vorfinden, wie in den großen Salaren der Anden, aber auch in den 

Marschen oder in geschützten Buchten tropischer Meere (Karibik, Golf von Mexiko). 

Auch Vorkommen aus vergengenen Perioden kommen vor und werden zum Teil 

abgebaut. 

1.2.2.3.4 Biogene Sedimente 

Biogene Sedimente entstehen als Ergebnis biologischer Prozesse. 

Man unterscheidet: 

Organische Sedimente, die aus Ablagerungen tierischer (z.B. Schill, ein leicht verfestigter 

Muschelkalk), bzw. pflanzlicher Substanz (z.B. Braunkohle) bestehen. 

Organogene Sedimente, die Produkte von Lebensvorgängen sind (z.B. Korallenriffkalke). 

Biogene Sedimente werden aus Bauten von Riffbildnern (Korallen, Schwämmen, Algen, 

Moostierchen), bzw. aus Schalen, Skelettresten und Bruchstücken von Organismen 

aufgebaut. Es entsteht Riffkalk, Schalenkalk, Muschelkalk, Schneckenkalk, oder dgl. 

Eine andere Gruppe aus biogenen Sedimenten sind die kieseligen Sedimente. Das 

bekannteste Beispiel ist der Feuerstein oder Flint, der aus amorpher Kieselsäure aufgebaut 

wird. Sie entsteht einerseits anorganisch, als Verwitterungsrückstand kieselsäurehältiger 

Gesteine, andererseits organisch, aus Rückständen von Kieselschwämmen und Seeigeln. 

Die Organismen entzogen dem Meerwasser Kieselsäure zum Aufbau ihres Skeletts. Im 

Laufe der Erdgeschichte kam es häufig zur Bildung von Feuersteinen oder, beim Auftreten 

von Radiolarien (Einzellern mit Kieselsäureschalen) von Radiolariten. 

Die wichtigsten organischen Sedimente sind Kohle und Erdöl. 

Kohlen entstehen durch Akkumulation unvollständig zersetzter Pflanzenteile. Man 

unterscheidet verschiedene Kohlenarten nach dem Grad der Umwandlung (man nennt den 

Vorgang der Kohlenumwandlung Inkohlung) der pflanzlichen Überreste: 

Torf 

Braunkohle (bis hierher Diagenese) 

Steinkohle (ab hier Metamorphose) 

Anthrazit. 

Die Inkohlung vollzieht sich unter Sedimentbedeckung. Steigender Druck und Temperatur 

führen zur Konzentration an organischem Kohlenstoff und zur Abnahme des Gehaltes an 

Wasser, Kohlenwasserstoff und Stickstoff. 

Erdöl entsteht durch die biogene Bildung mariner planktonischer Organismen. Diese Reste 

unterlagen in sauerstoffarmer Umgebung der Fäulnis. Es entsteht Faulschlamm, der 

sogenannte Sapropel. Das bei der Fäulnis entstehende Sumpfgas kann sich unter günstigen 

Umständen zu Erdgaslagerstätten anreichern, oder sie entweichen in die Erdatmosphäre. Im 

Unterschied zur Kohle, wo der Fundort auch immer der Entstehungsort ist, sind Erdöl und 

Erdgas mobil. Sehr häufig entspricht daher das Erdölmuttergestein gar nicht dem 

Erdölträgergestein, aus dem der wertvolle Rohstoff gewonnen wird. 

33



Dennoch sind die Entstehungsregionen von Kohle und Erdöl/-gas miteinander verwandt. Es 

sind bei Kohle immer und bei Erdöl häufig die Vorsenken der Gebirge. 

Die Kohlelagerstätten Lateinamerikas (Kolumbien, Chile) liefern Steinkohle aus karbonen 

Lagerstätten, in Chile wurde den Flözen bis zur Aufgabe der Förderung sogar in submarinen 

Stollen nachgespürt. Auch die Erdöllagerstätten Lateinamerikas (Mexiko, Venezuela, Peru, 

Ecuador, Chile, Argentinien) sind großenteils an die Entstehung in subandinen Vorsenken 

gebunden, auch wenn sie heute teils weit davon entfernt und in Mexiko und Argentinien 

sogar "off-shore" abgebaut werden. 

1.2.3 Der Kreislauf der Gesteine 

Auf der Erde gibt es viele Kreisläufe. Bekannt ist der Sonnenlauf und der Kreislauf des 

Wassers. Auch die Gesteinsbildung, -zersetzung, -transportierung, -ablagerung und - 

neubildung unterliegt einem solchen Kreislauf, da Materie bekanntermaßen nicht verloren 

geht. Das Bild des "Kreislaufs der Gesteine" ist sehr einprägsam, wer es einmal verstanden 

hat, kann nicht nur einen Großteil der Gesteine sofort bestimmen, er/sie weiß auch viel über 

ihre Entstehung und kann daher, wo immer er/sie ein Gesteinshandstück im Wortsinn "zur 

Hand nimmt", gleich etwas über die Bildungsbedingungen der Gesteine und Geländeformen 

sagen. 

Man beginnt das Studium der Abbildung am besten an der Erdoberfläche. Dort steht Gestein, 

gleich welcher Art, an und unterliegt durch Sonne, Feuchtigkeit, Wind, Frost oder chemische 

Einflüsse der Verwitterung. Dabei wird es - in welcher Form auch immer - in kleinere oder 

größere Bestandteile zerlegt, die somit transportfähig werden. Fließendes Wasser (Bäche, 

Flüsse, Meeresströmungen) oder gar Gletscher, vielleicht aber auch nur die Schwerkraft, 

transportieren sie bergab, Wind verfrachtet die feineren Bestandteile, und irgendwo erlischt 

die Transportkraft, kommt das Material zur Ruhe, wird abgelagert (akkumuliert, 

sedimentiert). Die Muscheln bilden eine Muschelbank, der Quarz eine Sandbank, die Pflanzen 

vertorfen, das tonige Material bildet einen festen, und dennoch natürlich lockeren Tonkörper. 

Ein Lockersediment ist entstanden. 

Lagert sich neues Material darüber ab und diese viele tausend Jahre lang, gerät das 

Lockersediment unter Druck und mit dem Absinken auch unter höhere Temperaturen. Nun 

beginnt die Diagenese. Aus den Muscheln wird ein Kalkstein, aus dem Sand ein Sandstein, 

dem Torf eine Braunkohle, dem Ton ein Tonstein oder auch ein Tonschiefer. In dieser Form 

kann das Gestein wieder an die Oberfläche kommen (durch Hebung, aber auch durch 

Erosion), und der Kreislauf beginnt auf's Neue. 

Hält aber die Senkungstendenz an, d.h. wird immer mehr neues Material oben abgelagert und 

drückt die älteren Sedimente nach unten, kann der seitliche Druck so stark werden, dass 

Faltungsvorgänge einsetzen. Diese können freilich auch durch Prozesse der Plattentektonik 

ausgelöst werden. Am Prinzip der Diagenese ändert sich nichts, nur liegen nun nicht mehr 

horizontale Schichtgesteine, sondern gefaltete vor, die ebenfalls an die Oberfläche geraten 

können, worauf der Prozess der Verwitterung, Abtragung und Akkumulation wieder beginnt. 

Ob gefaltet oder nicht, wenn die Sedimentpakete jedoch weiter sinken, erreichen Druck und 

Temperatur die kritischen Werte, die zur Metamorphose führen. Nun wird aus dem Kalkstein 

ein Marmor, aus dem Sandstein ein Quarzit, aus dem Schieferton mit dem Vorschreiten der 

Metamorphose zunächst ein Tonschiefer, ein Phyllit, ein Glimmerschiefer und am Ende ein 

Gneis, aus der Braunkohle Steinkohle. Auch diese - metamorphen - Gesteine können wieder 

an die Erdoberfläche gelangen - und der Kreislauf beginnt von neuem. 

Ist dies aber nicht der Fall, und sinken die Gesteinspakete weiter, dann werden sie schließlich 

aufgeschmolzen, die Anatexis setzt ein. Das nun entstandene Magma kann plötzlich und 

34



schnell an die Oberfläche gelangen, dann entstehen Vulkanite, es kann oberflächennah 

erkalten, dann entstehen Kryptovulkanite (Porphyr, Trachyt), oder aber es erkaltet langsam, 

kann dabei auskristallisieren, und es entstehen Tiefengesteine vom Typ des Granit. 

Bei diesem langsamen Abkühlen kristallisieren zunächst die schwereren Kristalle aus, später 

die leichteren. Dieser Prozess wird daher auch als "gravitative Kristallisationsdifferenziation" 

bezeichnet. Wenn schon fast alle Minerale auskristallisiert sind, bleiben doch einige noch in 

den wässrigen und gasförmigen Bestandteilen des Magmas gebunden. Zunächst sucht sich 

dann das Wasser eine Bahn und findet diese in den Bänken und Klüften - also in Gängen - des 

Nachbargesteins. In dieser "hydrothermalen" Phase entstehen demnach die ersten Gangerze, 

und in der pegmatitisch-pneumatolytischen Phase, wenn also auch noch die heißen, 

mineralgeschwängerten Gase entweichen, sich beim Kontakt mit dem Nachbargestein rasch 

abkühlen und ihre mitgeführten Minerale sich nun dort - teilweise sogar idiomorph - 

auskristallisieren können, entstehen die letzten dieser Gangerze. Flußspat, Schwerspat, Silber, 

Gold und viele anderen Erzgänge entstehen auf diese Weise. 

35



1.3 Regionale Geologie 

Die Regionale Geologie ist geologische Länderkunde und beschäftigt sich mit dem 

Geologischen Aufbau einzelner Kontinente, Länder, Regionen, bestimmter abgegrenzter 

Gebiete. 

Siehe auch Karten zu Präkambrischen, Paläozoischen, Mesozoischen und Känozoischen 

Gesteinsvorkommen in Lateinamerika. 

1.3.1 Geologischer Aufbau Südamerikas 

Der Geologische Aufbau Südamerikas wird durch drei große geologische Regionen bestimmt, 

die zugleich auch tektonische und naturräumliche Großeinheiten bilden: die alten Schilde, die 

jungen Hochgebirge und die ebenfalls jungen Sedimentationsbecken. 

Entlang der gesamten Pazifischen Küste erhebt sich das junge Gebirge der Anden. Im Tertiär 

gehoben, ist es bestimmt durch den tektonisch aktiven Kontinentalrand, und daher durch 

intensiven Vulkanismus und heftige Erdbeben gekennzeichnet. 

Im Gegensatz zu den Anden sind die Mittelgebirge des außerandinen Südamerikas tektonisch 

ruhige Krustenteile. Entstanden in älteren Gebirgsbildungen, sind sie inzwischen 

"kratonisch", d.h. nicht mehr faltbar und im allgemeinen tektonisch ruhig. Es sind die alten 

Schilde und die Reste des präkambrischen Grundgebirge, aber auch der variskischen 

Gebirgsbildung. Dort tritt entweder das anstehende Tiefengestein an der Oberfläche zu Tage, 

oder es wird von meist dünnen mesozoischen und känozoischen Sedimentserien überlagert. 

Schließlich sind die jungen Sedimentationsbecken zu nennen, die in der Regel nach ihrem 

Hauptvorfluter benannt werden, also das Orinocobecken, das Amazonasbecken und das La- 

Plata-System mit den bestimmenden Flüssen des Paraguay und Paraná und nachgeordneten 

Binnenbecken, die im Trockenklima des nördlichen Argentinien auch abflußlos sein können 

oder gewaltige Sumpflandschaften bilden, wie etwa im Pantanal. 

Die Zahl "3" ist auch sonst eine gute "Eselsbrücke", da die drei Großeinheiten jeweils in drei 

Untereinheiten gegliedert werden können, die sich ebenfalls geologisch, morphologisch und 

naturräumlich unterscheiden. So die drei Großkomplexe der Anden (Nord-, Zentral- und 

Südanden), der Becken (Orinoco, Amazonas, La Plata) und der Schilde (Guayana, 

Brasilianischer und Patagonischer Schild). Sophisten können noch einen Schritt weitergehen 

und selbst in diesen Komplexen noch einmal je drei Untereinheiten herauskristallisieren. So 

weit soll die Gliederungssucht hier aber nicht getrieben werden. 

36



1.3.1.1 Das Präkambrische Grundgebirge 

Die Kratone des außerandinen Südamerikas sind heute tektonisch ruhige Krustenteile, deren 

innere Struktur im großen und ganzen seit etwa 500 Mio. Jahren unverändert geblieben ist. 

37



Entstanden sind sie innerhalb der frühen Orogenesen der Erdgeschichte, in denen sie auch 

vielfach verformt und metamorphisiert wurden. Seither wurden sie nur durch Bruchbildung 

zerlegt oder von weitgespannten epirogenetischen Bewegungen erfasst und so in 

unterschiedliche Höhenlagen gebracht. Bereits im späten Archaikum dürften bereits 60 – 85 

% der heutigen Gesteine gebildet worden sein. In den archaischen Kratonen findet man auch 

die ältesten Gesteine des Kontinents, die in Venezuela bis zu 3,8 Mrd Jahre alt sind. Die 

Erforschung der präkambrischen Gesteine ist im Gegensatz zu anderen Erdteilen noch 

unzulänglich. Urwaldvegetation, tiefgründige Verwitterung und unzulängliches Gelände 

behindern genaue Kartierungen und statistisch ausreichend genaue Messungen. 

In folgenden Bereichen sind Kratone heute zu finden, die sich in ihrer Entwicklung deutlich 

voneinander unterscheiden: 

1. Der Guayana-Kraton zwischen dem Orinocco im Norden und dem Amazonas im 

Süden, stabilisierte sich bereits 1,8 Mrd Jahre b.p. Die Formationen streichen im wesentlichen 

von W nach E. 

2. Die Kratone Brasiliens - zusammengefasst als "Brasilianischer Schild" weisen eine N 

– S Streichrichtung auf und stabilisierten sich erst gegen Ende des Präkambriums. Ein kleiner 

Teil befindet sich auch noch um den Rio de la Plata. Der noch zum Brasilianischen Schild 

zählende Rio de la Plata–Kraton ist etwa 2,1 Mrd. Jahre alt und wird lediglich von 

jungproterozoischen Zyklen beeinflusst. 

3. Die Präkambrischen Kerne Argentiniens, in der Regel als "Patagonischer Schild" 

bezeichnet, obwohl ein Teil der Pampinen Sierren ebenfalls präkambrischen Alters ist. 

Bedeckt sind die Kratone meist von jüngeren Schichten. 

Die triassischen riesigen Basalttafeln, Trappdecken genannt, Südbrasiliens, Uruguays und 

Nordargentiniens sind Ergußgesteine, die alte Tiefengesteine überlagern, terrestrische 

Sedimente des Paläozoikums bis zum Mesozoikum liegen auch dem Guayanaschild auf, weit 

verbreitete marine Serien der Kreide bilden das Hangende bei einem Teil des patagonischen 

Schildes. 

1.3.1.1.1 Der Guayana - Kraton 

Der Guayana Kraton ist der größte präkambrische Kern Südamerikas. Französisch Guayana, 

Surinam, Guayana, Brasilien, Kolumbien und Venezuela haben daran Anteil. Geologisch 

gesehen bildet zusammen mit dem Guaporé-Kraton Brasiliens eine Einheit und somit einen 

4,5 km² großen präkambrischen Schild. 

Der eigentliche Guayana-Kraton nördlich des Amazonas konsolidierte sich im älteren 

Proterozoikum, jüngere Orogenesen haben diesen Raum genauso nicht mehr beeinflusst, 

wie die in Brasilien so bedeutenden thermodynamischen Ereignisse zwischen 1900 und 550 

Mio. Jahren. Das hohe radiometrische Alter des Imataca-Supamo-Komplex geutet darauf 

hin, daß es sich hier um den ältesten Kern des südamerikanischen Kontinentes handelt. 

Entscheidend für die heutige Ausprägung der Gesteinsformationen waren vier 

präkambrische thermo-dynamische Vorgänge: 

• Guriense 

3,4 – 2,7 Mrd. Jahre 

• Prä-Transamazónico 

2,4 – 2,1 Mrd. Jahre 

• Transamazónico 

2,1 – 1,7 Mrd. Jahre 

• Parguazense 

1,6 – 1,4 Mrd. Jahre 

38



1.3.1.1.1.1 Guirense 

Guriense 

3400 – 2700 Mrd. Jahre 

Auf dieses Zeitalter geht der älteste archaische Sockel des Kontinentes zurück, liegt 

zwischen 8° und 6°N südlich des Rio Orinoco und streicht von WSW nach ENE. Er wird 

von scharf gefalteten und hoch metamorphen Gesteinen, wie Granuliten , Gneisgraniten, 

Amphiboliten und Migmatiten, aufgebaut. Sie entstanden zwischen 3400 und 3100 Mio. 

Jahren und man nennt diese Formation Imataca-Supamo – Komplex. Deutliche 

Lineamente trennen ihn von Einheiten des jüngeren Archaikums. In die basalen Serien 

sind auch sog. Itabirite eingelagert, die eine Länge von 800 km und eine Breite von 150 

km erreichen. Man geht davon aus, dass hier 4 Mrd. t Reicherz lagern und hier die größte 

Metallkonzentration Südamerikas zu finden ist. 

1.3.1.1.1.2 Prä-Transamazónico 

Prä-Transamazónico 2,4 – 2,1 Mrd. Jahre 

Metamorphisiert und gefaltet wurde der Guriense-Formation vermutlich während des 

Prä-Transamazónico-Stadiums. Innerhalb dieses Zyklus intrudierten und extrudierten 

basische und ultrabasische Magmen, die einerseits durch Kontaktmetamorphose die 

Itabirit-Serien zur Bildung massiger Reicherzkörper führten. Auf der anderen Seite war 

das Prä-Transamazónico-Ereignis durch Regionalmetamorphose in Grünschiefer- und 

Amphibolit-Faziesreihen geprägt, wodurch Grünschiefergürtel entstanden. 

1.3.1.1.1.3 Transamazonico 

Transamazónico 

2,1 – 1,7 Mrd. Jahre 

Das Transamazonico ist die letzte große Gebirgsbildungsphase und bildete die W – E 

streichenden Strukturen, die sich von Venezuela bis Französisch-Guayana über 1000 km 

verfolgen lassen. Dadurch sind sie deutlich vom brasilianischen Schild zu unterscheiden, 

39



wo NNE – SSW und N –S Streichrichtungen dominieren. In diesen Zeitraum zerbrach 

auch der archaische Imataca-Block. 

Zunächst wurden zwischen 2100 und 1900 Mio. Jahren in den arachaischen Block 

Granite und andere Putonite intrudiert. Etwa vor 1950 Mio. Jahren kam es zu einer 

magmatischen Phase, in der neben kalireichen Graniten in großem Ausmaß rhyolitische 

bis rhyodazitische Ignimbrite gefördert wurden. 

1.3.1.1.1.4 Roraima-Formation 

Nach dem Transamazonico – Event wurde nach einer langen Phase der Hebung und 

Abtragung in einzelnen Becken einer „Prä-Roraima Erosionsfläche“ des Archaikums 

molasseartige, terrestrische Sedimente und Vulkanite eingelagert. Diese Serien nennt 

man Roraima-Formation. Ihre ursprüngliche Ausdehnung wird auf 1.200.000 km² 

geschätzt, bei einer Mächtigkeit von 800 bis 2.400 m. Die Erosionsfläche entstand 

zwischen 2 Mrd. und 1,8 Mrd Jahren b.p., die Roraima-Formation vor 1,7 Mrd. Jahren. 

Im Gelände stellt die Formation mächtige Schichttafeln und Hochplateaus dar, die von 

steilwänden umgeben sind. Im Cerro Roraima (2.772 m) findet man hier auch die 

höchste Erhebung des Guayana-Kratons. 

Ein intensiver Vulkanismus, bestehend aus ausgedehnten basischen Gängen und Decken 

aus Gabbro, Norit, Dolerit und Basalt durchbrach die Sedimente der Roraima-Formation. 

Sie kommen vor allem in den oberen Teilen der Roraima-Formation vor. 

Besondere Bedeutung hat die weit verbreitete Formation deshalb, da sie einerseits nur 

einen leichten Metamorphisierungsgrad aufweist und andererseits kaum verformt ist. Es 

ist somit eine Bestätigung dafür, dass der größte Teil des Guayana-Schildes bereits seit 

der Ausbildung der Roraima-Formation stabil war. 

1.3.1.1.1.5 Parguazense 

Parguazense 

1,6 – 1,4 Mrd. Jahre 

Das Parguazense-Ereignis ist vor allem durch Granitintrusionen Geprägt. Die kalireichen 

Granite des Rapakivi-Typus sind in Größen von kleinen Körpern bis zu großen 

Batholiten zu finden und entwickelten sich vor allem im Westen des Guayana-Kratons an 

der Grenze zu Kolumbien. 

1.3.1.1.2 Brasilianischer Schlid 

Der Basilianische Schild wird, wie der Kraton von Guayana von verschiedenen archaischen 

Kernen geprägt, die allerdings im Proterozoikum durch mehrere intensive Metamorphosen 

umgeformt wurden. Daher sind im Gegensatz zum Guayana-Kraton Gesteine mit einem 

Alter von über 3 Mio. Jahren selten. Zur gleichen Zeit wurden auch eine Reihe von mittelund 

jungpräkambrische Faltenzüge an die alten Kerne angeschweißt. Das Ergebnis war eine 

riesige kontinentale Landmasse, die sich etwa 550 Mio. Jahre vor heute konsolidierte. Im 

Paläozoikum stellte sie den Westteil Gondwanas dar, heute den größten Teil des 

außerandinen Südamerikas einnimmt. 

In der Genese des brasilianischen Schildes sind verschiedene thermodynamische Ereignisse 

zu unterscheiden: 

Guriense 3000 – 2700 Mio. Jahre 

Jequie-Aroense 2700 – 2600 Mio. Jahre 

Transamazónico 2000 – 1700 Mio. Jahre 

Parguazense 1500 – 1500 Mio. Jahre 

40



Espinhaco 

Rondoniano 

Brasiliano 

1300 – 1000 Mio. Jahre 

1300 – 1000 Mio. Jahre 

700 – 450 Mio. Jahre 

1.3.1.1.2.1 Guirense und Jequié-Aroense 

Guriense 3000 – 2700 Mio. Jahre 

Die ältesten Gebirgsteile sind heute als solche kaum mehr an der Oberfläche zu finden. 

Sie bilden einerseits den Untergrund für jüngere Gesteinsserien, anderseits sind sie 

hochgradig metamorphisiert worden. 

Hauptsächlich sind es Tonalit- und Granitgneise, sowie Amphibolite, die den archaischen 

Komplex aufbauen. Umrahmt werden diese Kerne von Grünsteingürteln. Über den 

ältesten Bestandteilen findet man meist Basalte, chemische Sedimente, wie 

Kieselschiefer, Karbonate und graphitführende Pelite, in die häufig intermediäre 

Vulkanite eingelagert sind. 

Jequie-Aroense 2700 – 2600 Mio. Jahre 

Zu dieser Zeit stabilisierte sich der brasilianische Kraton. Ältere Festlandteile wurden 

bereits in die Granulitfazies (Amphibolite, Grünschiefer) metamorphisiert. Es entstehen 

saure Granulite und Mantelperidotite. 

41



1.3.1.1.2.2 Transamazónico und Parguazense 

Transamazónico 2000 – 1700 Mio. Jahre 

Das wichtigste Orogenetische Stadium ist das Transamazónico. Zu dieser Zeit wurden 

alle älteren Serien deformiert und intensiv metamorphisiert. Bis hin zur Brasiliano- 

Orogenese wurden jüngere Flatengürtel angeschweißt, in denen älteres Archaikum 

stecken könnte. Während des Transamazónico wurden weiteres Sedimente (z.B. 

Flachsee-Sedimente) über die stabilisierte Kruste abgelagert. In vielen Bereichen sind 

intrudierten und extrudierten mafische Vulkanite. Es folgt eine allgemeine Isotopen- 

Überprägung und weitere Metamorphisierungen in Amphibolit- und 

Grünschieferfaziesreihen (Ausbildung von Grünsteingürteln). 

Drei größere Einheiten einer rund 6000 m mächtigen Serie über einen archaischen 

Granit-Gneis – Komplex lassen sich unterscheiden: 

1. Eine metavulkanische Einheit mit vorwiegend basischen, aber auch sauren Gesteinen 

(Chloritschiefer, Basalte, Grünschiefer, Amphibolite, u.a.) 

2. Eine metasedimentäre Einheit aus chemsichen Fällungen (Quarz-Karbonatschiefern, 

Phylliten) 

3. Eine Klastische Einheit (metamorphe Grauwacken, Sandsteine; heute: 

Quarzglimmerschiefer, Quarzphyllite, Quarzite, Metakonglomerate) 

Parguazense 1500 – 1500 Mio. Jahre 

Über das Parguazense ist eher wenig bekannt. Im wesentlichen ist es eine Zeit der 

Plattformbildung und der Ablagerung von kontinentalen und marinen Psammiten und 

Peliten zu einer Geosynklinalfazies. Begleitet wurde die Zeit der Abtragung und 

Ablagerung teilweise von einem intensiven saurem und intermediärem Vulkanismus. 

1.3.1.1.2.3 Espinhaco und Rondoniano 

Espinhaco 

1300 – 1000 Mio. Jahre 

Rondoniano 

1300 – 1000 Mio. Jahre 

Produklte dieser jüngeren orogenetischen Einheiten gliedern sich nun den älteren Kernen 

an und lösen diese auf. Die Serra do Espinhaco im östlichen Brasilien etwa ist ein 1200 

km langes N-S streichendes Gebirgssystem, das aus mittlerem und jüngerem 

Präkambrium aufgebaut ist und liegt am Ostrand des Sao- Franzisco-Kratons. Heute 

bildet dieses Proterozoische Gebirge eine 1200 – 1400 m hohe Ebene, aufgebaut vor 

allem durch Quarziten, Phylliten und Basiskonglomeraten in Wechsellagerung mit 

Itabiriten und pelitisch-karbonatischen Sedimenten. 

Während der Orogenese folgte wiederum eine intensive Metamorphisierung älterer 

Gesteine, eine Intrusion syntektonischer Granite. 

1.3.1.1.2.4 Brasiliano - Phanerozoikum 

Brasiliano 

700 – 450 Mio. Jahre und Phanerozoikum 

Die endgültige Konsolidation des brasilianischen Schildes erfolgt nach diesem 

orogenetischen Ereignis vor etwa 550 Mio. Jahren. Nochmals kommt es zu einer 

intensiven Metamorphisierung bis hin zur Grünschiefer- und Amphibolitfazies. Nach der 

Gebirgsbildung intrudierten Granite und es kommt letztenendes zu intensiver 

Bruchtektonik. 

Nach etwa 450 Mio. Jahren entstehen ausgedehnte interkratonsiche Becken in denen 

marine und kontinentale Faziesreihen zur Ablagerung kommen. Während des 

42



Mesozoikum, in einer Phase der Bruchtektonik, wurden enorme Deckenbasalte (Paraná) 

gefördert. Im Känozoikum enstanden die großen Becken am Kontinentalrand. In den 

Bereichen der Ablagerung klastischer Sedimente setzt nun die intensive Laterisiertung 

des Untergrundes ein. 

1.3.1.1.2.5 Rio de la Plata-Kraton 

Der relativ kleine Kraton im Süden Uruguays entstand im Wesenlichen durch zwei 

orogenetische Zyklen. 

Der ältere Zyklus ist dem des Transamazónikums zu vergleichen (2170 – 1930 Mio. 

Jahre). Sie ist heute weitgehend unter den Gondwana-Schichten verborgen und es gibt 

nur sehr wenig Informationen über ihren Aufbau. Im Wesentlichen sind Migmatite, 

Gneise und Pegmatite die bestimmenden Gestein, denen syn- und postorogene Granite 

dazwischen geschaltet sind. 

Der jüngere Zyklus ist dem Brasiliano gleichzusetzten (etwa vor 900 bis 510 Mio. 

Jahren). Zunächst werden basische Laven gefördert, die mittlerweile als 

metamorphisierte Grünschiefer vorliegen. Es folgt eine weitere Serie aus Migmatiten und 

Gneisen mit einem Alter von 670-610 Mio. Jahren. Ab 550 bis 510 intruierten 

synorogene Granite und Granodiorite mit dazwischen liegenden Gängen aus Gabbro. Es 

folgt ein sedimentärer Zyklus mit der Ausbildung molasseartiger Ablagerungen und 

postorogenetischen Graniten und zuletzt Glimmerschiefer und Glaukophanquarziten. 

Die Schildbereiche wurden nun endgültig konsolidiert, weder Intrusionen noch 

Faltungen beeinflussten die weitere Entwicklung des Rio de la Plata-Kratons. Es folgt 

eine lange Zeit der Abtragung und eine intensive Bruchtektonik. An den Kratonrändern 

entstanden weite Senkungsfelder in die mächtige klastische terrestrische Serien 

abgelagert wurden. 

Kennzeichnend ist jetzt vor allem die Förderung von rhyolitischen bis andesitischen 

Vulkaniten, die vom Rio Grande do Sul, über das Paraná-Gebiet, bis Bahia und Uruguay 

vorkommen. 

1.3.1.1.3 Der Patagonische Schild 

Der Untergrund wird, wie bei den anderen Bereichen des Präkambrischen Grundgebirges, 

von den uralten Gesteinen der Patagonischen Tafel gebildet. In diesem Fall treten diese an 

der Oberfläche kaum zu Tage. Über dem Sockel lagern flach Porphyrdecken und 

jungmesozoische Sedimente mit eingeschalteten Basalten. Zusammen ergibt dies das 

typische Relief Patagoniens: die "Meseta"-Landschaft. Ausgedehnte Tafeln bilden die 

Oberfläche, in die breitsohlige Flüsse mit steilen Hängen sich einschneiden. Gegen den 

Atlantik bricht die Patagonische Tafel mit einer buchtenreichen Steilküste ab. 

1.3.1.2 Der sedimentäre Oberbau 

Die Tiefländer Südamerikas werden häufig in drei verschiedene Systeme unterteilt: dem 

Orinocco-Tiefland, dem Amazonas-Tiefland und dem La-Plata-, oder wie es vielfach auch 

heißt, dem Paraná-Becken. Geologisch gesehen muss allerdings eine detailliertere Einteilung 

erfolgen, selbstverständlich wieder in der üblichen Dreigliederung. Man unterscheidet 

zwischen den 

• Epikontinenalen Becken als Subsistenzräume der Kontinentalplattformen, zu dem das 

Amazonas-Becken, das Paraná-Tiefland und das Paranaiba zählt, 

43



• den Kreidebecken der Atlantikküste Brasiliens und Argentiniens als Reste eines 

auseinanderbrechenden Kontinentalrandes und den 

• Tiefebenen als reine Aufschüttungsebenen ("Llanos"), zu denen die "Llanos de Orinocco" 

zählen und die Llanura Chaco Pampeana. 

1.3.1.2.1 Epikontinentale Becken 

Gegen Ende des Paläozoikums konsolidierte sich die Plattform Südamerikas. Ähnlich dem 

Modell der russischen Tafel kann man diese Strukturen als weitgespannte Syneklisen 

bezeichnen. Die Ränder der weiten Senkungszone fallen extrem flach ein. Die Sedimente, 

die die Tiefenbereiche auffüllen können mehrere tausend Meter mächtig sein und wurden 

von keiner weiteren Deformation betroffen. 

Drei Syneklisen sind in Südamerika entwickelt: 

• Das Amazonas-Becken 

1,250.000 km² 

• Parnaiba-Maranhão-Becken 

650.000 km² 

• Paraná-Becken 

1,200.000 km² 

1.3.1.2.1.1 Das Amazonas-Becken 

Das Amazonasbecken misst 3500 km in seiner W-E Ausdehnung und ist zwischen 300 

und 1000 km breit. Ein Großteil ist von tropischen Regenwald bedeckt und wird vom Rio 

Amazonas durchflossen. Innerhalb es Beckens ist die Reliefenergie gering, nur im 

westlichen Abschnitt werden Höhen über 200 m erreicht. Von der peruanischen Stadt 

44



Iquitos bis zur Mündung muss der riesige Strom auf einer Länge von mehr als 3500 km 

lediglich 100 Höhenmeter überwinden. 

Das Becken kann man in drei Abschnitte unterteilen: 

• Das Obere Amazonasbecken wird im Westen von den Anden bergrenzt und reicht bis 

zum Zusammenfluss des Río Negro mit dem Río Solimoes bei Manaus zum eigentlichen 

Amazonas. Dieses Gebiet gehörte nur im Oberkarbon vorübergehend zu dem 

paläozoischen Sedimentationsraum des Amazonas-Beckens. 

• Im Mittleren Amazonas-Becken, von Manaus bis zur Mündung des Río Xingu, 

verschmälert sich das Tiefland und wird im Norden und Süden von den paläozoischen 

Serien bedrängt. Alle Nebenflüsse müssen ihre gewaltigen Wassermassen relativ schnell 

von größeren Höhen in das Amazonas-Becken transportieren, meist mit Stromschnellen 

oder Wasserfällen. 

• Das Untere Amazonas-Becken ist dem Mündungsgebiet gleichzusetzten. Das Becken 

erweitert sich zu einem riesigen Ästuar, der Fluss teilt sich in verschedene Arme auf und 

umfließt die Insel Marajó. 

Im Inneren wird das Becken seit dem Paläozoikum durch drei quer verlaufende 

Schwellen untergliedert: 

• Die Iquitos-Schwelle verläuft östlich der gleichnamigen Stadt und trennt das 

Teilbecken Acre vom Oberlauf ab 

• Die Purús-Schwelle trennt das Obere vom Mittlere Amazonas-Becken bei Manaus ab 

und liegt etwa bei der Mündung des Río Purús in den Río Solimoes. 

• Die Gurupá-Schwelle östlich der Mündung des Río Xingú trennt das Mittlere Becken 

vom Mündungsbereich. 

Die Schwellen bestehen aus Material des kristallinen Sockels, haben seit dem 

Paläozoikum unterschiedliche Hebungsphasen durchlebt und haben so die Sedimentation 

und Erosion der einzelenen Teilbecken bestimmt. Die Sedimente sind abgesehen von 

45



Teilen des Oberen Beckens kaum verformt oder metamorphisiert. Das Mittlere Becken 

ist von Bruchstörungen durchzogen und zeigt Grabenartige Struktur. Trotz der 

Ablagerung gewaltiger Evaporite im Perm kam es zu keiner Art der Salztektonik. 

Noch eine Besonderheit hat das Amazonassystem zu bieten: Bis zum jüngeren Tertiär 

entwässerte das Becken westlich der Iquitos-Schwelle zum Pazifik. Erst während des 

Miozäns wurde dieses System durch die Hebung der Anden unterbrochen, womit auch 

die zahlreichen Gewässer der Anden, die in das Obere Amazonasbecken entwässern zum 

Pazifik. 

Periode 

Kambrium 

Ordovizium 

Sirlur 

Devon 

Karbon 

Perm 

Trias 

Jura 

Unterkreide 

Oberkreide 

Teritär 

Quartär 

Marine Transgression in das Mittlere 

Amazonasbecken. Sedimente fallen heute leicht 

mit 1-3° gegen das Beckeninnere ein. 

Entwicklung des Amazonasbecken 

Beginn Mariner Sedimentation im Unteren und 

Oberen Becken. In allen Teilbecken entstehen 

Flachsee- (neritische) Sedimente. 

Wechsel von Regression und Transgression 

Absatz von 3000 m Psammiten, Kalken, 

Evaporiten, Peliten. 

Hebung der Gurupá-Schwelle 

Hebung der Gurupá-Schwelle 

Sedimentation größerer Beträge an kontinentalen 

Serien im Mittleren Becken, westlich der Purús- 

Schwelle nur geringe Mächtigkeit (800 m). 

Denudation, keine Sedimente überliefert 

Kontinentale Serien im Mittleren Becken. 

Größere Mächtigkeit im andinen Vorland und 

sind dort gefaltet und gestört. 

Kontinentale Sedimente weit verbreitet. In der 

Oberen Teilsenke bis zu 1500 m mächtig. 

Durchdringung des gesamtes Becken mit 

basaltischen Gängen und Lagern bis zu 

mehreren Hunderten Metern 

Ablagerungen besonders entlang der großen 

Tieflandflüsse entwickelt. Sie formen vor allem 

das Untere Amazonasbecken östlich der Gurupá- 

Schwelle: das Mündungsdelta, das Tiefland 

Ampá und die Mündung des Río Tocantins. 

1.3.1.2.1.2 Das Parnaiba-Maranhao-Becken 

Rein morphologisch handelt es sich bei der Parnaiba-Maranhão-Senke um ein Tafelland 

auf etwa 600 m Seehöhe, das von einer Vielzahl von Flüssen zerschnitten ist. Ebenso wie 

die Amazonassenke sinkt auch dieser Subsistenzraum seit dem Paläozoikum ab. Nach 

einer langen Phase der Abtragung im Präkambrium wurde der kristalline Sockel seit dem 

Silur, veilleicht auch schon etwas frührt, eingetieft. Das Hauptbecken enthält bis zu 3000 

m mächtige Sedimente, die bis São Luis durch anhaltende Subsistenz an der 

Atlantikküste bis 9000 m anschwellen. 

An der Basis sind litorale und neritische Sedimente des älteren Paläozoikums entwickelt. 

Es folgen Sandsteine, Konglomerate und Pelite mit einer Mächtigkeit von etwa 700 m. 

Das Devon zeigt eine wechselvolle Entwicklung. 

• Das Untere Devon ist von Sandsteinen und Mergeln geprägt 

• Im Mittleren Devon folgte eine Regression mit geringmächtigen Deltaschüttungen 

• Das Obere Devon wird wieder von Transgressionen beeinflusst und bringt bituminöse 

Mergel hervor. 

Im Karbon und Perm entwickelten sich terrestrische Serien (fluviatile Pesammiteu nd 

Pelite, lakustrine Sedimente, dünne Kohlenflöze), geringmächtige Kalke als Folge einer 

46



Ingression und schließlich kontinentale Serien aus Sandsteinen, Karbonate, Evaporite, 

die große Ähnlichkeit mit Serien des Amazonas aufweisen. 

Während der Obertrias folgt eine längere Periode der Abtragung und Hebung, 

unterbrochen durch limnische Sedimentation, Mergel, Sandsteine und den Ausfluss von 

Basalten. Diese Basalte erreichen in der Unterkreide weiträumige Decken und füllen 

zahlreiche Gänge, oft umgeben von äolischen Sedimenten. Während der Kreideentstand 

eine flache Senke, die mit marinen Sedimenten (Karbonaten, Gips) gefüllt wurde. Die 

Sedimentationsserie wird mit Sandsteinen, lakustrinen Peliten und fluviatiler 

Faziesreihen abgeschlossen. Die jünsten Sedimente werden durch die Flusssysteme 

aufgeschüttet. Umgeben wird das Becken meist von archaischen bzw. proterozoischen 

Gesteinen. 

1.3.1.2.1.3 Das Paraná-Becken 

Das Paraná-Becken liegt zum Großteil in Brasilien, erstreckt sich aber auch nach Westen 

über Paraguay und nach Süden über Uruguay und Argentinien. Die hochsten Teile des 

Beckens. Seit dem Silur besteht das Becken als riesige Syneklise auf der 

südamerikanischen Plattform. Größe und Form hat sich seither immer wieder verändert. 

Das Innere des Beckens besteht einerseits aus marin-litoralen und kontinetalen 

Sedimentserien, die etwa 2000 m mächtig werden können, und aus über 1500 m 

mächtigen Basalten. In seinen tiefsten Bereichen ist das Basement in über 5000 m Tiefe 

zu finden. 

Silur 

Devon 

Karbon 

Perm 

Trias 

Jura 

Oberkreide 

Unterkreide 

Tertiär 

Quartär 

Beginn der Absenkung, erste fossilführende Sedimente 

Weitflächige Transgression aus Westen (detritische Serien, Mergel) ; bis zu 1000 m mächtig 

1500 m mächtige glazigene und kontinentale Sedimente. Etwa fünf Interstadialzeiten konnten 

festgestellt werden. In Interstadialen erfolgten marine Transgressionen 

Weiterer Subsistenzschub und Ablagerung fluviatiler, mariner Sedimente 

Phase der Erosion. Lediglich 200 m fluviatile Sedimente entstammen dieser Periode 

Aride Klimabedingungen, Oberjurassische Botucatú-Wüste nahm 1,300.000 km² ein. Daher sind 

aus dieser Zeit nur 400 m äolische, fluviatile und fluviatil-lakustrine Sedimente erhalten. 

Wüstenoberfläche überdeckt von 650.000 km² Flutbasalten. Größte Mächtigkeit (1529 m) im 

zentralen und nördlichen Teil des Beckens. Gleichzeitige Entwicklung von zahlreichen Gängen 

(100 m Dicke, 30-50 km Länge!). 

In der Oberkreide Aufsteigen von ultrabasischen bis intermediären Alkalimagmatiten am 

Ostrand des Beckens. 

Ablagerung von 300 m fluviatilen Sedimenten im Südrand des Beckens 

Hebung des atlantischen Küstenbereiches im Tertiär. Seither erfolgt fluviatile Sedimentation 

gegen das Beckeninnere 

47



1.3.1.2.2 Tiefebenen ("Los Llanos") 

Zwischen den Anden im Westen und den alten Gebirgen im Osten erstreckt sich ein 

ungeheuer großer Bereich der durch jüngste, also pleistozäne und holozäne Sedimente 

bestimmt wurd. Diese augedehnten Ebenen setzten sich deutlich gegen den Andenrand ab 

und weisen nur geringe Reliefenergie auf. Der vielerorts als Llanos bezeichnete Bereich 

dehnt sich von Venezuela über das Amazonasbecken, über das Tiefland des Río Beni bis 

zum Gran Chaco Boliviens, Paraguays und Argentiniens bishin zur weiten Ebene der Papma 

húmeda und Pampa seca Argentiniens, die vom Patagonischen Tafelland begrenzt wird. 

Durch die enorme N-S Ausdehnung ändert sich auch das Klima, der Boden und das 

Pflanzenkleid beträchtlich. 

Der geologische Aufbau der Llanos ist nur in einzelnen Fällen genauer untersucht, meist 

dort, wo Erdöl vermutet wird. Die pleistozäne und holozäne Bedeckung der Oberfläche 

weist in Bezug auf Mächtigkeit und Genese ein sehr unterschiedliches Bild auf: in 

48



Venezuela hat das Sedimentpaket zwischen 50 m und 500 m, in Bolivien immerhin bis zu 

800 m. 

Die wichtigsten Gesteine sind fluviatile Sande und Sandsteine, vulkanische Aschen, 

besonders in Argentinien ist Löß von Bedeutung, weiters Süßwasserkalke und salare 

Ablagerungen und Lehme. Die Erosionstätigkeit ist durch die rezente Aufschüttungstendenz 

und die geringen Reliefunterschiede sehr gering. 

Die beiden größten Bereiche sind die Llanos de Orinocco und die riesige 

zusammenhängende Ebene des Gran Chaco und der Pampa Argentiniens. 

1.3.1.2.2.1 Llanos de Orinocco 

Die Tiefebene zwischen dem Karibischen Gebirge im Norden, den Anden im Westen, 

den Guayana-Schild im Süden hat eine Ausdehnung von 260.000 km². Auch Kolumbien 

und Brasilien haben Anteil an dem riesigen Tiefland. Das wichtigste Gewässer, der Río 

Orinocco, steht im Süden über Flussanzapfungen sogar mit dem Amazonas- 

Einzugsgebiet in Kontakt. Auf seinem Weg zum Atlantik nimmt er noch das Wasser der 

großen Tieflandströme Río Guayabero, Río Meta und des Río Apure auf. Ab der 

Vereinigung mit dem Río Apuré fließt der Orinocco am Südrand der Llanos. Die 

Schwelle von El Baul, nur 20 km breit und 512 m hoch trennt das Becken in einen 

Westteil und in einen Ostteil, das auch das Mündungsbecken des Río Orinocco 

einschließt. 

Von allen Tiefenbereichen Südamerikas ist das Becken des Orinoco durch 

Erdölprospektionen am Besten erforscht, und die Ergebnisse der Untersuchungen sind 

beeindruckend: 

Das Becken ist im Inneren von über 10.000 m Schelfablagerungen, im zentralen Teil 

sogar bis 12.000 m, der Kreide und des Tertiärs aufgefüllt, und ist zu dieser Zeit als 

Gebirgsvortiefe zu verstehen. Nach Norden zum Karibischen Gebirge sind die Serien 

leicht verformt und zum Teil überschoben, gegen Süden liegen sie ungestört vor, nur von 

Störungen durchgesetzt. Es ist also mit einem Molassetrog, ähnlich dem österreichischbayrischen 

Alpenvorland, zu vergleichen. Abgelagert wurden in der Kreide vor allem 

karbonatische Sedimente, wie flachmarine Riffkalke, pelagische Kalke und Mergel. 

Hinzu kommen kontinentale und klastische Faziesreihen. 

An der Grenze Kreide/Tertiär wurde das Karibische Gebirge und der Guayana-Schild 

gehoben, die Kreide/Paläozänoberfläche wurde zur Erosionsoberfläche, bis im 

Eozän/Oligozän eine wichtige Transgressionsphase mit einer Reihe von Faziesreihen 

folgte: es werden mächtige flachmarine bis brackische Faziesreihen sedimentiert, 

gemeinsam mit kontinental-terrestrischen Serien (Sandsteine, Pelite, Dolomite, terrigenes 

Material der Schildgebiete). Die Schwelle von El Baul, aus paläozoischen Serien, besteht 

seit der Kreide und verhinderte ab dem Oligozän ein Vordringen des Meeres nach 

Westen. 

1.3.1.2.2.2 Llanura de Chaco Pampeana 

Ein große zusammenhängende Tiefebene reicht mit einer N-S Austreckung von mehr als 

2000 km von 16°S bis etwa 40°S und zieht sich von Bolivien über Paraguay bis zum Río 

Negro nach Argentinien, dem Beginn der Patagonischen Tafel. Im Osten erstreckt sie 

sich bis zur Atlantikküste, vereint sich dort mit dem Paraná-Becken, im Westen bilden 

die Sierras Subandinas die Grenze, gemeinsam mit den Pampinen Sierren, die auch 

inselartig aus der weiten Ebene herausragen. 

49



Die oberflächennahen Schichten bestehen aus großteils alluvialen Gesteinen, wie 

weitgespannten Gebirgsfussflächen, Flusssedimenten, Süsswassersedimenten, und 

flachen Salaren. Von großer Wichtigkeit sind dabei ausgedehnte Lössareale im Zentrum 

des Tieflandes. 

Seit dem Paläozoikum war der gesamte Raum auf präkambrischen Untergrund von 

Becken und Schwellenbereichen geprägt. Das Paläozoikum kann mehrere 1000 m 

betragen. Trias und Jura sind nur in geringer Mächtigkeit ausgebildet. Noch während des 

Jura, mit Einsetzten des Zerfalls von Gondwana, formten tektonische Bewegungen den 

paläozoischen Untergrund zu mehreren Teilbecken, die von gewaltigen kretazischen und 

känozoischen Sedimenten erfüllt sind. Die kontinentalen Serien erreichen Mächtigkeiten 

zwischen 3000 m (westlich des Río Paraná) und 5000 m (an der Grenze 

Bolivien/Agentinien). 

1.3.1.2.3 Kreidebecken Brasiliens 

Zwischen dem Äquator und Pelotas im ganz im Süden Brasiliens haben sich ab der obere 

Jura bis in die Kreide Randbecken an einem auseinanderbrechenden Superkontinent 

gebildet. 

Im Bereich zwischen Pelotas und Recife ist eine deutliche Dehnungstektonik zu erkennen. 

Die Lineamente und Bruchstrukturen verlaufen parallel zum präkambrischen Unterbau. Die 

Füllung der abgesunkenen Teile lässt drei Serien erkennen: 

• im Liegenden befindet sich eine klastische nichtmarine Serie 

• der mittlere Bereich ist gekennzeichnet durch Evaporite 

• im Hangenden mischen sich zu klastischen Sedimenten allmählich paralische bis marine 

Serien. 

Weiter im Norden entwickelten sich komplizierte Strukturen, ebenfalls Hervorgerufen 

durch Dehnungsmechanismen der Kontinentalkruste. Auch Kompressionsvorgänge 

beeinflussten den Bereich bis in die Oberkreide. Es entstanden tiefgreifende Verwerfungen 

mit Sprunghöhen bis zu 5 km die mehr oder weniger dem Bereich der Küstenlinie 

zugeordnet sind. Die Randverwerfungen sind allerdings unabhängig von Küstenlinie und 

alten präkambrischen Strukturen. Das Ergebnis ist eine Vielzahl von Teilbecken, die 

wiederum in einzelne Schollen untergliedert sind, demnach ist auch eine stratigraphische 

Unterscheiung schwierig. Im Unterschied zum südlichen Abschnitt fehlen evaporitische 

Ablagerungen. 

Die Mächtigkeiten der jungmesozoischen und känozoischen Ablagerungen ist enorm: im 

komplex augebauten, durch Horst-Graben-Strukturen geprägten Sergipe-Alagoas-Becken 

südlich von Recife stellte man 8000 m fest, im Kontinentalschelf der Amazonasmündung 

gar 10.000 m. 

In der Unterkreide und an der Grenze zum Tertiär werden die Kreidebecken mit dem 

Auseinanderbrechen der Kontinente von Basaltdecken und -gängen durchsetzt. 

Wichtiges Detail: 

Trotz der starken Absenkungstendenzen der einzelnen Teilbecken in der Unterkreide fand 

man ausschließlich Süßwasserablagerungen - ein Beweis dafür, dass zu dieser Zeit der 

Südatlantik noch nicht komplett geöffnet war. Der marine Einbruch in die südamerikanische 

Spalte beginnt erst gegen Ende des Kreidezeit. Stratigraphisch konnte man feststellen, dass 

der Bereich nördlich Recife länger an Afrika gebunden war, während südlich davon der 

brasilianische Block von Afrika westwärts wegbewegt hatte. 

50



1.3.1.2.4 ...und Argentiniens 

Entlang des argentinischen Kontinentalrandes sind wie in Brasilien ebenfalls einige Becken 

eingetieft, deren innere Struktur noch weit bis in den Kontinentalschelf zu verfolgen ist. Da 

einge Senkungszonen Erdöl führen, sind sie durch Bohrungen und geopysikalische 

Messungen zudem relativ gut erforscht. 

Die Basis bilden Basalte der Formation Serra Geral (Basalte des Paraná-Beckens), die im 

Zuge des Auseinanderbrechens der südamerikanisch-afrikanischen Landmasse begleiteten, 

gemeinsam mit einer ausgeprägten Bruchschollendynamik, die das Absinken in 

grabenartige Teilbecken bewirkte. In der Unterkreide dominieren noch kontinentale und 

lakustrische Sedimente, während der Oberkreide lagerten sich bereits marine Sedimente ab. 

Teilweise von großer Bedeutung sind hier känozoische Füllungen. An der Oberfläche sind 

zu einem großen Teil jurassische Basalte und kreidezeitliche Sedimente zu finden, nur 

selten älteres Gestein des Basements. Den Rest bilden Sedimente des Känozoikums. 

Das Becken des Río Salado ist mindestens 3500 m tief. Im Bereich des Río Colorado 

erbohrte man bei 4500 den Sockel nicht, seismische Messungen ergaben eine Mächtigkeit 

des Sedimentkörpers bis zu 7000 m. die Anlage und Faziesreihen dieser Becken sind denen 

der brasilianischen Küsten sehr ähnlich. Eine ähnliche Tiefe erreicht das erdölführende, bis 

zum Andenvorland reichende Becken des Golfes de San Jorge bei Commodoro Rivadavia. 

1.3.1.3 Die Anden - ein kurzer Überbilck 

Die Anden, in Mittelamerika die Kordilleren, begleiten Lateinamerika in seiner ganzen 

Ausdehung von Nord nach Süd und sind somit mit je nach Zählung 7.500-9.000 km Länge 

das längste Gebirge der Welt, unter Einschluß der nordamerikanischen Gebirge erreichen die 

Ketten sogar 15.000 m Länge. Im Gegensatz zu den präkambrischen Grundgebirge des 

außerandinen Südamerikas gehören die Anden durchwegs zu den unruhigsten und 

beweglichsten Krustenteilen der Erde. 

Grund für die Herausbildung der Anden zu einem Hochgebrige liegt in der Dynamik der 

großen Plattenysteme der Erde. Die "leichteren" ozeanischen ostpazifischen Krustenteile 

subduzieren ständig unter die relativ stabile südamerikanische Kontinentalplatte mit ihren 

alten Schilden. Teile dieser alten Schilde wurden in den Bau der Anden mit einbezogen. 

Obwohl der Höchste der Anden keiner ist (Aconcagua, 6959 m), prägen Vulkane das Antlitz der Anden (im Bild 

der Vulkan Chimborazo, Ecuador) 

51



An der Naht der Subduktions ("Verschluckungs"-)zone tauchen die ostpazifischen Platten 

unter den amerikanischen Kontinent. In der Topographie erkennt man einen bis über 6000m 

tiefen Tiefseegraben, der von Chile bis nach Mexiko für einen steilen Kontinentalabfall an der 

Westküste Lateinameirkas sorgt. 

Erscheinen die Anden in großräumigen morphologischen-reliefstrukturellen Karten als 

Einheit, so ergibt sich bei genauerer Betrachtung ein weitaus differenzierteres Bild. Im 

Großen wird das Gebirge von einzelnen Nord-Süd streichenden Ketten aufgebaut. Im 

zentralen Teil weichen die Anden weit nach Westen aus. Grund dafür ist ein Weit ausladender 

Sporn des brasilianischen Schildes. Die einzelnen nebeneinander liegenden Gebirgsketten 

sind durch tektonisch abgesunkene Krustenblöcke voneinander getrennt und sind mit jüngeren 

Sedimenten aufgefüllt. 

In drei große Bereiche lassen sich die Anden unterteilen: 

• Die Nordanden breiten sich von der Cordillera de Mérida in Venezuela bis zum 

Gebirgsknoten von Pasto an der Grenze Kolumbien-Ecuador aus. 

• Die Zentralanden erstrecken sich von Nudo de Pasto etwa bis zum Llullaillaco in 

Nordchile. 

• Die Südanden reichen von der Atacama bis zum Cap Hoorn. 

52



53



1.3.1.3.1 Die Anden im Lichte der Plattentektonik 

Die Entwicklung des geodynamischen Modells der Plattentektonik war entscheidend für die 

Erforschung der Anden. Die Anden liegen an einem aktiven Kontinentalrand, einer 

tektonisch unruhigen Plattengrenze. Die schwere pazifische "Nazca"-Platte (Dichte etwa 

3,26 g/cm³) geht von der Spreizungszone des Ostpazifischen Rückens aus und subduziert 

unter die leichtere Platte Südamerikas (Dichte: 2,8-2,9 g/cm³). Die Subduktionszone 

zwischen der Nazca-Platte und der süamerikanischen Kontinetalplattform gehört zu den 

längsten der Erde. 

Durch gravimetrische und seismische Messungen wurde in den zentralen Teilen der Anden 

eine Krustendicke bis zu 70 km festgestellt. Dadurch bedingte junge morphogenetischtektonische 

Bewegungen ließen die Anden zu ihrer heutigen Form als Hochgebirge 

herausheben. 

Die Subduktionszone ist ident mit den Erdbebenhypozentren. Die Hypozentren liegen im 

Küstenbereich flach, weiter im Osten tief unter dem Kontinent. Auch das Einfallen der 

ozeanischen Platte ist nicht einheitlich und wechselt zwischen 10 und 45°. In Segmenten 

mit flacherem Einfallen fehlt an der Oberfläche junge vulkanische Tätigkeit. 

Die Subduktion ist von heftigen Erdbeben begleitet, entstanden durch Scherspannungen der 

kühlen, abtauchenden Nazca-Platte und durch Umwandlung der Gesteine in größerer Tiefe. 

Ein weiteres Merkmal für die Kollision der Lithosphärenplatten ist ein dem Kontinent 

vorgelagerte Tiefseesenke mit Tiefen bis über 8000m. Im Bereich dieses Tiefseegrabens 

werden nicht nur Teile der ozeanischen Kruste verschluckt, sondern es werden auch 

Sedimente und alte Krustenteile abgeschert und entlang der Benioffzone in die Subduktion 

mit einbezogen. 

Vulkanismus und die zahlreichen Plutone im Bereich der Anden werden ebenfalls mit den 

Subduktionsvorgängen in Verbindung gebracht. Durch die Wiederaufschmelzung der 

ozeanischen Kruste wird Wärme frei, Magmen werden mobilisiert. Über einen kompexen 

Aufstiegsvorgang der Magmamassen, bei dem es zur Aufschmelzung und Vermischung des 

Magmas mit Teilen der kontinentalen Kruste kommt, werden schließlich die Andesit- 

Vulkanitkomplexe extruiert. 

1.3.1.3.2 Die Anden im Vergleich zu den Alpen 

War man früher der Ansicht, alle Gebrige der Erde gehen auf einen ähnlichen Aufbau 

zurück und durchlaufen in ihrer Entstehung einen ähnlichen Ablauf, so erkennt man heute 

viele Unterschied, obwohl geologisch gesehen fast zeitgleich entstanden, zwischen den 

Alpen, als das best erforschte Gebirge der Welt, und den Anden, die in den letzten 

Jahrzehnten immer genauer erkundet wurden. 

Die Anden werden an der Oberfläche zu einem großen Teil von magmatischen Gesteinen 

aufgebaut. Kennzeichnend dafür sind dafür große Granitmassen, und die alles überragenden 

Vulkane, die das Wesen der Anden ganz entscheidend prägen. Die Alpen hingegen weisen 

praktisch überhaupt keine aktiven Vulkane auf. 

Die vertikale Einengung der Krustenbereiche war bei der Andengenese geringer als bei den 

Alpen. Dadruch fehlen im wensentlichen Deckenstrukturen, wie in den Alpen, die 

Gebirgsteile liegen nebeneinander (und nicht übereinander), durch tiefgreifende 

Schlollenbewegungen und innerandine Gräben voneinander getrennt. Seismische und 

vulkanische Aktivitäten begleiten heute noch intensiv den Andenraum. 

Horizontalverschiebungen von über 60 cm/Jahr unterstreichen die Beweglichkeit des 

Andenkörpers. Vertikalbewegungen in den Alpen betragen nicht mehr als 2mm/Jahr. 

54



Die Alpen hingegen bestehen vorwiegend aus Metamorphiten und Sedimentgesteinen, die 

in komplizierten Deckenstrukturen übereinandergestellt sind. 

Die Anden verfügen darüber hinaus über weltweit bedeutende Erzlagerstätten, während den 

Alpen nur in geringem Maße Mineralisationen widerfahren ist. 

1.3.1.3.3 Südanden 

Die Südanden bestehen in West-Ost-Richtung aus drei morphologsichen Elementen, die 

freilich nicht überall in gleicher Weise ausgebildet sind. In idealtypischer Abfolge lassen sie 

sich in Mittelchile verfolgen: 

• die Küstenkordillere 

• das große, sog. "Längstal", ein tektonisch angelegter Graben, also kein "Tal" 

• die Hochkordillere 

Die Küstenkordillere isgehört also zu den alten Bestandteilen (präkambrisch und 

paläozoisch) des Kontinents. Morphologisch begann ihre Herausbildung zur heutigen Form 

erst im Känozoikum, als sie horstartig herausgehoben und gekippt wurde. Heute ist sie im 

Gipfelniveau teils eingerumft oder gar abgetragen, obwohl sie noch Höhen von über 3000 m 

erreichen kann. Von ihrer historisch-geologischen Struktur ist die ein Relikt des Gondwana- 

Kontinentes, das in den Bau der Anden intensiv mit einbezogen wurde, von der Lithologie 

her sich allerdings deutlich von typisch andinen Gesteinen unterscheidet. 

Das Grundgebirge wurde teilweise mit einbezigen und besteht aus niedriggradig 

metamorphen Gesteinen, wie Phylliten, Glimmerschiefern, erst nach Osten hin kommen 

höhergadig metamorphe Gesteine (Gneise) vor. Bereits im Paläozoikum wurde diese 

Einheit metamorphisiert. 

Weiter nach Norden bestimmen neben den paläozoischen Serien jungpaläozoische Plutone 

die Geologie, zum Teil, etwa im Bereich von Concepción, in Verbindung mit tertiären 

Kohleschichten. 

Bis 47° südl. Br. ist die Morphologie durch eine Vielzahl von Fjorden und Inseln 

gekennzeichnet. Die pleistozäne und auch noch rezente Vergletscherung ist hier wichtigstes 

landschaftsprägendes Element. Die Aubflussbahnen der Gletscher richten und richteten sich 

natürlich nach den tektonischen Strukturen, die dadruch eine abermalige Akzentuierung 

erfuhren. 

Das Längstal ist ab 47° südl. Br. deutlich ausgeprägt und bis Santiago de Chile 1100 km zu 

verfolgen. Man ist sich heute noch uneinig, ob es sich um einen bloßen tektonischen 

Graben, oder um einen kontinentalen Grabenbruch, im Sinne des ostafrikanischen 

Bruchsystems, handelt. Die Grabenzone ist im Inneren nicht einheitlich. So konnte man im 

Süden bei Puerto Montt eine känozoische Aufsedimentierung von über 4000 m feststellen, 

im nördlichen Bereich nahe Santiago ist sie nur mehr 500 m mächtig. Seit dem Plio- 

/Pleistozän entwickelten sich die einzelnen Elemente der Südanden tektonisch in 

unterschiedlicher Weise: bei Santiago liegt die Grabensohle bei 500 m, während die 

Hauptkordillere bis über 5000 m anstieg und die Küstenkordillere 1500 m gehoben 

wurde.Das Längstal löst sich ab 51° südl. Breite nach Süden auf. 

Die Hauptkordillere ist weit höher als die Küstenkordillere. Zentrales geologisch und 

morphologisches Element sind hunderte Stratovulkane, aufgebaut aus andesitischer bis 

basaltischer Lava, die nach Norden hin immer mächtigere Höhen erreichen (Vulkan 

Tupungato, 6800 m) . 

Im südlichen Teil entwickelten sich über jurassischen, sauren bis intermediären Vulkaniten 

junge vulkanoklastische Gesteinsserien, weiter nach Osten konnte sich in der Kreide ein 

7000 m mächtiges Sedimentpaket ablagern, bestehend aus Flysch, Peliten, Psammiten, 

55



Konglomeraten und Kalken. Die Sedimente sind nur wenig gefaltet, und gehen nach Osten 

in eine kaum verfaltete Vortiefe über. Im fühen Tertiär intrudierten Plutone, die heute als 

markante Gebirgsteile herausragen (Balmaceda-Gruppe, Cerro Torre). Zwischen 51° und 

47° ist paläozoisches Grundgebirge aufgeschlossen, scharf gefaltet und nur von 

geringmächtigen Deckschichten umgeben. Im Norden schließen jurassische Plutone an, 

dann folgen marine und kontinentale Ablagerungen sowie mächtige andesitische und 

rhyolithische vulkanische Serien, immer wieder unterbrochen von pyrklastischen 

Produkten. Isgesamt erreicht diese jurassische bis in Alttertiär reichende Abfolge eine 

Mächtigkeit von 8000m. 

Cordillera Frontal und Präkordillere im Nordwesten Argentiniens 

Von 36° ist 27°S ist der Präkordillere im Osten und der Hochkordillere im Westen ein 

weiterer Gebirgszug zwischen geschaltet. Die 800 km lange und bis zu 5.000 m hohe 

Cordillera Frontal wird aus einem paläozoischen Faltengebirge aufgebaut. Auf einer 

präkambrischen Basis folgt devonischer Flysch, marine Sedimente des Karbons und Perms, 

sowie saurer bis intermediärer Vulkanismus des Permotrias. Den Abschluss bilden 

känoziosche kontinentale Sedimente. 

Die Präkordillere schließt östlich an die Cordillera Frontal an. Sie bildet in den 

argentinischen Provinzen Mendoza, San Juan und La Rioja einen eigenen Gebirgsstrang. 

Anders als in der Cordillera Frontal folgen hier auf einem präkambrischen Sockel marine 

Serien des Kambriums, Ordoviziums, Silurs und Unterdevons. Oberdevon liegt in 

kontinentaler, Karbon in mariner und kontinentaler, das Perm schließlich besteht aus 

kontinentaler Fazies. 

Faltungsvorgänge im Paläozän und andine tektonsiche Aktivitäten zergliederten die 

Präkordillere in schmale Antiklinen und Synklinen, vereinzelt drangen Intrusivgesteine 

(Ordivizium, Jungpaläozän) und Vulkanite (Perm bis Trias - sauer; Tertiär - basisch) in den 

Sedimentkörper ein. 

Pampine Sierren im Nordwesten Argentiniens 

Die Pampinen Sierren nehmen eine Zwischenstellung zwischen den alten Kratonen 

Südamerikas und den jungen Andenketten ein. Ihr morphlogisches Antlitz entspricht dem 

eines jungen Hochgebirges, das Alter der zu Tage tretenden Gesteine entspricht den alten 

Kratonen. Es handelt sich um uralte, proterozoisch-paläozoische Gebirge, die im Zuge der 

tektonischen Geschehnisse rund um die Andengenese im Pliozän und Pleistozän in eine 

groß angelegte Horst-Graben-Struktur umgewandelt wurde. Heute stehen die tektonischen 

Horste als Gebirgsbereiche isoliert da und können mitunter mächtige Höhen erreichen 

(Sierra de Famatina, 6250m; Sierra de Velasco, über 4500m). Umgeben sind sie von weiten 

Senkungszonen, die von jungen Sedimenten aufgefüllt werden. Man bezeichnet sie, je nach 

Form, als Bolsónes, Valles oder Campos. 

Im Inneren bestehen die Pampinen Sierren (Sierras Pampeanas) aus jungproterozoischen bis 

altpaläozoischen Glimmerschiefern, Phylliten und Hornfelsen. In diese starren Strukturen 

sind Granodiorite und Tonalite eingedrungen. Es entstanden Migmatite und Pegmatite. 

Hinzu kommen zudem zahlreiche Sedimentserien. Eine 3000m mächtige kontinentale 

Jungpaläozoische Serie mit Glossopteris-Flora (Beweis für die Westgrenze der Gondwana- 

Serien) wird überlagert von 1000m kontinentalen triassischen Rotsedimenten (Talampaya), 

dazu 2000 - 3000m tertiären Konglomeraten und Sandsteinen, sowie roten bis gelben 

Peliten, Oolithkalken und vulkanischen Tuffen. Damit nicht genug kommen örtlich noch 

basaltische bis andesitische Vulkanite hinzu. 

Sierras Subandinas (Andenvorland) 

56



Als Andenvorland fungieren die Subandinen Sierren, die die zentralen Anden im gesamten 

Bereich zwischen Argentinien und Peru 1500 km lang zum östlichen Tiefland hin 

abgrenzen. Beträgt die durchschnittliche Breite etwa 100 km, so kann sie örtlich, wie in 

Mittel und Nordperu, auch mächtiger sein. Von Osten her steigen die Subandinen Sierren 

flach an und münden im Westen in einem sanften Hügelland. Das Streichen folgt den 

Andenketten. 

Wie auch im Falle der Cordillera Frontal und der Präkordillere Argentiniens liegt ein 

paläozoischer Sockel zu Grunde, wird hier allerdings von sehr jungen Sedimenten (Kreide 

bis Tertiär) überlagert, die in einem System schmaler Antiklinen und Synklinen vorliegen. 

In Bolivien und Peru erriechen die Sedimente eine Mächtigkeit von ungefähr 10.000m. 

Weiters prägen präandine Seitenverschiebungen und tektonsiche Lineamente, die die 

jüngeren Strukturen durchbrechen und ostvergente Falten das Erscheinungsbild. Im Osten 

tauchen die Falten unter die weiten Akkumulationsebenen der Pama und des Chaco unter. 

Die Anden finden ihren Abschluß. 

1.3.1.3.4 Die Pampinen Sierren 

Am Südrand der Puna ansetzend, ziehen sich die Sierren in einzelnen Höhenzügen bis nach 

Mendoza, und erstrecken sich fast ausnahmslos von Norden nach Süden und zählen zu den 

alten Gebirgsteilen Argentiniens. Die Gebirgszüge werden von ebenso langgestreckten 

Tiefenzonen von einander getrennt, die man als Bolsones, Campos oder Valles bezeichnet. 

Im Inneren sind die Pampinen Sierren durch kristalline Schiefer des Präkambriums und, zu 

geringeren Teilen, aus paläozoischen und mesozoischen Sandsteinen und Kalken aufgebaut. 

Ebenfalls zu finden sind Granite und Diorite, die im Präkambrium und Paläozoikum, 

während der Gebirgsbildungsphasen, eindrangen, die Metamorphose der umliegenden 

Gesteine förderten, und heute z.T. an der Oberfläche zu sehen sind. Von der Genese her 

sind die Pampinen Sierren also ein verjüngtes Bruchschollengebirge (Tektogene 

Reliefbildung), das in der Zerrungszone der Anden entstanden sind. Die Hauptbruchlinien 

streichen von N nach S, ein zweites System zieht meist von W nach O. 

Die angesprochenen Tiefenzonen sind langgestreckte Becken, oder Talungen und als 

Grabensenken zu betrachten, die mit tertiären und quartären Sedimenten aufgefüllt sind. 

Nach der Herkunft kann man vier verschiedene Faziesreihen unterscheiden: 

(1) Grobes Blockwerk, Schotter und Sande der Fußflächenzone, also Material der Sierren. 

Die Sedimente werden zum das Becken hin immer feiner 

(2) Sande der Aufschüttungen der Flusssysteme (Rio Salado o Colorado, Rio de los 

Sauces) 

(3) Schluffe und Tone des zutage tretenden Tertiärs 

Äolische Akkumulationen (Nebkas, Medanos, Dünen, Löss). 

57



Charakteristik 

Die Gesteine der Sierren entstammen dem Präkambrium, als die Pampinen Sierren zu einem Hochgebirge herausgehoben wurden. 

Von den Gesteinsserien kann man zwei Einheiten unterscheiden: Das System „Occidental“ (Granite, Gneise, Phyllite, Migmatite) 

ist etwas jünger als das System „Oriental“ (Schiefer, Amphibolit, Kalk, Pegmatit, Granit). 

Findet man aus dem Kambrium keine Ablagerungen, so wurden im Ordovizium die Transpampine Sierren, jüngere Teile der 

Pampinen Sierren, gebildet. Es handelt sich meist um Ton- und Sandsteine, zu denen z.B. die Sierra de Famatina gehört. Sie sind 

reich an Fossilien. Weite Teile der Provinz war vom Meer bedeckt. 

Aus dem Silur sind zwar keine sedimentäre Ablagerungen zu finden. Es handelte sich aber um eine tektonisch sehr aktive Zeit, aus 

der die granitischen Intrusionen der Sra. de Famatina stammen. Im Devon setzt sich die Heraushebung der Transpampinen Sierren 

weiter fort. 

Während des Karbons und Perms wurde weit verbreitete terrestrische und limnische Sedimente abgelagert, es beginnt also ein 

Zeitraum der tektonischen Ruhe und Abtragung. Nur der Bereich westlich der Sierra de Velasco hob sich. Im Perm beginnt bereits 

die Ablagerung jener rötlichen Schichten, die charakteristisch für einige Berggebiete La Riojas sind. 

Triassische Ablagerungen (ebenfalls limnisch und fluvial) sind zwar weniger Mächtig, als die des Perms, aber im Südwesten La 

Riojas weit verbreitet. Während der Jura- und Kreidezeit wurden keine Sedimente abgelagert, die heute noch zu finden sind. Im 

Bereich der Sierren setzt sich daher die Zeit der tektonische Ruhe und Abtragung fort. 

Im Gebiet der heutigen Hauptkordillere beginnen vulkanische Aktivitäten . 

Im Tertiär setzten die ersten andinen Gebirgsbildungsphasen ein. Auch die Sierren werden im Zuge dessen tektonisch 

beansprucht. Das Bruchschollengebirge beginnt zu entstehen. Innerhalb der Sierren werden dabei unter feucht bis semiaridem 

Klima terrestrische Sedimente, genauso wie vulkanische Aschen abgelagert. Die Gebirgsbildung der Anden dauert im Prinzip bis 

heute an. Die Pampinen Sierren erhalten im Quartär ihre heutige morphologische Ausprägung. Sie werden im Zuge der andinen 

Orogenese hochgeschleppt, die Deckschichten wurden abgetragen, der kristalline Kern bleibt bestehen. 

Die postorogenetische Landformung unterlag im wesentlichen den heutigen Klimabedingungen, wobei es immer wieder feuchtere 

Phasen gegeben hatte. Morphologisch spielen tektonische Vorgänge weiterhin eine große Rolle, besonders in den gehobenen 

Gebirgsteilen. In den Niederungen herrscht heute aride Morphodynamik vor. 

Die Sedimentation in die Tiefenzonen setzt sich weiter fort. Sie beinhalten also Formationen des Tertiärs und Quartärs. Ältere 

Sedimentpakete treten im Gelände oft auffällig hervor. 

1.3.1.3.5 Zentrale Anden 

Es gibt viele Einteilungen der Anden. Folgt man der hier vorgestellten, dann reichen die 

Zentralanden vom Vulkan LLullaillaco in Nordchile, wo sich in Richtung Norden die Ostund 

Westkordillere weit voneinander entfernen und den Altiplano Boliviano einschließen 

über den Nudo de Vilcanota, wo sie sich wieder annähern und nun einer längs-zertalten 

Gebirgslandschaft Platz machen nach Südecuador, wo beide Kordillerenstränge wieder 

etwas auseinandertreten und einer Serie von Becken Raum geben, die schon Alexander von 

Humboldt als Straße der Vulkane bezeichnete, bis zum Nudo de Pasto an der Grenze 

Ecuador-Kolumbien, wo nun plötzlich drei Kordillerenstränge sehr unterschiedlicher 

geologischer Struktur und Entstehung entspringen. Die Doppelgleisigkeit von West- und 

Ostkordillere ist demnach das bestimmende Kennzeichen der Zentralanden, die von Nord 

nach Süd wiederum klar in drei Teile (Ecuador, Peru bis Nudo de Vilcanota, Peru-Bolivien) 

gegliedert werden können. 

Obwohl eine genaue strukturelle Abrenzung und Erkennung in der Morphologie oft nicht 

exakt möglich ist ergibt sich von West nach Ost ergibt sich folgende charakteristische 

Abfolge des inneren Baus: 

58



Die Zentral-Anden schließen den breitesten Teil der Anden mit etwa 900 km W-O- 

Erstreckung ein. Hier ist die größte Reliefenergie der Erde zu finden: innerhalb kurzer 

hurzontaler Distanz steigen die Anden von der Peru-Tiefseesenke (8000m u. d. M.) auf 

knapp 7000m (Vulkan Ojos de Salado) der Hochkordillere an. Einzelne morphologische 

Elemente der Anden, parallel zur N-S, bzw. NW-SO-Streichrichung angeordnet, lassen sich 

auch hier verfolgen, wenn auch nicht über die gesamte Länge hinweg. Obwohl eine genaue 

strukturelle Abrenzung und Erkennung in der Morphologie oft nicht exakt möglich ist ergibt 

sich von West nach Ost ergibt sich folgende charakteristische Abfolge des inneren Baus: 

Küstenkordillere (Cordillera de la Costa) 

In einigen Bereichen bildet die Küstenkordillere eine Steilküste und steilg unmittelbar bis 

2500m empor. Die höchsten Erhebungen findet man in der Sierra Vicuña mit knapp über 

3000m. Die Küstenkordillere wird aus einem präkambrischen metamorphen Sockel 

aufgebaut, der zwischen Mollendo und Arequipa auch an die Oberfläche treten kann. Gneise 

und Granulite aus diesem Gebiet sind mit 2 Mrd. Jahren die ältesten Gesteine der Anden 

überhaupt. Paläozoische Serien treten nur an isolierten Aufschlüssen an der chilensichen 

Küste zu Tage. Präkambrische und paläozoische Serien bilden den kristallinen Sockel der 

Präkordillere, der nur von einem wenig verformten Deckgebirge überlagert wird, das im 

gesamten Bereich von Störungen und Schwächezonen geprägt ist. An der Wende von Jura 

und Kreide setzte ein basaltischer-andesitischer Vulkanismus ein, dessen Gesteinspakete 

zum Teil von großer Mächtigkeit (über 10000m) sein können. Ein Großteil der Kordillere 

wird von riesigen Plutonen eingenommen, wobei vor allem Intrusionen im 

Jungpaläozoikum, im Jura und in der Kreide von Bedeutung sind. Der Küstenbatholith von 

Peru hat z.B. eine Länge von 1300 km. 

Hochkordillere oder Westkordillere 

59



Die Hochkordillere bildet das oberste Stockwerk der Anden. Hunderte von Gipfeln, meist 

Stratovulkane, mit knapp 7000m Höhe kennzeichnen das Landschaftsbild. Der innere Bau 

ist aber keineswegs einheitlich. 

Den Grundstock bildet auch hier ein alter kristalliner Sockel, der aber kaum zu Tage tritt. 

Von 27°S Richtung Norden wird die Hochkordillere von mächtigen und weit verbreiteten 

känozoischen Vulkaniten verhüllt. Die vulkanische Tätigkeit dürfte etwa vor 25 Mio. Jahren 

begonnen haben. Hunderte Stratovulkane bilden die herausragendsten höchsten Bereiche, 

der hier auf etwa 4000m gelegene Sockel wird von etwa 200.000 km² Ignimbritdecken 

zugedeckt. Der Ojos del Salado (6880m) und der Llullaillaco (6723m) sind die höchsten 

Landvulkane der Erde. Die südperuanischen Gipfel erreichen im Ampato (6310m) und im 

Coropuna (6426m) immer noch beachtliche Höhen. 

Puna (Argeninien) oder Altiplano (Bolivien) 

Zwischen der Hoch- bzw. Westkordillere und der Ostkordillere liegt ein über 2000 km 

langes breites Senkungsfeld, das sich vom NW Argentiniens über Bolivien bis in den Süden 

Perus erstreckt. Im Känozoikum, als die Anden zum Hochgebirge herausgehoben wurden, 

blieb das Krustenstück des Puna-Altiplanoblocks grabenartig und sank rasch ab. Aufgefüllt 

wurde die Senke durch 14.000 m mächtige Sedimente der Oberkreide und des Teriärs, die 

den Vrogang des Absinkens gut dokumentieren. Die Hebung des gesamten Blocks auf seine 

heutige Höhe von 3500-4000m begann erst im Pliozän und dauert bis heute an. Das 

Erscheinungsbild wird von von großen Salaren und Salzseen beherrscht. Das Salar de Uyuni 

ist das größte in Südamerika, der Titicacasee der höchste schiffbare See der Erde. 

Durchsetzt wird die weite Hochebene von einem im Miozän einsetztenden Vulkanismus, 

der hohe Stratovulkane, wie den Sajama (6520m), oder den Queva (6130m) hervorbrachte. 

Ostkordillere im Nordwesten Argentiniens 

Die Ostkordillere setzt im argentinischen Tucumán ein, geht in Bolivien in die Cordillera 

Oriental, Cordillera Real, und in weiterer Folge in die Cordillera Oriental Perus über. Etwa 

auf der Breite von Lima endet die Ostkordillere. 

Das wichtigste Bauelement sind 10.000 bis 15.000m mächtige paläozoische Sedimente, die 

sich einst in einem großen intramontanen Becken zwischen dem brasiliansichen Schild und 

dem präkambrischen Gebirge an der pazifischen Küste ablagerten. Es handelt sich großteils 

um Pelite und Psammite als marine Flachseeablagerungen, nur selten sind Karbonatische 

Ablagerungen gefunden worden. 

Das Alter der Gesteine, alles in allem paläozoisch, ist im Detail unterschiedlich. 

Kambrische Elemente sind nur in Argentinien und Süd-Bolivien beobachtet worden. 

Besondere Mächtigkeit erreichen Ablagerungen aus dem Ordovizium und Devon, vor allem 

in Argentinien und Peru, durch zwei paläozoische Gebirgsbildungen geprägt, scharf gefaltet 

und leicht metamorphisiert wurden. Das jüngere Paläozoikum (Karbon, Perm) liegt in meist 

kontinentaler Fazies vor und liegt diskordant über dem Altpaläozoikum. Der Prä- 

Paläozoische, proterozosiche Sockel tritt nur in einzelnen Aufschlüssen Argentiniens und 

Perus in Form von Phylliten und Glimmerschiefern zu Tage. 

Ein zweites Bauelement sind Tiefengesteine unterschiedlichen Alters.Besonders in Peru 

sind paläozoische Intrusiva und Extrusiva von Bedeutung, wo während einer 

jungpaläozioschen Dehnungsphase der Kruste 1.000 km lange Magmatite (Granite, 

Ignimbrite) produziert wurden. In den paläozosichen Mantel der Cordillera Real Boliviens 

drangen im vom Mesozoikum bis ins Tertiär Plutone ein. Sie wurden durch Erosion 

freigelegt und bilden heute den imposanten Gipfelbereich des Illampu (6.550m) und des 

Illimani (6.439m). 

60



In Argentinien hat sich in einigen Bereichen über dem paläozoischen Sockel ein bis zu 

5.000m mächtiger Aufbau aus kontinentalen Rotsedimenten der Oberkreide und des Tertiärs 

gebildet. 

Die peruanische Cordillera Blanca ist eines der Paradiese der Extrembergsteiger in 

Lateinamerika. Sie wird aus Schiefer und Psammiten des Oberkarbons und der Kreide 

aufgebaut. Durchbrochen wird diese Serie durch das Tiefengestein des Huascarán-Massivs 

(6778m). In Peru bilden die Anden morphologisch einen mächtigen Gebirgsbereich dar, erst 

in Ecuador ist die Kordillere durch eine Depression deutlich untergliedert. Weiter nördlich 

in Kolumbien ist eine weitere Auffächerung in drei eigenständige Gebirgsregionen zu 

erkennen. 

Nordperu 

In Zentral- und Nordperu unterscheidet man im Groben zwischen einer Westkordillere und 

einer Ostkordillere. Die Westkordillere ist in mehrere Jura- und Kreideserien untergliedert, 

bestehend aus Vulkaniten, Volkanoklasten und Sedimenten. Seit der Mittelkreide intrudiert 

in diese Komplexe Gesteinsformation in einzelnen Schüben ein Küstenbatholith. Die 

Gebirgsbereiche werden von diesem Plutonit geprägt. Im Gegensatz zu südlich und nördlich 

gelegenen Andenteilen wurde die Westkordillere zwischen Mesozoikum und Tertiär 

intensiv gefaltet. Schuppenstrukturen, Aufschiebungen und für die Anden eher 

ungeföhnliche Überschiebungen verleihen dem Gebirgszug einen komplizierten Aufbau. 

Die Ostkordillere hat ebenfalls eine Besonderheit zu bieten. Hier treten präkambrische und 

paläozische Schiefer zu Tage, die während paläozoische Gebirgsbildugsphasen stark 

verformt und durch Intrusionen ergänzt wurden. Die Bildung kontinentaler Rotsedimente 

und Vulkanite zwischen Oberkreide und Pliozän verjüngten die Ostkordillere. 

Nach Osten schließt eine subandine Zone die Anden ab. Sie besteht aus drei verschiedenen 

Elementen, allesamt aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen Gesteinen. 

Ecuador 

Ecuador in seiner gesamten Längsausdehnung von zwei Gebirgssträngen durchzogen, der 

Westkordillere und der Ostkordillere. Getrennt werden sie durch eine grabenartige 

innerandine Senke, wo sich auch die Hauptstadt Quito befindet. Zwischen pazifischer Küste 

und der Westkordillere liegt ein weites Küstentiefland und der Golf von Guayaquil. Der 

breite Küstenstreifen besteht aus erdölführenden mächtigen Sedimentpaketen, die zwischen 

Kreide und Tertiär abgelagert wurden. Eine tektonische Besonderheit stellt die Cordillera de 

Chogon-Colonche dar. Im Gegensatz zu den stetig N-S-streichendnen Andenketten, verläuft 

dieser Höhenbereich (nicht höher als 700m) in WNW-ESE-Richtung. 

Die Westkordillere besteht aus kreidezeitlichen basaltischen Vulkaniten und Peliten, deren 

Mächtigkeit einige 1.000m erreicht. Zwischen Oberkreide und Tertiär wurde diese 

Gesteinsserie mehrfach gefaltet. Gegen Osten hin sind flyschartige Sedimente der 

Oberkreide zu finden, bedeckt von Sedimenten des Tertiärs. Beide Serien sind durch junge 

tektonsiche Bewegungen ebenfalls tektonisch beansprucht und scharf gefaltet. 

Während der gebirgsbildenden Phase im Tertiär entstand auch die grabenartige Senke von 

Quito. Die heutige Oberfläche liegt auf einer Höhe von 2.500 - 3.000m. Die Senke ist mit 

mächtigen pyroklastischen Lagen aufgefüllt. Dazwischen geschaltet sind glazigene Lahar- 

Ablagerungen. Im Tertiär setzt eine intensive vulkanische Aktivität ein. Im Beckenbereich 

bauten sich mächtige Vulkane auf, wie etwa der Chimborazo (6.310m) oder der Cotopaxi 

(5.897m) bei Ouito. 

Die Ostkordillere durchzieht mit 650 km fast das gesamte Land und ist fast ausschließlich 

aus uralten metamorphen Gesteinen aufgebaut. Das Gesteinspektrum reicht dabei von 

hochgradig metamorphen Gneisen, Migmatiten des Präkambriums, bis zu Otho- und 

61



Paragneise, Grünschiefer und den schwach metamorphen Phylliten. Die jüngsten Gesteine 

entstammen dem Paläozoikum. Einzelne Granitintrusionen am Ostrand wurden in Oberjura 

und Tertiär eingeordnet. 

Die subandine Zone entwickelte sich in einer weiten Snkungszone zwischen 

brasiliansichen Schild und Kordillere. Zwsichen Oberdevon und Quartär lagernten sich hier 

über 10.000m mächtige erdölführende Sedimentserien ab, die immer wieder epirogenetisch 

gehoben wurden. 

1.3.1.3.6 Nordanden 

Die Nordanden sind durch drei Kordillerenstränge gekennzeichnet, die in Kolumbien durch 

die tiefen Grabenbrüche des Río Cauca und des Río Magdalena voneinander getrennt sind. 

Nach Venezuela setzt sich nur die Ostkordillere fort, die dort in der Cordillere de Mérida 

einen großartigen Abschluss findet. 

Kolumbien 

Die morphologische Struktur der Anden Kolumbiens zeigt die Struktur der Nordanden mit 

ihren drei, klar voneinander getrennten Gebrigssyteme am deutlichsten. Die 

62



Westkordillere, Cordillera Occidental, wird dabei durch das Tal des Río Cauca von der 

Zentralkordillere, der Cordillera Central, getrennt. Zwischen dieser und der 

Ostkordillere, Cordillera Oriental, liegt das breite Tal des Río Magdalena. Aufbau und 

Struktur der drei Gebirge sind vollig unterschiedlich. 

Bemerkenswert sind die ausgeprägten Subsistenzbereichen, Zonen mit großen 

Absenkungstendenzen, zwischen den Kordillerenketten Kolumbiens und Venezuelas. 

Zwischen Pazifik und Cordillera Occidental liegt ein aus mächtigen tertiären Sedimenten 

aufgebauter hügeliger Küstenbereich. Einzige höhere Erhebung ist die Sierra de Baudó 

(1810 m), eine mesozoische vulkanische Extrusion. Gegen Osten schließen leicht 

metamorphe Tonschiefer und Kieselschiefer, die von mächtigen basaltischen 

Vulkanitdecken bedeckt sind. Dieser Kompex baut die Westkordillere auf. Man deutet 

heute diese Struktur als Rest einer ozeanischen Krustenteiles mit Inselbogen-Vulkanismus, 

das erst im Tertiär der kontinentalen Kruste Südamerikas angelagert wurde. Lokal 

intrudierten tertiäre Tonalitstöcke in die jurassisch-kretazischen Vulkanite. 

Die Zentralkordillere wird von alten präkambrischen und altpaläozoischen Gesteinen 

bestimmt. Typisch für die Cordillera Central sind niedriggradige Metamorphite, wie 

Phyllite, Quarzite und metamorphisierte Komglomerate. Sie weisen eine ausgeprägte 

Schieferung und scharfe Faltungen auf. Die Metamorphite werden diskordant von 

devonischen und unterkarbonischen kontinentalen sowie oberkarbonischen und permischen 

marinen Sedimenten überlagert. Am Ostrand befindet sich ein Gemisch aus 

permotriassischen Ignimbriten und kreidezeitlichen Konglomeraten, Grauwacken, 

Pyroklastika und Kalksandsteinen. Zwar erreichen Ost- und Westkrodillere ebenfalls 

beachtliche Höhen, die Zentralkordillere wurde allerdings bis in die Kreide gewaltig 

gehoben. Sie ist auch der einzige Beriech Kolumbiens der von jungem, ab dem Miozän 

einsetztenden, Vulkanismus geprägt ist. Die höchsten Gipfel werden von sehr jungen 

Vulkanen aufgebaut. Zu den höchsten zählen der Nevado Tolima (5215 m), der Nevado de 

Huila (5439 m) und der Nevado de Ruiz (5400 m), um nur einige zu nennen. Letztgenannter 

brach 1985 in verheerender Weise aus. 

Die Ostkordillere hat eine kompliziertere Struktur. Zunächst in drei Gebieten der 

prätriassiche Sockel aufgeschlossen. Von Süden nach Norden liegen diese bei Garzón, der 

Bereich Quetamé und bei Santander. In sich ist dieser Körper ebenfalls sehr heterogen 

aufgebaut. Das Gestein besetht aus stark metamorphen Gneisen und Granuliten. Ein weites 

Gebiet wird von gewaltigen marinen Kreideserien eingenommen, die dirkordant über dem 

alten Sockel liegen. In einigen Bereichen erreichen diese Serien eine Mächtigkeit von bis zu 

11.000 m. Im Gegensatz zum tektonisch stark untergliederten Socke sind in der Kreide nur 

sehr schwache Faltenstrukturen zu beobachten - ungewöhnlich, darüber hinaus wurde dieses 

mächtige Schichtpaketvon keiner weiteren Orogenes erfasst. 

Bemerkenswert ist die tektonische Struktur der Ostkordillere. Der Nordbereich ist 

tektonisch stark untergliedert, weiter südlich dominieren große Aufwölbungen, Diese 

Strukturen beeinflussen auch das Aussehen des Deckgebrige. Insgesamt handelt es sich um 

einen riesigen tektonsich gehobenen Block zwischen den Tiefenbereichen des Río 

Magdalena im Westen und den Llanos im Osten. Einzelne Verwerfungen im Sockel weisen 

einen Höhenunterschied von 10.000 m auf ! 

Junge Tektonik spielt auch in den nördlichen Grundgebirgsschollen Kolumbiens eine große 

Rolle. Die Sierra Nevada de Santa Marta und die wesentlich niedrigere Halbinsel 

Guajira sind vom Rest der Anden durch Sankungszonen getrennt. Die Sierra Nevada de 

Santa Marta steht überhaupt einen nach allen Seiten von tektonischen Strukturen begrenzter 

Block dar. Imposant ist der höchste Punkt des Gebirges: der Cristóbal Colon mit einer Höhe 

von 5776 m liegt direkt über dem karibischen Meer. 

63



Wie in den anderen nördlichen Gebrigen Kolumbiens ist auch die Sierra Nevada 

gekennzeichnet durch komplexe Strukturen im Inneren. Den blockartig gehobenen 

Gebirgssockeln stehen weit abgesunkene Krustenteile gegenüber, mit mächtigen 

Sedimentschichten augefüllt. 

Die innere Struktur zeigt zuunterst aus präkambrischen hochmetamorphen Gneisen, 

Granuliten und Amphiboliten, es folgen permotriassische Rotsedimente und Ignimbrite. In 

jungerer Zeit, etwa vor 190 und 50 Mill. Jahren, drangen ausgedehnte granitische Plutone 

ein. 

Eine der wichtigsten Störungszonen der Anden ist das W-E verlaufende System der Oca- 

Störung, die im Osten noch in der venezolanischen Sierra Mérida weiterzuverfolgen ist. Sie 

begrenzt die Sierra de Nevada nach Norden und Osten. Allein im Alttertiär waren hier 

Vertikabwegungen von mehreren tausend Metern wirksam, die stärksten Vertikaltendenzen 

der Anden. Noch im Eozän führten Verschiebungen zu einem horizontalen Versatz von 15- 

20 km. Diese und andere Störungslinien der Sierra Nevada werden als Ausdruck für 

Aktivitäten zwischen der karibisch-südamerikanischen Plattengrenze gedeutet. 

Venezuela 

Direkt an die Cordillera Oriental schließt in Venezuela die Cordillera Merida an. Unweit im 

Südosten der Stadt Merida erreicht sie im Pico Bolivar (5004 m) ihren höchsten Punkt. 

Zusammen mit der Serranía de Perija (Pico de Taetria, 3750 m), ebenfalls ein Ausläufer der 

Cordillera Oriental, bilden sie den Rahmen für den Golf von Maracaibo und und trennt es 

von der Tiefebene des Orinocco. Beide Gebirge bestehen im Liegenden aus präkambrischen 

bis altpaläozoischen metamorphisierten Serien. Es folgen mächtige marine Sedimente, die 

sich zwischen Ordovizium und Devon ablagerten, darüber flyschähnliche Faziesreihen. Im 

jüngeren Paläozoikum folgen marine und kontinentale Sedimente. Während Trias und Jura 

nur stellenweise als limno-fluviatile Sedimente zu finden sind, entwickelte sich in der 

Kreide eine bedeutende marine Transgression. Das Tertiär überlagert die Kreide mit 

geringmächtigen marin-terrestrischen Serien. Den Abschluß bilden molasseartige 

Sedimente des Miozäns. 

Magmatische Ereignisse datieren aus dem Paläozoikum als mehrfach Granitkörper 

intruierten. Auch vulkanische Tätigkeiten sind auf das Paläozoikum beschränkt, womit sich 

die Anden Venezuelas deutlich von anderen Andenbreichen unterscheidet - seit der Trias 

fanden hier keine magmatischen Vorgänge statt. Statt dem folgten Bruchverwerfungen, 

Blockbewegungen und Bildung grabenartiger Senken, bis schließlich am Ende des Eozäns 

ein starkes orogenetisches Ereignis die Anden zum Hochgebirge werden ließ. 

Nordperu 

In Zentral- und Nordperu unterscheidet man im Groben zwischen einer Westkordillere und 

einer Ostkordillere. Die Westkordillere ist in mehrere Jura- und Kreideserien untergliedert, 

bestehend aus Vulkaniten, Volkanoklasten und Sedimenten. Seit der Mittelkreide intrudiert 

in diese Komplexe Gesteinsformation in einzelnen Schüben ein Küstenbatholith. Die 

Gebirgsbereiche werden von diesem Plutonit geprägt. Im Gegensatz zu südlich und nördlich 

gelegenen Andenteilen wurde die Westkordillere zwischen Mesozoikum und Tertiär 

intensiv gefaltet. Schuppenstrukturen, Aufschiebungen und für die Anden eher 

ungeföhnliche Überschiebungen verleihen dem Gebirgszug einen komplizierten Aufbau. 

Die Ostkordillere hat ebenfalls eine Besonderheit zu bieten. Hier treten präkambrische und 

paläozische Schiefer zu Tage, die während paläozoische Gebirgsbildugsphasen stark 

verformt und durch Intrusionen ergänzt wurden. Die Bildung kontinentaler Rotsedimente 

und Vulkanite zwischen Oberkreide und Pliozän verjüngten die Ostkordillere. 

64



Nach Osten schließt eine subandine Zone die Anden ab. Sie besteht aus drei verschiedenen 

Elementen, allesamt aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen Gesteinen. 

Ecuador 

Ecuador in seiner gesamten Längsausdehnung von zwei Gebirgssträngen durchzogen, der 

Westkordillere und der Ostkordillere. Getrennt werden sie durch eine grabenartige 

innerandine Senke, wo sich auch die Hauptstadt Quito befindet. Zwischen pazifischer Küste 

und der Westkordillere liegt ein weites Küstentiefland und der Golf von Guayaquil. Der 

breite Küstenstreifen besteht aus erdölführenden mächtigen Sedimentpaketen, die zwischen 

Kreide und Tertiär abgelagert wurden. Eine tektonische Besonderheit stellt die Cordillera de 

Chogon-Colonche dar. Im Gegensatz zu den stetig N-S-streichendnen Andenketten, verläuft 

dieser Höhenbereich (nicht höher als 700m) in WNW-ESE-Richtung. 

Die Westkordillere besteht aus kreidezeitlichen basaltischen Vulkaniten und Peliten, deren 

Mächtigkeit einige 1.000m erreicht. Zwischen Oberkreide und Tertiär wurde diese 

Gesteinsserie mehrfach gefaltet. Gegen Osten hin sind flyschartige Sedimente der 

Oberkreide zu finden, bedeckt von Sedimenten des Tertiärs. Beide Serien sind durch junge 

tektonsiche Bewegungen ebenfalls tektonisch beansprucht und scharf gefaltet. 

Während der gebirgsbildenden Phase im Tertiär entstand auch die grabenartige Senke von 

Quito. Die heutige Oberfläche liegt auf einer Höhe von 2.500 - 3.000m. Die Senke ist mit 

mächtigen pyroklastischen Lagen aufgefüllt. Dazwischen geschaltet sind glazigene Lahar- 

Ablagerungen. Im Tertiär setzt eine intensive vulkanische Aktivität ein. Im Beckenbereich 

bauten sich mächtige Vulkane auf, wie etwa der Chimborazo (6.310m) oder der Cotopaxi 

(5.897m) bei Ouito. 

Die Ostkordillere durchzieht mit 650 km fast das gesamte Land und ist fast ausschließlich 

aus uralten metamorphen Gesteinen aufgebaut. Das Gesteinspektrum reicht dabei von 

hochgradig metamorphen Gneisen, Migmatiten des Präkambriums, bis zu Otho- und 

Paragneise, Grünschiefer und den schwach metamorphen Phylliten. Die jüngsten Gesteine 

entstammen dem Paläozoikum. Einzelne Granitintrusionen am Ostrand wurden in Oberjura 

und Tertiär eingeordnet. 

Die subandine Zone entwickelte sich in einer weiten Snkungszone zwischen 

brasiliansichen Schild und Kordillere. Zwsichen Oberdevon und Quartär lagernten sich hier 

über 10.000m mächtige erdölführende Sedimentserien ab, die immer wieder epirogenetisch 

gehoben wurden. 

1.3.1.3.7 Karibisches Küstengebirge 

Es ist weniger die Höhe die Besonderheit am Karibischen Küstengebirges, die höchsten 

Höhen werden in der Nähe von Caracas mit 2800 m erreicht, sondern der geologische 

Aufbau und die Morphologie. Es dominieren hochmetamorphe Gesteine der Kreide und des 

älteren Mesozoikums. Tektonische Deformationen mit Deckenstrukturen und Flyschserien 

spielen eine große Rolle. Für die Entstehung des Orogens muss man komplizierte 

plattentektonsiche Modelle zwischen der karibischen und südamerikanischen Platte. Bei 

jüngeren Forschungen entdeckte man umfangreiche basisce und ultrabasische Körper in 

Verbindung mit Tiefseesedimenten. Man nimmt an, dass ozeansiche Krustenteile am 

Aufbau des Gebirges beteiligt sind, in einzelnen tektonischen Teilen sind sogar eine Anzahl 

von Unterkrusten und Mantelgesteine zu finden, was für intensive Subduktionsprozesse 

zwischen einer ozeanischen und kontinentalen Kruste spricht. 

Man kann das gesamte Orogen in vier Teile untergliedern: 

•Die Cordillera de la Costa wird von hochmetamorphen Gesteinen des vormesozoischen 

Sockels aufgebaut, von Gesteinen des Jura und der Kreide, in die konkordant Linsen von 

65



Eklogit, Amphibolit und Serpentinit eingeschaltet sind. In diese Serien intruierten junge, 70- 

80 Mill. Jahre alte Granit- und Grandioritplutone. Sie wird nach Süden von scharfen 

tektonsichen Störungen begrenzt. 

• Weiter nach Süden folgt der Bereich Caucagua - El Tinaco, der von Vulkaniten und 

Sedimentgesteinen der Kreide aufgebaut wird und nur schwach metamorphisiert sind. Hier 

liegt auch der paläozoische Plutonkomplex El Tinaco. In diese Serien sind immer wieder 

allochtone Metamorphite der Kreide und des Alttertiärs eingeschaltet. 

• Ostlich schließt der schmale Bereich von Paracotos an, der aus Kalken, Konglomeraten 

und Vulkaniten aufgebaut wird, eingebettet in einer phyllitischen Grundmasse. An den 

begrenzenden Störungen treten Serpentinite und Gabbrokörper auf. 

• Nach Süden hin schließt der Bereich von Villa de Cura an, einem allochtonen Block, der 

auf andere Strukturen aufgeschoben wurde. Er besteht aus Metabasalten und vulkanischen 

Tuffen. Phyllite sind ebenso zu finden, wie Eklogite und Chloritschiefer. 

Den Abschluss bilden die alttertiären Flyschserien der Zone von Piemontina, die tektonisch 

stark verformt sind, und auf die kontinentalen Sedimente der Llanos aufgeschoben wurden. 

1.3.1.4 Die Lagerstätten in Südamerika 

Südamerika ist reich an Lagerstätten der verschiedensten Art. Im ausserandinen Raum sind 

vor allem die ausgedehnten präkambrischen Gesteinsfolgen reich an Erzlagerstätten. 

Nennenswerte Vorkommen von Erdöl und Kohle findet man in schmalen Säumen an der 

Atlantikküste und Brasiliens oder in den großen Tiefländern Venezuelas oder Argentiniens. 

Unter den Top 20 der erdölproduzierenden Länder befinden sich mit Venezuela (6.), Brasilien 

(18.) und Argentinien immerhin drei südamerikanische Länder. 

Zur Terminologie: Bei abbauwürdigen Mengen spricht man von Lagerstätten, bei geringeren 

von Vorkommen. Infolge von Preisänderungen, technischen Verbesserungen oder wachsender 

Nachfrage können sich Vorkommen zu Lagerstätten entwickeln. 

Man unterscheidet primäre und sekundäre Lagerstätten/Vorkommen. Primäre befinden sich 

am Ort der Entstehung, sekundäre wurden umgelagert, sind also in der Regel Sedimente. 

1.3.1.4.1 Ausserandine Lagerstätten 

Die wichtigsten Lagerstätten des ausserandinen Raums enthalten Eisen, Mangan, 

verschiedene andere Erze und Edelmetalle und diverse Verwitterungslagerstätten und Erdöl. 

Die Erze sind, wenn es sich um primäre Vorkommen handelt, vor allem an die alten 

archaischen Kerne des Kontinents gebunden. Die Eisen und Manganlagerstätten Brasilens 

zählen zu den größten der Welt. 

Zahlreiche wichtige Erze und Edelsteine entstanden bei pegmatitisch-pneumatolytischen 

und hydrothermalen Phasen im Zuge der Brasiliano-Orogenese der Schildgebiete 

Südamerikas. 

In jüngeren präkambrischen Gesteinen wurden vor allem in den Staaten Paraiba und Rio 

Grande do Norte (Nordostbrasilien) bedeutende Wolfram- und Zinnsteinlagerstätten 

erschlossen. Im Bereich des Guayana-Schildes und in vielen Teilen Brasiliens ist alluviales 

Seifengold bekannt, das aus hydrothermalen Lagerstätten herausgewittert und fluviatil 

verfrachtet wurde. Primärlagerstätten an Gold findet man in hydrothermalen Quarzgängen, 

oder in metamorphisierten Konglomeraten. Unzählige Pegmatitgänge durchsetzten weite 

Teile Nordostbrasiliens. Die Quarzgänge der Pegmatite sind oft mauerartig herausgewittert 

und führen neben Quarz , Mikrolin und Glimmerplatten verschieden Edelsteine, wie 

66



Turmalin, Beryll, Topas, Aquamarin und Smaragd. Eine sekundäre Anreicherung durch 

Verwitterung erfolgte entlang der Flüsse. Solche Lagerstätten bezeichnet man als Seifen. 

Brasilien ist ferner der wichtigste Produzent von Bergkristall und Quarz für optische und 

elektronische Zwecke. Die Quarze werden in reinen Gängen im Ausmaß von 1200 km 

Länge und 100 bis 200 km Breite gefunden! 

In Bereichen Ostbrasiliens, des Guaporé-Kratons und am Guayanaschild kommen 

Diamanten, vor allem Industriediamanten, in vielen Flussseifen vor. 

1.3.1.4.1.1 Eisen 

Zwischen 2800 Mio. und 1600 Mio. Jahren entstanden in allen Kratonen der Erde 

gebänderte Eisen-Quarz-Formationen. Die heutige Eisen- und Stahlproduktion beruht in 

hohem Maße auf Lagestätten dieser Art. Weltweit wird für diese Serien der Begriff 

Itabirite verwendet, nach dem gleichnamigen Pico de Itabira im Eisernen Viereck im 

Staat Minas Gerais. 

Zunächst dürften sich auf einem uralten archaischen Schild sich ein tektonisch ruhiges 

Becken gebildet haben, in das gleichmäßig in rhythmischer Schichtung chemische 

Flachwassersedimente abgesetzt wurden. Woher das Eisen in dieser Konzentration 

kommt war lange Zeit umstritten. Eisen und Kieselsäure wurden zum Großteil durch 

Verwitterungsvorgänge in die Becken transportiert. Es dürften auch vulkanische 

Aktivitäten eine Rolle gespielt haben. nach deren Ablagerung wurden die eisenhaltigen 

Sedimente verfestigt und mehrfach metamorphisiert. Umkristallisation und 

Teilaufschmelzung (Metasomatose) führten zur Anreicherung von Eisen und Abfuhr von 

Kieselsäure. 

Itabirite bestehen im Normalfall aus 30 und 50% Eisen und weisen eine feine Schichtung 

als Zeichen jahreszeitlicher Biorhythmik von Bakterien auf. Erst sekundäre 

Anreicherung von Eisen durch tropische Verwitterungsprozesse oder durch 

Metamorphose ließen Reicherzkörper mit bis zu 63 % Eisengehalt entstehen. 

Die größten Itabiritvorkommen Südamerikas liegen 

•im Eisernen Viereck ("Quadrilátero Ferrífero"), Minas Gerais: bereits Anfang des 

vorigen Jahrunderts wurden diese Reicherzlagerstätten erforscht. Mit etwa 80 

Lagerstätten und Vorräten von über 10 Mrd. t hochwertigen Erzes ist es eines der größten 

Vorkommen der Erde! Inmitten von uralten, mächtigen präkambrischen Serien ragt der 

Pico de Itabira mit 1586 m nadelförmig als Wahrzeichen des Eisernen Vierecks aus der 

Landschaft heraus. 

•in der Serra do Carajás: Erst 1967 entdeckte man im nördlichen Bereich des 

brasilianischen Schildes zwischen dem Rio Xingú und dem Rio Araguaia, ein riesiges 

Vorkommen an Itabiriten. Von dichtem Urwald umgeben konnte man bis vor wenigen 

Jahren das Gebiet nur in kleinen Booten oder auf dem Luftweg erreichen. Das 120.000 

km² große Gebiet ist vermutlich das erzreichste Gebiet Brasiliens - neben Eisen wurde 

Mangan, Nickel, Zinn, Bauxit und Gold gefunden. Es dauerte nicht lange bis 1980 etwa 

20.000 "garimpeiros" - Goldwäscher - hier ihr Glück versuchten. Das Gebiet enthält ein 

geschätztes Vorkommen von 19 Mrd. t. Eisen (!) mit einer Konzentration im Gestein von 

bis zu 69 %. 

•Sierra de Imataca /Venezuela: liegt südlich des Río Orinocco unweit dessen Mündung 

in den Atlantik, am Nordostrand des Kratons von Guayana, NNE-SSW streichend. Die 

Erzprovinz, seit 1946 erschlossen, umfasst etwa 90.000 km² mit einem Vorrat an 4 Mrd. t 

Reicherz und ist somit die drittgrößte in Südamerika. Diese Region ist auch dadurch 

bekannt, dass dort die ältesten Gesteine Südamerikas mit 3,6 Mrd. Jahren datiert wurden. 

67



Die Eisenlagen bestanden dort ursprünglich aus 40-60 % Magnetit, der Rest aus Quarz. 

Erst lateritische Verwitterung ermöglichte die Anreicherung eines Reicherzkörpers bis zu 

69 % auf einer alten, bis zu 800 m mächtigen Verwitterungsfläche. 

•Weitere Vorkommen entdeckte man im schwer zugänglichen Urwald von Französisch- 

Guayana, wo auf Tafelbergen bis zu 40 m tief verwittert sind und dadruch sekundäre 

Reicherzkörper enthalten. 

1.3.1.4.1.2 Mangan 

Manganvorräte werden allein in Brasilien auf 100 Mio. t geschätzt. Die wichtigsten 

Lagerstätten liegen in der Serra do Navio Amapá/Brasilien, nördlich der 

Amazonasmündung und in Lafaiete im Staat Minas Gerais. 

Die Serra do Navio bildet das östliche Ende eines bogenförmigen Mangan-Gürtels, der in 

der Sierra de Itacama in Venezuela beginnt. Primär wurden sie als Karbonate oder Oxide 

gebunden abgesetzt.Bei lateritischer Verwitterung im tropischen Wechselklima geht das 

Mangan in Lösung und wird als Oxid ausgefällt. Ähnliche Prozesse führten auch in 

Guyane und Surinam zu reichen Manganlagerstätten. Die Masse der abbauwürdigen 

Reicherzkörper wird auf über 25 Mio. t. mit über 40 % Mangan-Gehalt geschätzt. 

Manganführende Serien in der Nähe von Lafaiete östlich von Belo Horizonte entstanden 

in komplizierten Syneklisen auf dem archaischen Untergrund. Zwischen Amphiboliten 

und Metamorphiten sind immer wieder Mangan-Karbonate und Manganoxide 

zwischengeschaltet. Ursprüngliche Mangansilikate und -karbonate wurden nach 

Abtragung und Verwitterung zu oxidischen Reicherzkörpern der seltenen Erze mit 

Kryptomelan und Pyrolusit umgeformt. 

Ein weites Vorkommen an Mangan, allerdings in einer völlig anderen Umgebung, ist in 

Corumbá an der bolivianischen Grenze zu finden. Vor allem das Alter der Gesteine der 

Lagerstätten unterscheidet sich deutlich von anderen. Das äußerst abgelegene und schwer 

zugängliche Gebiet soll 100 Mio. t. Manganreicherz bis zu 52 %, sowie 100 Mio t 

Eisenerz enthalten. Die Erze sind im Urucum-Komplex, aufgebaut aus mehreren hundert 

Meter mächtigen Kongomeraten, enthalten, der etwa 600 Mio Jahren im 

Jungproterozoikum entstanden ist. Die Herkunft des Eisens und Mangans wird durch 

sekundären Eintrag durch Verwitterung erklärt. 

1.3.1.4.1.3 Verwitterungslagerstätten 

Weltweite Bedeutung haben Bauxitvorkommen am Nordostrand des Guayana-Schildes 

zwischen dem Orinoco-Delta und dem brasilianischen Staat Ampá. Wichtige 

Abbaugebiete liegen in Guyane, Surinam und im Ampá/Brasilien. Bauxite bestehen aus 

hydratisierten Aluminiumoxiden. Deren Bildung ist an bestimmte klimatische und 

morphologische Bedingungen gebunden: eine flache Plateaulandschaft in feuchtwarm bis 

trockenwarmen Klima. Ausgangsgesteine können aluminiumreiche und eisenarme Serine 

mit wenig verwitterungsresistenten Mineralien sein. Bei langfristiger, lateritischer 

Verwitterung werden Silikate aufgelöst, Kiselsäure abgeführt, was zu einer Anreicherung 

von Aluminiumoxid führt. Bauxite findet man entweder in kaolineriechen jungen 

Sedimenten der Tiefländer (Tieflandbauxite), oder auf zersetzten präkambrischen Serien 

oder einer kaolinreichen lateritischen Verwitterungsschicht auf alten Schilden (Plateau- 

Bauxite). 

68



1.3.1.4.1.4 Erdöl 

Durch die große Ausdehnung präkambrischer Gesteine und das Fehlen von 

Sedimentationsräumen hat Brasilien keine Erdöllagerstätten. Im Saum der Anden ist dies 

jedoch anders, dort finden sich nennenswerte Lagerstätten. 

Weltweite Bedeutung haben die Vorkommen in den mächtigen Sedimentfüllungen des 

Maracaibo-Beckens und des Orinoco-Deltas. Man schätzt die Reserven am Río Orinoco 

an konventionellen Rohöls auf 40 Mrd. t und Schweröls auf 170 Mrd. t. Es sind dies die 

größten Lagerstätten Südamerikas. 

In den weiten Ebenen am östlichen Andenrand zwischen Kolumbien und Argentinien 

liegen ebenfalls große Vorräte, sodass diese Länder ihren Bedarf weitgehend selber 

decken können. Dennoch nennenswerte Vorkommen werden in den 

Kreide/Tertiärbecken an der argentinisch-brasilianischen Atlantikküste gefördert. 

Schließlich ist die Region um die Magellanstraße erdölhöffig. Die dortigen Lagerstätten 

werden terrestrisch seit 1945 ausgebeutet, heute hat sich der Schwerpunkt offshore 

verlagert. 

1.3.1.4.2 In den Anden 

Der Reichtum an Bodenschätzen führte schon vor über 2000 Jahren zur Ausbeutung der 

Andenstaaten und beeinflusste das wirtschaftliche und politische Geschehen bis heute. 

Lange vor der spanischen Eroberung der Andenstaaten wurde Gold abgebaut und kunstvoll 

verarbeitet. Die Suche nach Edelmetallen war das Hauptmotiv der Coquistadoren - die 

Lagerstätten Kolumbiens, Perus und Boliviens waren das Ziel. Die bolivianische 

Bergbaustadt Potosí, auf 4000 m gelegen, war lange Zeit die größte Stadt Südamerikas - der 

Cerro Rico als der erzreichste Berg Südamerikas zog Tausende von Bergarbeitern an. 

Zwar werden noch immer Gold und Silber abgebaut, heute sind aber andere 

Bergbauprodukte von Bedeutung. Die wichtigsten Produkte sind Kupfer, Zinn, Blei, Zink 

oder Erzeugnisse polymetallischer Abbaugebiete. Immer noch baut die Wirtschaft Perus, 

Boliviens, aber auch Chiles auf Bergbauprodukten auf, die 50 bis 70 % der Ausfuhrerlöse 

ausmachen können. Modernisierung, technischer Fortschritt, Preisdumping und Preisstürze 

einiger Produkte bereiten vielen Ländern große wirtschaftliche Schwierigkeiten. 

Rohstoffkartelle nach dem Muster der OPEC sind zwar gebildet worden, hatten jedoch 

keinen Erfolg. 

1.3.1.4.2.1 Erzlagerstätten 

Im Gegensatz zu den ausserandinen Lagerstätten der alten Schilde sind die andinen in 

ihrer Entstehung sehr jung und meist an magmatische Gesteinskörper des Mesozoikums 

und Känozoikums gebunden. Viele Abbaugebiete liegen in großer Höhe. Auch die 

wissenschaftliche Erforschung hinkt dem Abbau und der Ausbeutung hinterher. Erst in 

den letzten Jahren wurden systematisch geologische Karten der Bergbaugebiete erstellt. 

Zuvor wurden mehr oder weniger unkontrolliert Stollen in die Berge getrieben, was 

Tausenden Menschen das Leben kostete: "Der Cerro Rico ist löchrig wie Schweizer 

Käse", erzählt ein Arbeiter einer Kupfermine. 

1.3.1.4.2.1.1 Kupfer 

Mehr als 30 % der weltweiten Kupferreserven sind in den Anden in einem 

Lagerstättentyp konzentriert, bekannt als zirkumpazifischer Kupfergürtel. Lösungen 

von Kupfer- und Molybdänlösungen haben zahlreiche zerklüftete Gesteinszonen 

durchsetzt und ein Netzwerk feinster Klüfte gebildet. Man spricht daher von 

69



"Imprägnationserzen". Kupfer ist in riesiger Menge vorhanden, innerhalb der Gesteine 

allerdings in nur sehr geringer Konzentration. Die Lagerstätten befinden sich vielfach 

nahe der Oberfläche und können vor allem in den Wüstengebieten Chiles und Perus 

im Tagbau abgebaut werden. In beiden Ländern gibt es aber auch Untertagebau auf 

Kupfer. 

Die andine Kupferprovinz ist genetisch an känozoischen Magmatisums gebunden. 

Durch radiometrische Untersuchungen kann man die Mineralisationsvorgänge in das 

Tertiär einordnen. Man geht davon aus, dass Kupfer und Molybdän aus der 

aufgeschmolzenen ozeanischen Kruste der Subduktionszone der pazifischen Platten 

entstanden sind. In Verbindung mit dem hier vorherrschendem Wüstenklima bildeten 

sich durch Oxidation zahreiche Oxidationsvorgänge leicht lösliche 

Kupferverbindungen. Die Lagerstätte von Chuquicamata ist unter Mineralogen für 

ihre zahlreichen verschiedenartigen Kupferverbindungen berühmt. Die wichtigsten 

Vorkommen sind im chilenischen El Teniente bei Rancagua, in Chuquicamata und der 

Mine La Escondida, aber auch in El Salvador und im südperuanischen Toqupala zu 

finden. Einige andere Kupferlager wurden erst in den letzten Jahren erschlossen. 

Beispiele jüngerer Grossminen sind La Escondida und Quebrada Planca in Nordchile 

und Cerro Verde bei Arequipa in Südperu. 

1.3.1.4.2.1.2 Zinn 

Östlich des Altiplano in Bolivien entwickelten sich in der Cordillera Real die größten 

und reichsten Zinnerzkonzentrationen der Erde. Man spricht von der großen Zinn- 

Wolfram-Antimonprovinz Boliviens. Die Lagerstätten erstrecken sich in einem 

schmalen Streifen etwa 900 km durch Bolivien. Zinn ist das wichtigste Abbauprodukt 

des Landes. Der Abbau erfolgt meist untertage und bringt als Nebenprodukte auch 

häufig Wismut, Wolfram, Silber, Blei, Antimon und Zink hervor. Die Lagerstätten 

entstanden während komplexer magamtischer Prozesse, als in die mächtigen 

paläozoischen Sedimentserien der Cordillera Real und seiner südlichen Ausläufer in 

zwei Phasen, eine während der oberen Trias, die zweite im Tertiär (29-19 Mio. Jahre), 

Plutone eindrangen. Diese Ereignisse führten zu Zinn-Wolfram-Erzgängen. Aus 

diesem Bildungszyklus entstand auch der bereits in kolonialer Zeit ausgebeutete 

Reichtum des Cerro Rico in Potosí. Damals waren diese Silberminen die größten der 

Erde. Der Erzreichtum setzt sich bis nach Nordargentinien fort, die Zinnmineralisation 

bleibt allerdings auf Bolivien beschränkt. 

1.3.1.4.2.1.3 Polymetallische Lagerstätten 

Polymetallische Lagerstätten sind bei weitem nicht so einheitlich angeordnet wie 

Kupfer- und Zinklager. Polymetallische Fundstellen sind in Nordargentinien bekannt 

und reichen von dort bis in den Norden der Anden. Abgebaut werden vor allem Blei- 

Zink-Kupfer-Silber-Gemische. Die Fundorte haben meist tertiäres Alter und gehen 

ebenfalls auf intensiven extrusiven und intrusiven Vulkanismus zurück, der 

schließlich zur Mineralisation führte. 

Einer der bedeutensten Lagerstättenbezirke ist der Cerro de Pasco nordöstlich von 

Lima/Peru, wo die größten Blei-Zinn-Kupfer-Silber-Minen der Anden und zugleich 

eine der größten Polymetallkonzentrationen der Erde zu finden sind. Datierungen 

ergaben für die Bildung der Minerale ein Alter von 14 bis 15 Mio. Jahren. 

70



1.3.1.4.2.1.4 Gold 

Vom Goldrausch in kolonialistischer Zeit ist wenig geblieben - zwar wird in vielen 

Andenstaaten weiterhin nach Gold gesucht, wirtschaftliche Bedeutung haben nur zwei 

Gebiete: In der Zentral- und Westkordillere und in der pazifischen Küstenzone 

Kolumbiens und Nordbolivien/Südperu. 30 % des Goldes stammen aus 

Primärlagerstätten und 70 % aus Seifenvorkommen. 

Primäre Goldlager sind meist an Quarzgänge in Batholiten gebunden, in Kolumbien 

sind dies die Batholite von Antioquia und Ibague. Seifengold der Zentralkordillere 

wird im Norden und am Río Cauca und seinen Nebenflüssen gewonnen. Im Westen 

sind vor allem die Seifen des Atrato-Beckens und des Río San Juan von Bedeutung. 

Die bolivianisch-peruanischen Goldlagerstätten nützt man vor allem in der 

Ostabdachung der Anden im Nordosten von La Paz. Zum Teil reiches Seifengold 

findet man in den Quellflüssen des Río Beni bei Teoponte und Tipuani. 

1.3.1.4.2.2 Salpeter und Guano 

Eine einzigartige Menge von Nitraten ist in der nordchilenischen Wüste zu finden. In den 

abflusslosen Beckenzwischen Küsten- und Hochkordillere bildeten sich die großen 

Salpeterfelder. Der abbauwürdige Bereich ist etwa 700 km lang und bis zu 100 km breit. 

Die Entstehung war Jahrzehnte lang unklar. Fest steht, dass ihre Entstehung auf 

kapillaren Wasseraufstieg und Krustenbildungen im Quartär zurückgeht. Durch das 

extrem aride Klima und die fehlende Vegetation wurden die Nitrate nicht zerstört. Es 

konnte sich eine Salz-Zementkruste bilden, auch unter Einfluss starker luftelektrischer 

Felder. Mit der Bildung dürften auch die riesigen Vulkangebiete der Hochkordillere zu 

tun haben, die ausgelaugt wurden und den größten Teil der Salze lieferten. Vulkanische 

Aschen und Thermalwässer gelangten direkt in die Senken. Die Konzentration der 

abbauwürdigen Nitratsalze ("caliche") liegt bei 7 bis 15 %. Neben Nitrat findet man hier 

ein reiches Vorkommen an Boraten, Jodaten und Chromaten. 

In den ariden Gebieten zwischen Südperu und Nordwestargentinien entstanden seit dem 

jüngerem Tertiär gewaltige Salare, die erst seit kurzem systematisch erforscht werden. 

Borate, Jod und vor allem Steinsalz wird hier schon seit langem gewonnen. Größere 

Bedeutung erlangt auch der Abbau von Lithium, das im Salar de Atacama die weltweit 

größte Lagerstätte bildet, heute, im Zeichen der Lithiumbatterien ein unschätzbarer Wert 

für Chile. 

Ein fast vergessener Wüstenrohstoff ist der Guano - eigentlich schlicht und einfach 

Vogelmist. Vor der Zeit des Kunstdüngers war Guano wegen ihres hohen Gehaltes an 

organischem Stickstoff gefragt. Mit der Verbreitung der ökologischen Landwirtschaft ist 

der natürliche Dünger wieder in Mode. Nur das Wüstenklima ermöglicht eine 

abbauwürdige Anreicherung von Guano, weil der Vogelmist vom Regen nicht gelöst 

wird. Auslöser für den Vogelreichtum sind die kalten Auftriebswässer an der Westseite 

Südamerikas. Die der Nebelwüste der Atacama vorgelagerten Küstengebiete, Halbinseln 

und Inseln sind dadurch sehr fischreich und bieten den Vögeln reiche Nahrung. Die Öde 

der Landschaft und das für den Menschen ungünstige Klima schützte die Nistplätze vor 

anthropogenen Einflüssen. Auf vielen Inseln haben sich in Jahrmillionen, seit dem 

Pliozän, über 50 m mächtige Vogelmistschichten gebildet. Ihr mitterer Gehalt an P2O5 

beträgt zwischen 12 und 20 %. Reiche Guanolager finden man an kleinen Vorbergen, 

Schluchten und Hügeln vor der Küsten, oder auf marinen Terrassen, wo sie durch 

jüngere Sedimente vor Abtragung geschützt waren. 

71



1.3.1.4.2.3 Erdöl und Kohle 

Die vorandinen Erdöllager sind immer noch unzureichend erforscht, wodurch 

Vorratsschätzungen schwierig werden. Vermutet werden zudem riesige Mengen an 

Erdgas. In den Andenvorländern Kolumbiens, Ecuador, Peru und Boliviens werden im 

Bereich der Quellflüsse des Amazonas Ölreserven von ungefähr 2 Mrd. t vermutet. 

Innerandin ist seit langem die Senke des Río Magdalena zwischen Zentral- und 

Ostkordillere als wichtiges Fördergebiet bekannt. Hinzu kamen Förderbereiche im 

Nordosten an der Grenze zu Venezuela und im Süden in der Provinz 

Putumayo/Kolumbien. Weitere Vorkommen in Kolumbien werden in der Senke von 

Atrato und auf der Halbinsel Guajira vermutet. 

Wurden in Ecuador und Peru vorerst nur kleine Bereiche auf Erdölhöffigkeit untersucht, 

so erforscht man seit 1970 riesige Vorkommen im subandinen Vorland. In Ecuador ließ 

die Erschließung dieser Vorräte entlang und vor allem nördlich des Río Napo Erdöl statt 

der bis dahin führenden Bananen zum wichtigsten Exportgut werden. Peru könnte von 

reichen Lager im Becken des Rio Marañon und des Río Ucayali profitieren. Bolivien 

fördert Edöl südlich von Santa Cruz und Bermejo, wo auch große Erdgasmengen 

festgestelt wurden. 

Argentinien hat in mehreren Teilen des Landes reiche Erdöl- und Erdgasvorkommen 

aufzuweisen. Die schon früh erschlossenen Reserven bei Commodoro Rivadavia machen 

heute nur mehr 18-19% der Fördermenge des Landes aus. Die großen Becken der 

Provinzen Mendoza und Neuquén liefern nur 45 % der Erdöl und 35 % der 

Erdgasproduktion. 

Bis auf Chile, das ca. 30-40% des nationalen Bedarfs fördert, sind alle Andenstaaten in 

der Lage, mit ihren Erdöllagerstätten den Eigenbedarf zu decken oder sogar, wie Ecuador 

und Venezuela, Erdöl zu exportieren. 

Die reichsten Vorkommen an Kohle lagern in den jungen Sedimenten Kolumbiens. 

Neben kleineren Lagerstätten aus der Oberkreide und Tertiär in der Ost- und 

Zentralkordillere wird seit 1984 auf der Halbinsel Guajira Tagbau an 40 Flözen mit 3 bis 

10 m Dicke betrieben wird. Man nimmt Vorräte von einigen Mrd. t von guter 

Kesselkohle an, womit Kohle zu einem wichtigen Exportfaktor Kolumbiens geworden 

ist. 

Kleinere Kohlebergwerke gibt oder gab es in Argentinien, Peru und Chile. 

1.3.2 Geologischer Aufbau Mittelamerikas 

Mittelamerika besteht aus einem festländischen Teil und drei großen Inselgruppen. Auf dem 

Kontinent grenzt man Mittelamerika meistens mit der Landenge von Tehuantepec in Mexiko 

und dem Isthmus von Darién an der Grenze Panama zu Kolumbiens ab. Sozusagen auf 

Meeresseite zählen die Großen und Kleinen Antillen, mit den „Inseln über dem Winde“ und 

den „Inseln unter dem Winde“, und die Bahamas, einschließlich der Caicos- und Turksinseln, 

zu Mittelamerika. Weite Teile der Küstenlandschaften werden von Korallenriffen umsäumt. 

Speziell im karibischen Meer gibt es schier unendlich viele Korallenriffe. 

Für den geologischen Bau Mittelamerikas sind komplizierte tektonische Vorgänge 

verantwortlich. Auf relativ engem Raum sind mehrere kleiner lithosphärische Platten am 

Aufbau beteiligt. Neben Sedimentgesteinen spielen daher in Mittelamerika Vulkane und 

Erdbeben eine große Rolle. 

72



1.3.2.1 Das Festland Mittelamerikas 

Zentralamerika beginnt geologisch gesehen südlich der Senke des Río Balsas in Mexiko und 

reicht bis zum Río Atrato. Der Bau Mittelamerikas ist von vielen kleineren Gebirgszügen von 

unterschiedlicher Streichrichtung gezennzeichnet, die die Landbrücke in verschiedene 

Kleinräume unterteilen. Dir topographische Gliederung Mittelamerikas entspricht weitgehend 

dem geologischen Bau. Das nördliche Mittelamerika mit kristallinen Kernen paläozoischen 

oder vorpaläozoischen Alters, gefaltetem Jungpaläozoikum und Mesozoikum steht dem 

südlichen Mittelamerika gegenüber, wo hauptsächlich kreidezeitliche Ablagerungen zu finden 

sind. Hinzu kommen tertiäre Sedimente, die von Vulkanismus begleitet werden. Erst im 

Jungtertiär erfolgte eine gebirgsbildende Phase. Das Bindeglied beider Großeinheiten ist das 

mittelamerikanische Vulkangebiet, das auf beide Einheiten übergreift und ihre Grenzregionen 

zum Teil auflöst und neu gestaltet. Die vulkanische Tätigkeit fällt mit intensiven 

Bruchbildungen einer junger plattentektonischer Vorgänge zusammen, die von Guatemala bis 

Panama zu beobachten sind. 

Naturräumlich kann man Mittelamerika wie folgt gliedern (nach Weyl, 1966). 

•Die Halbinsel Yucatán 

•Das Bergland des nördlichen Mittelamerikas 

•Das mittelamerikanische Vulkangebiet 

•Das Bergland des südlichen Mittelamerikas 

•Küstenebenen und Tiefländer 

1.3.2.1.1 Die Halbinsel Yucatán 

Politisch gehört der größte Teil der Halbinsel Yucatan zu Mexiko. Im Inneren stellt sie eine 

leicht nach Norden und Westen geneigte Kalktafel dar, die gegen Osten in Bruchstaffeln 

zum Meer abfällt. Die flache Tafel ist im Norden von nacktem Karst bedeckt, nach Süden 

nimmt die Vegetation zu, und Formen des bedeckten Karstes treten hinzu, wobei Höhlen 

und vor allem die oft kreisrunden Einsturztrichter der sog. Cenotes kennzeichnend sind. Die 

Sierranita von Ticul, möglicherweise eine Schichtstufe oder eine Bruchstufe, markiert die 

Puuc-Region, eine Zone flachen tropischen Kuppenkarstes. Im Petén, ganz im Süden, geht 

73



der flachhügelige Kuppenkarst in echten tropischen Kegelkarst über, der schließlich an die 

Maya Mountains grenzt. 

1.3.2.1.2 Das Bergland des nördlichen Zentralamerikas 

Der Nordteil des guatemaltekischen Departements El Petén gehört noch zum Tieflandtyp 

der Halbinsel Yucatán, der Südteil ist gebirgiger und gehört zum kreidezeitlichen 

Kalkgebirge Mittelguatemalas, das herrliche Kegelkarstformen zeigt. Die gerichteten, einem 

riesigen Halbkreis folgenden Karstkegel ziehen zwischen Tiefland und den aus 

paläozoischen Gesteinen aufgebauten Kettengebirgen im Süden am Norden des Landes 

entlang. Am eindruckvollsten ist der Kegelkarst in Alta Verapaz ausgebildet. In das 

Bergland eingetieft sind die Flüsse Río Lacantún, Chixoy und der Río de la Pasión, die sich 

zum Río Usumacinta vereinigen. 

Im Nordwesten des Landes hebt sich die Sierra de Cuchumacantes als besondere Einheit 

heraus. Sie gehört mit einer Höhe von 3786 m zu den höchsten Gebirgen Mittelamerikas 

und wird von gewaltigen Bruchsystemen begrenzt. Ihr Aufbau bietet eine breite Palette an 

Gesteinen: kretazische Kalke, Sandsteine, Tonschiefer und Mergel, sowie stellenweise 

freigelegtes Paläozoikum des Basements. 

Im Osten setzt an das Tiefland das Mayagebirge an, das bis nahe an die Küsten Belizes 

reicht. Das Gebirge gilt als nordöstlicher Vorposten der aus paläozoischen Gesteinen 

aufgebauten mittelamerikanischen Gebirgslandschaft. Das bis 1122 m hohe Massiv stellt 

eine nach Westen untertauchende Bruchscholle dar. Morphologisch ist die als von vielen 

Flusssystemen zerschnittene Rumpffläche aufzufassen. 

Ein wesentliches Element des nördlichen Mittelamerikas sind die langgestreckten 

Gebirgszüge, die Mittelguatemala und Nordhonduras aufbauen. Sie durchziehen Guatemala 

vom mexikanischen Chiapas ausgehend, in einem weiten nach Norden hin offenem Bogen 

und finden in den Islas de Bahia in der karibischen See ihre Fortsetzung. In Guatemala sind 

die Sierra de Chuacús, die Sierra de las Minas, Montañas del Mico, Sierra de Chamá, Sierra 

de Santa Cruz und die Montañas de Merendón Teile der geologischen Einheit, getrennt 

durch unzählige Bruchsysteme. Im Westen erreicht der Komplex Höhen bis etwa 3500 m 

und dacht im Osten bis auf 2000 m ab. Der geologische Bau der sich auch im Verlauf der 

Gebirgsketten widerspiegelt, ist komplex und setzt sich aus paläozoischen oder 

präkambrischen, kristallinen Schiefern, ihnen konkordant eingelagerten ultrabasischen und 

sauren Plutonen und gefalteten Schichten des Permokarbons zusammen. 

Während mittlere Tallagen denen eines Hochgebirges entsprechen sind die höchsten Teile 

von sanften Mulden begleitet und haben eher das Aussehen eines Mittelgebirges. 

Die einzelnen Ketten werden von steilen Hängen begrenzt, in die intramontane Senken 

eingesenkt sind, von mächtigen Schottermassen erfüllt. Zahlreiche große Flüsse (Río 

Motagua, Río Polochíc, Río Negro, Río Culico) entwässern die großen Längstalfurchen. Sie 

öffnen sich zum karibischen Meer, hingegen erscheinen kleinere intramontane Becken als 

nahezu geschlossen. 

Ähnlich setzt sich auch das orographische Bild von Nordhonduras zusammen. Auch hier 

sind am Aufbau hauptsächlich paläozoische metamorphe kristalline Gesteine beteiligt, nur 

selten granitische Intrusionen. Beteiligt sind auch mesozoische Sedimentgesteine, vor allem 

Kalke, die oft als mächtige Fels- und Gipfelbildner hervortreten. 

Ganz im Norden bildet die Sierra de Omoa mit den Isalas de Bahía eine Einheit, weiter im 

Süden folgt die Sierra de Pija, mit einer Länge von 200 km und Höhen bis zu 2450 m. 

Daran schließen sich die Sierra de Paya, Sierra de Agalta und die Sierra de la Cruz an, 

sowie zahlreiche kleinere Höhenzüge des gleichen Typus. Sie sind getrennt durch tiefe 

74



Täler (Río Aguan, Río Sico, Río Paulaya), die bis vor kurzer Zeit noch wenig erschlossen 

waren. In diesen kann man sowohl weit verbreitete Terrassensysteme antreffen, sowie zwei 

verschiedene Niveaus von Gebirgsfußflächen (eine zwischen 1500 und 1100 m, eine zweite 

zwischen 800 und 1000 m). Die Gebirge erreichen Höhen von über 2500 m. 

Das Grenzgebirge der Cordillera de Entre Rios wird weitgehend noch aus metamorphen 

Paläozoikum aufgebaut, die südlich folgenden Höhenzüge sind in der Geologie vollkommen 

anders aufgebaut. Es handelt sich im fall der Cordillera Isabella, der Cordillera Darién und 

den Montañas de Huapi um Teile der mächtigen tertiären Vulkandecken. 

1.3.2.1.3 Das Zentralamerikanische Vulkangebiet 

Sowohl nach geologischen, als auch nach morphologischen Gesichtspunkten sind zwei 

Zyklen an vulkanischer Aktivität zu unterscheiden. Das ist einerseits die gewaltige Decke 

tertiärer Effusivgesteine, die sich von der Grenze Mexikos durch Zentralguatemala, über 

Honduras, El Salvador und Nicaragua erstreckt und die auch die zu Kolumbien gehörenden 

karibischen Inseln San Andrés y Providencia aufbaut. Der zweite Zyklus ist der quartäre bis 

rezente Zyklus. Vor allem an der Südwestseite der älteren Effusiva bilden sie junge 

Landschaftselemente und ziehen ebenfalls von Mexiko nach Costa Rica. 

Kennzeichnend für die Landschaft tertiärer Effusivdecken ist ein mächtige Abfolge von 

vulkanischen Lockermassen verschiedenem Widerstandes, die an Schichttafeln errindernde 

Formen entstehen ließen, was besonders für Mittelhonduras zutrifft. Immer wieder sind 

batholithähnliche Gesteinskörper eingelagert. 

In Südwest-Honduras, sowie in El Salvador und Guatemala findet man hochgelegene 

Verebnungsflächen mit tief eingeschnittenen Flusstälern vor. 

Die jungvulkanische Landschaft zieht sich parallel zur pazifischen Küste auf 1000 km 

Länge und ist durch den gesamten vulkanischen Formenschatz gekennzeichnet: 

Stratovulkane, Vulkangruppen, Quellkuppen, Aschenkegel, vulkanotektonische Senken, 

Calderen, Maare und ausgedehnte Tuffplateaus. Die Vulkanbauten sind meist den tertiären 

Effusivgesteinen aufgesetzt. 

1.3.2.1.3.1 Die Vulkanlandschaften Mittelamerikas 

Natürlich geht auch der Vulkanismus Zentralamerikas auf plattentektonisch zu 

erklärende Prozesse zurück. Die schwere ozeanische Kokos-Platte taucht unter die zwar 

größere, aber spezifisch leichtere Karibik-Platte ab. Am derem Ostrand kommt es zur 

Subduktion von ozeanisch-atlantischer Krustenteile. In den Subduktionsbereichen 

kommt es in einer Tiefe von etwa 100 km zum Aufschmelzen der ozeanischen Kruste – 

die Folge ist ein hochexplosiver Vulkanismus an der Oberfläche, wo viele Lockerstoffe 

(Bomben und Lapilli) gefördert und gefährliche Glutwolken gebildet werden. Die 

Vulkanbauten sind durchwegs jüngeren Alters. 

Die Schollen sind noch lange nicht zur Ruhe gekommen, sodass das gesamte Gebiet 

Zentralamerikas, einschließlich Mexikos von schweren Erdbeben und Vulkanausbrüchen 

gekennzeichnet sein werden. Viele karibische Inseln verdanken dem Vulkanismus ihre 

Existenz. 

Auch weite Teile der zentralamerikanischen Landbrücke werden durch Vulkanismus 

und Erdbeben bestimmt. Ein Kerngebiet tektonischer Aktivität ist zwischen Mexiko und 

Guatemala zu finden. Mehr als 80 Vulkane, davon 44 in historischer bis heutiger Zeit 

tätig, liegen in dieser Zone. 

Die Vulkane sind oft reihenförmig angesiedelt und bilden Zwillingsvulkane. Klassische 

vulkanische Formen sind hier zu finden: Schichtvulkane, Schmelztuffe, 

75



Einbruchsbecken. Postvulkanische Phänomene wie Solfatare, Fumarolen, oder heiße 

Quellen, als Zeugen der niedrigen geothermischen Tiefenstufe, begleiten den 

Vulkanismus. 

Auf der Landbrücke Mittelamerikas zerstörten Erdbeben und Vulkanausbrüche immer 

wieder bewohntes Gebiet. In Guatemala etwa zerstörte der Volcan de Agua mehrfach die 

alte Hauptstadt Antigua Guatemala, sodass man die Siedlungsstätte aufgab. Verheerend 

war das Beben von Managua zu Weihnachten 1972 oder in Mexiko 1985. Honduras 

bleibt mehr oder weniger von Katastrophen verschont, da der Staat mehr zu der 

stabileren karibischen Seite ausgerichtet ist. 

El Savador hingegen ist ein Land der Vulkane. Der Izalco war bis vor kurzem 

regelmäßig tätig. Deswegen errichteten amerikanische Investoren auf dem benachbarten 

Cerro Verde ein Hotel, von dem aus die Touristen in den glühend-roten Krater schauen 

sollten. Zum Leidwesen der Geldgeber erlosch der Vulkan ausgerechnet am 

Einweihungstag, das Hotel meldete Bankrott an und wird heute von salvadorianischen 

Fachkräften geführt. 

Der Vulkan Izalco auf El Salvador; Foto: A. Borsdorf 

In Nicaragua setzt sich die vulkanische Achse fort. Bekannt sind die Zwillingsvulkane 

Concepción und Maderas, die aus dem Wasser des Nicaragua-See aufragen. 

Auch Costa Rica hat zahlreiche Vulkane zu bieten, wie den Poas, den Irazú, beide nahe 

der Hauptstadt gelegen. Der letzte große Vulkan auf der zentralamerikanischen 

Landbrücke ist der 3478 m hohe Chiriquí. 

1.3.2.1.4 Das Bergland des südlichen Zentralamerikas 

Nach den letzten großen Vulkanbauten Nicaraguas und Costa Ricas, der allerletzte ist der 

Volcan Barú, bereits in Panama (3478 m), beginnt die letzte große geologischmorphologische 

Einheit der Gebirge Mittelamerikas und zwar das Gebirge des Isthmus. 

Der nordwestliche Teil ist aus gefalteter Kreide und Tertiär aufgebaut und bildet den 

schmalen Streifen zwischen Nicaraguasee und dem Pazifik und taucht gen Südosten unter 

die Vulkanmassen der Cordillera del Guanacaste in Costa Rica. 

An diese Cordillera setzt ein weiterer Gebirgszug an, der von zahlreichen Vorgebirgen 

begleitet wird, die ihrerseits aus stark vulkanisch beeinflusstem Alttertiär aufgebaut sind. 

Dieser ist die Cordillera de Talamanca mit Höhen weit über 3500 m. Ihr höchster Gipfel, 

der Cerro Chirripó (3820 m) ist der höchste nichtvulkanische Berg Mittelamerikas. Der 

76



innere Bau ist komplex und besteht aus eozänen und oligozänen gefalteten Sedimenten, 

intitialen Vulkaniten sowie einem großen, jungtertiären Pluton. Der Formenschatz ist durch 

tief eingeschnittene Täler und tertiäre Flächensysteme bestimmt, weist aber in höchsten 

Lagen auch Spuren eiszeitlicher Vergletscherung auf. 

In Panama setzt sich der Gebirgszug ohne Unterbrechung als Sierra de Tabasará fort, die 

ganz allmählich zur Senke der Kanalzone abdacht. Einzelne Vulkankegel sind ihr 

aufgesetzt, derVolcan Barú bildet die höchste Erhebung des Landes. Von den Vulkanen und 

einer Zone mit permischen Schichtgesteinen abgesehen, bestehen die Bergketten Panamas 

überwiegend aus tertiären Sedimenten. Nicht vergessen darf man, dass diese Regionen noch 

im Pliozän zum Meeresbereich zählten. 

Auf der anderen Seite des Kanals erreichen die Sierra de San Blas und die Sierra de Darién 

nur mehr geringe Höhen von unter 1000 m. Sie tauchen schließlich im Süden unter die 

Atrato-Senke unter. 

Bemerkenswert sind zahlreiche Halbinseln die die Hauptachse des Isthmus begleiten: Santa 

Elena, Nicoya, Osa, Burica, Soná und Azuero (von Nordwest nach Südost). Sie bestehen im 

Unterschied zur Hauptachse aus mesozoischen Sedimenten, ihre Anordnung lässt eine 

Verbindung zum kolumbianischen Küstengebirge vermuten. Dagegen spricht jedoch, dass 

die Halbinseln nicht aus vulkanischen, sondern aus Sedimentgesteinen aufgebaut sind. 

1.3.2.1.5 Küstenbereiche und Tiefländer 

Parallel zu den Kettengebirgen des nördlichen Zentralamerikas sind Talzonen als 

tektonische Gräben eingesunken, deren Struktur sich im Caymangraben und den 

Caymaninseln fortsetzt. Auch auf Haiti sind ähnliche Strukturen zu beobachten. Die Insel 

ist ebenfalls in einzelne Horste und Gräben untergliedert. 

Diagonal zu diesen Strukturen erstreckt sich in Nordhonduras das breite Becken des Río 

Ulua. Jenseits der Wasserscheide nach El Salvador setzt sich diese Struktur in der Senke des 

Río Comayaga und im Tal des Río Gascorán fort. Auch der Golfo de Fonseca ist 

Bestandteil der Struktur, die die sonst einheitliche Küstenlinie in auffälliger Weise 

unterbricht. Dieser Nord-Süd gerichteter Verlauf wird ebenfalls als Bruchsystem gedeutet. 

Das auffälligste Tiefland Zentralamerikas ist die Senke von Nicaragua, die von den 

Wasserflächen des Nicaragua- und Managuasees eingenommen wird. Über das Tiefland des 

Río San Juan zieht sich die Tiefenzone bis an das karibische Meer. Die Ebene steht im 

Gegensatz zu den Vulkanketten in der Umgebung und der Maraibo-Kette. Ein 

eindruckvolles Bild bieten die beiden Vulkane , die als Isla de Ometepe aus dem 

Nicaraguasee aufragen. Bis ins Pliozän war die Senke noch Meeresraum, trennte Nord- und 

Südamerika und stellt heute noch eine wichtige biologische Grenzregion dar, in der sich 

nord- und südamerikanische Lebenswelt begegnen. Steilstufen, insbesondere am SW-Rand 

des Vulkanplateaus von Mittelnicaragua und westlich der Hauptstadt Managua, aber auch 

zahlreiche junge Vulkane und eine bis heute rege Erdbebentätigkeit machen es 

wahrscheinlich, dass an der Entstehung der Senke Bruchsysteme beteiligt sind. Auffällig ist 

auch die parallele Anordnung zur pazifischen Küstenlinie. 

Küstenebenen sind vor allem an der karibischen Küste Nicaraguas und an den pazifischen 

Küsten von Guatemala und El Salvador aufgeprägt. Auch in Costa Rica und Panama sind 

die Bergländer von ausgedehnten Tiefländern umgeben, die einen Übergang zum 

Schelfmeer darstellen. 

77



1.3.2.1.6 Die Lagerstätten Zentralamerikas 

Zentralamerika ist im Vergleich zu anderen Bereichen Lateinamerikas (Mittelamerika, 

Anden, Brasilien) nicht besonders reich an Lagerstätten. Besonders nach dem zweiten 

Weltkrieg wurde dennoch die Suche nach Erdöl intensiviert.An paläozoische Granite sind 

die muscovit-führenden Pegmatite Zentralguatemalas gebunden, insbesondere in der Sierra 

de Chuacús. Hier wird vor allem Quarz abgebaut. Sonst sind die sauren Intrusiva arm an 

begleitenden Mineralien. 

Die wichtigsten Erzlagerstätten stehen in Verbindung mit jüngerem saurem bis 

intermediärem Magmatismus. Die Magmen drangen nach der kreidezeitlichen 

Sedimentationsperiode infolge heftiger Krustenbewegungen auf und erstarrten zum einen 

als Plutone, oder förderten gewaltige Magmamassen in Vulkanen zutage. Wichtige 

Lagerstätten dieses Typus sind 

•die Eisenerzlagerstätten von Monte Carmelo (Nicaragua) und Algalteca (Honduras) 

•Beilzinklagerstätten von Metapán (El Salvador) und Alotepeque (Guatemala) und 

Bleizinklagerstätten in permischen und krestazischen Kalken Mittelguatemalas 

•Kupfererze von Santa Rita (Nicaragua) 

•Goldquarzgänge von Agua Fría und Rosario (Honduras), Pis Pis (Nicaragua), Abangares 

und Monte del Aguacate in Costa Rica 

•unergiebige Antimon- und Quecksilbervorkommen 

Die Goldsilbererzgänge El Salvadors, Antimonquarzgänge Guatemalas, von Honduras und 

Nicaragua sind durchwegs an tertiäre Vulkanite gebunden. Auch Manganfunde in Costa 

Rica und Panama sind diesem Typus zuzuordnen. 

Der quartäre und rezente Vulkanismus hat bislang nur unbedeutende solfatarische 

Schwefellagerstätten erzeugt. 

Seifen sind in vielen Flüssen verbreitet. Dort wird Gold gewaschen, ebenso gibt es, freilich 

weniger ergiebige, Platinseifen. Magnetit- und Ilmenitseifen sind in rezenten und 

vorzeiltlichen Strandsanden weit verbreitet. 

1.3.2.2 Mexiko 

Der innere Aufbau Mexikos ist eigentlich die Fortsetzung des Großen Beckens und des 

Coloradoplateaus der USA mit ihren stark zertalten Randgebirgen. Insofern gehört Mexiko 

bis zum Isthmus von Tehuantepec geologisch auch zu Nordamerika, an das sich dann die 

zentralamerikanische Landbrücke anschließt. 

Kulturgeographisch wäre es natürlich absurd, Mexiko zu Nordamerika zu rechnen. Daher hat 

sich für Mexiko und Zentralamerika zusammenfassend der Begriff Mittelamerika 

eingebürgert. Eine scheinbare natürliche Nordgrenze hat diese Region im Río Grande, aber 

historisch ist diese Grenze ja erst nach der imperialistischen Besetzung der nördlichen 

mexikanischen Provinzen durch die nordamerikanischen Aggressoren von Belang. Zuvor - 

und wie es die Gerechtigkeit auch heute offensichtlich wieder will - reichte der spanische 

Kultureinfluss weit nördlicher, bis ihn die "Zivilisation" US-amerikanischer Provinienz 

ablöste. 

Geologisch endet Nordamerika ist im Isthmus von Tehuantepec. Mexiko verbindet quasi die 

nordamerikanischen Kordilleren mit der zentralamerikanischen Landbrücke. Die zentralen 

Teile Mexikos werden demnach von einem Tafelland mit Steilabbrüchen nach 

außen.eingenommen Die mittlere Höhe beträgt im Norden 1400 m, steigt gegen Süden bis 

78



2300 m an. Über das Hochland ragen nur mehr vulkanreiche regenstauene Randgebirgsketten 

auf, die im Süden über das vulkanische Transversalgebirge verbunden werden. Von der 

Küste aus gesehen, besonders von Osten, ragen die Sierra Madre Occidental und die Sierra 

Madre Oriental steil auf, vom Inneren des Hochlandes gesehen, sind sie weit weniger 

eindrucksvoll. 

Nach Süden wird das Hochland von O-W verlaufenden Brüchen begrenzt. In diese 

Querspalten sind eine Reihe von jungen Vulkanen eingedrungen. Ein besonderes Ereignis war 

dabei im Februar 1943 die Geburt eines Vulkanes, die man in Paricutín beobachten konnte. 

Zunächst stiegen nur ein paar Rauchwölkchen aus einem Maisacker hervor, über Nacht brach 

unter heftigen Datonationen die Erde auf und dunkle Rauchsäulen stiegen empor. Tags darauf 

hatte sich bereits ein Vulkankegel von 50 m Höhe gebildet, nach zehn Tagen erreichte er eine 

Höhe von 330 m. Der Kegel brach auseinander, Lava strömte hervor, in den Nächten 

schossen Feuersäulen, wie Sternschnuppen aus dem Krater. Paricutin, das Indianerdorf, war 

verschwunden. Die vernichtete Siedlung gab dem neu entstandenen Berg den Namen. 

Die schneebedeckten Gipfel der Sierra Volcánica Transversal sind die höchsten Berge des 

Landes: der höchste ist der Pico de Orizaba (5700 m), Popocatépetl unweit der Hauptstadt 

Mexiko-City (5452 m) und der ihm am Paso Cortéz gegenüberliegende Ixtaccihuatl (5280 m) 

waren in der Eiszeit stark vergletschert, heute ist die Eisfläche aber nur mehr sehr gering, da 

sie bereits weit nördlich des Äquators liegen. Südlich der Vulkankette stürzt die Hochebene in 

das 100 km breite Tal des Río Balsas ab. 

1.3.2.2.1 Das Hochland von Mexiko 

Der Hauptteil des Landes wird von einem Hochlandblock gebildet, der den südlichen 

Ausläufer des nordamerikanischen Kontinentes darstellt. Seine Breite nimmt von 1600 km 

an der Grenze zur USA bis auf 210 km an der Landenge von Tehuantepec ab. 

Das Hochland erstreckt sich zwischen der Sierra Madre Occidental und der Sierra Madre 

Oriental. Die durch den Golf von Kalifornien abgetrennte Halbinsel Kalifornien stellt eine 

Fortsetzung der Coast Range Kaliforniens dar. Weiter im Süden klingt sie mit der Sierra 

Madre del Sur auf dem Festland aus. Den südlichen Abschluss des Hochlandes bildet eine 

Reihe noch tätiger Vulkanberge, die als vulkanische Achse, als Sierra Volcánica 

Transversal oder auch als Tarasker-Nahua-Gebirge bezeichnet. Die Ostabdachung ist steil. 

Gegen Süden folgt eine Ausgleichsküste vom Haff-Nehrungs-Dünenwalltypus, also eine 

vorrückende Küste mit herrlichen, teils gewaltig großen Haffs und Dünen, die in ihrer Höhe 

an die höchsten Dünen Europas an der französischen Atlantikküste heranreichen. 

Im Mesozoikum war das heutige Süd-Mexiko freilich noch vom Meer überflutet. Noch bis 

in die späte Kreidezeit bestand zwischen Nord- und Südamerika keine Landverbindung. 

Erst in dann setzten durch Druck von Nordosten Hebungs- und Faltungsphasen ein. 

Gleichzeitig erfolgten magmatische Intrusionen, sowie rascher Magmenaufstieg und die 

Bildung vulkanischen Decken und Kegeln. Im Tertiär und Quartär folgten weitere 

Eruptionen, die im wesentlichen den Untergrund des westlichen Mexikos bilden. Auf 

atlantischer Seite lagerten sich mächtige Schichtpakete der älteren Kreide ab, die heute an 

der Oberfläche zu finden sind. Kreidezeitliche Ablagerungen finden sich auch in den 

westlichen Berg- und Hügellandschaften Niederkaliforniens (Baja California), der aus alten 

Graniten und kristallinen Schiefern aufgebaut wird. 

Tertiäre Sedimente von größerer Mächtigkeit lagern nur im Bereich südlich des Río Grande 

del Norte an der Oberfläche. Die trockenen Beckenlandschaften von Sonora und dem 

Bolsón de Mapimi werden von quartären Schuttmassen, erfüllt da hier die physikalische 

Verwitterung (Insolation) sehr intensiv ist und das Material bei den seltenen aber dafür 

umso heftigeren Regengüssen (Schichtfluten) von den Berghängen abgespült wird. 

79



Paläozoische Ablagerungen bilden fast überall die Basis für jüngere Ablagerungen und sind 

somit meist von diesen bedeckt. 

Südlich der Senke des Río Balsas hingegen, eigentlich schon Bestandteil Mittelamerikas, 

begrenzt die Sierra Madre del Sur das Hochland von Mexiko endgültig auch orographisch. 

Sie besteht aus Paläozoischen und proterozosichen Sedimentgesteinen, alten Gneisen ud 

kristallinen Schiefern. 

1.3.2.2.1.1 Reichtümer der Erde 

Das gesamte mexikanische Plateau birgt große Vorkommen an Blei, Kupfer, Zinn, 

Zinnober, Schwefel, Gold und Silber. Bereits die Azteken bauten Gold ab und schufen 

prächtigen Schmuck und viele andere Kunstgegenstände. Taxco, die Silberstadt, bot 

Alexander von Humboldt, ausgebildet als Bergwerksingenieur, die Heimstatt während 

seines Aufenthaltes in Mexiko. 

Die Kohlevorkommen im Norden des Hochlandes decken den gesamten Kohlebedarf des 

Landes. Der Cerro de Mercado ist berühmt für seine Eisen und Stahlwerke. Die großen 

Hafenstädte am Ostrand der Sierra Madre Oriental übernehmen die Verarbeitung und 

Ausfuhr des im Hinterland gewonnen Erdöls. 

1.3.2.2.2 Die Halbinsel Kalifornien 

Die Sierra de Juárez, die Sierra de San Pedro Mártir und die Sierra de San Borja werden aus 

magmatischen Gesteinen des Mseozoikums und zum Teil des Känozoikums.aufgebaut. Es 

handelt sich dabei um Intrusivkörper, hauptsächlich Granite, oder kristallinen Schiefern. 

Gegen die Küsten sind am Aufbau aber auch neogene Vulkanite beteiligt, die gegen Süden, 

etwa ab der Grenze zu Baja California Sur mit der Sierra de Santa Lucia, dem Aufbau 

bestimmen, Intrusivkörper sind dort nicht mehr eingedrungen. Erst ganz im Süden im 

Bereich der Sierra de San Lazaro (Cerro las Casitas, 2164 m) bestimmen wieder 

mesozoische Erstarrungsgesteine das geologische Bild. 

Die großen quartären Senkungsfelder liegen im Gebiet der Desierto de Vizcaíno, zwischen 

der aus kreidezeitlichen Sedimenten aufgebauten Sierra Vizcaíno und der Sierra de Santa 

Lucia, und ganz im Norden im Mündungsbereich des Río Colorado. Dieses große Becken 

wird von Bruchstrukturen begrenzt und beinhaltet den Gran Desierto und den Desierto de 

Altar, bereits außerhalb Niederkaliforniens.Dieses Senkungsfeld wird von Plutonen des 

Mesozoikums/Känozoikums und alten paläozoischen Sedimenten begrenzt. 

1.3.2.3 Westindien 

Die Westindischen Inseln gliedern sich in drei Inselgruppen: 

•die Großen Antillen, 

•die Kleinen Antillen, 

•die Bahamas, 

Der Inselkranz zwischen Nord- und Südamerika entspricht in seinem Aufbau dem 

Sundabogen zwischen Australien und Asien. Beide liegen im großen Bruchgürtel der 

Mittelmeere. Man unterscheidet eine flache Aussenzone flachgelagerter vorwiegend kalkiger 

junger Sedimente (Bahamas), ihnen folgt die Zone der Großen Antillen, die in mannigfaltiger 

Struktur aus verkarsteten Kalken der Kreide und des Tertiärs, weiters aus Schiefern und 

Serpentiniten oder magmatische Intrusiva aufgebaut werden. Der Bogen der inneren Antillen 

(kleine Antillen) werden im wesentlichen, bis auf zwei Ausnahmen (Jungferninseln, 

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Barbados), aus jungen, noch tätigen Vulkanen aufgebaut. Die Bahamas bestehen dagegen 

ebenso, wie Barbados und Curaçao, aus Riffkalken. An der Außenseite der Antillen folgen 

große Tiefseerinnen (Puerto-Rico-Graben, über 9000 m Tiefe). Auch die Tröge zwischen 

Kuba, den Cayman-Inseln und Jamaika erreichen große Tiefen (Caymangraben bis ca. 8000 

m). 

1.3.2.3.1 Die Großen Antillen 

Die Großen Antillen sind in ihrer geologischen Struktur dem zentralamerikanischen 

Festland sehr ähnlich: an eine aus kristallinen Schiefern, Gneisen und alten 

Eruptivgesteinen aufgebaute Achse schließen im Norden jüngere Muschel- und 

Korallenkalke an, die einer intensiven Verkarstung unterliegen und durch das 

vorherrschende Klima zu einer idealtypisch ausgeprägten Kegelkarstlandschaft umgestaltet 

worden sind. 

Kuba, die größte Insel der Karibik ist von einer weiten sanftwelligen Landschaft geprägt 

und ist im überwiegend aus Kalken aufgebaut und im Küstenbereich von Buchten, Lagunen 

und Sümpfen (vor allem auf der Halbinsel Zapata) gekennzeichnet. Zwischen Santa Clara 

und Mos durchzieht allerdings ein Band mesozoischer Intrusivgesteine den Nordostteil der 

Insel. An drei Stellen herrscht Gebirgscharakter: Im Nordwesten befindet sich das Tal von 

Viñales, eigentlich eine Karstrandebene und die sich anschließende Sierra de los Órganos, 

bekannt durch den ausgeprägten Kegelkarst, der erstmalig auf der Welt dort eingehend 

untersucht wurde. Deswegen haben sich die kubanischen Lokalbezeichnungen in der 

wissenschaftlichen Karstliteratur als Fachtermini eingebürgert. 

Im mittleren Inselteil erhebt sich die Sierra de Trinidad (Pico San Juan, 1135 m). Aus 

kretazischen Sedimenten ist die Sierra Maestra aufgebaut, die den höchsten Gipfel Kubas, 

den Pico Turquino (1994 m) hervorbringt. In diesem unwirtlichen Landesteil hielten sich 

die kubanischen Revolutionstruppen Fidel Castros versteckt, ehe mit dem Marsch auf 

Havanna die Revolution gelang. 

Ist der Reliefunterschied am Land nicht weiter nennenswert, so ist das Gefälle zum 

Caymangraben beachtlich: im Südteil fällt die Küste schroff auf über 7000 m unter den 

Meeresspiegel ab. Grund hierfür sind tektonische Bruchstufen am Meererboden. Der 

Hauptinsel sind etwa 1600 kleinere Inseln vorgelagert, die allesamt aus Korallenkalken 

aufgebaut sind. 

Kuba ist neben den bekannten Agrarexportprodukten Zucker und Tabak reich an 

mineralischen Rohstoffen. Man findet Nickel-, Chrom und Kobaltlager. Eisen, Mangan und 

Gold wird dagegen nur in wenig ergiebigen Lagerstätten gefördert, auch die Fördermengen 

von Erdöl und Erdgas reichen nicht für die nationale Versorgung aus, so dass man sich in 

den 1970er Jahren zum Ausbau der Atomenergie entschloss, eine Torheit, die nach 

Tschernobyl und dem Zusammenbruch der Sowjetunion glücklicherweise nicht weiter 

verfolgt wird. 

Die zweitgrößte Antilleninsel ist Hispañola, mit den beiden Staaten Haiti und der 

Dominikanischen Republik. Ihren buchtreichen Küsten sind Korallenriffe vorgelagert. Im 

Vergleich zu Kuba ist das Landschaftsbild ganz unterschiedlich. Die Insel ist gebirgig und 

weist mit dem Pico Duarte einen 3000er Gipfel auf. Im Inneren ist die Insel daher nur 

schwer zugänglich. Als Kolumbus am spanischen Hof über die Natur der Insel berichtete, 

nahm er ein Blatt Papier, zerknüllte es in der Hand, warf es auf den Tisch und sagte: „Das 

ist Hispañola, nur Berge und Täler.“ Von Nordwesten nach Südosten zieht ein etwas älterer 

Gebirgskern aus Graniten, Gneisen und Dioriten die Insel. An diesen Kern gliederten sich in 

der Kreide und im Tertiär gefaltete Kalke und Mergel, zum Teil mit der Ausbildung von 

Kegelkarst, an. Zwischengeschaltet sind immer wieder Vulkanite. Junge Bruchsysteme 

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folgen dem Streichen des Gebirges, heute noch wird die Insel immer wieder von schweren 

Erdbeben erschüttert. 

Die höchste Erhebung der Insel, der Pico Duarte, misst 3175 m und ist zugleich der höchste 

Berg Westindiens, wird aus mesozoischen Intrusivgesteinen aufgebaut. Nördlich und 

südlich der Cordillera Central durchziehen jeweils zwei Tiefenzonen die Insel, von heftigen 

Bruchzonen begrenzt. 

Bis zu 2257 m erheben sich die Blue Mountains im Osten der Insel Jamaika, an die sich ein 

niedriges Kalkplateau anschließt. Der Osten der Insel hat den Charakter einer vollkommen 

ausgebildeten Karstlandschaft, gekennzeichnet durch Dolinen und Karstkegeln in schönster 

Ausprägung, besonders im „Cockpit Country“. Die Blue Mountains sind der Kern der Insel 

ist Teil des NW-SO streichenden Faltengebirges der Antillenkordillere, die hier stärker 

herausgehoben wurde als in anderen Teilen der Insel. Diesem liegt diskordant eine junge 

Kalksteintafel auf, durchwegs tertiärem Alter, die den Grossteil der Insel bildet und nicht 

mehr als 900 m Meereshöhe erreicht. Lehrbuchhaft sind auf Jamaica Sinterterrassen 

ausgebildet, die z.T. versteinerte Beckenpyramiden bilden, über die sich kaskadenartig 

blaues Wasser in die Tiefe ergießt 

Puerto Rico wird vielfach - vor allem von Nordamerikanern - als schönste der Antillen- 

Inseln bezeichnet. Nicht an McDonalds gewöhnte Europäer werden sich über ein solches 

Urteil eher wundern. Viele europäische Besucher lassen sich daher für die drängende Frage 

der Puertoricaner "Quienes somos?" (zu Deutsch: "Wer sind wir eigentlich?") sensiblisieren. 

Der geologische Aufbau zeigt sich von der Nordamerikanisierung (wie im Falle Mexikos) 

freilich unbeeinflusst. Er zeigt an der Oberfläche eine klare Dreiteilung. Mesozoische 

Intrusiv- und Eruptivgesteine bedecken die höheren Teile der Insel, die von jurassischen 

Sandsteinen, Schiefern, Konglomeraten, Tuffen und Aschen umlagert werden. Der 

nördlichste Bereich wird von paläogenen Kalktafeln aufgebaut, die in wunderschöner 

Ausprägung Formen des tropischen Kegelkarstes aufweisen. Darin eingelagert ist die 

Schüssel eines der größten Weltraumobservatorien, natürlich betrieben von US- 

Amerikanern. Im Norden der Insel verursacht die Grenze der karibischen und 

amerikanischen Platte große untermeerische Sprunghöhen. Wenige Kilometer vor der Küste 

fällt der Puerto-Rico-Graben auf über 9000 m ab. Die Insel ist dagegen als bis auf 1338 m 

über dem Meer gehobener Horst anzusehen. 

1.3.2.3.2 Die Kleinen Antillen 

Die Kleinen Antillen sind, mit Ausnahme der Jungferninseln und der weit in den Atlantik 

vorgebauten Barbados aus Korallenkalken und jungen Sedimenten, vulkanischen Ursprungs 

aufgebaut. Sechs aktive und elf erloschene Vulkane tragen die Inseln, von denen der Mt. 

Pelé (1297 m) in der Montagne Pelée von Martinique durch seinen verheerenden Ausbruch 

1902 wohl der bekannteste ist. Teilweise ragen die auf untermeerischen Platten aufsitzenden 

Kuppen der Vulkankegel über dem Meeresspiegel auf und bilden dann die Inseln. Der 

höchste Gipfel erreicht mit dem Vulkan Sufrière auf Guadeloupe immerhin 1467 m. 

Als Inseln über dem Winde wenden sie sich von der Höhe Puerto Ricos aus nach Süden bis 

Trinidad und Tobago, als Inseln unter dem Winde sind sie der venezolanischen Küste 

vorgelagert. 

Die Inseln über dem Winde bilden einen 800 km langen nach Südosten vorgewölbten 

Bogen zum Festland Südamerikas. Ihre Entstehung geht auf tektonische Vorgänge an der 

Plattengrenze zwischen karibischer und amerikanischen Platte zurück. 

Die Insel Barbados ist weit nach Osten in den Atlantik vorgebaut. Sie ist nicht vulkanischer 

Entstehung und daher geologisch ganz anders aufgebaut. Der Untergrund wird 

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hauptsächlich aus Sedimenten gebildet. Durch junge Hebungstendenzen wurden 

Korallenriffe quasi als Strandterrassen auf eine Höhe von etwa 400 m gehoben. Der 

Großteil der Insel wird von ihnen eingenommen. Die Entwässerung der Insel erfolgt daher 

unterirdisch. 

Trinidad und Tobago sind die südlichsten der Inseln unter dem Winde, in Sichtweite der 

venezolansichen Küste und sind von ihr nur durch die schmale Seestraße des „Boca de 

Serpiente“ und „Boca de Dragon“ getrennt. Erst durch nacheiszeitlichen 

Meeresspiegelanstieg wurde die Schwelle überflutet. Bau und Gesteine entsprechen der 

venezolanischen Küstenkordillere. Von scharfen Bruchstrukturen sind die W-Ostreichenden 

nördlichen Gebirgsstrukturen aus jurassich-kretazischen Sedimenten begrenzt. 

Auf Trinidad erreicht die tief zertalte und wasserfallreiche Northern Range mit dem Cerro 

Aripo immerhin 940 m. Die übrigen kleinen Gebirgszüge sind wesentlich niedriger, die von 

ausgedehnten Sumpflandschaften umgeben werden. Tertiäre Tektonik falteten den 

Untergrund. Der übrige Teil der Inseln besteht aus tertiären Sedimenten, der Vulkanismus 

spielt keine Rolle. Die Inseln sind reich an Erdöl- und Erdgasvorkommen, auch 

Naturasphalt wird gewonnen. Durch Asphaltquellen entstand der berühmte Pechsee. 

Die „Inseln unter dem Winde“ sind eng an das südamerikanische Festland gebunden. Die 

Inseln sind niedrig und tragen eine flachwellige Landschaft. Die meist kristallinen Kerne 

der Inseln werden meist von Korallenriffen umsäumt. Der wirtschaftliche Wert dieser sonst 

eher kargen Inseln liegt in der Erdölförderung und –produktion. 

1.3.2.3.3 Die Bahamas 

Das Bahama Archipel umfasst insgesamt fast 14.000 km² und besteht aus einem 1000 km 

langen Inselbogen aus 30 größeren, 700 kleineren Inseln und etwa 2400 Korallenriffen. Das 

weit zerstreute System war früher ein willkommenes Versteck für Freibeuter und Piraten. 

Heute sind sie wegen ihrer weißen Strände, warmen Gewässer und reichen Unterwasserwelt 

ein beliebtes Tauch- und Segelrevier. 

Die überwiegend sehr flachen Inseln bestehen überwiegend aus gehobenen sehr jungen 

Korallenkalken und verfestigten Kalksanden, die z.T. sehr stark verkarstet sind und daher 

auch keine Oberflächengewässer aufweisen. Sie entstanden auf der Großen- und Kleinen 

Bahamabank, einem flachen untermeerischen Rücken, der vulkanischen Ursprungs ist. 

Nach Nordosten fällt dieser Rücken auf über 5000 m Tiefe ab. 

83



1.4 Literatur zur Geologie Lateinamerikas 

• ACEÑOLAZA, F.G., U.A. (HG.), 1983: Geología de la Sierra de Ancasti. Münster. 

Forsch. Geol. Paläont. 59, Münster. 

• AHFELD, F., BRANISA, L., 1960: Geología de Bolivia. La Paz. 

• BAHLBURG, H. BREITKREUZ, CH., GIESE, P (HG.)1988: The Southern Central 

Andes. Lecture Notes in Earth Sciences 17, Berlin. 

• BEURLEN, K., 1970: Geologie Brasiliens. Berlin. 

• CHARRIER, R., 1981: Geologie der chilenischen Hauptcordillere zwischen 34° und 

34°30´ südlicher breite und ihre textonsiche, magmatische und paläogeographische 

Entwicklung. Berliner Geowiss. Abh., Reihe A/ 36. 

• CHONG, G., 1984: Die Salare in Nordchile – Geologie, Struktur und Geochemie. 

Geotekt. Forsch. 67, Stuttgart. 

• FAUPL, . 2000: Historische Geologie. Wien. 

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• MILLER, H., 1973: Neues zur Geologie von Chile Zbl. Geol. Paläontol. Teil I 1973, 

76-14. 

• PUTZER, H., 1962: Geologie von Paraguay. Berlin. 

• PUTZER, H., 1976: Metallogenetische Provinzen in Südamerika. Stuttgart. 

• SAUER, W., 1971: Geologie von Ecuador. Berlin. 

• STIBANE, R., 1968: Zur Geologie von Kolumbien, Südamerika: Das Quetame- und 

Garzón-Massi. Geotekt. Forsch. 30, Stuttgart. 

• STIEFEL, J., 1974: Zur tektonischen Interpretation jungkänozoischer Sedimente und 

Landformen in der Küstenzone Mittelchiles. Geotekt. Forsch. 46, Stuttgart, 70-194. 

• TISTL, M., 1985: Die Goldlagerstätten der nördlichen Cordillera Real /Bolivien und 

ihr geologischer Rahmen. Berliner Geowiss. Abh. 65. Berlin. 

• WEYL, R., 1961: Die Geologie Mittelamerikas. Berlin. 

• WEYL, R., 1966: Die Geologie der Antillen. Berlin. 

• WEYL, R., 1980: Geology of Central America. Berlin/Stuttgart. 

• ZEIL, W., 1964: Geologie von Chile. Berlin. 

• ZEIL, W., 1979: The Andes. A geological Review. Berlin. 

• ZEIL, W., 1986: Südamerika. Stuttgart. 

84

Naturräume Lateinamerikas

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