Geologie [Reprint 2019 ed.] 9783110830088, 9783110045956

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Geologie von

Dr. Franz Lotze + o. Professor für Geologie und Paläontologie an der Universität Münster

5. unveränderte Auflage Mit 80 Abbildungen

w _G DE

Sammlung Göschen Band 5113

Walter de Gruyter Berlin • New York • 1973

ISBN 311004595 8 © C o p y r i g h t 197) by W a l t e r de G r u y t e r & Co., vormals G. J . G ö s c h e n ' s c h e V e r l a g s h a n d l u n g , J . G u t t e n t a g , V e r l a g s b u c h h a n d l u n g , G e o r g Reimer, Karl J . T r ü b n e r , Veit & C o m p . , 1 Berlin 30. Alle Rechte, insbesondere

das

Recht

der

Vervielfältigung

und

Verbreitung

sowie

der

Über-

setzung, v o r b e h a l t e n . K e i n Teil des Werkes darf in irgendeiner Form ( d u r c h F o t o k o p i e , Mikrofilm o d e r ein anderes V e r f a h r e n ) o h n e schriftliche G e n e h m i g u n g des Verlages reproduziert oder unter

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verbreitet

werden.

Inhalt Seite

Literatur

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Einleitung

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Gesdiichte der Geologie

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Der Erdkörper: Bauplan und Stoff Die Gesamterde Mineralien und Gesteine Erscheinungen und Vorgänge in allgemein-geologischer Sicht Der geologische Stoff-Kreislauf Der sedimentäre Zyklus (Entstehung der Sedimentgesteine) Vorgänge im Festlands-Bereich Vorgänge im marinen Bereich Sedimente und Sedimentgesteine Die Wirkungsweise der endogenen Dynamik Tektonik Verkrümmungen Rupturen (unstetige Deformationen) Dynamische Gliederung der tektonischen Formen Die Gebirgs-Bautypen Die tektonischen Vorgänge in ihrem Zeitablauf . . . . Heutige Bodenbewegungen Die Bewegungsvorgänge der geologischen Vergangenheit Erdzustände und Gesamtablauf des geotektonischen Geschehens

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4 Seite

Exogene und endogene Dynamik in ihren Wechselbeziehungen 69 Das magmatische Geschehen 71 Vulkanismus 71 Plutonismus 76 Verknüpfungen zwischen Magmatik und Tektonik 80 Die magmatische Gesteinsbildung 82 Magmatische Lagerstätten 85 Metamorphose und metamorphe Gesteine 87 Uberblick über die Erdgeschichte Allgemeines Zur geologischen Vorgeschichte der Erde Die geologischen Formationen Präkambrium Kambrium Ordovizium Silurium Devon Karbon Perm Trias Jura Kreide Tertiär Quartär

89 89 93 94 94 100 105 109 113 119 126 132 141 150 158 163

Register

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Einleitung Die G e o l o g i e h a t es mit den G e s t e i n e n z u t u n . Sie trifft sich hierin mit der Mineralogie und Petrographie. Aber sie betrachtet die Gesteine unter besonderen, ihr allein eigenen Gesichtspunkten; denn während bei jenen Wissenschaften der mineralische Aufbau, der gegebene physiko-chemische Bestand, im Vordergrund steht, sieht der Geologe die Gesteine als etwas G e w o r d e n e s ; sie sind ihm Zeugen der Vergangenheit. Denn die Geologie ist in ihrem Wesenskern eine geschichtliche Wiss e n s c h a f t . Sie geht davon aus, daß das heutige Erscheinungsbild der Erde das Ergebnis einer langen und wechselvollen Entwicklung ist, und sie stellt sich die Aufgabe, diese Entwicklung sowohl hinsichtlich ihres Ablaufs in Zeit und Raum wie auch hinsichtlich der dabei wirkenden Faktoren und Kräfte aufzuzeigen; sie will damit das heutige Erdbild aus diesem geschichtlichen Vorgang heraus verstehen lernen. Dabei ist der Rahmen ganz weit gefaßt. Die eigentliche E r d g e s c h i c h t e betrifft die Entwicklung des festen Erdkörpers in seiner Gliederung nach Weite und Höhe (Paläogeographie, Morphogenese), in seinem Klima (Paläoklimatologie), in der inneren Struktur seiner Rinde (Tektogenese). Die L e b e n s g e s c h i c h t e , die heute kaum noch ein bloßes Teilgebiet der Geologie ist, sondern sich als Paläontologie zu einem Zwillingsstamm aus gleicher Wurzel entwickelt hat, versucht, im besonderen den Szenenwechsel im Bereich der Organismen zu erfassen; sie hält dabei engste Fühlung zur Geologie, und

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Einleitung

die Wechselbeziehungen der beiden Wissenszweige sind heute derart, daß der eine auf die Ergebnisse des anderen angewiesen ist. Die Geschichtswissenschaft bedarf der Urkunden, der Zeugnisse, um die Zustände und Begebenheiten eines vergangenen Jahrhunderts abzuleiten. Für den Geologen sind die Gesteine solche Zeugnisse, und besonders die geschichteten sind ihm sozusagen Tagebuch-Blätter, wie für den Paläontologen die versteinerten Reste und Spuren der Organismen, die Fossilien, die überlieferten Urkunden der Lebensgeschichte darstellen. So ist es vorzügliches Anliegen der erdgeschichtlichen Forschung, diese Urkunden zu sammeln, zu beschreiben, zeitlich einzuordnen — diese Teilaufgabe erfüllt insbesondere die S t r a t i g r a p h i e — und hinsichtlich der Vorzeit-Verhältnisse zu entziffern. Dieses Entziffern bzw. Deuten setzt die Kenntnis der Bildungsbedingungen der Gesteine voraus, die sich aus einer Untersuchung gegenwärtiger formender und umformender, zerstörender und aufbauender Vorgänge und ihrer Abhängigkeit von den Gegebenheiten des Klimas und anderen Umweltbedingungen gewinnen läßt (Aktuo-Geologie, „aktualistisdies Prinzip"). Die Auswertung des gesamten Tatsachen-Materials aus Vergangenheit und Gegenwart kann einmal auf die Erfassung des eigentlichen historischen Geschehensablaufs gerichtet sein, sei es von Einzelgebieten, sei es von der Gesamterde ; — wir sprechen dann von „ H i s t o r i s c h e r Geologie" oder „Erdgeschichte" schlechthin (mit ihren verschiedenen, schon genannten Teilgebieten, wie Paläoklimatologie u. a.). Sie kann aber auch die Erkenntnis bzw. Ableitung genereller, den Geschehensablauf regelnder Gesetzmäßigkeiten nach Vorgang, Bedingtheiten, Kräften usw., d. h. des Allgemeingültigen, be-

Geschichte der Geologie

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zwecken; — wir sprechen dann insonderheit von „ A l l gemeiner Geologie". Die Untersuchung der Lagerungsverhältnisse der Gesteine, des strukturellen Einzelbaues der Kruste mit ihren Gebirgen und ihrem Unterbau ist Aufgabe der T e k tonik. Sind die Zielsetzungen auf bestimmte, gut abgrenzbare regionale Einheiten (Landschaften, Länder, Kontinente) beschränkt, wobei diese Einzelgebiete hinsichtlich der Gesteinsabfolge, des tektonischen Baus, der geologischen Geschichte, der Lagerstätten usw. beschrieben werden, so sprechen wir von „ R e g i o n a l e r Geol o g i e " . — Steht hingegen das wirtschaftliche Interesse im Vordergrund, so handelt es sich um das Teilgebiet der „ A n g e w a n d t e n G e o l o g i e " . Ihre Aufgaben sind mannigfach und erweitern sich fortlaufend. Sie betreffen den Baugrund (Baugeologie, Ingenieurgeologie), den landwirtschaftlich nutzbaren Boden (Agrogeologie, Bodenkunde), den Wasserinhalt des Untergrunds (Hydrogeologie) und im Teilgebiet der Lagerstätten-Geologie auch die nutzbaren Vorkommen von Erzen, Energieträgern (Kohle, Erdöl, Erdgas, heute auch Uran), Salzen und sonstigen Nichterzen, Erden und Steinen. Die nachfolgende, sehr geraffte Darstellung muß sich darauf beschränken, die Grundzüge der Allgemeinen Geologie und der Erdgeschichte zu umreißen.

Geschichte der Geologie Die Frage der Entstehung der Erde und Ausformung ihres Bildes hat die Menschheit seit alters bewegt. Zunächst hat die Religion mit dem Rüstzeug des Glaubens, dann die Philosophie mit dem des Denkens, schließlich die Wissenschaft durch Empirie und Deutung („malleo et mente") sie zu lösen versucht. Der Schöpfungsbericht der

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Geschichte der Geologie

Genesis hat die erdgeschichtlichen Vorstellungen bis in die Neuzpit hinein tiefgreifend beeinflußt. Bei Thaies von Milet, Heraklit, Pythagoras, Xenophanes, Empedokles, Aristoteles, Eratosthenes, Strabo und Seneca finden sich erste Ansätze zu Beobachtungen geologischer Erscheinungen oder Überlegungen hinsichtlich des Erdbaus; aber das Wissen des Altertums, das Plinius der Ältere in seiner „Historia naturalis" (darin auch Berichte über Vulkane, Erdbeben, Versteinerungen) zusammengefaßt hat, blieb gering, und die eigentliche Kernidee der Geologie, diejenige einer „Entwicklung der Erde", blieb dem Altertum unerfaßbar. Auch das Mittelalter brachte keine Fortschritte. Erst mit dem Beginn der Neuzeit erfolgte ein neuer Ansatz. Leonardo da Vinci und andere erkannten die erdgeschichtliche Bedeutung der Fossilien; der bedeutende Däne Nicolaus Steno (1631—1686), der „Vater der Tektonik", beachtete als erster die Lagerungsverhältnisse der Gesteine und versuchte, den Schichtverband einer norditalienischen Landschaft zu gliedern. Als eigentliche Begründungszeit der Geologie, als ihr „heroisches Zeitalter", muß aber erst die Zeitspanne 1790—1820 gelten. Bedeutende Männer, unter ihnen besonders der „Vater der Geologie" Abraham Gottlob Werner (1750 bis 1817), ferner die Engländer Hutton, Hall und Smith und der Franzose Cuvier legten das Fundament zu einer echten geologischen Wissenschaft. Werner bezeichnete seine auf der Empirie basierende Lehre als „Geognosie", nachdem der von dem Polyhistor -de Luc geprägte Ausdruck „Geologie" als Name einer allzu spekulativen PseudoWissenschaft in Verruf gekommen war. Das nachfolgende „Goldene Zeitalter", auch „Zeit der großen Meister" genannt (1820—1860), brachte den weiteren Ausbau von Geologie und Paläontologie und die

Die Gesamterde

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anschließende Zeit bis heute die Vollendung zum derzeitigen Wissenschafts-Gebäude. Von den „großen Meistern" verdienen besonders genannt zu werden der Deutsche K.-A. v. Hoff (1771—1837), der den Entwicklungsgedanken für das Anorganische wesentlich förderte und mit Lyell das „Prinzip des Aktualismus" begründete — wonach die gegenwärtig auf der Erde wirkenden Kräfte durch ihre sich summierenden Dauerwirkungen die gesamte geologische Entwicklung bedingen, so daß man aus den Erscheinungen der Gegenwart heraus auch diejenigen der Vergangenheit zu verstehen vermöge —, und Ch. Darwin, der den Entwicklungsgedanken für das Organische zum Siege führte. Unter den Geotektonikern nimmt Eduard Suess (1831—1914) eine hervorragende Stellung ein; sein berühmtes Buch „Das Antlitz der Erde" gehört zu den klassischen Werken der Geologie. Sein Erdbild erfuhr in neuerer Zeit durch H. Stille (gestorben 1966) eine wesentliche Erweiterung.

Der Erdkörper: Bauplan und Stoff Die Gesamterde Die Erde, von der Sonne aus der dritte unter den neun bekannten Planeten des Sonnensystems, hat ein Volumen von rd. 1083 Milliarden km3, eine Gesamtmasse von rund 6000 Trillionen Tonnen (genauer 5,973 • 1227 g) und ein mittleres spezifisches Gewicht von wahrscheinlich 5,52. Die Oberfläche des festen Erdballs mißt 509,9 Millionen km8, der Äquatorumfang 40 076 594 m, der Äquatorradius 6 378 260 m, der Polradius 6 356 912 m. Die Figur der Erde („Geoid") nähert sich sehr einem kugelähnlichen Rotationsellipsoid mit einer Abplattung 1 :297. Die durch Gebirge und Meere bedingten Unregelmäßigkeiten der Erd-Oberflädie sind im Verhältnis zur Gesamtgröße

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Der Erdkörper: Bauplan und Stoff

nur sehr gering. Auf einem maßstabgetreu verkleinerten Erdmodell von 2 m Durchmesser würden die höchsten Gebirge (Mount Everest: 8882 m) und die Tiefsee-Gräben (Challenger-Tiefe im Marianen-Graben, Pazifik: 11 035 m) vom mittleren Niveau der Krusten-Oberfläche (2430 m unter NN) nicht einmal um 2 mm abweichen, also kaum wahrnehmbar sein. Diese große Kugel bewegt sich mit einer Geschwindigkeit von 30 km/sec auf einer fast kreisförmigen, rd. 940 Millionen km langen Ellipse um die Sonne, die in dem einen Brennpunkt steht. Sie hält dabei von der Sonne einen mittleren Abstand von 149,6 Mio km ein, ist ihr aber Anfang Januar um 2,5 Mio km näher, Anfang Juli um 2,5 Mio km ferner. Zugleich rotiert sie um eine Achse, die gegen die Erdbahn unter 66° 33' geneigt ist, in west/östlicher Richtung, wobei die Geschwindigkeit eines Punktes auf dem Äquator 465 m/sec beträgt. Der A u f b a u d e r E r d e ist konzentrisch-schalig. Die äußerste Schale, die selbst schichtig unterteilte gasförmige A t m o s p h ä r e , hat eine Mindesthöhe von 1000 km, wird nach außen aber außerordentlich dünn; so sind 90 °/o der Luftmasse bereits in den unteren 20 km enthalten. Die unterlagernde Hydrosphäre ist zwischen 0 und rund 10 km dick; über 98 °/o ihrer Gesamtmasse, nämlich 1370 Mio km 3 Wasser, sind in den Meeren angesammelt; der Rest entfällt auf das Eis (22 Mio km3) sowie den Wasserinhalt der Flüsse und Seen, der allerdings rein mengenmäßig (0,13 Mio km3) ohne Belang ist, dynamisch aber eine erhebliche Rolle spielt. Der feste E r d k ö r p e r (Lithosphäre und deren Unterlage) ist seinerseits kugelschalig geschichtet, ü b e r seinen Aufbau haben vor allem die Erdbeben-Wellen, die von den nahe der Oberfläche gelegenen Herden aus den ganzen Erdkörper in allen Richtungen durchstrahlen und

Die Gesamterde

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Abb. 1. Geschwindigkeit der elastischen Raumwellen im Erdinnern als Funktion in der Tiefe. Nach H. Haalck.

,-Tf'

_ —-n i

/

V| - Geschwindigkeit der Longitudinal wellen v, = Geschwindigkeit der Trans versal wellen.

r' srn tooo km rieh \lrnerer Kem2\

auf ihrem Wege mancherlei Veränderungen erleiden, Kunde gebracht (Abb. 1). Die vertikale Großgliederung wird durch eine Unstetigkeitsfläche I. Ordnung in 2900 km Tiefe gegeben. Innerhalb von ihr liegt der „Erdkern", außerhalb die „Erdschale". Letztere zeigt eine weitere Unterteilung durch eine deutliche Trennungsfläche („Mohorovicic-Unstetigkeit") in „Kruste" und „Mantel". Diese liegt unter den Festländern in rd. 35, unter den Meeren in 10—12 km Tiefe unter NN. Weitere, weniger bedeutende und z. T. nicht ganz sichere Unstetigkeitsflädien kommmen hinzu. Nur über die physikalischen Verhältn i s s e der äußersten Kruste wissen wir durch Beobachtungen unmittelbar Bescheid. Hinsichtlich der in größeren Tiefen herrschenden Drücke und Temperaturen bleiben die Aussagen hypothetisch. In den obersten Metern des Erdbodens schwankt die Boden t e m p e r a t u r entsprechend dem Jahresgang des Klimas. In einer bestimmten Tiefe (10 bis 20 m j e nach den örtlichen Verhältnissen) herrscht konstant eine dem Jahresmittel an der Erd-Oberflädie entsprechende Temperatur (im Mittel der gesamten Festlands-Gebiete

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Der Erdkörper: Bauplan und Stoff

+ 14,3° C). Weiter nach unten nimmt die Temperatur stetig zu in einem Maße, das durch die sogenannte „geothermisdie Tiefenstufe" bestimmt ist. Man versteht darunter die vertikale Strecke in Metern, in der sich die Temperatur nach unten um 1° C erhöht. In den oberflächennahen Bereichen der Kontinente beträgt sie im Durchschnitt 33 m; hier steigt die Temperatur also um je 3° C je 100 m Tiefenzunahme. In Gebieten mit noch tätigen oder jung erloschenen Vulkanen sowie in Bereichen jüngerer Gebirgsbildung pflegt die Temperaturerhöhung größer zu sein (z. B. im Uracher Vulkangebiet auf der Schwäbischen Alb fast 10° C pro 100 m Tiefe) als in vulkanisch inaktiven und tektonisch altverfestigten Kontinentalbereichen (z. B. in Nordamerika bis 0,8° C auf 100 m Tiefe). Uber die Verhältnisse unter dem Meeresboden sind wir nicht orientiert. Vielleicht darf für die Außenzonen der Gesamterde ein mittlerer Temperaturgradient von 1,5 bis 2° C/100 m Tiefe angenommen werden. Wenigstens läßt sich auf Grund theoretischer Erwägungen für die tiefere Erdkruste bei rd. 60 km eine Temperatur von 1000—1200° C ableiten. Weiter nach unten muß jedoch der Temperaturanstieg wesentlich langsamer erfolgen, und für den Erdkern liegen die Schätzungen zwischen 2000 und 20 000° C, wobei Werten unter 5000° C die größere Wahrscheinlichkeit zukommt. Daß der D r u c k nach der Tiefe zunimmt, liegt auf der Hand, da die auflastende Gesteinsdecke ja nach unten immer mächtiger wird. An der Kerngrenze (2900 km) dürfte der Druck gegen 1,5 Millionen, im Erd-Mittelpunkt gegen 3,5 Millionen Atmosphären betragen. In Nähe der Erd-Oberfläche verhalten sich die Gesteine wie normale feste und großenteils wie spröde Körper. Der hohe Umschließungsdruck und die erhöhte Temperatur verändern mit zunehmender Tiefe die m e c h a -

Die Gesamterde

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nischen Eigenschaften; das Material wird dehnbar und verhält sich zuletzt stetig wirkenden Kräften gegenüber wie eine sehr zähe Flüssigkeit. Dem widerspricht nicht, daß sich die Erdschale mindestens bis in 2900 km Tiefe Erdbeben-Wellen gegenüber wie ein fester Körper verhält und daß die Gesamterde den Ebbe-FlutKräften gegenüber die „Righeit" des Stahls aufweist. — Uber den A g g r e g a t z u s t a n d im E r d k e r n ist keine endgültige Aussage zu machen. Bisher konnte nicht mit Sicherheit festgestellt werden, ob auch durch den Erdkern transversale Erdbeben-Wellen laufen; daraus ist geschlossen worden, daß der Erdkern solche überhaupt nicht zu leiten vermöge, wie das für den flüssigen und gasförmigen Zustand zutrifft. Möglicherweise handelt es sich aber lediglich um eine Beobaditungslüdce. Uber den chemischen Stoffbestand der Erde haben wir unmittelbare Kenntnisse nur hinsichtlich der unteren Atmosphäre, der Hydrosphäre und des äußeren Gesteinsmantels. Die hier bisher bekannten 100 Elemente umfassen nahezu die Gesamtheit der nach den Gesetzmäßigkeiten des „Periodischen Systems" überhaupt zu erwartenden chemischen Elemente. Auf indirektem Wege wurden sie großenteils auch im Weltenraum nachgewiesen. Von diesen Elementen sind indes nur acht in und auf der festen Oberkruste so häufig, daß sie für die geologischen Vorgänge eine ausschlaggebende Rolle spielen. Diese sind, geordnet nach ihrem Anteil in Gewichtsprozenten: Sauerstoff (O) . Silizium (Si) . . Aluminium (AI) Eisen (Fe) . . Kalzium (Ca)

46,59 °/o 27,72 °/o 8,13 %> 5,01 °/o 3,63 °/o

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Der Erdkörper: Bauplan und Stoff Natrium (Na) . . Kalium (K) . . . Magnesium (Mg) .

2,85 % 2,60 %

2,09 %

Wenn man in Volumenprozenten statt Gewichtsprozenten rechnet, ergibt sich die Rolle des Sauerstoffs als noch bedeutsamer. Unsere Erdkruste erscheint dann als eine Packung von Sauerstoff-Atomen, in die die übrigen Atome mehr oder weniger regelmäßig eingelagert sind, örtlich können sonst seltenere Elemente (wie Gold, Platin, Zinn, Kohlenstoff usw.) besonders konzentriert sein. Solche Anreicherungen bezeichnet man dann, wenn sie sich wirtschaftlich verwerten lassen, als L a g e r s t ä t ten. — Wenn man die Hauptbestandteile auf Oxide umrechnet, erscheint die Erde in ihren äußeren 16 km („Oberkruste") zusammengesetzt aus 59,12% Si0 2 , 15,34% ALO,, 5,08 % CaO, 3,84 % Na a O, 3,81 % FeO, 3,08 °/o Fe 2 0 3 , 3,49% MgO, 3,13% K.O, 1,15% H..O, 1,05% Ti0 2 , 0,299% P2Or,. Der Rest von rd. 0,6 % entfällt auf alle übrigen Stoffe. Wegen des Vorherrschens von Silizium und Aluminium bezeichnet man die Oberkruste auch als „ S i a 1 " ; die darunter liegende, bis in rd. 35 km Tiefe reichende Unterkruste, aus der die in Vulkanen ausfließenden Basaltlaven stammen dürften, wird wegen der stärkeren Anteilnahme von Magnesium neben Silizium als „ S i m a " bezeichnet. Daß der chemische Aufbau der tieferen Erde von dem der Kruste wesentlich ii'oweicht, ergibt sich schon aus dem spezifischen Gewicht der Gesamterde, das mit 5,52 sowohl von demjenigen der sialischen Oberkruste (2,7—2,8) als auch dem der simatischen Unterkruste (2,9—3,0) wesentlich abweicht. Aus der Fortpfianzungs-Geschwindigkeit der Erdbeben-Wellen, aus der stofflichen Zusammenset-

Mineralien und Gesteine

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zung der Meteoriten, aus Betrachtungen über geochemische Sonderungsvorgänge in Analogie zu HochofenProzessen (Zerfall einer Schwefel- und arsenhaltigen Silikatschmelze mit Metallüberschuß in Silikatschmelze, Sulfid-Oxidschmelze und Metallschmelze) hat man abgeleitet, daß der Mantel (s. S. 13) in seinem oberen Teil aus ultrabasischem Silikatmaterial, in seinem unteren Teil aus Metallsulfiden und daß der Kern aus Eisen mit Nickel bestände (E. Wiechert u.a.). In neuerer Zeit sind Bedenken vor allem gegen die Vorstellung des Erdkerns als eines Eisenkörpers erhoben worden. Man hat daran gedacht, daß hier im wesentlichen unverändert gebliebene Solarmaterie vorläge (Kuhn und Rittmann), daß der Kern hauptsächlich aus Olivin bestände (Ramsey) oder daß sich in ihm ein hoher Gehalt an Eisen in einatomigem Zustand mit einem relativ bedeutenden Gehalt an Wasserstoff in mehr oder weniger vollständig ionisiertem Zustand (mit Beimengungen besonders von Si, O und Mg) vereinige (Haalck). Hier harren wesentliche Fragen noch der Lösung. Für die Bereiche zwischen Kruste und Kern (35—2900 km Tiefe) ist dagegen eine Stoffsonderung im Sinne eines Hochofen-Prozesses durchaus wahrscheinlich; danach würden unterhalb der Unterkruste zunächst spezifisch schwere, eisenreiche Silikate (Olivin u. a.) vorherrschen ( S i f e m a ) , die nach unten über eine an Oxiden und Sulfiden von Eisen und anderen Metallen reiche Region weiter gegen den Kern zu in reineres, nickelhaltiges Eisen (N i f e) übergehen würden. Mineralien und Gesteine Unter den an der Erd-Oberfläche herrschenden Bedingungen vermögen nur wenige der Grundstoffe in elementarem Zustand zu existieren; in der Regel sind vielmehr zwei oder mehrere derselben zu chemischen Verbindungen 2

Lotze, Geologie

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Der Erdkörper: Bauplan und Stoff

vereinigt, wobei Sauerstoff-Verbindungen (Oxide) stark vorherrschen. Die in der Natur als physikalisch und chemisch homogene Körper anzutreffenden Elemente und ihre Verbindungen werden als M i n e r a l i e n bezeichnet. Vielfach sind diese kristallisiert; dann gehorcht die Verteilung ihrer Bauelemente, der Atome, Ionen oder Moleküle, bestimmten geometrischen Gesetzen, d. h. sie sind in einem „Raumgitter" angeordnet, was sich in entsprechenden physikalischen Eigenschaften und gewöhnlich auch in einer regelmäßigen äußeren Gestalt, dem „Kristall", kennzeichnet. Die Winkelbeziehungen zwischen den (äußeren) Kristallflächen sowie den (inneren) Spaltflächen, ferner auch die optischen Eigenschaften (neben anderen) geben daher die Möglichkeit, die Mineralien zu „bestimmen", so daß in vielen Fällen die mineralogische Untersuchung eine chemische Analyse zu ersetzen vermag. — Neben den kristallisierten Mineralien, deren Einzelkristalle bis mikroskopisch klein sein können, gibt es ganz zurücktretend auch völlig unkristallisierte, „amorphe" (gestaltlose). Die Mineralien scheiden sich aus heißen Schmelzflüssen, aus Dämpfen und aus wässerigen Lösungen aus, wenn diese Medien durch Änderung von Temperatur, Drude oder Chemismus unter neue Gleichgewichts-Bedingungen gelangen. Wärmeverlust spielt bei Schmelzflüssen, Schwinden des Lösungsmittels bei wässerigen Lösungen eine große Rolle. Im Einzelfall hängt die Mineralausscheidung wesentlich von dem Chemismus der Lösung sowie von Drude und Temperatur ab; dabei gelten die Grundvorgänge der Mineralbildung nicht nur für heute, sondern auch für die geologische Vergangenheit. In den G e s t e i n e n sind Einzelmineralien meist verschiedener, nicht selten auch gleicher Art zu Mineralgesell-

Mineralien und Gesteine

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schatten vereint. Dieser Zusammenschluß kann schon bei der Bildung der Einzelmineralien oder unmittelbar danach, aber noch in ursächlichem Zusammenhang mit ihrem Werdegang, geschehen; so entstehen Salzgesteine als Gemenge der aus wässerigen Lösungen sich abscheidenden einzelnen Salzkristalle. In einer solchen Mineralgemeinschaft (Paragenese) stehen die Komponenten in gesetzmäßigen Beziehungen zueinander. — Der Zusammenschluß kann aber auch in größerem zeitlichem Abstand von der Bildung mehr „zufällig" erfolgen, z. B. in der Weise, daß Mineralkörner aus verschiedenen Mineralgesellschaften ausgesondert und etwa durch fließendes Wasser zu neuen Mineralgemeinschaften zusammengetragen werden; das ist z. B. bei sandigen Gesteinen der Fall. Während die Gesamtzahl der bekannten Mineralarten über 2000 beträgt, nehmen nur etwa 100 am Aufbau der normalen Gesteine teil, und nur etwa 10 Grundtypen sind von ausschlaggebender Bedeutung. Hierzu gehören Quarz (Si02), Feldspat (in mehreren Abarten, wie Orthoklas und die Plagioklase), Glimmer (hauptsächlich zwei Arten: heller Glimmer [Muskowit] und dunkler, eisenhaltiger Glimmer [Biotit]), Hornblende, Augit, Olivin, Magnetit, ferner die Tonmineralien und die Karbonate Kalkspat (Kalzit) und Dolomit. Durch verschiedene Kombinationsmöglichkeiten dieser Grundmineralien und ihrer Abarten ergibt sich eine erhebliche Mannigfaltigkeit. Im einzelnen werden die Verhältnisse durch die physiko-chemischen und geologischen Bildungsbedingungen bestimmt, und die Gesteine als Kombinationen von Mineralien werden damit bezeichnend für bestimmte Bildungsbereiche. Auf dieser g e n e t i s c h e n Basis lassen sich die Gesteine in folgende drei Hauptgruppen einteilen: v

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

1. E r s t a r r u n g s g e s t e i n e (magmatische Gesteine, Magmatite) entstehen durch die Erstarrung heißer natürlicher Silikatschmelzen, der Magmen, in oder auf der Erdkruste. 2. A b s a t z g e s t e i n e (Sedimentgesteine, Sedimentite) sind mechanische oder chemische Absätze aus Wasser oder Luft oder Anhäufungen organischer (tierischer oder pflanzlicher) Reste. 3. U m p r ä g u n g s g e s t e i n e (metamorphe Gesteine, Metamorphite), darunter insbesondere die Kris t a l l i n e n S c h i e f e r , gehen aus den Gesteinen der ersten und zweiten Gruppe durch mechanische und physiko-chemische Umwandlungen hervor, wobei der Mineraibestand durch Um- und Neukristallisation mehr oder weniger stark verändert werden kann. Für geologische Deutungen ist oft der Entsteh u n g s o r t von besonderer Wichtigkeit. Danach lassen sich super- und intrakrustale Gesteine unterscheiden, d. h. solche, die an der Oberfläche der festen Erdkruste entstehen und damit deren spezifische Bedingungen widerspiegeln, und solche, die sich innerhalb der Erdkruste bilden. Diese Unterscheidung ist für die Ableitung erdgeschichtlicher Verhältnisse aus den Gesteinen bedeutsam.

Erscheinungen und Vorgänge in allgemein-geologischer Sicht Der geologische Stoff-Kreislauf Schon die Existenz der Metamorphite erweist, daß selbst die festesten Gesteine nichts absolut Stabiles sind. Sie sind beständig, solange ihr Stoffbestand mit den Umweltbedingungen im Gleichgewicht ist; ändern sich die letzteren, so verändert sich in entsprechendem Maße der Mineralbestand und damit der Gesteinscharakter. Die

Der geologische Stoff-Kreislauf

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Bauelemente, wie etwa das Silizium (Si) bzw. die Kieselsäure (SiO,), können dabei räumlich wie zeitlich verschieden weit gespannte Kreisprozesse durchlaufen, die sich zum Idealbild des „geologischen Stoff-Kreislaufes" zusammenfügen lassen (Abb. 2). Durch diesen Stoff-Kreislauf sind die einzelnen Gesteinstypen genetisch miteinander mehr oder weniger eng verknüpft. Neuer Stoff tritt in den Kreislauf ein, wenn aus großer Erdtiefe, etwa aus dem Simabereich, Magma an die Erdoberfläche dringt. Der sich bei der Erstarrung bildende Magmatit stellt ein echtes Primärgestein dar. Unter dem Einfluß von Atmosphärilien an der Außenfläche der Erdkruste kann es sich chemisch zersetzen und mechanisch zerfallen („Verwitterung"); aus den Zerfallsprodukten vermögen sich die Sedimentite als Sekundärgesteine zu bilden. Auch diese unterliegen bei veränderten Bedingungen der Verwitterung, woran sich weitere Generationen von Sedimentgesteinen knüpfen können. Versenkung in große Erdtiefe oder Berührung mit Schmelzflüssen kann die Sedimentite wie auch unmittelbar die Primärgesteine in Metamorphite verwandeln, die nun ihrerseits wieder in den sedimentären Teilzyklus einbezogen werden können. In noch größeren Erdtiefen können die primären Gesteine wie auch ihre ganze Gefolgschaft mehr oder weniger weit aufgeschmolzen werden. Im Endfalle bilden sich so neue (sekundäre oder deszendente) Schmelzen, die sich von den primären Schmelzen in dem Maße durch abweichenden Stoffbestand auszeichnen, wie die sedimentären Zwischenvorgänge Stoffsonderungen bewirkt hatten; neuartige Magmatite können so Zustandekommen. Wenn der Aufschmelzvorgang nicht bis zur völligen Magmabildung führt, sondern in einem Vorstadium stecken bleibt und durch eine Wiederverfestigung fixiert wird, entstehen „Mischgesteine" (Migmatite).

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Die Hauptstadien des Stoff-Kreislaufes sollen im nachfolgenden eingehender betrachtet werden. Es wäre logisch, dabei mit der Bildung der magmatischen Gesteine zu beginnen; indessen läßt sich die Entstehung der Sedimente leichter überschauen und sicherer erfassen, da es sich dabei großenteils um Vorgänge handelt, die sich vor

Der sedimentäre Zyklus

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unseren Augen ständig abspielen. Deshalb soll von ihnen ausgegangen werden. Der sedimentäre Zyklus (Entstehung der Sedimentgesteine) Auf die Gesteine, die in ihrer ganzen Mannigfaltigkeit an der Erd-Oberflädie zutage treten, wirkt eine Summe von Faktoren ständig ein, die durch Energien gelenkt und in Gang gehalten werden, welche der Erde von außen her dauernd zufließen (exogene Dynamik). Weitaus der größte Teil dieses Energiestromes stammt von der Sonne, deren nach Breiten und Jahreszeiten wechselnde Wärmeeinstrahlung im Verein mit der Schwerkraft Atmosphäre und Hydrosphäre in ständigem Umlauf hält, Temperaturschwankungen auch im festen Boden hervorruft und einen steten Wasseraustausch zwischen Hydrosphäre, Atmosphäre und Lithosphäre erzeugt. Die dadurch angeregten Teilprozesse sind Verwitterung, Abtragung, Fortführung der Verwitterungsprodukte und ihre Neusammlung bei der Sedimentation. Im einzelnen verlaufen die Vorgänge je nach den durch die Geländegestaltung sowie die klimatischen und hydrologischen Verhältnisse gegebenen Umweltbedingungen verschieden. So lassen sich zwei Hauptbereiche, der kontinentale und der marine, und in ersterem drei klimatisch bestimmte Unterbereiche, der humide (Niederschläge höher als Verdunstung), der aride (Verdunstung höher als Niederschläge) und der nivale (Niederschläge vorherrschend in Schneeform) unterscheiden. V o r g ä n g e im F e s t l a n d s - B e r e i c h Die Verwitterung wirkt mit physikalischen und chemischen Mitteln. Sie kann besonders dann große Effekte erreichen, wenn die Verwitterungsprodukte schnell fortgeführt werden, so daß immer wieder neues Gestein dem

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Verwitterungsangriff zugänglich wird; sich ansammelnde Rückstände bilden dagegen eine Schutzdecke, die ein Vordringen des Zerfalls in die Tiefe verzögert und schließlich stoppt. So sind Gebirgsländer Hauptstätten der Verwitterung. Die chemische Verwitterung ist stark wasser- und temperaturabhängig; sie ist daher in den humiden und dabei zugleich heißen Gebieten (Tropen) besonders aktiv und vermag hier mit Hilfe des Wassers bis in beträchtliche Tiefen vorzudringen. Als Hauptgebiete der physikalischen Verwitterung bleiben die ariden und nivalen Bereiche und die Küsten der Meere. Die p h y s i k a l i s c h e (mechanische) Verw i t t e r u n g wirkt sich in einem zunächst groben, dann zunehmend feineren Gesteinszerfall aus. TemperaturSchwankungen im täglichen und jährlichen Rhythmus Volumänderungen und damit rufen unterschiedliche Spannungen im Gesteinsinneren hervor, die besonders stark werden, wenn die Mineralkomponenten verschiedene Ausdehnungskoeffizienten aufweisen. An bereits vorhandenen Flächen (Gefügeelementen) geringerer Festigkeit, wie Schichtflächen, vorgebildeten und latenten Klüften und Schieferflächen, wirken sich die Spannungen bevorzugt aus; in kompakten Gesteinen können neue Teilungsflächen entstehen, besonders parallel der Oberfläche („schalige Abschuppung"), und selbst große Blöcke können durch „Kernsprünge" zerfallen. Sprengende Wirkung übt auch das in Poren und Klüften vorhandene Wasser beim Gefrieren aus, und ähnlich wirkt die Kristallisationskraft von Salzen, die sich aus Lösungen in den Haarspältchen ausscheiden. Zu recht grotesken Felsformen kann die mechanische Verwitterung in den Wüsten führen. In solchen Trockengebieten kommt die Sandstrahl-Wirkung fortgeblasenen Quarzsandes bei Sandstürmen hinzu.

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Schließlich greifen alle bewegten Medien, so auch das strömende Wasser der Flüsse, besonders wenn sie Feststoffe mitführen, durch Reibungseffekte die Gesteine stetig an, mit denen sie in Berührung kommen. Im Küstenbereich der Meere üben die Brandungswellen vor allem an Steilufern in dauerndem Rhythmus eine mechanisch zerstörende Wirkung aus. Die 'ebendige Energie der besonders bei Stürmen gewaltigen Wassermassen und von Gerollen und Gesteinsbrocken, die wie Geschosse gegen die Felsen geschleudert werden, zermürbt das Gestein. Wasser wird in Gesteinsklüfte gepreßt; die dabei komprimierte Luft wirkt sprengend und schiebend wie Druckluft. So entstehende Brandungsnischen führen zu Instabilitäten in den überragenden Felsen, bis diese unter ihrem Gewicht zusammenbrechen. Indem der mechanische Zerfall die Gesteinsoberfläche um ein Vielfaches vermehrt, leistet er gute Vorarbeit für die c h e m i s c h e V e r w i t t e r u n g , die auf Lösungsvorgänge hinausläuft. Es bedarf hierzu des Wassers, dessen Lösungskraft durch hinzukommende Säuren, wie Kohlensäure aus der Luft und von verwesenden Organismen oder Schwefelsäure (durch Oxidation von .Schwefelmineralien im Boden), beträchtlich erhöht wird. Die Auflösung ist nur selten eine einfache, vielmehr ist sie meist mit mehr oder minder großen chemischen Umsetzungen verbunden. Einfach aufgelöst werden die leichtlöslichen chloridischen S a l z g e s t e i n e , die aus Kombinationen von Steinsalz (NaCl), Sylvin (KCl), Carnallit (KCl • MgCl 2 • 6H»0) U. a. bestehen. Weniger wasserlöslich sind die Sulfate Gips (CaS0 4 • 2H a O) und Anhydrit (CaS0 4 ). Salzlagerstätten, die aus diesen und ähnlichen Mineralien bestehen, sind daher nur in Trockengebieten an der Erdoberfläche mehr oder weniger beständig; in humiden Kli-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

mabereichen schreitet die Auflösung durch Grundwasser bis in große Tiefen fort und erzeugt hier oft eine recht ebene unterirdische Ablaugungsfläche, den „ Salzspiegel". Bei den häufigen K a r b o n a t g e s t e i n e n (Kalzit — CaCO, — und Dolomit — MgCO, • CaCO s —) hängt die Löslidikeit in starkem Maße von dem Gehalt des Wassers an freier Kohlensäure ab, da das bei einem C0 2 -überschuß sich bildende Doppelkarbonat CaCO, • H 2 C0 3 viel löslicher ist als einfaches CaC0 3 . Die Kalkauflösung führt in reinen Kalkgebirgen an der Erd-Oberfläche zu Verkarstungserscheinungen, zu Karren, Schratten, geologischen Orgeln, schluditförmigen Tälern usw.; im Untergrund läßt sie Höhlen, Tunnel, Kanäle, unterirdische Wasserläufe mit Flußversickerungen auf der einen und wasserreichen Quellaustritten auf der anderen Seite entstehen. Einbrüche von Lösungs-Hohlräumen ergeben Versturzhöhlen im überlagernden Gebirge und trichterförmige Dolinen an der Erd-Oberfläche. Solche Karsterscheinungen finden sich in den Massenkalk-Vorkommen des westfälischen Sauerlandes, des Harzes usw., in den MalmKalken des süddeutschen Juras, in den nördlichen Kalkalpen, im Karst bei Triest, in Dalmatien, überhaupt in allen größeren Kalkgebieten der Erde. — Bei mergeligen Kalken und M e r g e l n bleiben als letzte Verwitterungsrückstände zähe Lehme und Tone, bei sandigen Kalken und K a l k - S a n d s t e i n e n lockere Quarzsande zurück. Bei der chemischen Verwitterung der silikatis c h e n G e s t e i n e , die 9 5 % der Erdkruste ausmachen und unzweifelhaft die verbreitetsten Gesteine auf der festen Oberfläche unseres Planeten sind, spielt neben Wasser und Kohlensäure auch der Sauerstoff eine bedeutende Rolle. Während Quarz (reines SiOj) kaum angegriffen wird, werden Feldspäte und sonstige Silikate, wie Biotit,

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Augit, Hornblende u. ä., weitgehend zersetzt. Dabei gehen die Alkalien (Na 2 0, K 2 0) und Erdalkalien (CaO, MgO) und unter bestimmten klimatischen Bedingungen auch mehr oder weniger die Kieselsäure in Lösung. Es bleiben Aluminiumsilikate, wie Kaolin bzw. verschiedenartige Tonmineralien, zurück; bei völliger Entfernung der Kieselsäure resultiert Aluminiumhydroxid (Bauxit). Beigemengt sind außer Quarzkörnern Oxide oder Hydroxide des Eisens, die den Verwitterungsprodukten eine rote oder braune Farbe erteilen. In unseren Breiten läßt der Gesamtprozeß der mechanischen und diemischen Verwitterung Granit und verwandte quarzreiche Gesteine (auch Gneise usw.) zunächst in grobe rundliche Blöcke (Wollsack-Verwitterung), diese in einen Grus (Grit), weiter in einen Sand aus Quarz, Glimmer und zersetzten Feldspat-Körnern („Arkose"), der einen leichten, warmen Boden darstellt, zerfallen; dagegen verwittern Basalte zu fettem, braunem Lehm mit Brodten restlichen Gesteins, also zu einem kalten, schweren Boden. Im übrigen verläuft die Bodenbildung verschieden nach dem Ausgangsstoff und dem Klima und dem dadurch bestimmten Wasserhaushalt des Bodens (so herrscht, im gemäßigten humiden Bereich tonige oder siallitische Verwitterung; im halbhumiden und tropischhumiden Klima allitische oder hydratische Verwitterung: Laterit). Starke Durchwaschung des Bodens durch einsickernden Niederschlag führt zur Podsolierung (Bleicherde-Bildung), wobei im oberflächennahen Bereich auch Eisen- und Humus-Bestandteile ausgewaschen werden, die sich weiter unten als „Ortstein" wieder absetzen. Die Abtragung, d. h. die Entfernung des Materials aus dem Verwitterungsbereich, setzt vielfach schon gleichzeitig mit der Verwitterung ein oder folgt ihr auf dem Fuße. In diesem Sinne wirkt ohne Mithilfe anderer Fak-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

toren an Felswänden oder steileren Hängen allein schon die Schwerkraft. Sie verursacht im Gebirge das ständige Abbröckeln, Abrieseln, Abstürzen, Abrollen und Abgleiten gelockerter Gesteinsstücke und in besonderen Fällen auch die talwärtige Bewegung größerer Gesteinskomplexe (Felsstürze, Bergstürze, Bergrutsche, Gravitationsströme von Gehänge-Schuttmassen). Gelegentlich können diese katastrophale Ausmaße annehmen; so gingen 1881 beim Felssturz von Elm in der Schweiz 11 Mio m 3 Gestein zu Tal, und 1962 verschüttete eine 12 km breite Rutschmasse in den peruanischen Anden mehrere Dörfer, wobei über 3000 Menschen zu Tode kamen. Hangwärtige Neigung der Gesteinsschichten und natürliche oder künstliche Unterschneidung des Gefällswinkels fördern derartige Vorgänge. Bei geringeren Hangneigungen, ja selbst auf Flächen minimalen Gefälles können durch Wasser aufgeweichte Verwitterungsmassen, besonders wenn sie tonig-lehmige Komponenten in größerem Maße aufweisen, langsam zu Tal wandern („Gekriech") oder — besonders nach starken Niederschlägen •— wie mehr oder minder zähe Flüssigkeiten abströmen (Erdschlipfe, Bodenfluß, Solifluktion). Wiederholtes Gefrieren und Tauen und häufige Durchnässung begünstigen diesen Vorgang, der deshalb in den periglazialen Gebieten ganz besonders verbreitet ist. Sortierungsvorgänge können hier zu eigentümlichen Strukturen führen (Strukturböden, Polygonböden u. ä.). Plötzliche Boden-Erschütterungen wirken bei wasserreichen tonigen Böden verflüssigend (Thixotropie), und so lösen Erdbeben oft große Rutschungen aus. In allen diesen Fällen bleibt das Material in nächster Nähe des Abtragungsbereichs. Es sammelt sich in Schutthalden usw. am Fuß der Hänge.

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Zu einer Verfrachtung über größere Entfernungen hin bedarf es eines transportierenden, bewegten Mediums. Als solches kommen Luft, Wasser und Eis in Betracht. Der W i n d ist nur in der Lage, feinere Bestandteile fortzuführen. Gewöhnlich sind diese staubförmig (Staubstürme) oder feinsandig (Sandstürme der Wüsten, Wanderdünen), und nur gelegentlich werden von orkanhaften Stürmen audi kleine Gerölle bewegt. Der Staubtransport kann unter Umständen außerordentlich weit gehen. So wird roter Sahara-Staub auf der Westseite Afrikas bis in die Mitte des Atlantiks und weiter geweht; gelegentlich gelangt er bei südlichen Winden bis nach Mitteleuropa, selbst bis nach Grönland („Blutregen", „roter Schnee"). Durch die Ausblasung der Fein-Bestandteile entstehen in den ariden Gebieten, wo eine schützende Vegetation fehlt, Landschaften mit charakteristischen Vertiefungen (Deflations-Landschaften) und Steinwüsten mit Windschliffen auf Felsen und Gesteinsbrocken (Dreikanter; solche in anderen Klimabereidien auch an Sandküsten). Schon das abrinnende R e g e n w a s s e r nimmt Gesteinspartikel teils als Schlamm, teils als schwebende Trübe, teils in gelöster Form mit. Die Quellen fördern mit dem Wasser zugleich gelöste Stoffe zutage, die verschieden sind j e nach den durchflossenen Bodenschichten. Die zu Bächen, Flüssen und Strömen vereinigten Wassermengen vermögen außer diesen schwebenden und gelösten Teildien mit wachsender Energie, die von Gefälle und Wassermenge abhängt, zunehmend große Geschiebe und Gerölle als Bodenfracht zu transportieren, wobei diese j e nach Größe und Gestalt gewälzt oder gerollt werden oder sich hüpfend vorwärts bewegen. Dabei werden die Gesteinsbrocken zunächst kantengerundet und schließlich zu kugeligen oder elliptischen Flußgeröllen abgeschliffen.

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Das flädienhaft angreifende Regenwasser wirkt durch seinen Dauerabtrag im Sinne steter Erniedrigung aufragender morphologischer Elemente. Der Effekt dieser D e n u d a t i o n hängt von der Resistenz des zutage-

Abb. 3. Fortschreitende Abtragung und Einebnung bei aridem Klima. Nach Ch. R. Longwell.

tretenden Materials ab. Die mechanisch wie chemisch schwer angreifbaren Quarzgesteine bilden zwischen andersartigem Gestein steil aufragende Rippen und Klippen. Wenn nicht andere, endogene Kräfte ins Spiel treten, wird schließlich eine sehr ausgeglichene Endform, die Fastebene oder Peneplain (W. M. Davis), erreicht (Abb. 3). Das weitgehend eingeebnete Relief überragen dann höchstens noch Reste festerer Gesteine als Härtlinge oder Inselberge (Abb. 4).

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Abb. 4. Die Alb-Vorberge Lupfen und Karpfen bei Spaichingen als Zeugenberge (Blick vom Zundelberg). — Nach G. W a g n e r .

Im engeren Transportbereich der Flüsse schneidet und sägt sich das Wasser unter Mitwirkung seiner Geschiebefracht immer tiefer ein und schafft V-förmige Täler. Auch diese F l u ß e r o s i o n strebt einer Gleichgewichtsform der Gefällskurve zu, in der sich bei gegebener Wassermenge Einschneiden und Aufschottern die Waage halten. Änderungen der Strömungsenergie durch Bodenhebung bzw. -Senkung oder durch Verminderung bzw. Vergrößerung der Wassermenge führen zur Aufschotterung oder zum Wiedereinschneiden; es kommt zur Ausbildung von Flußterrassen. Die feinen Schwebeteilchen, die Flußtrübe, und die diemisch gelösten Stoffe werden am weitesten transportiert; die ersteren können sich in Seen als den Absatzbecken niederschlagen oder bis ins Meer getragen werden. Bei den gelösten Stoffen bildet das die Regel; Ausnahmen sind

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

vor allem die abflußlosen Seen der ariden Bereiche, die hier als Endsammler fungieren. Das E i s der Gletscher ist ein wichtiges und nahezu das einzige Transportmittel in den nivalen Bereichen, also im Hochgebirge oberhalb der Schneegrenze und in den großen Binnenvereisungs-Gebieten Grönlands und der Antarktis. Während der Eiszeiten war seine generelle Bedeutung noch wesentlich höher als heute. Die Transportkraft des Eises ist praktisch unbeschränkt; es können daher auch größte Gesteinsblöcke und ganze Felssturz-Massen mitgenommen werden neben feinstem Material. Eine Sortierung, wie im fließenden Wasser, kann dabei nicht erfolgen, vielmehr wird Grobes und Feines in gleicher Weise mitgetragen. Eine chemische Lösung findet nicht statt. Auch können die Geschiebe nicht zu Gerollen gerundet werden; höchstens werden bei langem Transport durch Vorbeigleiten an anderen Einschlüssen oder am Boden oder an felsigen Seitenwänden Kanten abgerundet und Schrammen eingraviert. —; Erst wenn die Gletscherfracht beim Tauen des Eises vom strömenden Schmelzwasser in Rinnen auf dem Eise oder im Raum vor dem Eisrand (Abb. 5) übernommen wird, tritt Abrollung und Sortierung ein. Die Geschiebe können dann die Form normaler Flußgerölle erhalten.

Abb. 5. Endmoränen-Wälle und deren Umlagerungsprodukte vor der Stirn e i n e s Gletschers. — Nach G. W a g n e r .

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Durch die Eiswirkung entstehen im Abtragungsbereich Rundhöcker-Landschaften mit Gletscherschliffen an heraustretenden Felsen, Kare und ähnliche Formen. Die Transportwege werden, auch wenn sie ursprünglich VTäler waren, zu U-Tälern ausgeformt. — Schon während der Transport-Phase kommen die mechanisch fortbewegten Komponenten der Frachten oft vorübergehend zur Ruhe. Das ist z. B. bei den Wanderdünen der Fall, die schubweise in stürmischen Perioden weiterbewegt werden, indem auf der Windseite Sand abgetragen, auf der Gegenseite wieder abgelagert wird. Nur ein Teil der gesamten Sandkörner ist also gleichzeitig in Bewegung. Ähnlich wandern Schotter- und Sandbänke in Flüssen. Abtragung und Ablagerung folgen hier einander in rhythmischem Wechselspiel. In stillen Winkeln und auf ruhigen Strecken des Transportweges kann dabei das Material länger verweilen; leicht aber tritt in solchen Systemen eine Umlagerung ein. Bereiche endgültiger Ablagerung sind dagegen für die g r ö b e r e G e s c h i e b e f r a c h t des fließenden Wassers markante Gefälleknicke, wie der Fuß von Berghängen oder die Grenzbereiche zwischen Gebirgen und Ebenen. Hier lagert sich das allein durch die Schwerkraft oder unter Mithilfe von Wasser bewegte Material in Form von Hang-Schuttkegeln und Geröllhalden oder als große, flache Schotterfluren und als Schuttflächen ab, die von den Schotterfluren her sich talaufwärts als Flußterrassen rückbauen. Das f e i n e r e M a t e r i a l sammelt sich in großen innerkontinentalen oder gar innermontanen Wannen und Senken. In Binnenseen bauen sich von Flußmündungen aus flache Schuttdeltas seewärts vor, und über den Boden hin setzen sich als schlammige Ablagerungen die Schwebestoffe ab. Faulschlamme entstehen, wenn organische Be3

Lotze, Geologie

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

standteile, besonders Pflanzenreste, sich der Mineralsubstanz in stärkerem Ausmaß beimengen. Von den chemisch gelösten Stoffen sdieidet sich am leichtesten das Kalziumkarbonat aus. Erwärmung des Wassers, Verdunstung, auch starke Durdibewegung und Kohlensäure-Entzug durch Organismen kann zur Verminderung der Kohlensäure-Konzentration und damit zur Ausfällung von CaCO ä führen. In unterirdischen Hohlräumen bilden sich so die mannigfach gestalteten Tropfsteine (Sinterkrusten, Gardinen, Stalaktiten, Stalagmiten, Tropfröhren, Stengel und Rosetten). An Quellaustritten von Wasser aus Kalkgebieten setzen sich oft lockere Polster von Quelltuff ab; an Wasserfällen und in Steilstufen der Flüsse entstehen Sintermassen (Travertin); in Flußauen bildet sich Wiesenkalk und -mergel, in Seen Seekreide. In ariden Gebieten mit hoher Verdunstung kommt es auch zur Ausscheidung der leichtlöslichen Chloride. Zunächst reichern sie sich in den Salzseen an, bis die Sättigungs-Konzentration erreicht ist. Sind verschiedene Ionengruppen vorhanden, so ergibt sich eine Abscheidungs f o l g e in dem Sinne, daß sich zunächst die im Rahmen der Gesamtlösung weniger löslichen, zuletzt die löslichsten Salze niederschlagen. Von den O r g a n i s m e n nehmen an den Ablagerungen auf dem Festland vor allem die Pflanzen teil. Ihre Reste können sich in Moorgebieten zu Torf anreichern, während sich aus den Kieselskeletten von Diatomeen Kieselgur bildet. Tiere spielen eine geringere Rolle. V o r g ä n g e im m a r i n e n 2

Bereich

Im Meere, das 361,1 Mio km = 7 0 % der E r d o b e r fläche einnimmt und einen Inhalt von 1370 Mio k m ' hat (wohingegen die über den Meeresspiegel aufragende Land-

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masse nur 125 Mio km 3 mißt), spielen sich im Prinzip die gleichen Vorgänge wie auf dem Festland ab, nur treten hier die zerstörenden Faktoren, also Verwitterung und Abtragung, hinter Transport und Ablagerung zurüdc. Gegen das Meer als den tiefergelegenen Bereich der Erdoberfläche geht ja das Gefälle von den Festländern her, und zu ihm strömt das Wasser der großen Flüsse. Es ist also das Sammelbecken für den Abraum der Kontinente. Verwitterung und Abtragung sind ganz vorwiegend an die Küstenregion gebunden, wo die mechanischen Wirkungen, die der Wellenschlag besonders auf Steilküsten ausübt (s. S. 25), sich an den abbröckelnden und abstürzenden Gesteinsmassen weiter fortsetzen, grobe Brocken zu kleinem Haufwerk zerteilend. Vom steten Wellengang am Strand hin und her gerollt, werden die Trümmer weiter abgeschliffen und gerundet (Strandkiese). Muschelschalen werden so zu Schill zermahlen; Sandsteine zerfallen zu lockerem Sand. Ähnlich wirkt die Brandung auf Bauten des Meeres selbst, so auf K o r a l l e n r i f f e und V u l k a n b e r g e . Bei ersteren ist die Zerstörung eine mechanische, indem die Kalkskelette der Korallen und sonstigen Organismen zu mehr oder weniger feinen Brocken zerrieben werden, die Schuttwälle am Hang der Riffe bilden. Vulkanische Gesteine oder Komponenten derselben sollen außerdem auch eine chemische Verwitterung submarin erleiden können, die man als „Halmyrolyse" bezeichnet hat. Dabei sollen sich z. B. eisenhaltige Silikate, wie Biotit, zersetzen. Auch S t r ö m u n g e n können, wenn sie stark genug sind, zerstörend bzw. abtragend wirken. Vor Flußmündungen sich findende Ausfurchungen im Meeresboden sind offensichtlich hauptsächlich auf solche Weise entstanden. Auch in schmalen Kanälen oder über submarinen Schwellen aus der Querschnitts-Verminderung sich 3*

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

ergebende Strombeschleunigungen führen zu Aufarbeitungen des Bodens, wobei bewegliche, sandige und tonige, Partikel fortgeführt werden. So ist z. B. im Ärmelkanal der Meeresboden von allem lockeren Sediment freigefegt. Die Hauptmasse des Materials, das im Meer zu Sedimenten verarbeitet wird, stammt nun nicht aus der eigenen Werkstatt des Meeres, sondern wird ihm von außen zugeführt. Der Wind trägt Sand- und Staubwolken über die Ozeane (s. S. 29), Vulkane liefern Aschen, einmündende Gletscher (Antarktis, Grönland) bringen Moränenschutt herbei (Driftmoränen); den Hauptanteil aber haben die Flüsse, die sowohl feste wie gelöste Stoffe ständig heranschaffen. Die jährlich so ins Meer gebrachte Menge wird auf etwa 13 km 3 geschätzt. Den weiteren Transport und die V e r t e i l u n g d e s M a t e r i a l s übernehmen die Strömungen. Bei schiefem Auftreffen der Brandungswellen auf eine Küste entsteht eine küstenparallele Transport-Komponente. Durch diesen „Küstenversatz" werden Feststoffe von einer Flußmündung aus einseitig an der Küste entlang getrieben, wenn Winde einer bestimmten Richtung vorherrschen. Im Kampfbereich zwischen Fluß und Meer bauen sich so Strandwälle und Nehrungen auf. Alles gröbere Material kommt im Mündungsbereich der Flüsse in Form mehr oder minder großer Deltas zur Ablagerung. Es sind das mächtige Schutthalden, die sich halbkreisförmig meerwärts vorbauen. Auf der steileren, meerwärtigen Seite wird das Material angelagert, es bekommt hier also — ähnlich wie bei künstlichen Halden — eine abfallende Schrägschichtung. Auf der Oberfläche der Schuttdeltas können sich dünne Schichten horizontal über die schrägen legen. Feineres Material wird weiter transportiert; es kann sich als feinsandig-toniger Schlamm auf den flachen Schelfen,

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den untergetauchten Sockeln der Kontinente, niederschlagen. Die feinsten Partikel, die eine außerordentlich langsame Sinkgeschwindigkeit aufweisen, werden von den Strömungen bis in die küstenferneren (pelagischen) Gebiete, die zumeist zugleich Tiefsee-Bereiche sind, verschleppt und kommen hier endlich zur Ruhe. Sie bilden die feinen Tiefsee-Schlicke und -Tone, an deren Aufbau in starkem Maße auch die Reste planktonischer Mikroorganismen (Foraminiferen, Radiolarien, Diatomeen) beteiligt sind. Von den im Meerwasser gelösten Stoffen kommt im allgemeinen nur der Kalk zur Ausscheidung, z. T. in direkter Fällung als Kalkschlamm oder in kugelig-schaligen Körnern (Oolith) aus übersättigter Lösung in warmen Meeren, großenteils aber auf dem Umwege über kalkabscheidende Organismen (Kalkalgen, Molluskenund Brachiopoden-Schalen, Bryozoen, Schwämme, Korallen, Foraminiferen, Echinodermen u. a.); da die mächtige Kaikabscheidungen veranlassenden Riffbildner (Kalkalgen, Korallen u. a.) an warmes Wasser gebunden sind, dürfen sehr kalkreiche Sedimente als Kennzeichen tropisch-warmen Klimas gelten. Solche Konzentrationen, die zur Abscheidung der Sulfate und Chloride erforderlich sind, werden im offenen Meere nicht erreicht. Wohl aber kann das in weitgehend abgeschlossenen Buchten der Fall sein, die vom Meere her durch einen Salzwasser-Strom mittels eines schmalen Kanals oder mittels unterirdischer Verbindungswege oder bei gelegentlichen Überflutungen der trennenden Barre gespeist werden. Herrschen aride Klimabedingungen vor, so steigt infolge der Verdunstung in solchen Seitenbecken die Salzkonzentration allmählich an. Aus der Lösung können sich dann nacheinander Kalk, Dolomit, Gips, Steinsalz mit Gips, Steinsalz mit Anhydrit, Steinsalz mit

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Magnesiumsulfaten und Kalisalzen, zuletzt reinere Kalisalze ausscheiden und am Boden absetzen. Von solcher Entstehungsart dürfte die Großzahl der fossilen SalzLagerstätten sein. Sedimente und

Sedimentgesteine

Das Gesamtresultat der geschilderten Vorgänge ist die Bildung von Sedimenten. Sie sind außerordentlich mannigfach, verschieden je nach dem Fortschritt und Typ der Verwitterung, der Art des Transportes und dem Charakter des Transportmittels, dem Grad der Sortierung und den Umständen der Ablagerung. Generell lassen sich drei Gruppen unterscheiden: 1. K l a s t i s c h e Sedimente (Trümmersedimente). Sie bestehen aus mechanisch zertrümmerten, chemisch nicht oder nur wenig veränderten Teilen des Ausgangsgesteins. Alle Korngrößen — von groben Blökken, eckigen Brocken (Hangbrekzien), grobem bis feinem Kies (über 2 mm Korn-Durchmesser), grobem bis feinem Sand (2 bis 0,02 mm 0 ) zu mehligem Staub (Schluff: 0,02 bis 0,002 mm 0 ) — kommen dabei vor. Vielfach tritt eine Auslese des Materials nach seiner mechanischen und chemischen Resistenz ein (Quarzsande). — Sonderfälle sind Rückstands-Bildungen und eluviale Seifen, bei welch letzteren die Fortführung leichter Komponenten eine Anreicherung schwerer, oft wertvoller Stoffe (wie Gold, Platin, Zinnstein) bedeuten kann. — Rückstände der Eischmelze sind die glazigenen Sedimente, besonders Geschiebemergel und Moränen. 2. C h e m i s c h e Sedimente, darunter Karbonate, Sulfate, Chloride, Nitrate, Borate usw. Sie sind Bodenabsätze aus Lösungen. — In den Verwitterungsgebie-

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ten verbleiben als chemische Rückstands-Bildungen Bauxite, Laterite, Tone u. a. 3. O r g a n o g e n e Sedimente. Sie entstehen bei starker Mitwirkung von Organismen. Auf dem Festland sind daran, wie gesagt (S. 34), besonders die Pflanzen (Torfe, Kohlen, Kieselgur u. a.) beteiligt, weniger die Tiere (Knochenlehme in Höhlen, Schneckenmergel, Muschellagen). In den Meeren ist die Rolle vertauscht, die Pflanzen treten in ihrer Bedeutung (gelegentlich Kalkalgen-Riffe, Diatomeenschlicke) gegenüber den Tieren (Riffe von Korallen, Schwämmen, Bryozoen usw., Echinodermen-Brekzien, Schiilagen von Zweischalern, Foraminiferen- und Radiolarien-Sedimente usw.) zurück. Die Organismen verleihen den Sedimenten vielfach ihren Charakter und geben Hinweise auf die Entstehungsbedingungen und die paläogeographische Position der Ablagerungen; sie lassen oft überhaupt erst sicher entscheiden, ob ein Sediment in einem limnischen, brackischen oder marinen Bildungsraum, und im letzteren Fall, ob es küstennah (litoral) oder küstenfern (pelagisch) gebildet wurde, ob ein Wasser bewegt und gut durchlüftet oder sauerstoffarm bzw. -frei und unbewegt (Stillwasser) war. Solche Unterschiedlichkeiten gleichaltriger Ablagerungen j e nach den Verhältnissen des Milieus bedingen die F a z i e s eines Sediments, und zwar sowohl die lithologisdie Fazies (z. B. sandige oder kalkige Fazies) wie die biologische (z. B. Cephalopoden- oder Korallenfazies) und die paläogeographische (z. B. marine oder limnische Fazies). Meist sind die Absätze zunächst locker (Sand, Schlick, Tonschlamm, Kalkschlamm u. a.). Im Fortlauf von Vorgängen, die als „Diagenese" bezeichnet werden, tritt gewöhnlich eine Verfestigung zu Sandstein, Schieferton,

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Kalkstein usw. ein. Dabei wird die Wasserfüllung der Poren (bis 80 °/o des Volumens) durch Kalk oder ein anderes Zement (so Kieselsäure) ersetzt, oder sie wird unter Volumenschwund des Gesamtmaterials ausgepreßt; eingeschlossene Tiergehäuse, wie Cephalopoden-Schalen usw., können dabei plattgedrückt werden. Ein wirtschaftlich besonders wichtiger Sonderfall ist die Diagenese pflanzlicher Substanzen („Inkohlung"). Sie führt vom Torf zur Braunkohle, von dieser zu Steinkohle und Anthrazit, zuletzt zu Graphit. Die Elementar-Bestandteile H und O nehmen dabei von 45 %> beim Torf ab bis zu 0 °/o beim Graphit, während der Gehalt an Kohlenstoff (C) von 55 auf 100 %> ansteigt. — Eine andere diagenetische Reihe führt von organischer Substanz zu Bitumen, Erdöl und Asphalt. Die Wirkungsweise der endogenen Dynamik Schon die Schwerkraft, die bei den bisher betrachteten Vorgängen überall und immer mit im Spiel ist — am sinnfälligsten bei Erdrutschen, Hangstürzen, dem Strömen der Flüsse — ist eine endogene Kraft insofern, als ihre Wirkung vom Erd-Mittelpunkt auszugehen scheint. Aber bei der Betrachtung der endogenen Dynamik lassen wir die Schwerkraft — oft zu Unrecht — im allgemeinen außer acht und verstehen darunter solche Vorgänge, die zweifellos vom Erdinnern her gesteuert werden und denen nicht ausschließlich die Schwerkraft zugrunde liegt. Man kann diese Vorgänge in zwei Gruppen aufteilen, in tektonische und magmatische, doch bestehen zwischen ihnen zeitliche und ursächliche Zusammenhänge. Tektonik Unter „Tektonik" verstehen wir ein Doppeltes, nämlich einmal die Lagerungsverhältnisse der Gesteine, wie sie uns

Die Wirkungsweise der endogenen Dynamik

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die Natur heute darbietet („Strukturtektonik"), und zweitens die Vorgänge, die diese Lagerungszustände schufen („Teklogenese"). Hauptaufgabe des ersten Teilgebiets sind Bestandsaufnahme und Beschreibung eines Befundes, während das zweite die Deutung des Befundes hinsichtlich der Zeitlichkeit und Dauer der Vorgänge, des Bewegungsablaufs und der verursachenden Kräfte anstrebt. Richtige Bestandsaufnahme und einwandfreie Deutung sind wichtig für viele praktische Fragen; so bestehen Zusammenhänge zwischen Verbiegungen der Erdkruste und dem Auftreten von Erdöl, der Zerspaltung der Kruste und dem Vorkommen von Erzgängen; dem mannigfachen Auf und Ab gefalteter Kohlenflöze hat der Bergbau zu folgen. Die in den Aufschlüssen über weite Flächen hin -—• gebirgen oder in den ariden Ausschnitten (Steinbrüchen, rungen) zu beobachtenden außerordentlich mannigfach.

an der Erd-Oberfläche teils so in vegetationslosen HochBereichen —, teils in kleinen Tunnels, Bergwerken, BohLagerungsverhältnisse sind

Die ursprüngliche Lagerungsform einer Schicht bleibt nur über geologisch relativ kurze Zeiten hin erhalten. Entweder erlebt diese eine Ortsveränderung derart, daß sie über ihr ursprüngliches Niveau aufsteigt oder absinkt, oder sie verändert ihre Form, oder — und das ist das Normale — sie erleidet sowohl eine Ortsänderung (Dislokation) als auch eine Formänderung (Deformation). Die letztere kann derart sein, daß der Zusammenhang der Gesteinspartikel gewahrt bleibt, während ursprünglich ebene oder wenig gekrümmte Schichten zu gekrümmten oder stark gekrümmten werden („Verkrümmungen"), oder daß der Zusammenhang der Einzelteile unterbrochen wird, das Gestein zerbricht. Es entstehen dann bestimmte Trennflächen (Rupturen), an denen sich weiterhin Bewe-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sidit

gungen vollziehen können, indem die Bruchstücke auseinanderrücken oder aneinander entlang gleiten oder beiderlei Bewegungen vollführen. Verkrümmungen Mannigfach können Gesteine „verkrümmt" sein, knieförmig (Flexuren), in nach oben gespannten Bögen (Sätteln, Beulen), in nach unten konvexen Bögen (Mulden). Meist ordnen sich Sättel und Mulden zu wellenförmigen Gesamtgebilden zusammen, den „Falten", und diese in rhythmischer Wiederkehr hinwiederum zu Faltenbündeln. Die Gestaltung im einzelnen unterliegt größter Mannigfaltigkeit. Die Sättel können aufrecht stehen (die beiden Flanken sind dann symmetrisch, und die Achsenfläche in der Mitte, d. h. die Fläche, die die höchsten Punkte, den Scheitel, der einzelnen Schichten miteinander verbindet, ist Symmetrie-Ebene), sie können gekippt sein (die Achsenebene steht schräg im Raum; Abb. 6), ja sie können fast horizontal liegen („liegende Falten"). In den beiden letzten Fällen weisen die Faltenscheitel eines Bündels über weite Strecken hin meist nach der gleichen Seite, sie „vergieren" dorthin. In großen Faltengebirgen vergiert die eine zusammenhängende Hälfte eines Faltenbündels oft gleichförmig in der einen Richtung, die andere Hälfte aber in der entgegengesetzten. Wir sprechen von einem „zweiseitigen Orogen" mit einer „Scheitelung" in der Mitte. Im Längsverlauf wechselt die Höhe der Faltenheraushebung gewöhnlich, die Faltenachsen steigen auf und ab, sie sind quergewellt. Einander parallele Sättel werden von dieser Querwellung oft gleichförmig erfaßt, manchmal aber auch alternierend in der Weise, daß ein neuer Sattel sich heraushebt, während ein anderer eintaucht.

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Abb. 6. Unsymmetrische Falte mit geneigten Achsen, oben noch vollständig, im unteren Block eingeebnet. Die punktierte Linie bc/.eichncl die durch die U m l e g u n g s s t e l l e n (Apikallinien) des Sattels gelegte „Apikalebenc" (Schcitel-Achsencbene). —• Nach H. CIoos.

Große Mannigfaltigkeit beherrscht auch die D i m e n s i o n der Falten. Solche der" verschiedensten Ordnung (Groß-, Normal-, Kleinfalten) finden sich oft im gleichen Raum neben- und übereinander oder ineinandergeschaltet und — wenn im gleichen Bewegungsakt entstanden — auch ähnlich geformt und gleichgerichtet. Dabei besteht eine Abhängigkeit der Faltengröße von der Mächtigkeit der gefalteten Schicht; so zeigen dickere Bänke oft größere Amplituden als dünnere, und bei wechselnd mächtigem Material können übereinander verschieden dimensionierte Falten auftreten („disharmonische Faltung"). Großfalten 1. Ordnung sind immer also auch ein Ausdrude von Verbiegungen mächtigerer Krustenteile, Kleinfalten dagegen sind mehr horizont- und schichtgebunden („Stodcwerk-Tektonik").

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Verbindet man korrespondierende Gewölbescheitel vieler gleichwertiger Falten eines Systems durch eine Tangentialfläche miteinander, so erhält man den „Faltenspiegel" (H. Cloos), der in vielen Fällen in der Vergenzrichtung abfällt (so in einem großen Teil des Rheinischen Schiefergebirges), in anderen dahin ansteigt (Baseler Kettenjura), in wieder anderen wellig verläuft (Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges) oder über ein ganzes Gebirge hinweg ein großes Gewölbe nachzeichnet. In m e c h a n i s c h e r Hinsicht sind zwei Grundtypen der Faltung zu unterscheiden, die „kompetente" und „inkompetente". Bei der ersteren verlaufen die einzelnen Gesteinsbänke innerhalb einer Falte einander weitgehend parallel, sie sind also nach gleichem Schema deformiert. Eine derartige Faltung ist immer verbunden mit gleitenden Parallelbewegungen („Abscherungsbewegungen") entlang den Schichtflächen auf den Sattelschenkeln, und überhaupt setzt die kompetente Faltung die Möglichkeit solcher Gleitbewegungen, also eine Gelenkigkeit durch die Existenz einer mechanisch wirksamen Schichtung, voraus. Bei der inkompetenten Faltung dagegen reagiert die Gesamtheit des Gesteins sozusagen wie eine einheitliche plastische Masse, und die Schichtflächen spielen nicht die Rolle echter Trennungsfugen, vielmehr etwa diejenige von Farbstreifen innerhalb einer Knetmasse. Die Verkrümmung, die zum Faltenbild führt, ist dabei eine Art trägen Fließens, wobei sich die feinsten Teilchen relativ zueinander um geringste Beträge entlang laminaren, weitgehend parallelen, annähernd ebenen Flächen („Gleitbrett-Faltung") oder entlang mannigfachen, auch gekrümmten, auch wirbelnden Bahnen („Fließfaltung") verschieben. Für den Neuling ist es höchst verwunderlich, Gestein, z. B. Kalkstein, das heute fest und spröde ist und das

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zweifellos auch schon verfestigt war, als es deformiert wurde, in solcher Art wie eine zähe Flüssigkeit verformt. zu sehen. Verständlich ist der Sachverhalt auch nicht unter den Bedingungen, wie sie an der Erd-Oberfläche bestehen, wohl aber unter denjenigen, die in großen Erdtiefen herrschen. Unter dem hohen „Umschließungsdruck" und der starken Erwärmung im tiefen Untergrund werden die festesten und sprödesten Körper zu weichen, dehnbaren; besonders gilt das, wenn die Verformung sehr langsam, im geologischen Zeitlupen-Tempo, erfolgt. Die Erdtiefc, in der solches geschieht, hängt nun von den mechanischen Eigenschaften des Gesteins ab. So werden Steinsalz und Kalisalze schon in wenigen tausend Meiern Tiefe zu „zähen Flüssigkeiten", während die sie überdeckenden Sand- und Kalksteine sich noch „normal", d.h. spröde und brechend, verformen. So pflegen die Salz-Lagerstätten die intensivste Fließfaltung zu zeigen; und wie eine in eine Tube eingeschlossene Paste unter dem Fingerdruck aus der Tubenöffnung ausfließt, vermögen die Salze unter Pressung in Sättel (Abb. 7), Spalten und Kanäle, die sie dabei bilden oder erweitern, nach oben auszubrechen, Salzstöcke („Diapire") erzeugend. Andere Gesteine gelangen erst in viel größerer Tiefe in einen derartigen Zustand oder dann, wenn sie in Be-

A b b . 7. V o m S a l / . g e b i r g e d u r c h s t o ß e n e r F a l t o n s a t l c l . D a s Ä l t e r e S t e i n s a l z (Naii) s t o ß t durdi die j ü n g e r e n Salzschichten nach o b e n , in B u n t s a n d s t e i n (su—-so); darüber Musdielkalk ( m u — m o . ) und K e u p c r (ku — k o ) . H i l d e s h e i m e r W a l d . M a ß s t a b c a . 1 : 100 000. — Nach F r . Lotze 1938.

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Abb. 8. GroBbeule mit Scheitelgraben und 5 v e r s c h i e d e n e n Lavaaulbrüchen auf Radialspalten. — Nach H. C l o o s .

reichen höherer Temperaturen fast geschmolzen werden.

besonders

stark

erhitzt,

Immer aber sind bei Faltungen Pressungsvorgänge im Spiel, seitliche Pressung, meist im Sinne einer „Knickung" (Kombination von Drude- und Biege-Beanspruchung), bei kompetenter Faltung; seitliche Pressung, kombiniert mit unterschiedlichem Belastungsdruck, bei inkompetenter Faltung schlechthin; umgelenkte unterschiedliche Belastungsdrücke, die ein Druckgefälle in der Erdrinde mit sich bringen, bei echter Fließfaltung. Nicht eigentlich „Faltung" im dargelegten Sinne sind Verbeulungen der Kruste, bei denen vertikaler Massenauftrieb von unten her gegen auflagernde, höhere Gesteinsverbände drückt, sie nach oben auftreibend (Abb. 8). Das drückende Medium kann aus der Tiefe aufsteigendes Salz eines Diapirs oder thermisch aufgeweichtes, zäh-plastisches Gestein oder eine empordrängende Silikatschmelze der Tiefenbereiche sein.

Die Wirkungsweise der endogenen Dynamik

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Rupturen (unstetige Deformationen) Rupturen sind Erscheinungen der höheren Krustenbereiche oder solcher, die keine tiefe Absenkung und damit keine „Erweichung" oder Aufschmelzung erfahren haben. Die einfachsten Formen sind die K l ü f t e (Diaklas e n ) , die uns in Steinbrüchen als die das Gestein in Quader zerteilenden Fugen entgegentreten (Abb. 9). Der Steinbruch-Arbeiter folgt ihnen beim Abbau weitgehend, und so werden die Abbruchwände meist von solchen natürlichen Klüften gebildet. Diese „gemeinen Klüfte" treten meist in mehreren Scharen auf, wobei die Klüfte einer jeden Schar einander parallel verlaufen und zwei Scharen sich annähernd unter 90° kreuzen (zweischarige Kluftsysteme). Gelegentlich beobachtet man auch drei, einander etwa unter 60° schneidende Kluftscharen (dreischarige Kluftsysteme); manchmal sind auch zwei, je aus zwei Scharen bestehende Kluftsysteme ineinander geschachtelt (vierscharige Klüftung). Solche „gemeinen Klüfte" sind eine außerordentlich verbreitete Erscheinung, u. z. sowohl in Sediment- wie in Magmagesteinen; sie ziehen sich wie ein feines Netz- oder Linienwerk über weiteste Gebiete oft mit überraschender

A b b . 9. Flache B a n k u n g u n d s t e i l e K l ü f t u n g im G r a n i t d e s R i e s e n g e b i r g e s ( P e l s g r u p p e d e r D r e i s t e i n e ) . P u n k t i e r t ein flacher, g r a n i t i s c h e r A p l i t g a n g . M a ß s t a b 1 : 500. — Nach H. C l o o s .

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sidit Abb. 10. Verschiedene Kluftrichtungen im Grundriß. Zwei zueinander rechtwinklige (orthogonale) Kluftscharen ordnen sich zu einem „Kluftsystem". Granitpluton von Friedeberg in Schlesien. Nach Fr. Drescher.

Gleichförmigkeit (Abb. 10) hin, ohne daß irgendwelche Beziehungen zu bestimmten tektonisdien Bauformen deutlich werden. Sie sind wohl von sehr früher Entstehung und offenbar mit großräumigen Verbeulungen und Verbiegungen der Kruste in Verbindung zu bringen. Daneben gibt es andere, oft schief verlaufende Klüfte, die zweifellos enge Beziehungen zu bestimmten tektonischen Einzelerscheinungen aufweisen; sie sind sozusagen embryonale Verschiebungsrupturen, von denen noch zu sprechen sein wird. Während bei den gemeinen Klüften das Gestein nur einfach in Blöcke zerlegt ist, ohne daß merkliche Verschiebungen der Teilstücke relativ zueinander eintraten, prägen sich solche bei den Verschiebungsrupturen auf das deutliuiste aus. Erfolgt die Bewegung senkrecht zu den (steilen) Kluftwänden auseinander, so werden die Klüfte zu S p a l t e n , die mit Luft (offene Klüfte), Erdgas, Wasser, Erdöl, auch erstarrter vulkanischer Schmelze oder Mineralien, darunter Erzen, schließlich auch nachfallendem Erdreich von

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oben oder abbröckelnden Teilen der Wände (Brekzien) gefüllt sein können (Abb. 11). Die Mineralfüllung der Spalten geschieht teils durch Lösungsumsatz („Lateralsekretion") aus den Nebengesteinen — wobei z. B. in Kalksteinen sich Kalzit, in Sandsteinen, Grauwacken,

Abb. 11. Eruplivgänge (schwarz und punktiert) auf Querspalten in gefalteten Silurschiditen. Insel Hovedö im Oslofjord. — Nach C. W . Broegger.

Quarziten sich Quarz, in Gipsmergeln sich Gips, in Salzletten sich Steinsalz u. a. ausscheiden •—, teils durch aus der Tiefe aufdringende („aszendente") Minerallösungen. Die Spaltenbildung ist ein Dehnungsprozeß. Er kann die Fortsetzung des gleichen Dehnungs- oder Beulungsvorganges sein, der schon die Kluftanlagen schuf; solche Fälle sind Scheiteldehnung in Gewölben, Querdehnung in gestreckten Faltensätteln, Verbeulung bei magmatischem Auftrieb (Abb. 8, oben) oder über Salzdiapiren. In anderen Fällen gleiten die Teilkörper eng aneinander entlang, besonders bei schräger Neigung der Bruchflächen. Die V e r s c h i e b u n g s f l ä c h e n werden dabei ge4 Lotze, Geologie

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

schliffen (Harnisch), manchmal regelrecht poliert (Spiegel), oft geschrammt, gestreift oder gestriemt (Rutschstriemen). Aus der Anordnung der Striemung, die sich auch ausgeschiedenen oder in Ausscheidung begriffenen Kluftmineralien (wie Kalzit) mitteilen kann, ist die Verschiebungsrichtung ablesbar. Sich kreuzende Rutschstreifen zeigen dabei verschiedene Bewegungen zu verschiedenen Zeiten an der gleichen Zerteilungsfläche an. Ist die Bewegung entlang den Rutschstreifen derart erfolgt, daß die über der (geneigten) Kluftfläche gelegene Scholle relativ zur anderen im wesentlichen aufwärts verschoben ist, so daß ältere Schichten über jüngere zu liegen kamen (Abb. 12, links; Abb. 13), so spricht man von „Aufschiebung" oder „Uberschiebung" (auch „widersinniger Verwerfung"); sehr flache Uberschiebungen werden als „Decken" bezeichnet (Abb. 16). Ist die Verschiebung in entgegengesetztem Sinne erfolgt, so liegt eine „Abschiebung" („rechtsinnige Verwerfung") vor (Abb. 12, rechts). Ist die Bewegung vorwiegend in der Horizontalen ver-

Abb. 12. Verschiedenartige Verschiebungen zwischen Gesteinen des Grundgebirges, des Zechsteins und der Trias am Südrand des Thüringer Waldes. Vertikalschnitt nach Aufschlüssen in Eisenerzgruben. — Nach E. Bohne.

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Abb. 13. Aufschiebung mit starker Aufbiegung und Uberkippung der Schichten der überschobenen Scholle; Abtragung und Durchtalung. Blockschema nach dem Beispiel des Harz-Randes bei Harzburg. — Nach H. Cloos.

laufen, so haben wir es mit einer „Blattverschiebung" zu tun. Die äußere Erscheinungsform solcher mechanisch ganz verschiedenartiger und verschiedenwertiger tektonisdier Elemente kann sehr ähnlich sein. Das Ausmaß der Verschiebung ergibt sich aus dem Abstand korrespondierender, d. h. ursprünglich benachbarter, Punkte, gemessen entlang der Verschiebungsfläche. Die Aufschlußverhältnisse erlauben es oft nicht, den Gesamtbetrag dieser „Verschiebungsgröße" messend zu bestimmen. Ein Mindestbetrag, nämlich die in Richtung des Einfallens der Störung entfallende Komponente, ergibt sich aus dem Abstand der Teilstüdce einer Schicht in einem Profil quer zur Verschiebungsfläche. Die „Sprunghöhe" einer Verwerfung ist der gleiche Abstand, doch nicht entlang der Störungsfläche, sondern senkrecht zu den Schichten gemessen. Alle möglichen Beträge von Bruchteilen eines Zentimeters bis über 1000 m werden beobachtet.

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Ein dritte Kategorie von Rupturen sind die A b s c h e r u n g e n . Es sind das schichtparallele Verschiebungsflächen, die dieser besonderen Lage wegen im Gesteinsverband gar nicht recht in Erscheinung treten und sich oft nur als dünne Brekzienbänder oder Schmierzonen bei der Detailuntersuchung zu erkennen geben. Auch sind Verschiebungsrichtung und -große meist schwer festzustellen; sie lassen sich z. B. an einer Seitenverschiebung querender Gänge u. ä. ablesen. Auch hier kann der Bewegungsvorgang mannigfach sein. Bei kompetenter Faltung bilden sich solche Abscherungen auf den Sattelflanken aus; hier sind die Gleitbewegungen der hangenden Schichten gegenüber den liegenden aufwärts gegen den Sattelscheitel gerichtet. Unter anderen Bedingungen können sich Abscher-Bewegungen in umgekehrtem Sinne oder in horizontaler Richtung ereignen; der Natur stehen alle Möglichkeiten offen. Die beschriebenen Verschiebungsformen treten meist nicht isoliert auf, sondern ordnen sich gewöhnlich zu gesetzmäßigen Verbänden zusammen. Parallele Abschiebungen bilden Schollentreppen, wobei sich j e nach der Gesteinsneigung im Verhältnis zur Neigung der Störung

Mothmrtii"

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iSiSs Abb. 14.

Antithetische Bruchschollen und G r ä b e n in Vcrtikalschnitten. B a s e l e r T a f e l j u r a . — Nach H. Cloos. 1910.

Die Wirkungsweise der endogenen Dynamik

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Abb. 15. Blodtschema eines Grabens. Oben vor, unten nach der Einebnung. 1—3: verschiedene Schichten. A.-Fl.: Abschiebungsfläche mit Gleitstreifen. AE und FC: Sprungweite. EB und FD: Sprunghöhe der Randabschiebungen des Grabens. — Nach H. CIoos.

homothetische oder antithetische Schollentreppen scheiden lassen (Abb. 14).

unter-

Gegeneinander konvergierende Abschiebungen bilden Gräben (Abb. 15 und - 12, Mitte) und Horste, wobei sich je nach dem Verhalten der Störungen in ihrem Schnittgebiet Unterformen (X-Formen, Y-Gräben) unterscheiden lassen. Überschiebungen vereinigen sich zu Überschiebungshorsten und überschobenen Gräben. Die Flanken eines Salzstocks sind oft oben trichterförmige, sich rundum schließende, nach unten konvergierende bzw. zu schornsteinförmigen Kanälen sich verengende, zusammenhängende Überschiebungsbahnen. Parallele Überschiebungen sind Schuppensysteme oder — bei extrem flacher Lagerung — Deckenstapel (Deckensysteme mit ihren Teildecken) .

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht Dynamische Gliederung der t e k t o n i s c h e n Formen

Hinsichtlich der vorwiegenden Bewegungen und der zugrunde liegenden Hauptbeanspruchungs-Motive können wir den ganzen Reichtum der tektonischen Formen in drei Gruppen teilen: 1. A u s w e i t u n g s f o r m e n (Abschiebungen, Dehnungen; Spalten) sind solche, bei denen die Bewegungen im Sinne einer Auflockerung des Verbandes und eines Auseinanderrückens der Bausteine erfolgten. Der zugrundeliegende Kräfteplan ist derjenige der Zerrung (vorwiegend Zugbeanspruchung). 2. Bei den E i n e n g u n g s f o r m e n (wozu echte Falten, Überschiebungen und damit verbundene Phänomene gehören) ist das Gestein auf engeren Raum zusammengeschoben bzw. bewegt worden. Zugrunde liegt seitliche Pressung (vorwiegend Druckbeanspruchung mit weitgehend horizontalen Komponenten). 3. Reine V e r t i k a l t e k t o n i k (Beulung, Diapirtektonik u. ä.) bringt Einengungs- und Ausweitungsformen nebeneinander; die Effekte ergänzen sich aber in der Horizontalen zu Null. Zugrunde liegen reine Biegebeanspruchung (ohne seitliche Einengung) oder vertikale Pressung. Meist sind Formen gleichen Grundcharakters, wie Überschiebungen und Faltungen, im gleichen System miteinander kombiniert (Abb. 16). Aber auch Formen einander entgegengesetzten Charakters können in einem und demselben Raum neben- und durcheinander auftreten, so Erscheinungen der Ausweitungs- und solche der Einengungstektonik. Sie entstammen dann aber nicht dem gleichen tektonischen Akt, sondern verschiedenen, einander zeitlich folgenden. Auch können in einem ersten

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Akt gebildete Ausweitungsformen (z. B. Gräben) in einem zweiten Akt durch Pressung überprägt werden (gepreßte Zerrungsgräben) und umgekehrt (gezerrte Pressungsformen). Mit der morphologischen Analyse der tektonischen Phänomene muß also auch eine zeitliche verbunden sein, um zu einem wirklichen Verständnis des Geschehensablaufs zu kommen. Die

Gebirgs-Bautypen

Die verschiedenen tektonischen Formen, von denen die Rede war (Falten, Brüche usw.), sind auf der Erd-Oberfläche nicht regel- und gesetzlos verteilt, sondern ordnen sich zu größeren Bereichen („Gebirgen") zusammen, denen ähnliche Bauanlagen eigen sind. So lassen sich folgende Typen unterscheiden: 1. B l o c k oder Schollengebirge: Die Gesteinsverbände sind im Innern wenig deformiert, sondern zeigen auf weite Erstreckung hin noch ihren ursprünglichen Aufbau. Sie sind durch große Bruchlinien in Schollen zerteilt, die gekippt sein und sich in verschiedener Weise aus- oder gegeneinander oder aneinander entlang bewegt haben können. Distraktive (zerrende) Tendenzen sind häufig (Beispiel: Südhessen, Baseler Tafeljura, Abb. 14). 2. B r u c h f a l t e n - G e b i r g e : Zu den Schollenbewegungen und Schollenkippungen gesellen sich Verbiegungen entlang Sattel- und Muldenachsen, manchmal solchen verschiedenen Streichens. Dabei kommt es jedoch kaum zur Ausbildung geschlossener Faltenbündel und Faltensysteme. Bruchformen treten stark hervor. Einengungs- und Ausweitungs-Erscheinungen verschiedener, manchmal auch gleicher Richtung fehlen nicht und sind mit den Pressungsphänomenen mannigfach verquickt (Beispiele: Hannoversches Bergland u. Abb. 12).

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Abb. 16. Kleine Uberschiebungsdecken im Schweizer Faltenjura. Nach E. Lehner.

3. F a l t e n g e b i r g e : Die Faltung gibt den Bauverhältnissen das Gepräge. Die Falten bilden zusammenhängende, auf größere Entfernung durchhaltende Parallelsysteme. Überschiebungen sind oft auf den liegenden Faltenschenkeln vorhanden, aber einfache Brüche parallel dem Faltenstreichen sind Ausnahmen. Distraktive Tendenzen werden vorwiegend in der Querrichtung zum Faltenstreichen deutlich. Die Einengung durch Faltung beherrscht das Bild (Beispiel: Schweizer Faltenjura, Abb. 16). 4. D e c k e n g e b i r g e : Die Faltung übersteigert sich zu weit ausholenden liegenden Sätteln mit ausgewalzten oder ganz unterdrückten Liegendschenkeln. Stärkste Pressung führt zu großen Einengungs-Effekten (Beispiel: Alpen, Abb. 17). 5. I n t r u s i o n s g e b i r g e : Zur Faltung kommen in starkem Maße tiefenmagmatische Vorgänge, Aufsdimelzungen, Intrusionen und Umkristallisierungen. über die zugrunde liegenden Vorgänge wird weiter unten (S. 76 ff.) eingehender berichtet (Beispiel: Sachsen und Sudeten). Die Aufeinanderfolge von 1 bis 5 bedeutet eine Steigerung der tektonischen Verformung von örtlicher Dislo-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

zierung entlang schmalen Bruchzonen bis zur völligen, weiträumigen Veränderung und Umprägung des Gesteinsgefüges. Zugleich bedeutet sie eine Änderung der Hauptreaktionsart von sprödem (mit einfacher Spannungsauslösung durch Bruch) zu halb- bis vollplastischem und zuletzt halbflüssigem Verhalten. Anders ausgedrückt: Die ersten tektonischen Reaktionsformen sind solche festerer, stabilerer Bereiche, die letzten solche mobiler. Die beiden ersten Typen werden auch als „germanotype Gebirge", die übrigen als „alpinotype Gebirge" zusammengefaßt (H. Stille). Darin kommt zum Ausdruck, daß die „höheren" Formen dem Alpen-Orogen (und verwandten Gebirgen) eigen sind, die beiden „niederen" Formen dem nördlichen Vorraum der Alpen, dem süd-, mittel- bis norddeutschen Bereich. Die Unterscheidung ist nicht etwa rein formal, sondern gründet sich auf tiefere Zusammenhänge. So ist der Gesamtablauf der Gebirgsbildung — einschließlich ihrer Vor- und Nachgeschichte — in den alpinotypen Gebirgen anders als in den germanotypen (vgl. S. 66 ff.). Vermittelnd zwischen alpinotypen und germanotypen Gebirgen stehen die „iberotypen", bei denen Bruch- und Faltungserscheinungen — unter stärkerer Betonung der letzteren — miteinander kombiniert sind. Die tektonischen Vorgänge in ihrem Zeitablauf Heutige

Bodenbewegungen

Das Verständnis der Vorgänge der Vergangenheit, die uns j a nur in erstarrter, versteinerter Form überliefert sind, wird durch Betrachtung der gegenwärtigen Geschehnisse, die sich unmittelbar vor unseren Augen abspielen, sehr gefördert und belebt (Prinzip des Aktualismus). Wir beobachten heute zweierlei, in ihrer Erscheinungsform und ihrem Wesen durchaus verschiedene Vorgänge.

Die tektonischen Vorgänge im Zeitablauf

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Die einen, die s ä k u l a r e n Krustenbewegung e n , verlaufen sehr langsam, unspürbar, und werden erst durch langjährige Summation der Einzeleffekte erkennbar oder meßbar. Pegelbeobachtungen am Meeresufer und wiederholte Präzisions-Nivellements lassen sie erschließen. Außerdem ergreifen sie gleichermaßen oder gleichsinnig weite Bereiche. So ist seit langem bekannt, daß große Teile Skandinaviens gegenwärtig aufsteigen. In Stockholm macht sich das in einem Sinken des Ostsee-Spiegels bemerkbar: Er ist zwischen 1825 und 1925 um rd. 45 cm gesunken, d. h. um soviel hat sich der Boden relativ zum Meeresspiegel gehoben. Daß es sich dabei um eine seit langem anhaltende Bewegung handelt, ist aus der Höhenlage von Brandungsterrassen des Meeres abzulesen, die z. B. in norwegischen Fjorden landeinwärts ansteigen, obgleich sie ursprünglich horizontal waren. Kombiniert man alle Einzelbeobachtungen, so ergibt sich das Bild einer schildförmigen Hochwölbung Fennoskandias (Abb. 18), die im Maximum, nämlich im Nordteil des Finnischen Meerbusens, seit der Yoidia-Zeit, d. h. im Laufe von rd. 9700 Jahren, über 300 m betrug. Gegen die Ränder Fennoskandias zu sinkt der Hebungsbetrag auf 0 m, und weiterhin, so in der Nordsee, der südlichen Ostsee und der Norddeutschen Tiefebene, verkehrt sich das Vorzeichen der Bewegung; der Untergrund ist hier seit der Eiszeit gesunken. So liegen z. B. 9000 Jahre alte Torfe, also Bildungen des Süßwasser-Bereichs, in der südlichen Nordsee unter dem Meeresspiegel. Auch das ständige Vorgreifen („Transgression") des Meeres an der Nordsee-Küste, ruckweise gesteigert bei Sturmfluten, hat eine wesentliche Ursache in der Küstensenkung, die den exogenen Zerstörungskräften vorarbeitet.

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Abb. 18. Nadieiszeitiiche epirogene Aufwölbung Fennoskandiens. Links Gesamthebung seit der YoJdia-Zeit in m (seit 7700 v. Chr.); rechts gegenwärtiges Aufsteigen in mm/Jahr. Maßstab ca. 1 : 50 Mio. — Aus KayserBrinkmann.

Anderswo hat man Beweise für einen zeitlichen Wechsel der Bewegungstendenz. So zeigen Löcher von Bohrmuscheln an den Resten des Serapis-Tempels in Pozzuoli bei Neapel, daß der Sockel dieses einst auf dem Festland errichteten und auch heute wieder auf trockenem Boden stehenden antiken Bauwerks zeitweilig bis über 6 m unter den Meeresspiegel versenkt war. Wieder anderswo ergeben die Messungen Bewegungen in der Horizontalen neben solchen in der Vertikalen; so haben sich die Bayerischen Alpen der Stadt München von 1001 bis 1905 um 1 /i m genähert, wobei sich der Boden gleichzeitig nach unten durchbog. Diesen langsamen, säkularen Hebungen und Senkungen stehen in den E r d b e b e n plötzliche, ruckartige Bodenbewegungen gegenüber. Sie beruhen in der momentanen Auslösung von Spannungen, wobei mehr oder weniger große Komplexe von Krustenteildien Beschleunigungen

Die tektonisdien Vorgänge im Zeitablauf

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erfahren. Diese gehen von dem eigentlichen ErdbebenHerd, dem „Hypozentrum", aus, das eine annähernd punktförmige oder eine flächenhafte oder eine räumliche Dimension haben kann. Die Beschleunigungen pflanzen sich als „Erdbeben-Wellen" vom Hypozentrum aus in allen Richtungen fort, erreichen am ehesten und stärksten den unmittelbar über dem Herd gelegenen Bereich der Erd-Oberfläche („Epizentrum") und nacheinander auch weiter entfernte Punkte. Die Bebengröße steht in Beziehung zur auftretenden Maximal-Beschleunigung, die alle Werte bis über 500 cm/sec 2 und bis über das 1/dadie der Schwerkraft annehmen kann. Meist wird die Bebenstärke gemäß einer zwölfteiligen Skala nach den Auswirkungen an der Erd-Oberfläche ermessen. So werden bei Beben 6. Grades erste leichte Beschädigungen an Gebäuden beobachtet, die mit zunehmender Stärke schwerer und umfangreicher werden. Beben der Stärke 9 bis 12 sind vernichtend und können große Katastrophen bedeuten, besonders wenn sie sich im Küstenbereich abspielen, wo sie oft gewaltige Flutwellen des Meeres auslösen (so Messina 1908 mit 86 000 Toten, Lissabon 1755 mit 32 000 Toten, Japan 1923 mit 10 000 Toten, Süd-Chile 1960 mit schweren Zerstörungen in Valdivia und a. a. O.). Die Fortpflanzungs-Geschwindigkeit der ErdbebenWellen, die teils als transversale (wie Licht), teils als longitudinale (wie Schall) die Erdschichten durchlaufen, zum Teil auch an der Erd-Oberfläche entlang wandern (wie Wellen auf einer Wasserfläche), hängt ab von der Art der Wellen und von Elastizität und Dichte des durchlaufenen Gesteins. Darum läßt sich aus den Laufzeiten in gewissen Grenzen Aufbau und Beschaffenheit des Erdinnern ableiten; auch läßt sich aus dem Zeitintervall, mit dem Longitudinal- und Transversalwellen vom gleichen Bebenherd an einer Beobachtungsstation eintreffen, wo sie mit-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

tels empfindlicher Seismographen aufgezeichnet werden, die Herdentfernung errechnen. Die schweren Beben rufen an der Erd-Oberfläche oft Krustendeformationen hervor; Spalten reißen auf, Hebungen oder Senkungen vollziehen sich, seitliche Verschiebungen an bestehenden Verwerfungen oder an neu aufreißenden Rupturen treten ein. So verschob sich bei dem schweren kalifornischen Erdbeben 1906 entlang der 435 km langen San-Andreas-Spalte die südwestliche Scholle gegenüber der nordöstlichen um 3 m gegen Nordwesten. Wiederholen sich solche Bewegungen bei verschiedenen Beben an der gleichen Linie im gleichen Sinne, so kann die Summierung im Laufe der Zeit beträchtliche Effekte ergeben. So ist auch die San-Andreas-Spalte eine häufig bewegte, schon etwas ältere Verwerfungslinie von rund 1000 km Länge. Die Be w e g u n s v o r g ä n g e der g e o l o g i s c h e n V e r g a n g e n h e i t Schon die Betrachtung der Hebung Skandinaviens führte aus der Gegenwart zurück in die geologische Vergangenheit. Ebenso zeigt sich die S e n k u n g Nordd e u t s c h l a n d s als eine durch lange Zeiten rückwärts verfolgbare Erscheinung. Denn hier haben sich während des Tertiärs, während der Kreide-Zeit, während des Juras und auch schon während der Trias- und Perm-Formation (vgl. S. 136 f.) Sedimente bis zu einer Gesamtmächtigkeit von mehreren tausend Metern angesammelt. Es handelt sich dabei teils um Flachwasser-Ablagerungen eines Schelfmeeres, das zeitweilig brackisch wurde und auch ganz aussüßte, teils um kontinentale Bildungen (im Buntsandstein und Keuper) oder um lagunäre Salzablagerungen (im Perm und in der Trias). Hier lag also nicht eine zunächst

Die tektonisdien Vorgänge im Zeitablauf

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mehrere 1000 m tiefe morphologische Depression von Tiefsee-Charakter vor, die allmählich aufgefüllt wurde, sondern hier war die Erd-Oberfläche dem Meeresspiegel von vornherein recht nah und blieb es im Verlaufe der Erdgeschichte. So ist die große Mächtigkeit der Absätze nur durch eine stetige Senkung des Bodens erklärbar, die derart verlief, daß sich über sehr lange Zeit hin Senkungsbetrag und Sedimentdicke kompensierten. Hebungsvorgänge sind weniger leicht erkennbar. Die aufsteigenden Gebiete sind j a die Werkstätten der Abtragung; hier werden geologische Dokumente entweder gar nicht gebildet, oder entstandene werden bald wieder vernichtet. Indirekt läßt sich auf langdauernde Hebung dann schließen, wenn besonders alte Gesteinsbildungen, so der präpaläozoische Sockel der Erdkruste, zutage erscheinen, wobei sich die beim Abtragungsprozeß abgehobelten Späne in Sedimentationsräumen am Rande der Hebungsbereidie angesammelt haben. Die Hebungs- und Senkungsvorgänge, die sich heute als „säkulare Krustenbewegungen" äußern, kennzeichnen sich in der geologischen Vergangenheit als langsam verlaufende, großräumige Verbiegungen, als „Wellenwurf großer Spannweite", als „Undationen". Sie werden in ihrer Gesamtheit als „Epirogenese" bezeichnet (Gilbert, später besonders H. Stille). Die Hebungsbereiche heißen „Geantiklinalen", die Senkungsbereiche „Geosynklinalen". Als Prototypen der Geantiklinalen können die „alten Schilde" (z. B. Baltischer und Kanadischer Schild) dienen; als Prototyp der Geosynklinalen gilt seit Hall und Dana der Appalachen-Trog an der Ostseite Nordamerikas, in welchem sich im Laufe des Kambriums und Ordoviziums bis 6000 m Sedimente absetzten. Außerordentlich mächtige Meeresschichten, nämlich solche mit über 20 000 m Dicke, haben sich in Europa in der „Baskischen Geosyn-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

klinale" Nordspaniens während des Mesozoikums und Alt-Tertiärs abgelagert. Es gibt verschiedene Typen von Geosynklinalen. Zu ihnen gehören sowohl die großen Meeresräume, wie der Pazifik oder der Atlantik, als auch innerkontinentale Becken und Senken. Eine besondere Rolle spielen die sogenannten „Orthogeosynklinalen" („Eugeosynklinalen" oder „eigentliche Geosynklinalen"); sie erstrecken sich im allgemeinen als relativ schmale, oft leicht gewundene Zonen meist außerordentlich weit (Tausende von Kilometern). In ihnen sind die Absenkungstendenzen besonders stark, und sie sind überdies die Geburtsstätten der alpinotypen Gebirge („mobile" Geosynklinalbereiche gegenüber „stationären"). In ähnlicher Weise kann man auch bei den Geantiklinalen verschiedene Typen unterscheiden, so außer den ausgedehnten flachen „Schilden" die sich auf weitere Erstreckung hinziehenden Schwellen im Innern von Geosynklinalen oder in größeren Meeresgebieten (z. B. Mittelschwelle des Atlantiks). Gegenüber den Epirogenesen als den langsamen, sozusagen sanften und Struktur-erhaltenden tektonischen Vorgängen bedeuten die Orogenesen diejenigen Geschehnisse, die die Struktur des Bodens bestimmen und bereits bestehende Bauformen verändern. Hierzu gehören die Faltungs- und Zerbrechungserscheinungen größeren Ausmaßes. Das Alter solcher orogener Ereignisse läßt sich aus auftretenden Winkeldiskordanzen ablesen. Man versteht darunter die Sachlage, daß ein deformiertes Schiditsystem mit deutlicher Trennfuge von einem nicht oder wesentlich schwächer dislozierten System überdeckt ist, während bei konkordanten Folgen die einzelnen Schichten parallel zueinander liegen. So sind im Beispiel der Abb. 19 die Schich-

Die tektonisdien Vorgänge im Zeitablauf

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Abb. 19. Sdiema einer Diskordanz (im Vertikalschnitt): Die tieferen Schichten wurden zuerst gefaltet und „transversal geschiefert", dann die Fallen eingeebnet, danach die höheren Schichten diskordant auf dem Faltenrumpf abgelagert, beginnend mit groben Gerollen aus dem Untergrund. — Nach H. Cloos.

ten der unteren und oberen Einheit je in sich konkordant, die beiden Einheiten verhalten sich dagegen zueinander diskordant. Offenbar ist n a c h Ablagerung des unteren Systems und v o r Ablagerung des oberen der Deformationsvorgang, die „Orogenese", eingetreten. Sie ist also jünger als die jüngste Schicht des unteren Schichtstapels, aber älter als die älteste des oberen. H. Stille hat die Schichtfolgen in den verschiedensten Gebieten der Erde hinsichtlich des Auftretens klarer Faltungsdiskordanzen untersucht; dabei zeigte sich, daß es nur eine beschränkte Zahl von Zeiten mit echten Orogenesen gibt und daß diese Zeiten, die als „orogene Phasen" bezeichnet werden, im Verhältnis zur Gesamtdauer der Erdgeschichte recht kurz sind, wenngleich sie natürlich in menschlichem Zeitmaß durchaus als lang erscheinen (Größenordnung bis mehrere 100 000 Jahre). Zugleich ergab sich, daß dieselben Zeitausschnitte sich oft in verschiedenen, sogar sehr weit auseinander liegenden Gebieten der Erde als orogen kennzeichnen. Anderorts, wo 5

Lotze, Geologie

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

sich keine eigentlichen Orogenesen abspielten, trat doch vielfach eine Verstärkung der epirogenen Bewegungen ein („ Synorogenesen"). Zeitlich gemessen ist also das epirogene Geschehen, d. h. die langsamen, sozusagen bruchlosen Verbiegungen, der „normale" tektonische Vorgang auf der Erde. Als vorübergehende Unterbrechung dieses Ablaufs steigert sich die Unruhe des Bodens zu gewaltsamem Umsturz, zur Orogenese („Evolution" und „Revolution"). Es liegt nahe zu fragen, ob die heutige Zeit als orogene Phase oder als epirogene Epoche anzusprechen ist. Häufiges Auftreten von Erdbeben mit z. T. beträchtlichen Bodenbewegungen, gelegentlich beobachtete Verbiegungen von Erdöl-Leitungen und Bohrrohren in der Erde könnten als orogene Erscheinungen gewertet werden; aber einem eigentlichen alpinotypen Faltungsakt großen Ausmaßes wohnen wir sicher nicht bei. Auf der anderen Seite scheinen die r e i n epirogenen Erdzeiten der Vergangenheit wesentlich ruhiger gewesen zu sein als unsere Gegenwart. Vielleicht darf man deshalb die heutige Zeit definieren als eine solche schwacher Orogenese. Erdzustände und Gesamtablauf des geotektonisdien Geschehens Nach H. Stille läßt sich die heutige Erdkruste nach ihrem geotektonisdien Verhalten in drei Hauptbereiche aufgliedern. „Hochkratone" sind die höher hervorragenden festen Bereiche, die Kontinente (zu denen auch die Schelfregionen der Meere gehören); sie haben alpinotype Faltungen früher erlebt, sind aber nunmehr zu solchen nicht mehr befähigt. „Tiefkratone" sind gleichfalls feste Bereiche, aber solche geringer Höhenlage; sie liegen tief unter dem Meeresspiegel, wie etwa der weite Raum des

Erdzustände u. Gesamtabi. d. geotekton. Geschehens

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Pazifiks. „Mobile Bereiche" sind die noch ungefalteten Orthogeosynklinalen. Die verschiedenen Zustände können ineinander übergehen im Lauf spezifischer geotektonisdier Vorgänge. So sind die mobilen Bereiche die Geburtsstätten der alpinotypen Gebirge, aber durch die alpinotype Orogenese werden sie zu Hochkratonen. Diese können, sofern die Faltung zu einer Stabilisierung ausreichte, nicht erneut alpinotyp gefaltet, sondern nur noch germanotyp disloziert werden. Erst besondere Senkungsvorgänge im Sinne erneuter Geosynklinalbildung können wieder eine Mobilisierung verursachen („Regeneration"). Tiefkratone können sich nicht in Hochkratone umwandeln, und so sind diese zum Teil von hohem Alter („Urozeane"). Hochkratone können zerstört werden und in Einzelblöcke zerfallen, indem Zwischenstücke absinken und zu Tiefkratonen werden („Destruktion"). Die Orogenesen sind hiernach „Transformations-Vorgänge", die mobile Bereiche zu festen machen. Dabei gehorcht die Entwicklung der ganzen Erde den gleichen Gesetzen und dem gleichen Grundschema; so ist der Werdegang Europas beispielhaft auch für denjenigen anderer Kontinente. Er verlief hier in den großen Zügen folgendermaßen: Während des jüngeren Präkambriums wurden im Verlauf eines weltweiten Regenerationsvorganges, des „Algonkischen Umbruchs", auf der damals weitgehend kratonisierten Erde („Megagäa"; Abb. 20 a) ausgedehnte Geosynklinalen angelegt. In Europa verschonte dieser Umbruch nur „Fennosarmatien" im Nordosten, das das von Finnland und Schweden bis Südrußland reichende Gebiet umfaßt, und den nordwestlichen Rand Schottlands („europäische Urkerne"). In den nachfolgenden Faltungsären wurden dann nach und nach Teile des Geosynklinalraums, voran5'

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

A b b . 20 a und b. Das Erdbild, b e s t i m m t durch die g r o ß e K o n t i n e n t a l m a s s e „ M e g a g ä a " v o r dem A l g o n k i s c h e n Umbruch ( o b e r e s Bild) und der Z e r f a l l d e r M e g a g ä a durch die A n l e g u n g m o b i l e r B e r e i c h e (punktiert) durch den A l g o n k i s c h e n Umbruch ( u n t e r e s Bild). M a ß s t a b 1 : 350 M i o . — Nach H. S t i l l e .

schreitend von Norden nach Süden, kratonisiert und damit den „Urkernen"" angegliedert. Relativ gering blieben zunächst noch die Effekte der „Assyntischen Ära" (hoch-

Exogene u. endogene Dynamik in Wechselbeziehung 69 stes Präkambrium bis Kambrium). Etwas später verschmolz Fennosarmatia mit dem nordschottischen Urkern („Paläo-Europa"); weiter gliederten sich im Süden breite Konsolidationsgebiete im höheren Paläozoikum an („Meso-Europa"), und schließlich kam im jüngeren Mesozoikum und im Känozoikum das alpidische System des Mediterran-Bereichs („Neo-Europa") hinzu. Europa wuchs also von Norden nach Süden, indem sich „Deszendenzen" um die Urkerne legten. Ähnlich baute sich Afrika von Süden nach Norden auf und Nordamerika von Norden („Laurentia") aus nach Südosten und Südwesten. Prinzipiell gleiches gilt für Asien, Australien und Südamerika. Der orogenetische Gesamtprozeß verläuft also im Sinne einer Zunahme der kratonischen Bereiche, d. h. in Richtung einer Kratonisierung der Gesamterde. Heute sind kaum noch mobile Gebiete vorhanden, die in späterer Zukunft ausgedehntere alpinotype Faltengebirge gebären könnten, — falls nicht etwa ein neuer „Umbruch" einen weiteren Großzyklus einleiten würde. Die „geotektonischen Ären" (seit dem Präkambrium vier) umfassen größere Zeiträume, aber die Orogenesen selbst nehmen von ihnen nur zeitlich kurze Ausschnitte ein. Die orogenen Einzelphasen scheinen sich weiter aus einer großen Zahl von Einzelrucken nach Art von Erdbeben zusammenzusetzen, also sozusagen eine abnorme, über das heutige Maß hinausgehende Steigerung der seismischen Krustenaktivität darzustellen. Exogene und endogene Dynamik in ihren Wechselbeziehungen Die zuerst (S. 23 ff.) betrachteten exogen-dynamischen Vorgänge sind mit den tektonischen Geschehnissen der

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

endogenen Dynamik aufs engste verbunden. Beide zusammen vollenden den Stoff-Kreislauf. Die tektonisdien Kräfte erzeugen das Gefälle auf der Erdrinde, den Gegensatz von Hoch und Niedrig, der für Abtragung, Transport und Ablagerung so wichtig ist. Es gibt keine isolierten Bereiche, sondern nur ein gemeinsames Kraftfeld der Erdrinde, in welchem das Geschehen abläuft. Die vom Erdinnern herkommenden und die von außen auf die Erde eingestrahlten Energien halten g e m e i n s a m die geologischen Formungs- und Umformungsprozesse im Gang. Abtragung und Sedimentation wirken ihrerseits auf das endogen-dynamische Geschehen der Erdtiefen ein. Denn Abtragung bedeutet Entlastung, Ablagerung Erhöhung der Auflast. Im „latent-plastischen" Bereich der Tiefe entstehen so Druckgefälle, die zu seitlichen Stoffverschiebungen führen können. Die Erdkruste strebt einem Zustand der Ausgeglichenheit zu, derart, daß oberhalb einer bestimmten Tiefe („Ausgleichstiefe") überall die gleichen Massen liegen. Leichtere Gesteine ragen höher hinauf, schwerere weniger hoch, so daß das geringere Gewicht der ersteren durch größeres Volumen wettgemacht wird („isostatischer Zustand"). Abtragung zieht daher neue Hebung nach sich, Ablagerung neue Senkung. Beide Prozesse sind miteinander gekoppelt, und dem exogenen Materialtransport vom Hebungs- zum Senkungsgebiet an der Erd-Oberfläche entspricht ein endogener Rückstrom im plastischen Bereich der tieferen Erde. Tliermo-dynamische Prozesse in der Tiefe (radioaktiver Zerfall schafft Enerie in Form von Wärme) und die exogenen Strahlungsenergien liefern die nötigen Zusatzkräfte, um das Gesamtgeschehen lange Zeit in Gang zu halten. Auch „Phasenänderungen" bei Mineralien (Übergänge in Zustände mit dichteren Molekülpackungen und umgekehrt) werden eine Rolle spielen.

71 Das magmatisdie Geschehen Vulkanismus Es gibt heute auf der Erde gegen 476 „tätige" Vulkane. Manche davon scheinen erloschen, haben aber noch in historischer Zeit Ausbrüche gezeitigt. Einige sind in den letzten Jahren neu entstanden und stellen die jüngsten Inseln der Erde dar, so die Ilha Nova im Azoren-Bereich, die 1957 geboren wurde, und die Insel Surtsey südwestlich von Island, die sich am 14.11. 1963 zu bilden begann. Viele Beobachtungen an solchen rezenten Vulkanen vermitteln uns das Gesamt-Erscheinungsbild des Vulkanismus und werfen zugleich Licht auf entsprechende Vorgänge der geologischen Vergangenheit. Allen diesen V u l k a n e n , die der Erdkruste auf dem Festland oder im Meer aufgesetzt sind, ist gemeinsam, daß hochtemperierte, energiegeladene flüssige und gasförmige Stoffe („Magma") aus mehr oder weniger großer Tiefe zur Erd-Oberfläche aufsteigen und damit den Bereich der festen Kruste verlassen (Abb. 21). Im einzelnen ist der Geschehensablauf verschieden je nach der chemischen Zusammensetzung der Schmelze, besonders dem Gehalt an Kieselsäure und dem Anteil gasförmiger Komponenten, der Temperatur, der Abkühlungsgeschwindigkeit, dem Milieu (Festland oder submarin). Hochtemperierte und kieselsäurearme Laven, wie die aus großer Tiefe aufsteigenden simatischen Magmen (Basalt und Verwandte), sind leichtflüssig. Sie führen zu flachen, oft riesig weit ausgebreiteten Deckenergüssen („Nordatlantischer Basaltpanzer", Plateaubasalte in Indien mit V2 Mio km 2 Ausdehnung, Basaltdecken in Britisch-Kolumbien u.a.). Ähnlich, doch etwas steiler sind die Schildvulkane vom HawaiiTyp (10 km hoch, 400 km Grund-Durchmesser) mit kochenden Lavaseen (Kilauea) und noch etwas steiler die-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht A b b . 21. L a v a s t r ö m o a u s d e m V e s u v k r a t e r (oben), 1929, 5 k m l a n g . — Nach A. R i t t m a n n .

jenigen vom Island-Typ (Böschungen von 4—8°). Die Lavaförderung geht mehr oder weniger stetig und, da die Magmen gasarm sind, recht ruhig vonstatten. Sehr zähe (weniger heiße und kieselsäure-reichere) Laven bauen sich zu Staukuppen oder Quellkuppen (diese unter Tuffbedeckung) auf. Beispiele dieser Art sind Drachenfels (Abb. 22) und Wolkenburg im Siebengebirge bei Bonn. Ist die Lava reich an gelösten Gasen (vor allem Wasserdampf und Kohlensäure, auch Fluor, Chlor, Schwefelwasserstoff u. a.), so führt plötzliche Druckentlastung beim Austritt an die Erd-Oberfläche zu explosionsartigen Erscheinungen. Die erstarrende Schmelze zerspratzt; flüssige und verfestigte Lava, vermengt mit Material von den

Das magmatische Geschehen

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Abb. 22. O s t - w e s t l i d i e r Vertikalschnitt durch den Subvulkan des Drachenfels im S i e b e n g e b i r g e bei Bonn. Kurze Striche bezeichnen die schalenförmige A n o r d n u n g der F e l d s p a t k r i s t a l l e des Trachyts, die gestrichelte Linie die r e k o n s t r u i e r t e Umgrenzung des Subvulkans. M a ß s t a b c a . 1 : 5 0 0 0 . Nach H. & E. Cloos.

Wänden der Aufstiegskanäle, werden emporgeschleudert und fallen als Schlacken, Blöcke, Bomben, Aschen usw. zurück. Sie häufen sich zu Tuffdecken, besonders wenn fließendes Wasser transportierend und sedimentierend mitwirkt, in Anpassung an vorhandene Geländeformen und Räume. Im Extremfall der G a s v u l k a n e tritt überhaupt keine Lava in Erscheinung; die explodierenden Gase blasen kraterförmige Vertiefungen (Maare) aus mit wenig vulkanischem Material (so Maare in der Eifel, Explosionsröhren auf der Schwäbischen Alb) und sogar ganz ohne solches und lediglich mit dem Sprengschutt aus Gesteinen der nächsten Umgebung (Gr. Brukkaros in SWAfrika). Bei den meisten Vulkanen wechselt die Art der Tätigkeit zeitlich entsprechend der Entwicklungsgeschichte des

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Herdes. Stillstand und Weiterbau, mehr explosive Tätigkeit und ruhige Lavaförderung folgen sich in mannigfachem Wechsel. Solche M i s c h v u l k a n e haben einen geschichteten Aufbau aus Lavadecken und Aschenlagen (daher „Schichtvulkane" oder „Stratovulkane"), aus deren Abfolge die Vulkangeschichte ablesbar ist. Der Aufbau wird oft auch durch schwere Explosionen ins Gegenteil verkehrt, indem der Oberbau fortgesprengt wird und eine tiefe Kaldera entsteht, auf deren Boden sich anschließend wieder ein neuer Stratovulkan bilden kann. So wurde 79 n. Chr. der alte Monte Somma in gewaltiger Explosion zerstört; in der entstandenen Kaldera baute sich seither der neue Vesuv auf, dessen Gipfel ähnlichen Wechselfällen in kleinerem Ausmaß ständig ausgesetzt war. Auf dem Meeresboden, besonders in Tiefsee-Bereichen, verlaufen die vulkanischen Erscheinungen nicht explosionsartig. Der große Wasserdruck verhindert plötzliche Ausbrüche. Meist bleibt die eruptive Tätigkeit überhaupt unbemerkt, bis sich der Vulkanbau dem Wasserspiegel genähert hat. So entstand im September 1952 überraschend die neue Vulkaninsel Myojin südlich von Japan. Wenig später wurde sie in einer Explosion zerstört, erschien aber ein zweites und drittes Mal. Die dritte Insel Myojin bestand sechs Monate, bis auch sie auseinanderfiel. Die schon erwähnten (s. S. 71) neuen Vulkaninseln in der Azoren-Gruppe und bei Island haben sich bis heute erhalten. Nicht immer erreicht das aufsteigende Magma die Erdoberfläche, manchmal breitet es sich vorher in Lockergesteinen (z.B. zuvor selbst geförderten Aschen und Schlacken) aus, sich vorliegenden Gegebenheiten anpassend. Wir sprechen dann von „subvulkanischen Erscheinungen" (Abb. 23). Sie können mannigfache Formen annehmen:

Das magmatische Geschehen

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Abb. 23. Stratovulkan (Vesuv-Typ) mit Kaldera und Zentralkegel, darunter Subvulkan: als angeschnittener Block gezeichnet. Maßstab ca. 1 : 300 000. Nach A. Rittmann, aus H. Cloos. Kr. = Krater, Z. K. = Zentralkegel, L. Str. = Lavaströme, G = Gänge, S. = Schlot, S . V . = Subvulkan.

Das Magma kann als flache Lagergänge oder steile Saigergänge erstarren (Abb. 24), es kann die Lockerstoffe beiseiteschieben und größere Stöcke, linsenförmige Körper und Staukuppen formen. Werden diese durch die Denudation aus dem Lockermaterial herausgeschält, so bilden sie ausgeprägt kegelförmige Berge (dahin gehören z. B. die „Vulkankegel" des Siebengebirges, der markante Desenberg bei Warburg, manche „Vulkane" an der oberen Elbe, in Schlesien, Süddeutschland usw.). Die bei der Erstarrung solcher „steckengebliebener" Magmen entstehenden Gesteine unterscheiden sich nicht merklich von den an der Erd-Oberfläche gebildeten; nur treten Schlackenstrukturen, blasige Texturen usw. zurück. Sind dagegen die Lavamassen und damit ihre Wärme-Inhalte sehr groß

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

\ Abb. 24. Gang von Eruptivgestein (dunkel) mit Schlieren parallel der Grenzfläche. Das Nebengestein war schon vorher rechtwinklig geklüftet. Langesundfjord in Südnorwegen. Maßstab 1 : 150. — Nach H. Cloos.

und geht daher die Erstarrung sehr langsam vonstatten, so können Gesteinstypen entstehen, die den Produkten der noch zu besprechenden tiefenmagmatischen Prozesse ähnlich sind; man spricht dann von „Vulkano-Plutonen" (Beispiele in Schottland, Oslo, Südwest-Afrika). Plutonismus Häufig finden sich im Innern alpinotyper Faltengebirge inmitten von Sedimentgesteinen große Körper kristallinkörniger, massiger Gesteine, welche die Sedimente an

Das magmatische Geschehen

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Abb. 25. Dreiteiliges Blockbild eines Plutons mit Nebengestein und Dadi. Nach H. Cloos. Unterbau: PI. = Pluton, S. = Schlieren im Gestein parallel der W a n d . A. = Apophyse (Seitenzweig), G. = Gangnadischübe aus der Tiefe, E. = Hinschluß von Nebengestein im Pluton, K. = Kontaktzone (verändertes Nebengestein), N. = Nebengestein. II. Oberbaui III. Dach, mit durch die Aufwölbung entstandenen Spaltensystemen, die zu Mineral- oder Erzgängen (M.) gefüllt sind.

scharfen Konturen diskordant durchsetzen („Plutone"; Abb. 25). In ihrer Umgebung zeigt der chemisch-mineralogische Bestand der Sedimentgesteine Abweidlungen gegenüber den Normalverhältnissen, die auf verändernde Wirkungen seitens der kristallinen Massengesteine bzw. ihres Aus-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

gangsmaterials zurückgehen („Kontakthof"). Zweifellos handelt es sich bei den Plutonen dieses Typs um erstarrte Magmen wie bei den Lavagesteinen der Vulkane; nur haben ihre Schmelzen nie die Erd-Oberfläche erreicht, und sie sind auch nicht wie die Subvulkane bis in die Lockerbereiche der Oberflächen-Nähe aufgestiegen, sondern sie verblieben in der Tiefe und erstarrten dort. Zwar sind solche Vorgänge unmittelbarer Beobachtung völlig verschlossen, aber das Studium derartiger Körper aus der geologischen Vorzeit, die durch Heraushebung und Abtragung freigelegt und sichtbar gemacht worden sind, wirft Licht auf sie. Abweichungen gegenüber den Vulkanen zeigen sich in dem Fehlen von vulkanischen Aschen und Lockerstoffen, dem abweichenden Gesteinsgefüge, der Anordnung der Körper im Nebengestein, den schon erwähnten „Kontaktwirkungen", der Ausdehnung und Größe der Körper. Viele dieser Unterschiede verstehen sich leicht aus den Umwelt-Bedingungen, unter denen die Magmamassen erstarrten. Eingezwängt und eingepaßt in eine mannigfach gestaltete, mechanisch inhomogene Kruste haben sie sich ihren Platz schaffen müssen, und bei hohem Umschließungsdruck und nur langsamer Wärmeabgabe gingen die Abdestillation der flüchtigen Stoffe (Wasserdampf und sonstige Gase) und die Erstarrung nur langsam vonstatten. Die Keime hatten Zeit, zu größeren Kristallen heranzuwachsen. Die Plutone sind im allgemeinen von wesentlich größerem Rauminhalt als die suprakrustalen Vulkane. Der Brocken-Pluton im Harz ist mit 135 km 2 Fläche recht klein im Vergleich zu dem 250 000 km 2 einnehmenden ostafrikanischen Zentralgranit oder dem gegen 2000 km langen Pluton der Sierra Nevada in Nordamerika. Dazwischen gibt es alle Ubergänge.

Das magmatische Geschehen

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Der Form nach werden zwei Haupttypen unterschieden; mächtige, stockförmig in die Tiefe sich fortsetzende Massen werden als „Batholithe", flache, zungenförmig ins Nebengestein seitlich vorgreifende Körper als „Lakkolithe" bezeichnet. Die Grenze zum Nebengestein, der „Kontakt", kann den vorhandenen Strukturen parallel verlaufen, d. h. „konkordant" sein, oder das Gesteinsgefüge „diskordant" durchschneiden. Aus seinem ursprünglichen „Dach" oder seinen seitlichen „Rahmen" können Gesteinssplitter und Brocken, ja ganze Schollen vom Pluton aufgenommen werden, in dessen heißer Schmelze sie, mehr oder weniger umgewandelt und angeschmolzen, als Einschlüsse oder Fremdkörper („Xenolithe") zunächst sich von den Eigenausscheidungen („Autolithen") des Magmas noch abheben, bei weiterer Aufschmelzung aber in Schlieren zerfließen und zuletzt völlig verschwinden. Das Einströmen des Magmas in den Erstarrungsraum, die Intrusion, wird im sich verfestigenden Gestein oft durch Fließspuren markiert. Ein „lineares" oder „flächiges Fließgefüge" kennzeichnet sich häufig durch Parallelanordnung von Mineralien, Autolithen, Schlieren und Xenolithen. Nach Erstarrung der äußeren Teile eines Plutons geht bei noch zähflüssigem Zustand der Kernregion die Bewegung, meist ein vertikales Aufsteigen, noch weiter; die äußeren Plutonregionen werden dabei aufgebeult, und es entstehen regelmäßig angeordnete Systeme von Klüften, Spalten und Scherflächen („Granittektonik", H. Cloos 1925). Restschmelzen füllen die Spalten als Gänge verschiedenartiger vulkanischer Gesteine, mineralreicher Pegmatite, erzführender Quarzmassen usw. („Ganggefolgschaft"). Herrschen bei der Erstarrung mehr statische Verhältnisse, so ist das Erstarrungsprodukt, das magmatische „Tiefengestein", von vollkristallinem, gleichförmig-körni-

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

gern Gefüge („Granitgefüge"); sind dagegen während der Erstarrung bei starker Pressung magmatisch-tektonische Bewegungen noch im Gange, so wird das Gesamtgefüge gerichtet, d. h. die Mineralien ordnen sich durchweg linear bis flächenhaft (schichtig) einander parallel: aus normalem Granit wird geregelter Granit, weiterhin Gneisgranit und im Endfall Granitgneis. Verknüpfungen zwischen M a g m a t i k und Tektonik Die magmatischen Vorgänge sind mit den geotektonischen in gesetzmäßiger Weise verknüpft. Wenn hinsichtlich der Entstehung eines Faltengebirges folgende Stadien unterschieden werden können: vorbereitendes Geosynklinalstadium, reifes Geosynklinalstadium, Tektogenese, Nachstadium, so sind jedem Stadium besondere magmatische Erscheinungen zugeordnet (H.Stille). Im Geos y n k l i n a l s t a d i u m werden Magmen von submarinen Vulkanen gefördert, die das Material aus den simatischen Bereichen der tieferen Erdkruste beziehen. Dieser „initi.ale Vulkanismus" ist also gekennzeichnet durch submeerische Laven vom Typus der Diabase, Ophiolithe, Basalte (grüne Gesteine). Im Reifestadium der Geosynklinale kommen halbsaure Keratophyre und ähnliche Gesteine hinzu. Bei der T e k t o g e n e s e geschehen alsdann Intrusionen von sauren, vorwiegend granitischdioritischen Plutonen in den Kernbereichen der Faltung („synorogener Magmatismus"). Der Chemismus schwingt also um von basisch zu sauer, und zugleich stellt sich höherer Ca- und Mg-Gehalt ein. Dieser Intrusiv-Magmatismus überdauert im allgemeinen die eigentliche tektogene Zeit noch etwas. Während so die früheren Intrusionen noch von den Gebirgsbewegungen erfaßt werden (Gneisgranite), überdauert die Erstarrung der späteren den

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tektogenen Pressungsakt und wird daher nur in geringem Maße oder gar nicht mehr von ihm beeinflußt (normale Granite). — Im Endstadium der Gebirgsbildung dauert die Förderung saurer Magmen, nun aber auch in Form eines superkrustalen Vulkanismus, fort. Ausflüsse porphyrischer Magmen ereignen sich an der Erd-Oberfläche, und Vulkankegel bauen sich auf; die Gesteinstypen sind von der Art der in den jungen, großen Faltengebirgen am Pazifik-Rande heute geförderten Magmen („subsequenter Vulkanismus"). Weiterhin stellen sich in stärkerem Maße basische Magmen (Melaphyre, Basalte) neben sauren ein, und zuletzt entspricht der Gesamtcharakter des Vulkanismus wieder dem Anfangszustand mit der Förderung rein basischer Schmelzen aus großen Tiefen; Na- und K-Vormacht charakterisieren die Förderprodukte als „atlantisch". Nur hat sich im Verlauf des tektonischen Gesamtgeschehens die Untergrund-Struktur geändert. Während der initiale Vulkanismus submarin in mobilen Geosynklinalen erfolgte, ist der Bereich nunmehr kratonisch und der Vulkanismus festländisch-subaerisch geworden (Beispiele: Vesuv, tertiäre Basalte Hessens usw.). Der Zeitdauer nach erscheint der basische Vulkanismus als der „normale"; er beherrscht ja die großen Zeitabschnitte vor und nach den tektogenen Phasen. Der saure granitisch-dioritische Magmatismus stellt sozusagen eine Unterbrechung des Normalgeschehens dar und ist zeitlich und sicher auch ursächlich an die paroxystischen Zeiten der Tektogenesen gebunden. Diese Magmen stammen aus dem sialischen, d. h. höheren Bereich der Erdkruste; wir dürfen also schließen, daß dieser im allgemeinen nur in den orogenen Umwälzungsepochen zu beweglichen Magmen verflüssigt wird, während in den „Normalzeiten" eine sialische Schmelze nicht existiert und flüssige Magmaherde nur in den viel tiefer gelegenen simatischen Bereichen 6

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Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

vorhanden sind. Bei den sialischen Magmen handelt es sich also nicht um Dauermagmen, sondern um solche, die erst durch Aufschmelzung fester Gesteine des Sialbereichs entstehen. An solcher Aufschmelzung können nun alle Komponenten der Oberkruste beteiligt sein, frühere Granite, Gneise usw. neben tief versenkten Sedimentgesteinen, aus denen zusammen sich ein Mischmagma, ein „Migma", zu bilden vermag. Die Aufschmelzung wird etappenweise geschehen, indem zuerst leichter schmelzbare Gesteinskomponenten verflüssigt werden, wodurch zunächst eine Art halbfester Gesteinsbrei entstehen mag, bis schließlich die Gesamtheit geschmolzen ist. Solche Aufweichungen und Teilverflüssigungen werden gelegentlich überliefert und z.B. in den Randteilen großer Plutone sichtbar. Strukturen der Sedimenthülle spiegeln sich dann diffus im Plutonit wider („Migmatite"). Die m a g m a t i s c h e

Gesteinsbildung

Durch die Verfestigung der silikatischen Schmelzen, der Magmen in der Tiefe und der Laven an der Erd-Oberfläche, entstehen die magmatischen Gesteine. Die Erstarrung geschieht durch Abkühlung unter den Schmelzpunkt und erfolgt meist durch Kristallisation. Nur wenn das Material so rasch erkaltet, daß dem Kristallwachstum keine Zeit bleibt, entstehen amorphe Gläser (Obsidian und Pechstein, bei starker Blasenbildung Bimsstein); naturgemäß ist das nur an der Erd-Oberfläche oder submeerisch der Fall, wo starkes Temperaturgefälle besteht und damit schneller Wärmeabfluß erfolgt. Am vollständigsten ist die bei den Tiefengesteinen oder durch ein vollkristallines und lines Gefüge gekennzeichnet

Kristallisation in der Tiefe, P l u t o n i t e n , die deshalb gewöhnlich auch grobkristalsind (Typ Granit). Bereits

Das magmatische Geschehen

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weniger vollständig pflegt sie in schmäleren G ä n g e n mit geringerem Stoff- und Wärmeinhalt zu sein; die Kristallisation erfolgt dann ungleichförmig, und neben größeren „Einsprenglingen", die bereits in größerer Tiefe zu wachsen begannen und die im aufsteigenden Magma mitgeschleppt wurden, bildet sich eine feiner kristallisierte Grundmasse (Typ: Granitporphyr). Die ausfließenden Laven erstarren als Ergußgesteine oder V u l k a n i t e mit feinkristalliner bis scheinbar amorpher Grundmasse, in welcher gleichfalls als Einsprenglinge früher ausgeschiedene Kristalle schwimmen können (Typ: Quarzporphyr); oft ist dabei das Gefüge „fluidal", d. h. es bildet in feinster, schlieriger „Schichtung" den Fließvorgang ab. Auch blasige Texturen (durch Abspaltung von Gasen wie bei einem „aufgegangenen" Kuchenteig), Schlacken usw. sind Kennzeichen superkrustal erstarrter Laven. Unabhängig von dieser Struktur ist der Chemismus des Gesteins, der bedingt wird durch die chemische Zusammensetzung der Silikatschmelze. So lassen sich nach dem Kieselsäure- (SiOj-) Anteil saure (mehr als 65°/o Si0 2 ), intermediäre (52 bis 65 °/o SiOt) und basische (weniger als 52 °/o Si0 2 ) Gesteine und bei den letzteren noch ultrabasische unterscheiden; die sauren sind dabei durch das Auftreten freier Kieselsäure in Form von Quarz gekennzeichnet, während den basischen solcher fehlt. Weitere Unterschiede werden durch das Mengenverhältnis des Kalziums (Ca) zu den Alkalien (Kalium und Natrium) bedingt; so lassen sich die an Erdalkalien reichen Kalkalkali-Gesteine („pazifische Gesteine") und die an Erdalkalien ärmeren Alkali-Gesteine („atlantische Gesteine") unterscheiden und bei den letzteren wieder solche mit Kalium- („mediterrane Sippe") und solche mit Natriumvormacht („atlantische Sippe" i. e. S.). 6*

84

Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht

Von der sehr mannigfaltigen Gesamtheit der Magmatite können in der beigefügten Tabelle nur die wichtigsten Typen aufgeführt werden.

Ergußgesteine (Vulkanite)

KalkalkaliGesteine

AlkaliGesteine

Liparit, Quarzporphyr

Alk.-Liparite, Trachyte

sauer

Tephrite

intermediär

Dacit, Andesit, Porphyrit Basalte, Melaphyr

Granitporphyr Ganggesteine

Tiefengesteine (Plutonite)

Dioritporphyrit Diabas, Gabbro

AlkaliBasalte, Limburgit, Phonolith, Augitit Zahlreiche Ganggesteinstypen

basisch

sauer intermediär basisch

Granit, Granodiorit

Alk.-Granit, Syenit

sauer

Diorit

Monzonit

intermediär

Gabbro, Peridotit

Alk.-Gabbro, Alk.Peridotit

basisch

Der Erstarrungsvorgang selbst bedeutet zugleich eine Veränderung der Schmelze, da nicht alle Mineralien gleichzeitig auskristallisieren und damit durch die Erstkristalli-

Das magmatische Geschehen

85

sationen der Schmelze Stoffe entzogen werden, die beim weiteren Erstarrungsprozeß nicht mehr in die Mineralbindung eingehen können. Diese „Differentiation" verläuft bei der Erstarrung eines gabbroiden (basischen) Stammagmas e t w a nach dem S. 86 beigefügten Schema. Magmatische

Lagerstätten

Die wirtschaftlich wertvollen Metallbestandteile sind in den magmatisdien Schmelzen normalerweise in starker Verdünnung verteilt; nur dort, wo besondere natürliche Anreicherungsvorgänge stattfanden, können sie als L a g e r s t ä t t e n in wirtschaftlich nutzbarer Konzentration vorliegen. Die Möglichkeit solcher Anreicherung ist beim magmatisch-vulkanischen Geschehen besonders im plutonischen Bereich gegeben. Sfchon bei Beginn der Differentiation können sich durch Entmischungsvorgänge „liquidmagmatische" Lagerstätten bilden. Hierzu gehören z. B. Nickelmagnetkies-Lagerstätten an der Sohle basischer Tiefengesteins-Körper (so Sudbury). Durch gravitatives Absinken („Absaigern") sich ausscheidender Bestandteile, die schwerer als das Magma sind, und ihre Ansammlung am Boden kann es zu Lagerstätten v o n Apatit—Magnetit-Erzen kommen. Besondere Möglichkeiten zur Lagerstätten-Bildung bietet das „wässerige Restmagma", das am Ende des Differentiationsvorganges übrigbleibt. In ihm sind die „silikatfremden" Stoffe, zu denen die meisten Metalle gehören, in überkritischem, gasförmigem bis wässerig-gelöstem Zustand angereichert. Bei Temperaturen um 600° C scheidet sich in pegmatitischen Gängen Zinnstein (SnO z ) aus. Bei weiter sinkender Temperatur (500—350°) spaltet sich eine an Metallen reiche Gasphase ab, die, in das Nebengestein abgepreßt, „pneumatolytische Lagerstätten" (Magnetit, Kupferkies, Bleiglanz—Zinkblende, Zinnstein—Wolframit—Mo-

86

Erscheinungen u. Vorgänge in allgem.-geolog. Sicht lybdänglanz u. a.) veranlassen kann, wobei lösliche Karbonate, wie Kalkstein, „metasomatisch" besonders stark vererzt werden können. Weiter schließt sich das Heer der „hydrothermalen" Erzgänge (Bildungstemperaturen unter 350° C bis unter 150° C) und damit verbundener, weiterer metasomatischer Verdrängungen an. Dabei können sich je nach Temperatur und Bildungstiefe verschiedene Stockwerke übereinander ausbilden („hypothermale" Lagerstätten von Gold-Quarz—Pyrit—Kupfererz; „mesothermale" von Kupfererzen, Kobalt—Nickel—Uranpechblende, Co- und Ni-Sulfiden mit Silber, Bleiglanz—Zinkblende mit Silber; „epithermale" mit Bleiglanz—Zinkblende, Gold—Silber, Quecksilber, Antimonglanz). Der Oberflächen-Vulkanismus bietet weitaus geringere Möglichkeiten zur Stoffanreicherung. An Exhalationsstellen („Fumarolen") scheidet sich gelegentlich Schwefel oder Borsäure in gewinnbaren Mengen ab. Endlich können auf dem Meeresgrunde austretende vulkanische Lösungen und Gase die Ausfällung von Schwefelkies, Schwerspat, Roteisenstein u. a. veranlassen.

87 Metamorphose und metamorphe Gesteine 1. Heiße magmatische Massen üben auf ihre kühlere Umgebung verändernde Wirkungen aus, besonders wenn diese aus Sedimentgesteinen besteht, die ja unter völlig anderen Bedingungen gebildet wurden. Der ganze hiermit zusammenhängende Erscheinungskomplex wird als „ K o n t a k t m e t a m o r p h o s e " bezeichnet; z. T. handelt es sich dabei um rein thermische Wirkungen („Thermometamorphose"), z. T. sind diese aber auch mit Stoffzufuhr seitens des Magmas verbunden. Tektonische Bewegungen im sich verändernden Gestein können fehlen oder hinzukommen; im ersteren Fall ist die Kontaktmetamorphose eine statische, im zweiten eine kinetische. Die Vorgänge verlaufen im einzelnen je nach den physiko-chemischen Bedingungen recht unterschiedlich. Chemisch einfache Stoffe erleiden lediglich eine Um- bzw. Sammelkristallisation, wobei z. B. dichter Kalkstein zu „Marmor" wird, einem Gefüge größerer Kalkspat-Kristalle. Ist der Kalk jedoch mergelig, enthält er also Ton, so verbindet sich das Kalzium des Kalks mit den Ton-Bestandteilen, besonders der Kieselsäure und Tonerde, zu neuen Mineralien, so den Kalksilikaten Granat, Wollastonit u. a. Tonige Mergel verdichten sich zu Kalksilikat-Hornfelsen, Tongesteine zur Hornfelsen, oder es entstehen knotenförmige Neubildungen (Knotenschiefer). 2. Reine tektonische Durchbewegung, o h n e gleichzeitige Kontaktwirkung durch ein Magma, führt zu grober Gesteinszertrümmerung (Kataklase) — es entstehen Brekzien — und, wenn sie weitergeht, zu feiner Vermahlung — dann entstehen Mylonite. Eingelagerte Gesteinskörner können dabei geplättet und parallelgeordnet oder entlang inneren Translationsebenen oder vorhandenen äußeren Flächen oder sich ausbildenden Scherebenen gleitend be-

88

Überblick über die Erdgeschichte

wegt werden; so entstehen Schieferungsgefüge. 3. Vollziehen sich solche Bewegungsvorgänge in einem stark erwärmten Medium bei gleichzeitigem Vorhandensein von Gesteinswasser, so wird die mechanische Deformation von Um- oder Neukristallisationen, unter Umständen auch von gleichzeitigen Mineral-Neubildungen begleitet oder gefolgt, und es entstehen die K r i s t a l l i n e n S c h i e f e r . Tongesteine werden so zu Phylliten und weiterhin zu Glimmerschiefern (neugewachsene Glimmer und Quarze mit geregeltem, schiefrigem Gefüge), Sandsteine und Quarzite zu Quarz- oder Quarzitschiefern, Granite zu Gneisen (Orthogneisen), basische Magmatite zu Grünschiefern, Hornblende-Schiefern, Amphiboliten. Welches Produkt entsteht, wird außer durch den Mineralbestand des Ausgangsmaterials auch durch Druck und Temperatur bestimmt. Da diese hinwiederum von der Tiefe abhängen, unterschieden Grubenmann und Rinne drei Tiefenstufen (Epi-, Meso- und Katazone), von denen jede besondere Mineralbestände aufweist. Das Mineralgefüge wird durch das Wachstum der Kristalle bestimmt, das — im Gegensatz zu dem Erstarrungsgefüge der magmatischen Tiefengesteine •mit ihrer Abscheidungs f o l g e — gleichzeitig vor sich geht („kristalloblastisches Gefüge"). Die Bewegungen des Gesteinsmaterials bei der tektonischen Durchknetung zeichnen sich dabei ab und lassen sich aus den statistischen Gesetzmäßigkeiten („Gefügeregelung") ermitteln. Bestimmte Darstellungsmethoden in Diagrammen sind dafür entwikkelt worden (B. Sander und W. Schmidt). Auch gibt die mikroskopische Analyse von Gesteins-Dünnschliffen über das Altersverhältnis zwischen Durchbewegung und Kristallisation Auskunft (präkristalline, parakristalline, postkristalline Bewegung). 4. In sehr großer Erdtiefe und bei gleichzeitiger Intrusion neuer Magmen, die mit Durchtränkung, Durchwar-

Allgemeines

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mung und Durchbewegung verbunden ist, kombinieren sich die verschiedenen Möglichkeiten der Metamorphose („Regionalmetamorphose"). Schließlich kommt es zur U l trametamorphose, bei der die Umwandlung so vollständig ist, daß die ursprünglichen Gesteine kaum noch zu erkennen sind. Schließlich wird die Metamorphose zur allgemeinen Migmatitbildung (vgl. S. 82).

Überblick über die Erdgeschichte Allgemeines Eingangs (S. 7) wurde schon gesagt, daß die Hauptaufgabe der Geologie in der Ermittlung des zeitlichen Ablaufs der geologischen Vorgänge, d. h. in der Aufdeckung der Entwicklung unseres Erdballs, besteht. Für diese geschichtliche Zielsetzung bedarf es einer Zeitskala, in die die Einzelereignisse und Einzelzustände einzureihen sind, um das Nacheinander, den Geschehensablauf, zu erhalten. Die seit 200 Jahren zunächst in groben Umrissen aufgestellte, dann allmählich immer mehr ausgebaute geologische Zeitskala ist eine relative. In einer normalen Sedimentfolge ist die tiefer gelegene Schicht die ältere, die höher gelegene die jüngere; das räumliche übereinander ist also übertragbar in ein zeitliches Nacheinander. Die Ermittlung der Schichtfolge eines bestimmten Gebietes wird damit zur ersten Aufgabe der stratigraphischen Geologie. Sie ist für einzelne Landschaften schon sehr früh in Angriff genommen worden. So stellte Arduino 1759 die erste umfassende Gliederung für den Raum Padua—Vicenza— Verona in Norditalien auf, indem er hier von oben nach unten unterschied: Montes tertiarii, Montes secundarii, Montes primitivi. In Mitteldeutschland gaben J. G. Leh-

90

Uberblick über die Erdgeschichte

mann und G. Chr. Füdisel spezielle Gliederungen; von letzterem stammt auch der Begriff „Formation". A. G. Werner unterschied 1786: Aufgeschwemmtes Gebirge — Flözgebirge — Ubergangsgebirge — Urgebirge. In der Folgezeit wurde dieses Grundschema zu der heute gültigen Formationsskala ausgebaut. Diese lautet (unter besonderer Berücksichtigung der deutschen bzw. europäischen Verhältnisse) : Zeitalter Känozoikum

Formation

1

Quartär

Tertiär Kreide

Mesozoikum

Jura Trias

Perm (Dyas) Karbon Paläozoikum

Devon Silurium Ordovizium Kambrium

Abteilung (Alluvium) {Holozän Pleistozän (Diluvium) (Neogen) {Jung-Tertiär Alt-Tertiär (Paläogen) J Ober-Kreide | Unter-Kreide Oberer Jura (Malm) Mittlerer Jura (Dogger) Unterer Jura (Lias)

I I

Keuper

Muschelkalk Buntsandstein Zechstein Rotliegendes j Ober-Karbon | Unter-Karbon Ober-Devon

{

I I

Mittel-Devon Unter-Devon Ober-Kambrium Mittel-Kambrium Unter-Kambrium

Allgemeines JungPräkambrium Präkambrium

^^ „ ... , . Prakambnum

91

(°b"eS Mittleres l Unteres i Oberes < Mittleres I •. . I Unteres

Die Abteilungen werden untergliedert in Stufen, diese in Unterstufen (Gruppen), weiter in Zonen und Horizonte. Man glaubte zunächst, daß sich die einzelnen Zeitalter durch ihre Ablagerungen selbst charakterisierten, d. h. daß deren zeitliche Einordnung auf Grund der petrographischen Verhältnisse vorgenommen werden könne. Diese Auffassung findet in der Namengebung ihren Niederschlag, so wenn Abteilungen der Trias als „Buntsandstein" und „Muschelkalk" bezeichnet wurden, wenn eine Formation als „Karbon" (Kohlenformation), eine andere als „Kreide" benannt wurde. Nachdem sich aber die Erkenntnis durchgerungen hatte, daß sich gleiche Gesteine zu den verschiedensten Zeiten gebildet haben und andererseits in der gleichen Zeit die verschiedensten Gesteine (s. S. 39), hätte es nahegelegen, derartige petrographisch gebundene Namen aufzugeben. Inzwischen hatten sich aber die Begriffe vom Konkret-Gegebenen, dem Gestein, so weit abgelöst, daß sie abstrakte Zeitbegriffe geworden waren. So bedeutet z. B. „Kreide" heute nicht mehr einen bestimmten Gesteinstyp, sondern denjenigen Abschnitt in der relativen Zeitabfolge, der vor dem Tertiär und nach der Jura-Zeit liegt. Alle Ablagerungen aus dieser Epoche, gleich ob sie dem Gestein nach Kreide sind oder nicht, werden damit als kreidezeitlich oder kurz als „Kreide" bezeichnet. Als Haupt-Datierungsmittel, d. h. als Zeitmarken, nach denen die zeitliche Stellung einer Ablagerung bestimmbar ist, haben sich die Fossilien und unter ihnen insbesondere

92

Überblick über die Erdgeschichte

die „Leitfossilien" erwiesen. Die Entwicklung der Organismen war kein zyklischer, sondern ein in bestimmter Richtung verlaufender Prozeß, und so ist sie zur Zeitmessung vorzüglich geeignet. Besonders gute Zeitindikatoren sind solche Fossilien, d. h. Stadien der Lebensentwicklung, die möglichst kurze Zeit existierten, also schnell durch neue Formen abgelöst wurden, die ferner während ihrer Existenzzeit bei geringer Faziesabhängigkeit eine horizontal möglichst weite Verbreitung erreichten und die außerdem häufig und erhaltungsfähig waren (d. h. ein festes Skelett hatten) und damit leichter zu identifizieren sind. Solche Formen sind „Leitfossilien im engeren Sinne". Die Untersuchung der Faunenverbreitung und Faunenausbreitung kann übrigens auch manchen Hinweis auf paläogeographiche Zusammenhänge geben. Gelegentlich sind auch Schichtungsmerkmale, wie die Abfolge der Feinschichtung („Feinstratigraphie"), das Auftreten abnormer, durch besondere klimatische Verhältnisse bedingter Ablagerungen u. a., als Zeitmerkmale verwendbar. Bei den präkambrischen Formationen, in denen Fossilien überhaupt fehlen oder große Seltenheiten sind, ist man ganz auf solche Merkmale und ferner auf geotektonische Zeitmarken, wie tektogenetisdie Diskordanzen, angewiesen. In neuerer Zeit ist ein Datierungsmittel hinzugekommen, das zugleich zu a b s o l u t e n Zeitwerten führt. Es beruht auf dem von den physiko-chemischen UmweltBedingungen der Erdkruste unabhängigen, spontanen Zerfall radioaktiver Substanzen, wie Uran- und ThoriumMineralien. Das sich beim Zerfall (neben Helium) bildende Blei häuft sich im Laufe der Zeit gesetzmäßig an, der Verhältniswert seiner Menge zum Ausgangsstoff ist damit ein unmittelbares Zeitmaß. Danach sind die ältesten bisher datierbaren Mineralbildungen auf der Erde mehr als 3 Mil-

Zur geologischen Vorgeschichte der Erde

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liarden Jahre alt, der Beginn des Paläozoikums liegt rd. 600 Mio Jahre, der Beginn des Mesozoikums etwa 225 Mio, derjenige der Kreide etwa 140 Mio Jahre zurück. — Für kurze Zeitspannen, im wesentlichen nur für das Holozän, hat eine an das radioaktive Kohlenstoff-Isotop C14 anknüpfende Methode neuerdings beträchtliche Bedeutung gewonnen. — Auch andere radioaktive Stoffe, wie Isotope von Strontium, Kalium usw., lassen sich als geologische Uhren verwenden. Die Erhaltungsbedingungen bringen es mit sich, daß die erdgeschichtliche Überlieferung aus den Meeresgebieten der Vorzeit viel vollständiger ist als aus den FestlandsBereichen, da diese ja vorwiegend der Abtragung unterliegen. Hinsichtlich der Ausdehnung der Festländer ist man daher vielfach auf Kombinationen angewiesen, und daraus resultieren die erheblichen Unterschiede, die paläogeographische Rekonstruktionen verschiedener Autoren zeigen. Zu einem völlig objektiven, zwingenden Bild wird man wegen der vielen bestehenden Lücken niemals gelangen. Auch von der ganzen Fülle der Lebensformen der Vergangenheit ist nur ein kleiner Teil auf uns gekommen und besonders hinsichtlich der Lebensgemeinschaften der älteren Formationen haben wir erst einen unvollständigen Überblick. Ständig erfolgen Neuentdeckungen, die unsere erdgeschichtlichen Kenntnisse erweitern und verfeinern. Die großen Züge des Geschehensablaufs dürfen heute aber als hinreichend geklärt gelten. Zur geologischen Vorgeschichte der Erde Wirkliche Urkunden existieren erst von der Zeit an, als sich auf der Erde die ersten Gesteine bildeten, also seit etwa 3—3,5 Milliarden Jahren. Die voraufgegangene „vorgeologische" Zeit liegt im Dunkel. Nur mit Theorien

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Uberblick über die Erdgeschichte

und Hypothesen kann man hineinzuleuchten versuchen. Der sdiiditige, nach dem spezifischen Gewicht geordnete Aufbau der festen Erde legt nahe anzunehmen, daß die Erde das Stadium eines vollflüssigen Körpers durchlaufen hat, in welchem sich gravitative Differentiationen allergrößten Ausmaßes vollziehen konnten. Ob sich diese flüssige Kugel durch die Kondensation eines Urgasballs bildete oder durch die Aufschmelzung einer sich konzentrierenden Masse fester, zunächst kalter Partikel, bleibe dahingestellt. Die Abkühlung der erhitzten Kugel muß relativ schnell erfolgt sein. Von Wolff rechnet mit 500 Millionen, Quiring mit 70 Millionen Jahren, bis die Oberflächen-Temperatur der Kruste 500° C erreicht hatte. Bei der Erstarrung werden sich zunächst in der noch nicht nach Sial und Sima differenzierten, in ihrem Grundcharakter simatischen, noch flüssigen äußeren Silikathülle Mineralausscheidungen vollzogen haben von der Art der Erstausscheidungen eines gabbroiden Magmas (s.S. 86). Dadurch wurde ein Differentiationsprozeß im Sinne einer Sial/Sima-Trennung eingeleitet. Erste Krustenbildungen in Schollenform werden immer wieder zerstört worden sein, ehe sie sich zu bestandfähigen Einheiten zusammenfügten und bis schließlich eine geschlossene Kruste vorhanden war. Bereits diese dürfte aus nebeneinander liegenden Feldern sialischen und simatischen Materials bestanden haben. Mit der Bildung einer geschlossenen, bestandfähigen Kruste beginnt die geologische Zeit. Die geologischen Formationen Präkambrium Gesteine des Präkambriums treten als Ältestes in den großen Hebungsgebieten der Erde, den „alten Schilden", und im Innern von Faltengebirgen zutage. Wir müssen

Die geologischen Formationen

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annehmen, daß sie auch überall sonst vorhanden sind, wenngleich unter mehr oder weniger mächtiger Bedeckung durch jüngere Ablagerungen. Das hohe Alter derartiger Gesteine ergibt sich einmal aus ihrer Lage unter fossilführendem Kambrium, zum anderen aus entsprechend hohen Bleigehalten radioaktiver Mineralien. Wo diese Kriterien nicht verwirklicht sind, bleibt eine Zurechnung zum Präkambrium hypothetisch. Insbesondere darf eine schiefrigkristalline Gesteinsausbildung nicht als Altersbeweis gelten, was man früher vielfach meinte. Das Präkambrium war eine überaus lange Zeitspanne; es dauerte mehrfach länger als alle späteren Epochen zusammen und umfaßt eine ganze Serie von Formationen. Seine Ausbildung ist daher sehr mannigfach und die Gliederung schwierig und umstritten. Ziemlich allgemein durchführbar scheint eine grobe Aufteilung in zwei Großabschnitte, in Alt- und Jung-Präkambrium, wovon sich jeder weiter in drei Unterabschnitte aufteilen läßt. Alt-Präkambrium. Sicheres Alt-Präkambrium kennt man besonders aus Finnland und Schweden, Kanada, Grönland, Brasilien, Süd- und Ostafrika. Echte Reste der ursprünglichen Erstarrungskruste blieben dabei bisher unauffindbar; vielmehr handelt es sich bei den auftretenden Gesteinen um mehr oder weniger metamorphe, teils sedimentäre, teils magmatische Bildungen; in letzteren mögen Reste der ersten Erstarrungskruste, später migmatisiert, mit enthalten sein. Die Metamorphose nimmt, im großen und ganzen gesehen, von unten nach oben ab. Trotz der Umwandlung sind die S e d i m e n t e vielfach nodi identifizierbar. So kennt man Konglomerate, Sandsteine und Quarzite (z. T. als quarzitische Gneise), Kalksteine (als Marmore), Mergel (als Kalksilikat-Gesteine), Tonschiefer (als Glimmerschiefer und Paragneise) u. a. Fos-

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überblick über die Erdgeschichte

silreste sind sehr selten und derart schlecht erhalten, daß ihre genaue Einstufung nicht möglich ist. In Finnland sind kohlige Häute in metamorphen Gesteinen („Bottnium") als „Corycium" bezeichnet worden; diese und in Schiefern auftretende graphitische Substanzen sind Hinweise auf pflanzliches Leben bereits in sehr alter Zeit. Reste, die mit einiger Sicherheit auf Tiere bezogen werden könnten, sind dagegen noch völlig unbekannt. Bezeichnend für das Alt-Präkambrium ist die große Häufigkeit von Erguß-Gesteinen und ihren Tuffen; die sauren Komponenten liegen als „Leptite", die basischen als Amphibolite vor. Ebenso bezeichnend ist die weite Verbreitung von Plutoniten und Migmatiten, was wohl mit der Dünnheit und leichten Durchschmelzbarkeit der Kruste zusammenhängt. Die Gesamtheit des Alt-Präkambriums ist auflösbar in mehrere große Ären. Die entsprechenden Gesteinskomplexe sind voneinander durch Diskordanzen getrennt, die große Faltungs- und Intrusionsvorgänge erweisen. Allmählich gelingt es auch, Verlauf und Anordnung der entsprechenden Gebirgssysteme abzuleiten. So treten innerhalb des B a l t i s c h e n Schildes die ältesten Gesteinszüge („katarchäische" Granitgneise) in Ost-Finnland auf; ihr Alter beziffert sich auf 3600—2700 Millionen Jahre. Ihnen folgen in den „Saamiden" (im Mittel) 2500 Mio Jahre alte Gesteine. Ca. 2000 Millionen Jahre zählen die Ortho- und Paragesteine der „Bjelomoridischen Zone". — Auf dem K a n a d i s c h e n S c h i l d Nordamerikas hat man im „Archäikum" mehrere Gesteinskomplexe unterschieden, von denen nur das Keewatin (viel Grünschiefer, untergeordnet Konglomerate und Schiefer) hier genannt sei. — Auch in Kanada ereigneten sich im AltPräkambrium mehrere, mit gewaltigen Intrusionen (so „laurentischer Granitgneis") verbundene Tektogenesen. —

Die geologischen Formationen

97

S ü d a f r i k a zeigt vergleichbare Verhältnisse. Eine spätarchäische Gebirgsbildung ereignete sich auch hier. Die p a l ä o g e o g r a p h i s c h e n Verhältnisse, die Verteilung von Land und Meer während der Hauptabschnitte des Alt-Präkambriums, sind heute noch nicht überschaubar. Die k l i m a t i s c h e n Bedingungen dürften, nach den Sedimenten zu urteilen, nicht abnorm gewesen sein. Hinweise auf Eiszeiten (als glaziale Tillite gedeutete Konglomerate) glaubt man verschiedentlich, so in Nordamerika, Indien und Südafrika, gefunden zu haben. Jung-Präkambrium. Im oberen Großabschnitt des Präkambriums beginnen sich die Züge im Erdantlitz und die Tendenzen der Entwicklung vielfach deutlicher abzuzeichnen, und so wird die lebens- und erdgeschichtliche Analyse leichter. Lebensgeschichte: Wie die für das höhere Jung-Präkambrium neben „Algonkium" auch gebräuchlichen Namen „Proterozoikum" und „Eozoikum" zum Ausdruck bringen, treten erstmalig Zeugen t i e r i s c h e n L e b e n s auf. Als solche dürfen mit Sicherheit gewisse Kriechspuren niederer Tiere, mit Wahrscheinlichkeit Grab-

Abb. 26. Riff der Blaualge Collenia Irequens. Beltserie, Montana. Etwa >/» nat. Größe. Nach C. L. Fenton (aus Kayser-Brinkmann). 7 Lotze, Geologie

98

Überblick über die Erdgeschichte

bauten von „Würmern", mit einiger Möglichkeit brachiopodenartige „Eindrücke" gelten. Echte Faunengemeinschaften und regelrechte Leitfossilen gibt es jedoch noch nicht. — Als p f l a n z l i c h e R e s t e , nämlich als kalkabscheidende Blaualgen, sind wohl die ziemlich verbreiteten (Nordeuropa, Afrika, Indien, Nordamerika, Australien) knollen- und krustenförmigen Gebilde (Stromatolithen) Collenia (Abb. 26), Newlandia u. a. anzusprechen. Erdgeschichte: Die jung-präkambrischen Ges t e i n e sind im großen ganzen weniger metamorph als die alt-präkambrischen, und vielfach zeigen sie sich überhaupt völlig unverändert. Wir kennen alle Arten von Sedimenten, klastische (Konglomerate, Grauwacken, Sandsteine, Tongesteine), chemische (Kalke, Dolomite; doch sind keine Salzgesteine bekannt) und organogene (Schungit, eine Algenkohle in Finnland). Basische (und saure) Ergußgesteine schalten sich ein, saure (und basische) Plutone durchdringen sie. Auch das Jung-Präkambrium erfährt durch Diskordanzen eine Untergliederung in Formationen oder Formationsgruppen. Die so abgegrenzten Sedimentationszyklen beginnen meist mit grobklastischen Abtragungsmassen und Transgressions-Konglomeraten; diese gehen weiter in Arkosen, Sandsteine, Grauwacken mit Wellenfurchen, Kreuzschichtung usw. über, oft von ungeheurer Mächtigkeit; dann folgen feinerklastische Gesteine, wie Tonschiefer, und chemische Sedimente, wie Kalksteine und Dolomite, in Wechsellagerung. Basische (initiale) Deckenergüsse sind eingeschaltet. Auf dem B a l t i s c h e n S c h i l d e lagerte sich nach der letzten großen Faltung (vor etwa 1800 Millionen Jahren) weithin die „Jotnische Serie" ab, eine recht mächtige Folge von roten Sandsteinen, Arkosen und Schiefertonen mit basaltischen Laven als Einschaltungen. Nur zu Anfang

Die geologischen Formationen

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erfolgte noch eine schwächere Nachfaltung sowie die Intrusion der markanten Rapakiwi-Granite. Im übrigen abei ist der rote Jotnische Sandstein, ein durchaus „modern" anmutendes Sediment, ungefaltet geblieben; er gehört somit zum „Deckgebirge" über dem Fundament des altpräkambrischen „Grundgebirges". Auf dem K a n a d i s c h e n S c h i l d entspricht dem Jotnium etwa das basaltreiche Keweenawan. — In S ü d a f r i k a wird das Jung-Präkambrium in eine Reihe von „Systemen" aufgeteilt, die der Intrusion des BushveldKomplexes (vor etwa 1800 Jahren) folgen. Dem Jotnischen Sandstein entspricht hier außer anderem das nach der „Konkipiden-Faltung" (-- Ältere Neoafriziden-Faltung) abgelagerte Nama-System. Die großen Faltungen im Alt-Präkambrium, zwischen Alt- und Jung-Präkambrium und im unteren Jung-Präkambrium hatten nach H. Stille eine allgemeine Konsolidation der Gesamterde hervorgerufen; die letzten bedeuteten den Abschluß eines ersten großen Erstarrungsprozesses („Frühzeit"). Im jüngeren Präkambrium erfolgte dann mit dem „Algonkischen Umbruch" eine verbreitete Regeneration (s. S. 67) und damit die Grundlegung für das geotektonisdie Bild der ganzen nachfolgenden „Spätzeit". Im höheren Präkambrium werden damit erste p a l ä o g e o g r a p h i s c h e Züge im Erdbild erkennbar, wenn auch zunächst nur in groben Umrissen. Die Konsolidation schuf die Megagäa mit gewaltigen Landmassen, zwischen denen als „Urozeane" Skandik, Pazifik, Nord- und Südatlantik und einige andere Meere eingesenkt lagen (H. Stille). Mit dem Algonkischen Umbruch legten sich außer anderem die mobilen Gürtel der Ost—West verlaufenden Tethys-Zone und der Nord—Süd gerichteten Rockies—Anden-Zone an (Abb. 20). — Gegen Ende des Präkambriums erfolgte eine bedeutsame Gebirgsbildung, die Assyntische T

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Überblick über die Erdgeschichte

Faltung; sie war von weltweiter Verbreitung, besonders wirksam aber in Sibirien, Indien und Südamerika („Brasiliden"). Das K l i m a war auch im Jung-Präkambrium weder zeitlich noch räumlich gleichförmig. Steinsalz-Pseudomorphosen im Oberen Algonkium der Rockies (Belt-Serie) weisen auf trockenes, mächtige Kalke zu verschiedenen Zeiten auf warmes Klima. Eiszeit-Spuren zeigt das Untere Jung-Präkambrium Nordamerikas und Südafrikas. Vor allem aber erfolgte nahe der Grenze Präkambrium/Kambrium eine sehr ausgedehnte Eiszeit. So finden sich in dem noch zum höchsten Präkambrium zu stellenden „Eokambrium" in weiten Teilen der Welt (so in Australien, China, Sibirien, Südwest-Afrika, Nord-, West- und SüdwestEuropa, Grönland, Kanada) echte Glazialbildungen in Form versteinerter Geschiebemergel (Tillite) mit eingestreuten gekritzten Geschieben. Kambrium L e b e n s g e s c h i c h t e : Mit dem Kambrium beginnt das P a l ä o z o i k u m und damit ein neuer Abschnitt in der Entwicklung des Lebens. Plötzlich werden die Fossilien häufig, und erstmals stellen sich ganze Faunengemeinschaften ein, zusammengesetzt aus den verchiedensten Elementen. Die P f l a n z e n allerdings zeigen keine sichtbaren Fortschritte; denn noch kennen wir nur Algen, wie die kalkabscheidenden Cyanophyceen (Girvanella, Cryptozoon), doch beginnen sie als Gesteinsbildner eine geologische Rolle zu spielen. Die F a u n a dagegen repräsentiert sich als recht reichhaltig, über 3000 Arten sind bisher beschrieben; sie gehören den Protozoen (Foraminiferen und Radiolarien), Poriferen (Kieselschwämmen und Kalkschwämmen), Archaeocyathen, Nesseltieren (Hydrozoen mit Stromatoporiden und Quallen — das Vorhandensein

Die geologischen Formationen

101

von Korallen ist noch nicht sicher erwiesen —), den Würmern (darunter Chaetopoda), den Arthropoden (darunter Trilobiten, Phyllopoden, Ostrakoden, Phyllocariden und Merostomata), den Mollusken (Gastropoden, Muscheln und Cephalopoden), den Molluskoideen (Bryozoen und Brachiopoden) und Echinodermen (Pelmatozoen und Eleutherozoen) an. Vielleicht sind mit den Conodontophoriden auch schon erste Fische und damit die Vertebraten vertreten. Danach wären alle Tierstämme repräsentiert, allerdings durchweg noch mit relativ primitiven Formen. Die kambrische Fauna wird charakterisiert durch die T r i l o b i t e n , die 50%> der bekannten Arten stellen. Die in der Längs- (Spindel und Pleuren) und in der Querrichtung (Kopf, Rumpf, Schwanz) dreigeteilten asselähnlichen Körper mit Panzern aus Kalziumphosphat und Kalziumkarbonat zeigen außerordentliche Mannigfaltigkeit der Einzelgestaltung, so in der Anordnung der „Gesichtsnähte" auf dem Kopfschild, der Ausbildung der Augen, der Zahl der Rumpfglieder, der Einzelformung der Anhänge an Kopf- und Schwanzschild usw. Mehrere Stammlinien sind unterscheidbar. . So herrschen im Unter-Kambrium die Olenelliden (Nevadia, Oleneüus [Abb. 27], Hol-

Abb. 27. Olenellus, Trilobitengattung aus dem Unterkambrium. Auf dem großen Kopfschild halbmondförmige Augenwülste; Sdiwanzsdiild stachelförmig. Nat. Größe. — Aus G. Steinmann.

il

102

Überblick über die Erdgeschichte Abb. 28. Lingula, schloßlose Brachiopodengaltung (Kambrium bis heute). Links eine Form aus dem Unterkeuper, rechts aus dem Dogger. Nat. Größe. — Aus G. Steinmann.

mia) vor; daneben finden sich Ellipsocephaliden (Protolenus), Ptychopariiden (Conocoryphe) u . a . Für das MittelKambrium sind die Paradoxiden und andere Formen (so Olenoides) kennzeichnend. Im Ober-Kambrium erreichen die Oleniden (Olenus) und Dikelocephaliden (Dikelocephalus) ihre Blütezeit. Die nächsthäufige Fossilgruppe (30 °/o der kambrischen Tierfossilien) stellen die B r a c h i o p o d e n (Armfüßler). Die schloßlosen, hornig oder kalkphosphatisch beschälten Formen überwiegen dabei und erreichen bereits den Höhepunkt ihrer Entfaltung (so die Oboliden Obolus und Lingulella [Abb. 28] und die Acrotretiden). Von den kalkschaligen Schloßträgern (Testicardines) kommen Orthiden, Strophomeniden und Pentameriden zum Teil bereits im Unter-Kambrium vor. — Als Leitfossilien sind weiter wichtig die heute als selbständiger, organisationsmäßig zwischen Schwämmen und Hohltieren stehender Tierstamm angesehene „Urbecher" Archaeocyatha und unter den Cephalopoden (den höchstentwickelten Weichtieren), zu denen die heutigen Tintenfische gehören, die kleine, geradegestreckte und schon gekammerte Form Volborthella im Unter-Kambrium und größere, gerade oder gekrümmte Gehäuse (Orthoceras, Cyrtoceras) im Ober-Kambrium.

Die geologischen Formationen

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Primitive Stachelhäuter (Cystoideen u. a.) waren gelegentlich so häufig, daß ihre Reste sedimentbildend wurden. Bereits im Kambrium zeichnen sich hinsichtlich der Verbreitung der Trilobiten bestimmte Faunenprovinzen ab. Besonders deutlich wird das im Mittel-Kambrium, wo ein atlantisches bzw. akadobaltisches Reich mit der Gattung Paradoxides einem pazifischen Reich mit den Gattungen Olenoides und Dorypyge (bei völligem Fehlen von Paradoxides) gegenübersteht. Im Ober-Kambrium kennzeichnet sich das pazifische Reich durch die Trilobiten-Gattung Dikelocephalus, das atlantische durch Olenus. Im Raum Ostasiens und der Tethys durchdringen sich die beiden Bereiche, und es kommt hier zu Mischfaunen. E r d g e s c h i c h t e : In E u r o p a sind kambrische Ablagerungen relativ weit verbreitet. Als geringmächtige, großenteils küstennahe, heute noch flachliegende epikontinentale Schelfsedimente finden sie sich in der Umrandung der Ostsee von Leningrad über die baltischen Länder bis Süd-Schweden und zum Oslo-Gebiet. Ähnliche Bedingungen wie in der heutigen Ostsee (sauerstoffarme StillwasserFazies) äußern sich dabei im Mittel- und Ober-Kambrium mit ihren Alaunschiefern. — Größere und z. T. sehr große Mächtigkeiten (bis viele 1000 m) erreichen demgegenüber die kambrischen Ablagerungen in den Geosynklinal-Bereichen, so in der kaledonischen Geosynklinale auf den Britischen Inseln und im norwegischen Hochgebirge, in der mitteleuropäischen Geosynklinale (Hohes Venn, Lausitz, Frankenwald, Lysa Gora, Böhmen) und in der MittelmeerGeosynklinale (Portugal, Nord-, Mittel- und Südspanien, Montagne Noire in Südfrankreich, Sardinien). Im höheren Unter-Kambrium sind Kalke verbreitet, im Ober-Kambrium herrschen vielfach mächtige klastische Sedimente mit einer flyschartigen Sandstein—Tonschiefer-Wechsellagerung (Lingula flags.). Vulkanische Einschaltungen enthält das

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überblick über die Erdgeschichte

mittlere oder höhere Kambrium Süd-Spaniens, der Bretagne, der Lausitz und Böhmens. N o r d a m e r i k a war zur kambrischen Zeit von zwei Geosynklinalen umschlungen, der Appalachen-Geosynklinale entlang dem Ostrand und der felsengebirgischen auf der Westseite. In beiden lagerten sich vollständige kambrische Sedimentserien (Georgian = Unter-Kambrium, Acadian = Mittel-Kambrium, Potsdamian = Ober-Kambrium) ab, in den Appalachen mehr in klastischer, im Felsengebirge vorwiegend in kalkiger Fazies. Ein bemerkenswertes Sediment sind die mittel-kambrischen BurgessSchiefer (bei Field in den kanadischen Rocky Mountains), die eine sehr reiche Fauna in prächtiger Erhaltung (Anneliden, Arthropoden usw. mit Weichteilen) umschließen. — Das weite kratonische Zwischengebiet zwischen den Geosynklinalen wurde im Ober-Kambrium von einem epikontinentalen Flachmeer überflutet; die Ablagerungen erreichen hier wie am Rande des Baltischen Schildes nur wenige 100 m Mächtigkeit. In g e o t e k t o n i s c h e r Hinsicht war das Kambrium eine ruhige Zeit. Nach einer geokraten Periode zu Anfang vollzog sich eine Meerestransgression, die im Mittel- bis Ober-Kambrium ihren Höhepunkt erreichte. Gegen Ende des Kambriums ereignete sich, zeitlich mit tektogenen Bewegungen (Sardische Gebirgsbildung in zwei Einzelphasen) zusammenfallend, weithin eine Regression. Hinsichtlich der K l i m a entwicklung zeichnen sich einige allgemeine Züge ab. Zu Beginn des Kambriums herrschte im Anschluß an die voraufgegangene Eiszeit (vgl. S. 100) zunächst weithin feuchtkaltes Klima. Damit steht die große Verbreitung klastischer Gesteine, darunter auch kaum verfestigter Geröllablagerungen, offenbar im Zusammenhang. Erst im höheren Unter-Kambrium besserte sich das Klima zu warm-trocken,- Bildungen des ariden

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Klimabereichs erreichten weite Verbreitung (so Salzvorkommen in Sibirien und Persien), rote Sedimente, Dolomite und Kalke (Archaeocyathus-Kalke) stellten sidi weithin ein (von Schottland bis Süd-Spanien, von Nord-Sibirien bis Australien, in Nord- und Südamerika). Erst gleichzeitig mit dieser generellen Klimabesserung wird Fauna mit Kalkskeletten häufig. Auch das Mittel-Kambrium ist weithin noch warm-trocken. Das Ober-Kambrium dagegen läßt einheitliche Züge vermissen; in Europa zeigt sich feuchteres, anderswo (so in Sibirien) zunächst noch trockenes Klima an. Ordovizium Die früher als „Silur" bezeichnete Zeitspanne wird heute in zwei Formationen, Ordovizium (unten) und Silurium (oben), aufgeteilt. Die jüngere Phase der Sardischen Faltung und eine damit gleichzeitige, kurzdauernde Regression geben eine gute Abgrenzung des Ordoviziums nach unten; die Altkaiedonische Gebirgsbildung (Takonische Faltung) und eine Meeresregression trennen es vom Silurium. Auch zeigen sich in der Fauna bemerkenswerte Unterschiede zwischen den beiden Formationen. L e b e n s g e s c h i c h t e : Bei der F l o r a wird der bisher allein vertretene Stamm der Thallophyta durch Grünalgen u. a. nur wenig bereichert. Dagegen erfährt die F a u n a gegenüber dem Kambrium eine beträchtliche Weiterentwicklung; so vermehrt sich die Zahl der bekannten Gattungen und Arten außergewöhnlich. Zu bezeichnenden Leitfossilien sind die G r a p t o 1 i t h e n geworden, von denen im Kambrium erst seltene Vorläufer bekannt waren und deren Hauptentwicklung bis in das Unter-Devon fortreicht. Es handelt sich um Kolonien, deren Einzeltiere in Zellen (Theken) eines zusammen-

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Uberblick über die Erdgeschichte

Abb. 29. Schwimmende Graptolithen-Kolonie (Glossograptus) aus dem Ordoviz. '¡s nat. Größe. — Nach R. Ruedemann. p = Pneumatophor („Luftsack"); g = Gonophoren (Blasen, welche die Fortpflanzungsorgane enthalten); r = Rhabdosome.

h ä n g e n d e n chitinösen Stützskeletts von großer Zartheit (Rhabdosome) lebten (Abb. 29). Die primitiven, strauchförmig verzweigten Dendroidea w a r e n zunächst noch auf dem Boden festgewachsen. Die sich von ihnen abspaltenden Graptoloidea durchliefen eine rasche Entwicklung. Sie lösten sich vom Boden ab und schwebten, angeheftet an treibende Tange oder getragen von einem Luftsack, pseudoplanktonisch durch die ordovizisch—silurischen Meere. Dadurch konnten sie sich weit verbreiten und liefern vorzügliche Leitfossilien. Dem Ordovizium sind einzeilige, verzweigte (so Tetragraptus, Phyllograptus, Didymograptus) und zweizeilige, unverzweigte Formen (wie Diplograptus) eigen, auf deren Gattungen und A r t e n sich die Abgrenzung einer ganzen Reihe biostratigraphischer Zonen gründet. Eine immer noch b e d e u t s a m e Rolle spielen im Ordovizium die T r i l o b i t e n , die in dieser Zeit überhaupt den H ö h e p u n k t ihrer Entwicklung erreichen. Im tiefsten Ordoviz finden sich noch Nachläufer des Kambriums (die Oleniden-Gattungen Ceratopyge und Euloma); zugleich stellen sich aber auch ausschließlich ordovizische Formen ein, wie die Asaphiden und a n d e r e Familien.

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Verstärkt hat sich im Ordovizium gegenüber dem Kambrium auch die Bedeutung der B r a c h i o p o d e n , und zwar insbesondere der kalkschaligen Artikulaten. Auch sonst sind Fortschritte der Faunenentwicklung zu verzeichnen. Bei den P o r i f e r e n entfalten sich die Kieselschwämme. Die ersten K o r a l l e n erscheinen im Mittleren Ordoviz, bleiben allerdings noch selten. Bei den A r t h r o p o d e n treten erste Eurypteriden und Xiphosuren auf. Bei den M o l l u s k e n werden die Muscheln häufiger und formenreicher; unter den Cephalopoden erreichen die Nautiloideen eine erhebliche Formenfülle; so zeigen sich erstmals gekrümmte und sogar auch eingerollte Gehäuse. — Unter den E c h i n o d e r m e n sind die Blastoideen und Krinoiden neu. Die Echinozoa treten mit allen wichtigen Ordnungen, den Seeigeln (Echinoidea), den Seesternen (Asteroidea) und den Schlangensternen (Ophiuroidea), in die Lebensgeschichte ein. Mit gepanzerten Agnathen ercheinen im Ordovizium die ersten s i c h e r e n Vertebraten. E r d g e s c h i c h t e : Das klassische Land des Ordoviziums sind in Europa die B r i t i s c h e n I n s e l n , wo diese Formation, wie das Kambrium, in mächtiger Geosynklinalfazies vorliegt. Die Einzelgliederung, die die Schichtenfolge hier erfahren hat, ist für weite Bereiche der Erde vorbildlich geworden: Ashgill Caradoc Llandeilo (z. T. Llanvirn) Ordovizium Arenig Tremadoc In seinen einzelnen Schichtgliedern zeigt das britische Ordovizium eine bezeichnende fazielle Differenzierung. So weisen die Randbereiche der kaledonischen Geosynklinale, deren Nordwestrand in Schottland lag und deren Südost-

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überblick über die Erdgeschichte

rand im südlichen Wales sichtbar wird, überwiegend grobklastische und z. T. auch kalkige Ablagerungen auf, während in den Innenbereichen (Süd-Schottland, Lake-Distrikt, NW-Wales) dünnschichtige und geringermächtige Graptolithen-Schiefer vorherrschen, z. T. mit mächtigen Einschaltungen vulkanischer Tuffe und Laven. In der „Takonischen" Orogenese traten zu Ende des Ordoviziums leichtere Faltungen ein. — Die britische Geosynklinale setzte sich nach Nordosten in N o r w e g e n fort. Den b a l t i s c h e n Raum nimmt weiter — wie im Kambrium — ein epikontinentales Flachmeer mit überwiegend kalkiger Sedimentation ein; wieder bleiben die Mächtigkeiten gering. Die sich nach Süden anschließende mitteleurop ä i s c h e G e o s y n k l i n a l e ist mit mehr oder weniger mächtigen, überwiegend tonigen Ablagerungen von den Ardennen über das Rheinische Schiefergebirge, den Harz und Thüringen bis nach Polen (Sudeten usw.) und Böhmen verfolgbar. In der s ü d e u r o p ä i s c h e n (Tethys-) G e o s y n k l i n a l e ist Ordovizium vor allem aus Spanien bekannt. Nach einer Lücke, die besonders in Süd-Spanien und Sardinien auch mit einer Diskordanz verbunden sein kann, beginnt es hier mit dem mächtigen, weißen, schroffe Felsen bildenden „Armorikanischen Quarzit". In N o r d a m e r i k a ist das paläogeographische Großbild von demjenigen des dortigen Kambriums nicht sehr verschieden. Die beiden Geosynklinalzonen an den Rändern des Kontinents bestehen weiter. Diejenige der Appalachen erfuhr gegen Ende des Ordoviziums eine bedeutsame Gebirgsbildung, die „Takonische Revolution". — Das zwischen den Geosynklinalen liegende Kerngebiet des kanadisch-grönländischen Schildes wird zeitweise ganz von einem epikontinentalen Flachmeer überflutet.

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An m a g m a t i s c h e n Prozessen ist die ordovizische Zeit reicher als das Kambrium. In den Geosynklinalgebieten sind basische Effusiva (Diabase) in Form untermeerischer Ergüsse (z. B. als „Kissenlava") weit verbreitet. Das K l i m a war offenbar ausgeglichener und wohl auch insgesamt wärmer als im Kambrium. Silurium L e b e n s g e s c h i c h t e : In der P f l a n z e n entwicklung kündigt sich der Beginn einer neuen Epoche an. So erscheinen gegen Ende des Siluriums die ersten Gefäßpflanzen (Pteridophyta) mit primitiven, den Psilophyten zugehörenden Vertretern. Das Zeitalter der reinen Algenflora geht damit zuende. Auch die Formenfülle der F a u n a nimmt im Silurium gegenüber dem Ordovizium noch zu. So sind z. B. allein aus den silurischen Ablagerungen der Insel Gotland über 2000 Arten beschrieben worden. Charakteristisdie Leitfossilien sind, wie schon im Ordovizium, die G r a p t o I i t h e n , jetzt mit vorwiegend einzeiligen, mit festen „Achsen" versehenen Formen, den Mönograpten. Nach ihren Arten läßt sich das Silurium weltweit in zahlreiche Zonen und Unterzonen gliedern. Bei den T r i 1 o b i t e n reduziert sich die Formenfülle erheblich; einzelne, ins weitere Paläozoikum reichende Familien, wie die Phacopiden, drängen sich in den Vordergrund. Unter den B r a c h i o p o d e n erleben dagegen die kalkschaligen Artikulaten weiterhin eine beträchtliche Formenvermehrung. Neue Gattungen und Familien kommen hinzu, wie die Rhynchonelliden und die mit Stacheln verzierten Productiden (Chonetes) sowie erste Formen mit spiraligen kalkigen Armgerüsten (Atrypiden und Spiriferiden mit Eospiüier, Cyrtia u.a.). — Die B r y o z o e n

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Uberblick über die Erdgeschichte

Abb. 30. Becherförmige Einzelkoralle (Omphyma) aus dem Gotland,- Seitenansicht und Schnitt, 'h nat. Gr. — Aus M. Boule.

Abb. 31. furyplerus, ein Riesenarthropod aus dem Gotland. iUa nat. Gr. — Aus M. Boule.

werden häufige Bewohner des Flachwassers und bauen erstmals sogar regelrechte Riffe auf. Die K o r a l l e n , die im Ordovizium noch relativ selten waren, sind im Silurium bereits weit verbreitet und erlangen u. a. als Riffbildner eine große Bedeutung. — Bei den A r t h r o p o d e n zeigen die Ostrakoden große Formenvielfalt. Erstmals erscheinen Spinnentiere und Tausendfüßler (Myriapoden); die im Ordoviz noch marinen Eurypteriden wandern ins Brackwasser und bringen besonders große Formen hervor (Abb. 31). — Auch bei den M u s c h e l n treten neue Formen auf. — Die C e p h a l o p o d e n entwickeln sich weiter; so gehen aus den Nautiloidea die ersten Ammonoidea (P"Ctrites) hervor. — Bei den E c h i n o d e r m e n erreichen die Krinoiden im Silurium ihre erste Blütezeit; erstmals treten sie gesteinsbildend auf. Die V e r t e b r a t e n werden gegen Ende des Siluriums häufiger. Dabei kommen nun zu den seit dem Ordovizium vorhandenen gepanzerten Agnathen erste eigent-

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liehe Fische, nämlich Placodermi (Panzerfische) und Acanthodii. E r d g e s c h i c h t e : Die B r i t i s c h e n I n s e l n sind auch im Silurium noch Geosynklinalgebiet; d. h. sie weisen eine recht mächtige Abfolge vorwiegend mariner Schichten auf. Ihre Einzelgliederung ist für weite Teile der Erde vorbildlich geworden:

I

Ludlow Wenlock

Llandovery (Valent) Geringermächtige Graptolithen-Schiefer, aber auch bis über 10 000 m Grauwacken und Tonschiefer sammelten sich im Beckeninneren (Süd-Schottland, Lake-Distrikt, Zentralund Nord-Wales), während sich in Randnähe — im Nordwesten und Südosten — hauptsächlich klastisch-kalkige Sedimente ablagerten. — Die Hauptfaltung zu Ende des A b b . 32. Orthoceras u. Ertdoceras (Schnitt), z w e i C e p h a l o p o d e n g a t t u n g e n , letztcie aus dem Ordoviz. Querkammer u n y u n d Sipho. Vi n a t . G r .

A b b . 33. Echinosphaeritcs auranlium, C y s t o i d e e (Stachelhäuter) a u s d e m O r doviz. o - M u n d ö f f n u n g , a — A f t e r ö f f n u n g (durch e i n e K l a p p e n p y r a m i d e geschlossen) y - G e n i t a l ö f f n i i n g , b — A n heftungsstelle. Etwa nat. Gr. — Aus G. S t e i n m a n n .

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Uberblick über die Erdgeschichte

Siluriums schuf aus der britischen Geosynklinale ein Faltengebirge, das an großen Überschiebungsbahnen gegen das nordwestliche Vorland vorbewegt wurde. — Ein entsprechendes Gegenstück bildet der Südostrand der Kaledoniden in N o r w e g e n . Der b a l t i s c h e R a u m bleibt auch im Silurium ein epikontinentales Flachmeer mit im wesentlichen tonigen und kalkigen Ablagerungen. Im Bereich der m i t t e l e u r o p ä i s c h e n G e o s y n k l i n a l e treten silurische Graptolithen-Schiefer außer im Brabanter Massiv und im Harz besonders charakteristisch im Fränkisch-Thüringischen Schiefergebirge und in Zentral-Böhmen auf, hier verbunden mit submarinen Vulkaniten und häufig auch kalkigen Einlagerungen. In der s ü d e u r o p ä i s c h e n Geosynklinale (Tethys) ist Silurium in Graptolithenschiefer-Fazies wieder auf der I b e r i s c h e n H a l b i n s e l weit verbreitet. In N o r d a m e r i k a kam es nach der takonischen Stammfaltung der Appalachen erneut zu weiten Meeresüberflutungen des kanadisch-grönländischen Schildes. Gegen Ende dieser Zeit gliederten sich Randlagunen ab, in denen Eindampfungen zu bedeutsamen Steinsalz-Abscheidungen in den nordöstlichen Staaten der USA, im Raum südlich der großen Seen und im westlichen Kanada führten. Der geosynklinale M a g m a t i s m u s der Silur-Zeit bleibt unbedeutend. Erst gegen Ende des Siluriums ereigneten sich im Verlauf der jung-kaledonischen Gebirgsbildung große granitische Intrusionen, begleitet von breiten Zonen der Metamorphose. Das K l i m a war im Silurium mit seinen verbreiteten Kalkbildungen und seinen salinaren Abscheidungen, die extrem aride Verhältnisse im nördlichen Amerika und auch anderswo anzeigen, ausgesprochen warm. Wenig Energie wiesen offenbar die Meeresströmungen auf. Ein

Die geologischen Formationen

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Mangel an absinkenden Kaltwasser-Strömen in den Polargebieten beeinträchtigte die Durchmischung des Meerwassers, und so waren die Ozeane der Silur-Zeit weithin arm an Sauerstoff. So konnte es zum Absatz der GraptolithenSchiefer als „euxinischer" Sedimente kommen, d. h. als Ablagerungen vom Typ derjenigen des heutigen Schwarzen Meeres, in welchem unter einer Sauerstoff-reicheren Oberschicht ein Sauerstoff-freies, Schwefelwasserstoff-haltiges Wasser liegt. Devon L e b e n s g e s c h i c h t e : Der schon gegen Ende des Siluriums sich andeutende Umschwung in der P f l a n zenentwicklung kommt im Devon zur vollen Geltung. Der Thallophyten-Stamm erfährt durch Hinzutreten von Characeen und Pilzen eine weitere Bereicherung; besonders aber entwickeln sich die Gefäß-KryptoA b b . 34. Asteroxylon, e i n e Landpflanze d e s D e v o n s . — A u s M. Boule.

A b b . 35. Ilypolhyridina euboides Sow. a u s d e m O b e r d e v o n des H a r z e s , Vert r e t e r e i n e r b i s h e u t e d a u e r n d e n Brac h i o p o d e n g a t t u n g . w = W u l s t d e r Rükk e n k l ä p p e , N a t . Gr. — A u s G. Steinmann. ') M a n v e r s t e h t d a r u n t e r A b l a g e r u n g e n vom T y p u s d e r j e n i g e n d e s Schwarz e n M e e r e s , in welchem u n t e r e i n e r s a u e r s t o f f r c i c h e r e n Oberschicht ein sauerstofffrnics, schwofelwasserstollhal-

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Lotze, G e o l o g i e

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überblick über die Erdgeschichte

gamen in drei Etappen zu beträchtlicher Mannigfaltigkeit und beginnen auch das Süßwasser und den festen Boden zu besiedeln. Im Unter-Devon herrscht noch eine PsilophytenFlora (die im Mittel-Devon ausstirbt). Im Mittel-Devon kommen Articulaten (Schachtelhalm-Gewächse, Hyenia) und Farne hinzu, und die schon älteren Lycopodiinae (Bärlapp-Gewächse) bringen modernere Formen hervor (Abb. 34). In der Archaeopteris-Flora des Ober-Devons gewannen die Farne eine weitere Verbreitung und die Articulaten eine deutlichere Abgrenzung. Abb. 36. Favositcs polymorpha, stockbildendc t a b u l a t e Koralle a u s dem M i t t e l d c v o n der Eifel. Etwa nat. Gr. — A u s G. Steinmann.

Abb. 37. Hcxagonaria hcxagonum GOLDF., Stockkoralle a u s dem M i t t e l d e v o n der Eifel. V:J n a t . Größe. — A u s M. Boule.

••t>. 65. Brontosaurus cxcelsus aus dein Oberen Jura von ( U S A ) . Die Körperlänge des Tieres betrug bis 22 m.

Wyoming

Die geologischen Formationen

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deren Vorhandensein in der Trias umstritten ist, sind nun sicher vertreten. Als L e i t f o s s i l i e n spielen die Cephalopoden eine besondere Rolle. Auffallend ist, daß gegen Ende der Trias ihre drei Gruppen, die Nautiloideen, Ammonoideen und Belemnoideen, bis auf j e eine relativ einfache Stammform ausstarben, die dann über die Formationsgrenze in den Jura übertrat und zu neuem, formenreichem Aufblühen

Abb. 67. Mitte und links: Phylloceras hetcrophyllum aus demLias, Seitenund Vorderansicht, links mit freigelegten Lobenlinien (eine Kammer ist schwarz angelegt). Rechts: Lytoccras liebigi aus dem Tilhon der Alpen. V« nat. Gr. — Aus O. Abel.

Überblick über die Erdgeschichte

Abb. 68. Belemniten der Jurazeit. Links ergänzte Schale g e g e n den Rüdcen ges e h e n , unten aufgeschnitten. r = Rostrum ; p = Phragmocon mit Scheidew ä n d e n (s) und Embryonalblase (e), w o = Wohnkammer; po = Proostrakum. Rechts: Tier im Abdruck, rekonstruiert, m = Mantel; t = Tintenbeutel. A m Kopf z w e i A u g e n und zehn Arme. 'Ii nat. Gr. A u s G. Steinmann.

Anlaß gab. So leitet sich die Fülle der z. T. reich verzierten und durch starke Lobenzerschlitzung ausgezeichneten Ammoniten des Juras (und weiterhin der Kreide) v o m glattschaligen, noch mit relativ einfachen Lobenlinien ausgestatteten Phylloceras (Abb. 67) ab. Die recht häufigen A b b . 69. Vier wichtige Musdielgattungen der Jurazeit. Oben links

Lima (gigantea aus dem unteren Lias), '/• nat. Gr.; oben rechts Trigo-

nia (navis aus dem unteren Dogger), VJ nat. Gr.; unten links Cteno-

strenon (ptoboscldcum

aus dem mittleren Dogger), V4 nat. Gr.-, unten

rechts Aucella (pallasi

aus dem oberen Malm v o n Rußland), '/» nat. Gr. — o — Ohr; f e = Feldchen; a = Area; k = Arealkante. A u s O . A b c l .

Die geologischen Formationen

Abb. 70. Cidarla coronata, regulärer Seeigel aus dem oberen Malm, mit Stachel, a = After, von kleinen Täfeldien pl umgeben; o = Augen, g = Genitaltäfeldien, r = Ring, h — Hals, st = Stiel des Stadieis. */i nat. Gr. — Aus G. Steinmann.

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Abb. 71. Collyrites elllptica, irregulärer Seeigel aus dem Dogger, von oben, mit der Afteröffnung (unten). */« nat. Gr. — Aus O. Abel.

Belemniten (Abb. 68) brachten im Dogger Riesenformen hervor. Die Muscheln (Abb. 69) sind gleichfalls häufige Fossilien und stellen manche Leitformen (Inoceiamus polyplocus, Posidonia bronni, Gryphaea arcuata u. a. sowie das riffbildende Diceras). Bei den Gastropoden beginnen verzierte Formen (Cerithiaceen, Pteroceras u. a.) das Feld zu beherrschen. Kieselschwämme sind riffbildend im WeißJura; kalkschalige Foraminiferen werden in allen Meeresablagerungen häufig und zu wichtigen Mikro-Leitfossilien. Auch die Seeigel beginnen, Leitformen zu stellen (Abb. 70 und 71). E r d g e s c h i c h t e : Die Jura-Zeit ist eine thalattokrate Epoche, d. h. eine Zeit der Meeresherrschaft. So wurden weite Teile Europas (England, Frankreich, Norddeutschland, Süddeutschland, Spanien, Rußland, die Tethys einschließlich der Alpen) von mehr oder minder zusammenhängenden Meeren bedeckt; der europäische Kontinent war in ein Archipel zerfallen. Als Faziesbereiche sind das 10 Lotze, Geologie

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Überblick über die Erdgeschichte

Germanische Becken, Rußland und die pelagische Tethys zu unterscheiden, aber Zusammenhänge zeigen sich zwischen ihnen in mancher Hinsicht. Im g e r m a n i s c h e n B e r e i c h , zu dem auch das englische und französische Jura-Becken gehören, liegt ein epikontinentales Flachmeer vor mit schnellem Wechsel der Sedimente je nach Landnähe, Wassertiefe, Durchlüftung des Wassers, Temperatur und Strömung. Vor allem der Untere, zum Teil auch noch der Mittlere Jura liefern viel schwarze, z. T. bituminöse (Ölschiefer des Lias e; bei Holzmaden darin wohlerhaltene Ichthyosaurier, Abb. 72) Schie-

Oberlias von Holzmaden in Württemberg. Länge des Tieres etwa 2 in.

fertone mit Toneisenstein-Geoden als Absätze eines wenig durchlüfteten, „euxinischen" Beckens, an dessen Rändern Eisenerze (Minette in Lothringen, Eisenerze von Harzburg u. a.) und Kalk-Sandsteine (Luxemburg-Sandstein) sich ablagern. Im Dogger erhalten derartige Sedimente einen noch größeren Anteil an der Abfolge. Im Weißen Jura schließlich überwiegen reine, helle Kalke, teils gebankt, teils riffartig-massig, teils dicht, teils oolithisch; Korallen, Schwämme, Kalkalgen u. a. sind an ihrem Aufbau beteiligt. Daß dieser eine warm-aride Zeit war, erhellt auch daraus, daß sich an den Rändern des Beckens, so im nordwestlichen Deutschland, in abgeschlossenen Seiten-

Die geologischen Formationen

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Uberblick über die Erdgeschichte

buchten salinare Absdieidungen, z. T. auch mächtigere Steinsalz-Lager, bildeten (so im Kimmeridge und in den Münder-Mergeln). Die ganze Mannigfaltigkeit im einzelnen und die Feinheit des auch im Landschaftsbild durch die verschiedene Verwitterungsresistenz der Schichten morphologisch zum Ausdruck kommenden stratigraphischen Aufbaus (Abb. 73) sowie die auf Grund der schnell mutierenden Ammoniten möglich gewordene Feingliederung in Zonen (Oppel unterschied deren 33) kann auf dem engen Raum dieses Bändchens nicht dargestellt werden. Auch das nachfolgende Schema ist sehr vergröbert und vereinfacht: Malm Portland: In Norddeutschland: oben limnischer Wealden (in Kreide übergehend) und brackisch-limnisches Purbeck, darunter Serpulit, Münder-Mergel (bunt, mit Salz), Eimbeckhäuser Plattenkalk, Gfgas-Schichten. In Süddeutschland: gebankte bis plattige Kalke (Solnhofener Kalke mit reicher, wohlerhaltener Fauna), Zementmergel. Kimmeridge: Kalke und Mergelkalke, in Süddeutschland auch massige Riffkalke. Oxford: Korallenoolith und sandige Heersumer Schichten, Wiehengebirgs-Quarzit; in Süddeutschland Mergel und Kalke. Dogger Callovien: Ornatentone, Porta-Sandstein, len-Oolith. Bathonien: Tone, Oolithe.

Macrocepha-

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Bajocien: Tone (im Norden), Mergel, Kalke, Oolithgesteine (im Süden). Aal6nien: Eisen-Sandsteine, opalinum-Tone. Lias Ober-Lias: Mergel, Tone (Posidoniensdiiefer). Mittel-Lias: Amaltheentone, numismalis-Mergel u. a. Unter-Lias: Tone, Sandsteine, Gryphäenkalke. In R u ß l a n d (Moskauer Becken) beginnt die marine Sedimentation nadi einer großen Transgression erst im Dogger. Das Vorwalten toniger Sedimente an Stelle von Kalken auch im höheren Jura, das Auftreten fremdartiger Ammoniten (Craspedites und Virgatites) und einer um den Arktik verbreiteten Musdiel (Aucella mosquensis) geben den Ablagerungen eigene Züge. Schon Neumayr sah darin vor über 50 Jahren ein besonderes, boreales Klimareich. Die p e l a g i s c h e n Gebiete der Tethys (Alpen) zeigen im Jura eine ähnliche Mannigfaltigkeit der Fazies und eine Gliederung in Schwellen und Tröge wie in der TriasZeit. Tiefwasser-Sedimente, wie Aptychen-Kalke mit Ammonitendeckeln und radiolarienreiche Kieselgesteine (Radiolarite), finden sich neben groben Brekzien und weniger mächtigen, roten, ammonitenreichen Knollenbalken. Offenbar erlebte die nunmehr ihrem Reifezustand zustrebende Alpen-Geosynklinale eine besonders lebhafte Wellung, wobei die Trogzonen bis zum Tiefsee-Bereich übertieft wurden, während andererseits Schwellen bis über das Meeresniveau aufstiegen. — Der Tethys-Gürtel läßt sich — wie in der Trias — ostwärts durch den Himalaja bis zum Pazifik verfolgen, der gleichfalls von einem geosynklinalen Randtrog umgürtet war. Der G o n d w a n a - K o n t i n e n t zerfällt weiter.Die bereits seit Ausgang der Trias sich abzeichnenden Teilstücke beginnen mehr oder weniger eigene Entwicklungswege zu gehen.

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Überblick über die Erdgeschichte

Die Jura-Zeit kennzeichnet sich durch eine beträchtliche Steigerung der e n d o g e n e n D y n a m i k . Epirogene Unruhe prägt sich in einem verstärkten Wellenwurf der Geosynklinalräume aus und in mehrfachen Trans- und Regressionen der Meere. Transgressiv waren unterer und mittlerer Lias, regressiv oberer Lias und unterer Dogger, transgressiv in großem Ausmaß der mittlere und obere Dogger, wechselnd in Trans- und Regressionen der Malm. — Gegen Ende der Jura-Zeit, vor und im Portland, steigerte sich das tektonische Geschehen zur weltweiten „Jungkimmerischen Orogenese". Ganz besonderes Ausmaß nahm diese in der westamerikanischen Geosynklinale an, die im Bereich der Sierra Nevada und deren Fortsetzung überhaupt ihre Hauptfaltung erlebte. Diese war mit gewaltigen Intrusionen granodioritischer Schmelzen verbunden (z. B. dem gegen 2000 km langen Sierra-Nevada-Pluton). Zuvor waren in der Geosynklinale verbreitet noch basische initiale Vulkanite gefördert worden („grüne Gesteine"). Der K l i m a gang von feuchter-kühl zu Beginn des Juras zu warm-arid gegen Ende der Formation zeichnet sich nicht nur im germanischen Bereich ab (S. 146 f.) r sondern in ähnlicher Weise weithin auf der Erde. So finden sich im Unteren Jura Kohlenbildungen in vielen FestlandGebieten; und größerer Kalkreichtum sowie Salz-Abscheidungen zeigen sich im höheren Jura nicht nur in Europa, sondern auch sonst in der Welt. Kreide Die Kreide-Formation, benannt nach der in ihr verbreiteten weißen, weichen, aus Foraminiferen-Resten bestehenden Schreibkreide, wird heute im allgemeinen folgendermaßen gegliedert:

Überblick über die Erdgeschichte Ober-Kreide: (Dan) Maastricht | Campan i Santon [ Coniac J Turon Cenoman Unter-Kreide : Alb (Gault) Neokom

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Senon + Emscher

Apt Barrême Hauterive ^ Valendis; festl.: Wealden

L e b e n s g e s c h i c h t e - : Die P f l a n z e n entwicklung macht in der Kreide-Zeit einen ganz großen Schritt vorwärts. Während im tief-kretazischen Wealden noch eine durchaus jurassische Flora besteht, erscheinen in der höheren Unter-Kreide ziemlich unvermittelt die Angiospermen, zunächst neben den Gymnospermen, dann in rascher Entwicklung und Ausbreitung diese zurückdrängend. Auffallend ist dabei, daß schon sehr früh enge Verwandte der heutigen Formen, ja schon heutige Typen auftreten, wie Magnolien, Weiden, Pappeln (Abb. 74). Neben diesen

A b b . 74. B l ä l l c r v o n B l f l t e n pl'lan/en d e r Kreidezeit. O b e n l i n k s : Liriodendron av.s G r ö n l a n d , '/í n a t . G r . ; u n t e n v o n l i n k s n a c h r e c h t s : Sassairas ('/i n a t . G r . ) , Clssilcs (•/= n a l . G r . ) u n d L o r b e e r (Vs n a t . G r . ) a u s der U n t e r k r e i d e v o n Portugal. A u s M. Boule.

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überblick über die Erdgeschichte

Dicotyledonen sind auch Monocotyledonen vorhanden, und zwar Palmen und Gräser. Die Kreide bringt den Abschluß der mesozoischen F a u n e n - Gemeinschaften, die noch ganz vorherrschend sind, aber zumeist gegen Ende der Formation, zum Teil auch schon früher, erlöschen. So verschwinden unter den Hydrozoen die im Paläozoikum so häufigen Stromatoporidcn und Tabulaten. Bei den Cephalopoden erlöschen mit Ende der Kreide die Ammoniten und Belemniten, die für das Mesozoikum so bezeichnend waren, unter den Reptilien die ganze so hochentwickelte Saurier-Gemeinschaft mit ihren mannigfachen, z. T. riesenhaften Formen. Aber beide Tierklassen brachten zuvor noch viele neue und auch als Leitfossilien wichtige Formen hervor. An Neuem erschienen bei den Schnecken die Neogastropoden, bei den Amphibien die Urodelen, bei den Vögeln die Neornithes, bei den Säugetieren die Marsupialia, und erste plazentale Säuger sind mit den Insectivoren und sogar schon mit primitiven Huftieren (Condylarthra) vertreten. Damit ist Ende der Kreide das Känozoikum, die Zeit der modernen Tierwelt, vorbereitet. Als L e i t f o s s i l i e n sind die Foraminiferen in der Kreide noch wichtiger als im Jura; sie erleben geradezu eine neue Blütezeit. So erlangen Groß-Foraminiferen stratigraphisdie Bedeutung, wie die Orbitolinen für UnterKreide und Cenoman und die Orbitoiden für das OberSenon.. Kieselschwämme (wie Coeloptychium, Siphonia, Jerea) bilden Rasen und haben Anteil an der Entstehung der oberkretazischen Feuersteine. Kalkschwämme sind besonders in Ablagerungen flacheren Wassers nicht selten. Korallen treten als Riffbildner weniger in Erscheinung, aber kleineren Stöcken und Einzelkelchen (wie Cyclolites) begegnet man öfter, besonders im mediterranen Bereich und in den Kalken des (neuerdings von manchen Forschern

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schon zum Tertiär gestellten) Dans (hier audi Moltkia). Bei den Gastropoden beginnt die Entfaltung der Siphonostomen (mit einem Ausguß am Mündungsausschnitt) schon in der Ober-Kreide, während die vom Jura aufsteigenden Formen mit ganzrandiger Mündung bereits zurücktreten. Bei den Muscheln sind charakteristische Formen die zunehmend das Korallen-Wachstum nachahmenAbb. 73. Gruppe von drei aneinander gewachsenen Hippuriten aus der alpinen Oberkreide. Etwa '/> nat. Gr. — Aus M. Boule.

Abb. 76. Die Musdielgattung Inoceramus aus der Kreideformation. Links: I. labialus mit ausgeprägten Anwachsstreifen aus dem unteren Turon; Vi nat. Gr. g nach E. Fraas. Rechts: I. sulcatus mit starken Radialfurchen aus dem Gaultj •/• nat. Gr.i nach K. A. v. Zittel.

den Rudisten (Hippuiiles [Abb. 75], Radiolites), die sich Ende der Unter-Kreide aus den auf Diceras (s. S. 145) zurückgehenden Neokom-Formen Requienia u. a. entwickeln, sowie die sehr artenreiche Gattung Inoceramus, die wichtige Leitformen in der Ober-Kreide hervorbringt (Abb. 76). Sie verschwinden gegen Ende der Kreide-Zeit. Die Ammoniten bringen neben Normalformen (beispielsweise Hoplitiden und Simbirskiten in der Unter-Kreide, die Gattungen Schloenbachia und Acanthoceras in der Ober-Kreide)

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Abb. 77. „Entórtele" Ammoniten aus der Kreide. Links Scaphiles aus der Oberkreide mit teilweise abgelöster Wohnkammer, nat. Gr.; rechts Crioceras aus dem Neokom mit völlig abgelösten Umgängen, % nat. Gr.

mannigfache aberrante Gestalten hervor, wie den in offenen Spiralen gewickelten Crioceratites (Abb. 77, rechts), den turmförmigen Turrilites, den kahnförmigen Scaphites (Abb. 77, links) und den stabförmigen Baculites. Daneben gibt es Riesenformen (Parapachydiscus seppenradensis; mit über 2Va m Durchmesser größter Ammonit der Welt) und in den „Kreide-Ceratiten" Gattungen mit vereinfachten Lobenlinien. Audi die Belemniten liefern wichtige Leitfossilien in der Unter-Kreide (Neohibolites minimus im „Minimus-Ton") sowie im Emscher und Senon (Actinocamax und Belemnitelia). E r d g e s c h i c h t e : Die große Regression zu Ende der Jura-Zeit hatte das G e r m a n i s c h e M e e r auf ein enges Gebiet in Nordengland zurückgedrängt. Zu dieser Zeit bestand ein weites, sumpfiges Becken in Norddeutschland, in dem sich Sandsteine und Tone absetzten und Kohlenlager bildeten (Wealden-Kohle im Deister, Teutoburger Wald, Wesergebirge). Mit dem Valendis transgredierte das Meer bis zum Fuß der mitteldeutschen Landschwelle und ostwärts bis zur Nord—Süd-Linie Kiel—Harz; allmählich

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erweiterte es sich etwas nach Süden und — im Ober-Alb — beträchtlich nach Osten, so daß hier eine Verbindung zum russischen Meer zustandekam. Der innere Bereich des Beckens ist durch mächtige Tonsedimente gekennzeichnet, die den Unterjura-Tonen faziell sehr ähnlich werden, während sich an den Beckenrändern Sandsteine (so OsningSandstein in Westfalen) und örtlich auch sedimentäre Eisenerze (Salzgitter) ablagerten. Mit geflammten kieseligen Gesteinen und Tonen („Flammenmergel"), Grünsanden und schwarzen Tonen („Minimus-Ton") schließt die UnterKreide. Die schon im Alb hervortretende transgressive Tendenz steigert sich in der O b e r - K r e i d e . Weit dringt das norddeutsche Meer im Cenoman südwärts vor, bis ins Sauerland, in den Raum südlich des Harzes, nach Sachsen und Böhmen und sogar bis ins Gebiet von Regensburg, und im Norden werden Südschweden und der Baltische Raum überflutet. Ihren Höhepunkt erreicht diese Expansion im Senon. Europa hat sich in kleinere Inseln (Französisches Zentralplateau, Süddeutschland mit Vindelizischer Schwelle) und ein größeres Festland-Gebiet im fennoskandischen Raum aufgelöst, zwischen denen weite, warme Meere fluteten. Der Mangel an Abtragungsgebieten läßt chemische Sedimente, wie Kalke (Plänerkalke) und Mergel, in der Ober-Kreide vorherrschend werden. Grünsande und Quader-Sandsteine sind Randbildungen. Das paläogeographische Bild wird schließlich gestört durch eine zunehmende Bodenunruhe, die in der „Subherzynen Gebirgsbildung" zuletzt zu erheblichen Faltungen, dabei auch zur Heraushebung des Harzes führt. Dadurch entstehen neue Küstenlinien, Inseln und Abtragungsgebiete, die sich durch Konglomerate, Sandsteine und Eisenerze in der Nachbarschaft ausdrücken. In lanJferneren Meeresgebieten bildet sich in stillen, aber gut durchlüfteten und warmen Berei-

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dien, so im Raum Rügen, im nordwestlichen Westfalen, an der englischen Küste (Dover, Insel Wight), in Nordfrankreich (Champagne) weiße Schreibkreide mit Lagen grauer Feuerstein-Knollen. — Zuletzt setzt eine allgemeine Regression des Meeres ein; es zieht sich im Dan auf ein kleines Gebiet in Dänemark zurück. Im r u s s i s c h e n R a u m bleibt das Meer von der Jura-Zeit her persistent, sich in ganz ähnlicher Weise als „boreal" kennzeichnend. In der Geosynklinalzone der A l p e n vollzieht sich ein mariner Ubergang vom Jura zur Unter-Kreide, und es setzt sich die Sedimentation zunächst in ähnlichem Sinne fort; so dauert z.B. die Ablagerung von Ammoniten- und Aptychen-Gesteinen an. In der Helvetischen Kreide sind mächtige „Schrattenkalke" (Barreme—Apt) kennzeichnend. Einen tiefgreifenden Wandel brachte dann zwischen Unter- und Ober-Kreide die Austrische Faltung, die als Stammfaltung ein erstes Alpengebirge aufsteigen ließ. Zugleich mit der einsetzenden Abtragung begann lebhafte Senkung im Randbereich; es entstand ein tiefer, rapide sinkender Trog, in welchem sich in großer Mächtigkeit die Abtragungsprodukte der anrainenden Schwellen als „Flysch" niederschlugen. Dieser Trog blieb bis über die Tertiär-Grenze hinaus in Aktion. Ähnliche Geschehnisse vollzogen sich auch in anderen Bereichen der Tethys-Geosynklinale, so in den Pyrenäen, den Dinariden, Karpaten, in Südasien. Der Zerfall der alpidischen Geosynklinale setzt auch hier mit der Austrischen Faltung ein, anderswo jedoch — so in der andinen Geosynklinale Südamerikas — erst mit einer vorsenonen Gebirgsbildung, und der Trog der Rocky Mountains wird sogar erst an der Hangendgrenze der Kreide-Formation, in der Laramischen Revolution, zum Faltengebirge umgeformt.

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T e k t o n i k : Auch die Kreide-Zeit war — abgesehen von ihrem Anfang und ihrem Ende — eine thalattokrate Epoche wie der Jura. Die Meeresbewegungen vollzogen sich in ähnlicher Weise wie im deutschen Raum (S. 154 f.) weithin in der Welt. Besonders die Cenoman-Transgression erweist sich als weltweite Erscheinung; nicht nur in West-, Mittel- und Osteuropa führt sie zu ausgedehnten Überflutungen, sondern auch in Afrika (besonders Nordafrika), Nordamerika und Zentralasien. Weiterhin ist die Transgression des Senons nicht nur für Norddeutschland sowie Nord- und Osteuropa bedeutsam, sondern auch für Nordasien, Grönland und Südamerika. Regressionen ereignen sich in zeitlichem und räumlichem Zusammenhang mit den Faltungen, so mit der Austrischen Gebirgsbildung in der Tethys-Geosynklinale, mit den Subherzynen Faltungsphasen in Nordwest-Deutschland, in den Anden und anderswo. Wirklich erdweit war die Regression in der jüngsten OberKreide, offenbar im Zusammenhang mit der Laramischen Faltung. Nach diesem Meeresrückzug entsprach die Verteilung von Land und Wasser in großen Zügen vielfach bereits der heutigen. So hatte der an sich schon uralte Pazifik nach Schaffung des zirkumpazifischen Faltengürtels so ziemlich sein jetziges Ausmaß erhalten. Der seit der PermZeit im Gang befindliche Zerfall des Gondwana-Landes hatte sich vollendet: Südamerika, Afrika, Madagaskar, Vorderindien und Australien sind als selbständige Einheiten fast in ihren heutigen Umgrenzungen da. Viele jetzige Küstenlinien, wie diejenigen Nordamerikas und Grönlands, zeichnen sich schon ab, wenngleich in den Feinheiten noch mancherlei Abweichungen bestehen. Den größten Unterschied zeigt die Erdkarte im Bereich der Tethys, die, wenngleich von Inselgirlanden •— gleich dem Malayischen Archipel — durchzogen, doch als Gürtelmeer noch vorhanden ist.

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Überblick über die Erdgeschichte

Das K l i m a war während der Unter-Kreide, ähnlich demjenigen des Unteren Juras, weithin feucht und kühl, zur Oberkreide-Zeit wärmer und teilweise arid. Doch macht sich dabei — ähnlich, ja noch deutlicher als im Jura — eine zonare Gliederung erkennbar; so fehlen im borealen, zirkumarktischen Bereich Kalkbildungen (die höhere Wärme anzeigen) völlig, und die Nadelhölzer weisen Jahresringe auf, während sie solche in Nordafrika vermissen lassen. Daß die Polarbereiche vereist waren, ist jedoch kaum anzunehmen. Tertiär Das Tertiär, dessen Name auf älteste stratigraphische Gliederungsversuche (Arduino's „montes tertiarii" 1759) zurückgeht, gliedert sich in: Jung-Tertiär (Neogen): Pliozän Miozän Alt-Tertiär (Paläogen): Oligozän Eozän Paleozän Lebensgeschichte: Der Fortschritt der P f l a n z e n entwicklung zeigt sich mehr in den quantitativen Verhältnissen: Die seit der Mittel-Kreide bestehenden Angiospermen übernehmen die völlige Herrschaft in allen Klimabereichen und drängen die Gymnospermen noch weiter zurück. In f a u n i s t i s c h e r Hinsicht beginnt mit dem Tertiär das Känozoikum, d. h. die Jetztzeit. Vor allem zeigt sich das in der außerordentlichen Entfaltung der plazentalen Säugetiere (Eutheria), die mit allen heute bestehenden Ordnungen nacheinander auf der Bildfläche erscheinen und außerdem noch mit fünf weiteren (so den auf Süd-

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amerika beschränkten Notoungulaten), die inzwisdien wieder verschwunden sind. Daneben sind noch andere Tiergruppen von Bedeutung und liefern wichtige Leitfossilien. Dazu gehören die Groß-Foraminiferen, die vor allem das Gürtelmeer der Tethys bevölkerten, so die spindelförmigen Alveoliniden und die linsen- bis scheibenförmigen Nummulitiden. Im Lutet (Eozän) erreichten sie für Einzeller wahrhaft gigantische Ausmaße, nämlich Durchmesser bis 15 cm. Unter den Mollusken, deren Formenfülle durch das Aussterben der Ammoniten und Belemniten gegenüber der Kreide beträchtlich zurückgegangen ist, stehen die Gastropoden nunmehr an der Spitze. Aus der reichen Schar der marinen Schnecken seien Murex, Conus, Turritella, Melanopsis und Cerithium (Abb. 78), an limnischen

a

Abb. 78. Drei Arten der Sdmekkengattung Cerithium aus dem Tertiär. Links: C. senatum, Eozän des Pariser Beckens; Mitte: C. plicatum, Oligozän des Pariser Bedtens; rechts: C. margaritaceum, Miozän des Wiener Beckens. Wenig verkleinert. — Aus G. Steinmann.

Formen Vivipams und Hydrobia, an Lungenschnecken Lymnaea, Planorbis und Helix genannt. Bei den Muscheln werden die sinupalliaten Heterodonten vorherrschend. Allmählich wird die Zahl heute noch lebender Formen größer, und gerade darauf nimmt die Namengebung der TertiärStufen Bezug (z.B. oligozän = „wenig neu", pliozän = „mehr neu"). Genannt seien als Muscheln mit leitenden

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Arten: Venus, Tapes, Cardium, Mytilus, Congeria, Giycymeris, Mya. Leitformen liefern auch die Seeigel, bei denen die Irregulären nun völlig vorherrschend sind; wichtige Gattungen sind Spatangus, Echinolampas, Clypeaster, Scutella. — Haifisch-Zähne sind häufig zu finden. Unter den Knochenfischen sind Leuciscus, Meletta und Amphisyle besonders erwähnenswert. E r d g e s c h i c h t e : Eine außerordentliche Steigerung der endogenen Dynamik kennzeichnet das Tertiär in weiten Teilen der Welt. Sie äußert sich in einem unruhigen Fluktuieren des Meeres, das vielfach trans- und regrediert, und in wiederholten, z. T. sehr schwerwiegenden Orogenesen. Auch der Vulkanismus zeigt sich weithin über das normale Maß gesteigert. In Norddeutschland schob sich das gegen Ende der Kreide auf Dänemark zurückgedrängte Meer schrittweise im Paleozän und Eozän, von Regressionen unterbrochen, ost- und südwärts vor, bis es im Unter-Oligozän Verbindung mit Südrußland und im Mittel-Oligozän durch die Hessische Senke und den Oberrheintal-Graben auch mit den mediterranen Meeren gewann. Nach diesem oligozänen Höhepunkt der Meeresausbreitung wurden die regressiven Tendenzen und Effekte stärker als die transgressiven, und Ende des Pliozäns war der deutsche Boden schließlich völlig landfest. Kennzeichnende Sedimente sind im marinen Bereich glaukonitreiche sandige Tone, Glaukonitsande, Tone mit Geoden (Septarientone des Mittel-Oligozäns), fossilreiche Kalk-Sandsteine in den Randgebieten (Öber-Oligozän des Dobergs bei Bünde), Glimmertone (Ober-Miozän), außerhalb der Meeresverbreitung reinere Quarzsande mit Braunkohlen-Flözen und Kaolinlagern, Kieseloolith-Schotter in der Niederrheinischen Bucht u. a. Ein lebhafter Basalt-Vulkanismus kam während des Jung-Tertiärs in

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einem von der Eifel über den Westerwald, Hessen, OstWestfalen und Süd-Hannover bis nach Böhmen ziehenden Gürtel hinzu. Basaltdecken und -stiele prägen hier vielfach das Landschaftsbild. In anderen Becken und Bereichen, wie etwa in den durch ihre Tertiär-Ablagerungen seit alters bekannten Pariser und Londoner Becken, im Kanalbereich, in Südwest-Frankreich (Garumnisches Becken) und in Südrußland, verlief die Entwicklung wohl in Einzelheiten abweichend, in den Grundzügen jedoch ähnlich. So erfuhr das Pariser Becken Höhepunkte der Meeresverbreitung im Mittleren Paleozän, Mittleren Eozän und Mittleren Oligozän. Regressive Phasen dazwischen lieferten limnische Sande und Tone oder salinare Abscheidungen (Gipse des Montmartre in Paris gegen Ende des Eozäns). Eine Sondergeschichte erlebte auch die OberrheintalSenke. Heftige Bodensenkung ließ das Gebiet unter den Meeresspiegel tauchen, so daß es im Oberen Eozän überflutet und bald zur marinen Lagune wurde, in der sich mächtige Salzlager mit wirtschaftlich wichtigen Kalisalzen im Oberelsaß und in Oberbaden abschieden. Das Meer blieb noch im Unter-Oligozän eine sackförmig sich nach Norden schließende Bucht, in deren stagnierendem Wasser sich die bituminösen Pechelbronner Schichten ablagerten. Im Mittleren Oligozän nahm es Verbindung mit dem Norddeutschen Becken auf, und so bildete sich ein großer Nord/Süd-Kanal. Bald ging indes der Zusammenhang wieder verloren, wenn auch die marinen Bedingungen zum Teil bis ins Untere Miozän anhielten. Im Raum der A l p e n dauerte die durch die kretazische Stammfaltung gegebene Situation zunächst noch an. Im zentralen Bereich der alten Geosynklinale bestand eine gebirgige Schwelle. Nördlich davon senkte sich der FlyschTrog weiter ab, die ihm zufließenden Massen von Schlamm, 11 Lotze, Geologie

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Uberblick über die Erdgeschichte

Sand, Geröll aufnehmend. Im Tertiär vollendete sich die alpine Gebirgsbildung in mehreren großen Akten. Die Pyrenäische Phase (zwischen Eozän und Oligozän) brachte den Deckenbau zum Abschluß und einen weitgehenden Zusammenschub der Flysch-Senke. Ein als Vortiefe verbleibender und weiter sinkender Streifen am GebirgsAußenrand (Molasse-Trog) wurde schließlich auch gefaltet und von Süden her überfahren. Damit waren die Alpen als Orogen vollendet. Während der Anbau noch im Gange war, setzte der Zerfall des Gebirgskörpers bereits im JungTertiär ein. So bildete sich das Wiener Becken als Quersenke aus, in die vom Alpenrand her das Meer während des Mittleren Miozäns eindrang. In den großen Zügen ähnlich war die Gesamtgeschichte des aus der Kreide ins Tertiär hinüberreichenden TethysRestmeeres. Als ehemals großer Ost—West-Gürtel verschwand es auch in Südasien, und sein Raum wurde ganz vom alpidischen Faltengebirge eingenommen. T e k t o n i k und M a g m a t i k : Das Tertiär ist durch die Einzeldarlegungen hinreichend als tektonisch sehr bewegte Zeit charakterisiert worden. Auch auf die gesteigerte vulkanische Tätigkeit im deutschen Raum wurde verwiesen. In der Tat war das Tertiär die Periode stärkster Magmenbewegungen seit dem Jung-Paläozoikum. Plutonismus wird in den Faltengebirgen eine große Rolle gespielt haben; aber nur geringe Plutonspitzen (pazifische Granite) sind bisher aus ihrer sedimentären Hülle herausgeschält. Die meisten sind gewiß noch verborgen oder kennzeichnen sich nur durch höherreichende Auswirkungen, wie ihre Ganggefolgschaften. Außerhalb der Faltenzonen ereigneten sich in den kratonischen Bereichen riesige Basalt-Ergüsse, wozu die z. T. schon hoch-kretazischen, im wesentlichen aber eozänen vorderindischen DekhanTrappe mit der gewaltigen Ausdehnung von über

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100 000 km* und über 1000 m Mäditigkeit, die nordamerikanischen Basaltdedcen des Columbia- und Colorado-Plateaus, die periarktischen Basalte (Island, Jan Mayen u. a.) gehören. Die mitteleuropäischen, südfranzösischen (Zentralplateau), spanischen und sonstigen Vulkangebiete sind demgegenüber nur von bescheidener Größe. Das K l i m a war im Alt-Tertiär in Europa weithin noch warm-tropisch. Palmen wuchsen in Norddeutschland. Bei warm-ariden Bedingungen kam es zu Salz- und Kalisalz-Abscheidungen. im Oberrhein-Tal und in Nordspanien. Das Jung-Tertiär stand im Zeichen fortschreitender Temperaturabnahme; die Palmen-Nordgrenze verlagerte sich aus Nord- zunächst nach Süddeutschland, dann ins Mittelmeer-Gebiet. Salzabsdieidungen ereigneten sich aber noch einmal im Karpaten-Vorland und in Oberschlesien. Braunkohlen-Bildung mit Höhepunkten im Mittel-Eozän und Unter-Miozän zeigt feuchtere Zwischenzeiten an. Klimazonen und ein Jahresgang der Witterung äußern sich in Sedimenten und Organismen. Alles in allem brachte das Tertiär eine generelle Annäherung an die jetztzeitigen Verhältnisse. Das gilt sowohl für das pflanzliche und tierische Leben wie für das Klima und das paläogeographisdie Erdbild. Quartär Das 1829 vom Tertiär abgetrennte Quartär wird folgendermaßen gegliedert: Holozän (Alluvium), Pleistozän (Diluvium, Eiszeit-Alter). Diese Gliederung basiert vor allem auf den klimatischen Bedingungen. Denn das Quartär charakterisiert sich als Periode außerordentlicher Klimaschwankungen, wie einstmals die Grenzzeit Karbon/Perm. So umfaßt das Pleistozän einen Zeitabschnitt mehrfach sich wiederholender Veru*

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eisungen, das Holozän die Epoche der Klimabesserung nach der letzten Großvergletscherung. L e b e n s e n t w i c k l u n g : Angesichts der nur kurzen, seit Beginn des Quartärs verstrichenen Zeitspanne (weniger als 1 Million Jahre) sind wesentliche Änderungen in dem Floren- und Faunenbestand nicht zu erwarten. Bei den Pflanzen betrafen sie mehr die Anordnung der Vegetationsgürtel, die sich je nach den klimatischen Verhältnissen verschoben. — Bei den tierischen Organismen zeigt sich Ähnliches. So verlagerten sich die Grenzen der tiergeographischen Provinzen im Zusammenhang mit den Temperaturschwankungen. In den Vereisungszeiten greifen z. B. bestimmte, an das Kaltwasser angepaßte Einzeller im Atlantik nach Süden (pleistozäne Tiefsee-Sedimente) vor, und es dehnt sich die arktische Mollusken-Provinz (mit Yoldia arctica, Mya tiuncata u. a.) mehrfach nach Süden aus. — In lebhafterer Entwicklung begriffen waren noch die höheren Säugetiere. Von den zahlreichen, auf das Pleistozän beschränkten Formen seien nur erwähnt der recht häufige Höhlenbär (Ursus spelaeus), das wollhaarige Nashorn (Coelodonta antiquitatis), der Elch (Alces latifrons), vor allem aber das Mammut (Mammonteus trogontherii im Alt-, Mammonteus piimigenius im Jung-Pleistozän). Große Edentaten (Megatherium, Glyptodon) breiteten sich von Südamerika im Pleistozän nach Nordamerika aus. — Zu Beginn des Quartärs trat auch der Mensch auf den Plan, der sich über einige Zwischenformen zu dem im jüngeren Pleistozän erscheinenden Homo sapiens entwickelte. Seine mit der Zeit nach Material und Technik wechselnden Werkzeuge spielen geradezu die Rolle von Leitfossilien. E r d g e s c h i c h t e : Viele Beobachtungen (Blocklehme, Moränen, Geschiebe, geschrammte Rundhödcer u.a.) machen es zu einer gesicherten Tatsache, daß weite Teile von Europa und Nordamerika während des Pleistozäns

unter einem ähnlichen Eispanzer begraben lagen wie heute Grönland. Baltischer und Kanadischer Schild bildeten die Ausgangsgebiete von Eisströmen, die in Europa südwärts

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Abb. 80. Die pleistozäne Vereisung zur Zeit der größten Vergletscherung. Lößgürtel punktiert. Maßstab ca. 1 :350 Mill. — Aus Kayser-Brinkmann.

bis Mitteldeutschland (Abb. 79), ostwärts bis gegen den Ural vordrangen. In Nordamerika war die Ausdehnung des Eises flächenmäßig noch größer (Abb. 80). Auch die Alpen, die höheren Gebirge Zentralasiens und Sibiriens und die südamerikanischen Anden waren in weitaus stärkerem Maße vergletschert, als das heute der Fall ist. Selbst Mittelgebirge, die heute eisfrei sind, trugen damals kleine Gletscher, so der Schwarzwald, die höchsten spanischen Gebirge u. a. Daß es sich dabei um mehrfache Vereisungen gehandelt hat, d. h. um ein wiederholtes Vorstoßen und Zurückschmelzen der Gletschermassen, ergibt sich aus dem mehrfachen Fund von Zeugen wärmeren Klimas als Einschaltungen zwischen echten Glazialbildungen, so von Torfen, Schieferkohlen, Diatomeen-Lagern (Kieselgur), Meeressedimenten mit lusitanischer Fauna in Norddeutschland zwischen Geschiebemergeln. Solche warmen Zwischenzeiten — das Klima war z. T. milder als heute — werden als Interglazialzeiten („Zwischeneiszeiten") bezeichnet, wäh-

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rend kleinere Rückzüge und Schwankungen als „Interstadiale" davon unterschieden werden. Seit A. Penck rechnet man im A l p e n r a u m mit vier, durch drei Zwischeneiszeiten getrennten Hauptvereisungen, die nach kleineren Alpenflüssen als Günz-, Mindel-, Rißund Würm-Eiszeit (geordnet vom Älteren zum Jüngeren) benannt wurden. In N o r d d e u t s c h l a n d sind bisher jedoch erst drei Eiszeiten (Elster-, Saale- und WeichselEiszeit) sicher nachgewiesen worden, eine vierte (älteste) bleibt wahrscheinlich. Mindel- und Riß- bzw. Elster- und Saale-Eiszeit reichten am weitesten, so im Alpen-Vorland bis zur Donau, in Norddeutschland bis Oberschlesien, zum Harz, zum Haarstrang, über den Niederrhein und nach Südengland; die Weichsel-Vereisung überschritt dagegen die Elbe nicht; sie hinterließ die vielgestaltige, junge Moränen- und Seenlandschaft Holsteins, Mecklenburgs, Pommerns und Ostpreußens. Ähnlich waren die Verhältnisse in N o r d a m e r i k a . Hier wie dort war die letzte Vereisung die weniger ausgedehnte und die vorletzte Zwischeneiszeit ganz besonders lang. Der Klimarhythmus scheint also auf der Erde gleichmäßig verlaufen zu sein. Die Norddeutsche Ebene ist überschwemmt von den Schmelz-Rückständen des Eises. Grundmoränen (Geschiebemergel), Oser und Endmoränen im Vereisungsbereich, fluvioglaziale Schotter und Sander als Absätze fließender Schmelzwässer im Vorlande der Eisgebiete sowie Lößdecken als äolische, oft auch abgeschwemmte und neu sedimentierte Staubablagerungen in den periglazialen Bereichen nehmen große Flächen ein. Da die Klimabesserung, die das Holozän einleitete, erst seit rd. 10 000 Jahren besteht — auch sie unterlag übrigens mehreren Rückschlägen —, während das gesamte Quartär gegen J / 2 bis 1 Mio Jahre mißt, ist es keineswegs sicher,

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daß das Eiszeit-Alter endgültig vorüber ist, und vielleicht ist die Gegenwart nicht anders zu werten als eine vorübergehende Zwischeneiszeit. Auch das Quartär war nicht ohne t e k t o n i s c h e B e w e g u n g e n ; das ergibt sich ja schon hinsichtlich der epirogenen Hebungen und Senkungen aus den früher (Seite 58 f.) mitgeteilten Tatsachen. Viele mittel- und süddeutsche Mittelgebirge wurden verbogen und gehoben, wobei die pliozänen Rumpfflächen verstellt, der Abtrag erhöht und die Flußerosion belebt wurden. In der Niederrheinischen Bucht erlitten Rhein-Terrassen sogar Verwerfungen bis zu 30 m, im Oberrheintal-Graben senkte sich der Boden bei gleichzeitiger Flußaufschotterung bis über 400 m. Daß die tektonischen Bewegungen hier und in der Niederrheinischen Bucht auch in der Gegenwart noch weitergehen, lehren die häufigen, wenn auch meist schwachen Erdbeben. Der tertiäre V u l k a n i s m u s dauerte im Rhein-Gebiet bis in das Quartär an bzw. fand im Pleistozän eine Neubelebung. So entstanden die Eifel-Maare, und letzte Ausbrüche des Laacher Vulkans mit trachytischen Aschen ereigneten sich noch im Holozän. Auch bei Eger und in den Ostsudeten finden sich pleistozäne Basaltvulkane, wie auch im Französichen Zentralplateau und stellenweise in Spanien. Nur im Mittelmeer-Gebiet ist heute die vulkanische Aktivität noch nicht erloschen. Die Grenzen von Meer und Festland veränderten sich während des Quartärs im ganzen nur noch wenig. Die Ostsee, deren Geschichte besonders genau erforscht ist, stand nach dem Abschmelzen des Eises zunächst mit der Nordsee in breiter Verbindung durdi Südschweden (Yoidia-Meer), wurde dann vorübergehend Binnensee (AncylusSee, um 6500 v.Chr.), bis sich der jetzige Zustand herausbildete. Die Britischen Inseln hingen im Pleistozän mit

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dem Festlande noch zusammen, und erst im Holozän wurden sie durch den einsinkenden Ärmel-Kanal abgetrennt. Auch Spitzbergen dürfte zunächst noch mit Skandinavien vereint gewesen sein. Sizilien war zu Beginn des Pleistozäns über Malta noch mit dem afrikanischen Festland verbunden. Das Schwarze Meer war ein Binnensee, aus dem lediglich eine schmale Flußrinne durch das ÄgäisGebiet zum Mittelmeer führte,- erst im Holozän entstanden durch Bodensenkung Ägäisches und Marmara-Meer.

170 Register Aachen 123 Aatenien 149 Abkühlung 71, 82, 94 Ablagerung 23, 33, 36, 39, 70 Ablaugung 26 Abplattung 11 Absaigern 85 Absatzgestein s, Sedimentgestein Abscheidungsfolge 34 Abscherung 44, 52 Abschiebung 50, 54 Abschuppung, schalige 24 absolute Zeit 92 Abtragung 23, 27, 28, 29, 30, 33, 35, 51, 63, 70, 78, 93 Acadian 104 Acanthoceras 153 Acanthodier 127 Achsenebene 43 Acrospiriier 117 Actinocamax 154 Actinopterygier 116 Adorf-Stufe, -Kalk 117, 118 Ägäisches Meer 169 Ägäis-Gebiet 169 Äquator 11, 12, 132 Ära, geotektonische 69 Ärmelkanal 36, 169 Afrika 29, 69, 73, 76, 95, 97, 98, 99, 119, 130, 132, 140, 157, 159 Agathiceras 129 Aggregatzustand 15 Agnathi 107, 116 Agrogeologie 9 Aktualismus 11, 58 aktualistisches Prinzip 8 Aktuo-Geologie 8 Alaunschiefer 103, 123 Alb (Formation) 151, 155 Alb, Schwäbische 73 Alces 164 Alcyonacea 141 Alethopleris 120 Algen 100, 132 Algonkischer Umbruch 67 , 68 , 99 Algonkium 97

Alkali-Basalt 84 Alkalien 27, 83 Alkali-Gabbro 84 Alkali-Gesteine 84 Alkali-Granit 84 Alkali-Liparit 84 Alkali-Peridotit 84 allitisch 27 Alluvium s. Holozän Alpen 56, 57, 58, 60, 130, 136, 139, 140, 143, 145, 149, 156, 161, 166, 167 Alpen-Geosynklinale 149 Alpen-Vorland 167 alpidisches System 69, 162 alpine Gebirgsbildung 162 alpine Trias 132, 139 alpinotyp 58, 64, 67, 69, 76 alte Schilde 63, 94 Alt-Präkambrium 91, 95, 96 Alt-Tertiär 64, 158 Aluminium 15, 16 Aluminiumhydroxyd 27 Aluminiumsilikat 27 Alveoliniden 158 Amaltheen-Ton 149 Amblypterus 129 Amerika 104, 112, 125, 140 Ammoniten 110, 112, 122, 128, 134, 143, 149, 152, 153, 159 Ammonoidea s. Ammoniten amorph 18 Amphibien 116, 122, 127, 134 Amphibol 86 Amphibolit 88, 96 Amphisyle 160 Analyse 18 Anarceslcs 118 Ancylus-See 168 Anden 157 Andesin 86 Andesit 84, 140 Angewandte Geologie 9 Angiospermen 151, 158

Anhydrit 25, 37, 138 Anhydritgruppe 138 Anis 132, 139 Anneliden 104 Anoplophora 134 Antarktis 32, 36 Anthozoen 134 Anthraconaia 122 Anthracosla 122 Anthrazit 40, 124 Antiarchi 116 Antimonglanz 86 antithetisch 53 Anuren 134 Apatit—Magnetit-Erz 85 Apikaiebene 43 Apikallinie 43 Aplit 47 Apophyse 78 Appalachen 104, 108, 112 Appalachen-Geosynklinale 63, 104, 119 Appalachiden 124 Apt 151, 156 Aptychengestein 149, 156 Arcestiden 134 Archaeocyatha 100, 105 Archaeopteris 114 Archaeopleryx 142 Archipel, Malayischer 157 Ardennen 108, 116 ARDUINO 89, 158 Arenig 107 Argentinien 125 arid 24, 30, 32, 34, 37, 41, 104, 125, 130, 137, 138, 140, 146, 150, 158, 163 ARISTOTELES 10 Arkose 27, 98 Arktik 130, .149 Arktis 125 Armorikanischer Quarzit 108 Arthrodira 116 Arthropoden 101, 104, 110, 121

Articulaten 107, 114

171 A s c h e n 36, 73, 74 A s h g i l l 107 A s i e n 69, 125, 130, 140, 156, 162, 166 A s p h a l t 40 A s s y n t i s c h e Ä r a 68 Asterocalamites 121 Asteroxylon 113 A s t u r i e n 119 A s t u r i s c h e F a l t u n g 123, 124 a s z e n d e n t e L ö s u n g 49 A t l a n t i k 29, 64, 99, 164 a t l a n t i s c h e G e s t e i n e 81, 83 A t m o s p h ä r e 12, 15, 23 A t m o s p h ä r i l i e n 21 A t o m e 18 A t r y p i d e n 109 Aucella 144, 149 A u f b a u d e r E r d e 12 A u f b i e g u n g 51 A u f l ö s u n g 25 A u f s c h i e b u n g 50, 51 A u f s c h m e l z u n g 47, 56, 82 A u f s c h o t t e r u n g 31 Auftrieb, magmatischer 49 A u g i t 19, 26 A u g i t i t 84 A u s b l a s u n g 29 Ausdehnungsk o e f f i z i e n t 24 A u s g l e i c h s t i e f e 70 A u s t r a l i e n 69, 98, 100, 125, 130, 132, 157 A u s t r i s c h e F a l t u n g 156, 157 A u s w e i t u n g 54, 55, 56 A u t o l i t h 79 A z o r e n 71, 74 Bach 29 Baculites 154 B a d e n 161 B ä r e n i n s e l 125 B ä r l a p p - G e w ä c h s 114, 121, 127 Baiera 133 B a j o c i e n 149 Baltischer R a u m 103, 112, 155 Baltischer Schild 63, 96, 165 B a n k u n g 47 B a r r e 37

B a r r £ m e 151 B a s a l t 16, 27, 71, 80, 81, 84, 140, 161, 162, 163, 168 Basaltpanzcr, norda t l a n t i s c h e r 71 basisch 83, 84 Baskischc G e o s y n k l i n a l e 63 Baseler Falten- u. T a f e l - J u r a 44, 51, 56 B a t h o l i t h 79 B a t h o n i e n 148 Baugeologie 9 Baugrund 9 B a u m f a r n 121 B a u s a n d s t e i n 137 B a u x i t 27, 39 B a y e r i s c h e A l p e n 60 B a y e r n 142 B e a n s p r u c h u n g 54 B e b e n g r ö ß e 61 B e b e n s t ä r k e 61 B e c h e r k o r a l l e 114 Becken d e u t s c h e s 136, 146 e u x i n i s c h e s 146 G a r u m n i s c h e s 161 G e r m a n i s c h e s 136, 146, 154 L o n d o n e r 161 M o s k a u e r 125, 149 P a r i s e r 161 W a l d e n b u r g e r 124 W i e n e r 162 B e l a s l u n g s d r u c k 46 B e l e m n i t e n 134, 143, 144, 152, 159 Bclemnilella 154 Belemnoideen s. B e l e m n i t e n B e l g i e n 123, 125 B e l t - S e r i e 97, 100 Be neckeia 134 B e n n e t t i t a l e s 133, 141 B e r g b a u 41 B e r g s t u r z 28 B e u l u n g 42, 46, 49, 54 Bewegung, tektonische 41, 44, 50, 62, 87 B i e g e b c a n s p r u c h u n g 54 B i m s s t e i n 82 B i n n e n s e e 33 B i n n e n v e r e i s u n g 32, 131 b i o l o g i s c h e F a z i e s 39 Biotit 19, 35, 86 B i t u m e n 40

B j e l o m o r i d e n 96 B l a s t o i d e a 107, 127 B l a t t v e r s c h i e b u n g 51 B l a u a l g e n 98, 121 Blei 92 B l e i c h e r d e - B i l d u n g 27 Blciglanz 85 Block 48, 73 B l o c k g e b i r g e 55 Blocklehm s. G e s c h i e b e m e r g e l B l u l r e g e n 29 Boden 23, 27 B o d e n b e w e g u n g 66, 118, h e u t i g e 58 ff. B o d e n b i l d u n g 27 B o d e n e i s c h ü t t e r u n g 28 B o d e n f l u ß 28 B o d e n f r a c h t 29 Bodenkunde 9 B o d e n s e n k u n g 124 B o d e n t e m p e r a t u r 13 B ö h m e n 103, 155, 161 B o h r m u s c h e l n 60 B o h r u n g 41 B o m b e n 73 Bone b e d 139 B o r a t e 38 b o r e a l 158 b o r e a l e s Klimareich 149 B o r s ä u r e 86 B o ü n i u m 96 B r a c h i o p o d e n 37, 98, 101, 102, 107, 115, 117, 118, 123, 128, 135 brackisch 39 B r a n d u n g 25, 35, 36 B r a n d u n g s n i s c h e 25 B r a n d u n g s t e r r a s s e 59 B r a s i l i d e n 100 B r a s i l i e n 95, 100, 119 B r a u n k o h l e 40, 160, 163 B r e k z i e 49, 52, 87, 149 B r e t a g n e 104 B r e t o n i s c h e F a l t u n g 123 Britische I n s e l n 103, 111, 139, 168 Britisch-Kolumbien 71 Brocken (Harz) 78 Drontosaurus 142 Bruch 47, 55, 56, 58 B r u c h f a l t e n g e b i r g e 55 Bruchzone 58 B r u k k a r o s 73 B r y o z o e n 37, 39, 101, 109, 128, 129 B ü n d e 160

172 Bundenbach 115 Buntsandstein 62, 90, 91, 132, 137 Burgess-Schiefer 104 Bushveld-Komplex 99 C " 93 Calamites 121 Calceola 114, 118 Calcium 15, 83 Calciumcarbonat 34 Calllpteris 120, 126, 127 Callovien 148 Campiler Schichten 139 Caradoc 107 Cardiopteris 121 Cardium 160 Carlsbad (Neumexiko) 131 Carnallit 25 Cenoman 151, 152, 155 Cenoman-Transgression 157 Cephalopoden 39, 101, 102, 107, 116, 118, 128, 134, 135, 143, 152 Cephalopoden-Kalk 118, 139 Ceratiten 133, 135 Ceratiles 135 Ceratopyge 106 Cerithiaceen 145 CeriMum 159 Chaetopoda 101 Champagne 156 Characeen 113 chemische Sedimente 38 chemische Verwitterung 24, 25 Chemismus 15, 18 Chile 61 China 100, 125 Chlrotherium 137 Chlor 72 Chloride 34, 37, 38 Chondrosteer 129 Cidaris 145 Cissltes 151 Clymenien 118 ClypeaBter 160 Coccosteus 115 Coclodonla 164 Coeloptychium 152 Coleopteren 127 Collenia 97, 98 Collyrites 145 Colorado-Plateau 163

Columbia-Plateau 163 Conchodus 135 Congeria 160 Conocoryphe 102 Conodonten 116 Conodontophoriden 101 Conus 159 Cordaiten 120, 126 Corycium 96 Cotyiosaurier 122, 134 Craspcdites 149 Crinoiden s. Krinoiden Crioccraliles 154 Crossopterygier 116 Crustaceen s. Krustazeen Cryplozoon 100 Clenostrenon 144 CUVIER 10 Cyanophyceen 100 Cycadales 133 Cyclolilcs 152 Cypridinen 118 Cyrfi'a 109 Cyrioccras 102 Cystoideen 103 Dach 78, 79 Dachsdiiefer 115 Dadistein-Musdiel 135 Dacit 84 Dänemark 130, 156, 160 Dalmatien 26 Dampf 18 Dan 151, 153, 156 Daonella 135 DARWIN 11 Dasberg-Stufe 117, 118 Decken 50, 53, 56, 57 DeckenerguB 71 Deckengebirge 56 Deflationslandsdiaft 29 Deformation 41, 47, 88 Dehnung 49, 54 Deister 154 Dekapoden 134 Dekhan-Trapp 162 Delta 36 Dellhyris 117 DE LUC 10 Dendroidea 106 Denudation s. Abtragung Dcsenberg 75 Destruktion 67

Deszendenz 69 deutsches Becken 136 Deutschland 75, 89, 125, 129, 137, 138, 139, 145, 146, 147, 148, 154, 155, 157, 160, 163, 166, 167 Devon 90, 113, 117 Diabas 80 , 84, 109, 118 Diabastuff 118 Diagenese 39, 124 Diaklase 47 Diapir 45, 46, 49, 53, 54 Diatomeen 34, 37 Diatomeenlager 166 Diatomeenschlick 39 Dibrandiiaten 134 Diccras 145, 153 Dichte 61 Dicolyledonen 152 Didymograptus 106 Differentiation 85, 94 Dikelocephalus 102, 103 Diluvium s. Pleistozän Dinariden 140, 156 Diorit 84, 86 Dioritporphyrit 84 Diplograplus 106 Diploporen 132, 133 Dipnoi 116 Dipleridaceen 133 Dipteren 134 disharmonische Faltung 43 Diskordanz 65, 92, 96, 98, 108, 118 Dislokation 41 distraktive Tendenz 55, 56 Doberg 160 Docodonla 135 Dogger 90, 141, 145, 146, 148, 150 Doline 26 Dolomit 19, 26, 37, 98, 105, 138, 139 Donau 167 Dorypyge 103 Dover 156 Drachenfels 72, 73 Dreikanter 29 Driftmoräne 36 Druck 13, 14, 18, 88 Druckbeansprudiung 54 Düne 29, 33, 137 Dyas s. Perm

173 Dynamik endogene 40 ff., 69, ISO, 160 exogene 23 ff., 69 Ebene 33, 59, 167 Echinodermen 37, 101, 107, 110, 131 Echinodermenbrekzie 39 Echinolampas 160 Echinosphaerites 111 Echinozoa 107 Edentaten 164 Eger 168 Eifel 73, 114, 168 Eilelmaar 168 Eifel-Slufe 117 Eimbcckhäuser Plattenkalk 148 Einebnung 30 Einengung 54, 56 Einschluß 32 Einsprengling 83 Einzeller 159, 164 Eis 12, 29, 32, 167 Eisen 15, 16, 17, 27, 146, 155 Eisensandstein 149 Eisschmelze 38 Eiszeit 32, 59, 97, 100, 104, 164, 165, 167, 168 Eiszeit-Spuren 100 Elasmobranchicr 116 Elastizität 61 Elbe 75, 129, 167 Elch 164 Eleutherozoen 101 Elm 28 Elsaß 161 Elster-Eiszeit 167 eluviale Seifen 38 EMPEDOKLES 10 Ems 117 Emscher 151, 154 Ems-Stufe 117, 118 Encrinus 136, 138 Endmoräne 167 Endoceras 111 England 108, 116, 123, 125, 130, 138, 145, 154, 167 Entmischung 85 Eospiriler 110 Entwicklung 7 Eokambrium 100 Eozän 158, 159, 160, 161, 162, 163

Eozoikum s. Algonkium epirogen 60, 66, 168 Epirogenese 63, 64, 168 epithermal 86 Epizentrum 61 Epizone 88 Equisetites 133 ERATOSTHENES 10 Erdachse 132 Erdalkalien 27 Erdaufbau 12 Erdbahn 12 Erdbeben 10, 28, 60, 61, 66, 69, 168 Erdbeben Herd 61 Erdbeben-Wellen 12, 13, 16, 60, 61 Erde 11, 12 Erden 9 Erdgas 9, 48 Erdgeschichlc 7, 65, 89 ff., 145 Erdinneres 13, 40, 61 Erdkern 13, 14, 17 Erdkruste 12, 13, 14, 17, 20, 41, 70, 94 Erd-Oberfläche 14, 17 Erdöl 9, 41, 48 Erdrutsdi 28, 40 Erdschale 13, 15 Erdzusland 66 Ergußgestein 83, 84 Ernestiodendron 126 Erosion 31, 168 Erosionsfurchen 137 Erstarrung 21, 78, 79, 99 Erstarrungsgestein 20 Erstarrungskruste 95 Eruptivgestein 49, 75 Erwärmung 45 Erz 9, 48 Erzgang 41, 78 Eßkohle 124 Eugeosynklinale 64, 67 Eugereon 127 Euloma 106 Eumorphoccras 123 Europa 67, 98, 103, 108, 116, 125, 139, 145, 154, 157, 163, 165 Eurydesma 132 Eurypteriden 107, 110, 127 Eurypterua 110 Eutheria 158 euxinisch 113, 146 Evolution 66

exogene Dynamik s. Dynamik Explosionsröhre 73 Fährte 137 Falte 42, 43, 44, 55, 56, (¡5 Faltenachse 43, 55 Faltenbündcl 42, 55 Faltengebirge 56, 69, 76,