Exkursionsbericht USA/Kanada 1999

Exkursionsbericht USA/Kanada 1999
Berit Legler, Madeleine Kurze
Abbildung 1: Gruppenbild am Crater Lake
Im Sommer 1999 führten die Studenten der TU Bergakademie Freiberg eine vierwöchige
Auslandsexkursion in die USA und nach Kanada durch. Geleitet wurde die Exkursion von
Dr. Volkmann, Mitarbeiter des Institutes für Geologie der TU BAF. Da er diese Exkursion
schon mehrmals durchführte, konnten wir auf seinen reichen Erfahrungsschatz sowie auf
umfangreiches Material zur Vorbereitung zurückgreifen.
1 Point Reyes National Seashore
2 Lassen Volcanic Park
3 Crater Lake
4 Mount Saint Helens
5 Burgess Shale, Icefields Parkway,
Maligne Lake
6 Mount Yamnuska
7 Butte, Montana
8 Yellowstone Nationalpark
9 Wind River Canyon
10 Dinosaur National Monument
11 Uinta Becken
12 Great Salt Lake
13 Kennecott Bingham Copper Mine
14 Price Canyon
15 Arches Nationalpark
16 Canyonlands Nationalpark
17 Grand Canyon
18 Arizonakrater
19 Ash Meadows National Wildlife Refuge
20 Death Valley
21 Yosemite Nationalpark
22 Sequoia und Kings Canyon Nationalpark
Abbildung 2: Reiseroute
Die Exkursion begann und endete in San Francisco, wir legten eine Wegstrecke von über
13.000 km zurück (Abb. 2). Beeindruckend waren die Dimensionen Nordamerikas, die mit
Mitteleuropa nicht zu vergleichen sind. Erstaunlich war das Verhältnis vieler Einwohner zur
Geologie. In einem Gebiet, das durch seismische und vulkanische Aktivität gekennzeichnet ist
und in dem noch aktiv Bergbau betrieben wird, versucht man die Bevölkerung für
geologische Fragestellungen zu sensibilisieren. Besonders in den Nationalparks werden auf
Tafeln und in Informationsmaterialien Zusammenhänge zwischen der geologischen
Vergangenheit und der heutigen Morphologie sehr gut dargestellt. So lernt man in Gebieten,
die Mitteleuropäer meist mit Urlaub in Verbindung bringen, sehr viel über die Geologie.
Der erste Exkursionspunkt war Point Reyes National Seashore, wenige Kilometer
nordwestlich von San Francisco. Hier ist der Verlauf der San Andreas Verwerfung markiert,
an der es beim Erdbeben 1906 zu einer sichtbaren Versetzung der Erdoberfläche kam.
Abbildung 3: Schema Plattentektonik
Weitere Auswirkungen der Plattentektonik beschäftigten uns in den folgenden Tagen in der
Cascade Range, die sich von Nordkalifornien bis nach Kanada erstreckt. Zu diesem Teil des
„Ring of Fire“ gehören unter anderem die Vulkane Mount Shasta, Lassen Peak, Mount Saint
Helens und Mount Rainier. Hier studierten wir eine Vielzahl vulkanischer Prozesse und deren
geologisch-morphologische Auswirkungen. In dem Bereich schiebt sich unter die
Nordamerikanische die Juan-de-Fuca Platte (Abb.3). Bei der Aufschmelzung entstehen meist
saure bis intermediäre Magmen, was eine starke Explosivität des Vulkanismus bedingt.
Bei der Annäherung an den Lassen Volcanic Park weisen Bombenfelder auf vergangene
Vulkanausbrüche hin. Der Lassen Peak entstand an der Nordostflanke des Mount Tehama, der
am Ende des Pleistozäns kollabierte. Die letzten Eruptionen des Lassen Peak lagen zwischen
1914 und 1921. Heute sind postvulkanische Aktivitäten in Form von Mofetten und Fumarolen
zu beobachten.
Der weiter nördlich gelegene Crater Lake stellt eine Kaldera des vor etwa 7.000 Jahren
kollabierten Mount Mazama dar. Nach dem Kollaps entwickelte sich darin bei jüngeren
Ausbrüchen der Vulkankegel Wizard Island. Die Kaldera füllte sich mit Regen- und
Schmelzwasser und ist heute ein 589 m tiefer See.
Der M o u n t
Saint Helens
(Abb. 4) ist
auf Grund des
erst 19 Jahre
Abbildung 4: Mount Saint Helens
zurückliegenden Ausbruchs der wohl bekannteste Vulkan der Cascade Range. Er ist jedoch
schon etwa 50.000 Jahre alt, es sind zehn Eruptionsphasen bekannt. Einen Einblick in
zurückliegende vulkanische Aktivität bekamen wir in der Lavahöhle „Ape Cave“ sowie im
Lava Canyon, wo etwa 2.000 Jahre alter Andesit über älteren Vulkaniten aufgeschlossen ist.
Spektakulärer sind jedoch die Auswirkungen der Eruption vom Mai 1980. Dabei domte sich
die Nordflanke auf und glitt anschließend ab. Nachfolgend kam es zu Ausbrüchen, Lahars und
pyroklastischen Strömen. Das einstige Erholungsgebiet wurde von einer dicken Ascheschicht
bedeckt, Bäume brachen in vier bis fünf Metern Höhe an der Oberkante der Schneebedeckung
ab, Bimslapilliebenen entstanden und ein halbes Jahr später trat Lava aus. Die katastrophalen
Folgen sind noch heute sichtbar, obwohl die Organismen sich langsam ihren Lebensraum
zurückerobern.
Nach der Cascade Range führte uns die Exkursion in die kanadischen Rocky Mountains.
Hier bekamen wir einen Einblick in die geologisch-stratigraphische Entwicklung, den
tektonischen Aufbau und die rezente glazigene Dynamik in der Region.
Den Höhepunkt bildete
hierbei die Tagestour zum
Burgess Shale (Abb. 5).
Von einer Rangerin
geleitet, stiegen wir zu dem
auf 2.400 m über NN
gelegenen Aufschluss auf,
der unter dem Schutz der
UNESCO steht. An der
Ausgrabungsstätte
erläuterte
uns
der
Grabungsleiter Dr. Collins
die Fossilien, die hier
Abbildung 5: Steinbruch Burgess Shale
gefunden werden. Der Burgess Shale ist ein Teil der mittelkambrischen Stephen Formation.
Anfang des 20. Jahrhunderts entdeckte der Paläontologe Charles Walcott die Fossilführung.
Bedeutung erlangte sie auf Grund der erstaunlich guten Erhaltung von Weichteilen. Die
Funde erlauben es den Paläontologen, die kambrische Explosion des Lebens
nachzuvollziehen. Tone und Schluffe der 137 m mächtigen Stephen Formation wurden unter
subtidalen bis zum Teil intertidalen Bedingungen abgelagert. Die Organismen lebten am
Rande eines Riffs. Bei starken Stürmen wurden die Sedimente auf der Oberfläche des Riffs
aufgewirbelt und Teile glitten in tiefes Wasser ab. Dabei riss es auch Organismen mit. Sie
wurden unter anoxischen Bedingungen am Rifffuß eingebettet. Nur auf Grund des nahen
Riffkörpers sind die Fossilien nicht zerstört, da sie in seinem Druckschatten keine extreme
Kompaktion erfuhren.
120 bis 130 verschiedene
Invertebratenarten fand man,
mehr als 60 % bildeten keine
Hartteile aus. Ähnlich gute
Weichkörpererhaltungen dieser
Zeit sind nur noch aus China
und Grönland bekannt. Hier
gefundene Fossilen sind
Cyanobakterien, Brachiopoden,
Muscheln, eine Vielzahl von
Trilobiten (Abb. 6), Krustazeen
sowie Organismen wie Marrella
und Anomalocaris.
Abbildung 6: Fossil aus dem Burgess
Shale
Ebenso interessant waren die glazigenen
Prozesse, die wir besonders entlang des
Icefields Parkway studierten. Am Athabasca
Gletscher (Abb. 7) einer Zunge des Columbia
Eisfelds (325 km_) wurde uns der enorme
Rückzug des Eises in diesem Jahrhundert sehr
deutlich. Mit Pfählen ist die Ausdehnung der
Gletscherzunge in den letzten Jahren markiert.
Der Gletscher verkürzt sich demnach jährlich
um 10 bis 20 m. Sehr gut sichtbar sind die
Moränen der ehemaligen Eisrandlagen sowie
Gletscherschliffe auf dem früheren
Gletscherboden.
Abbildung 7: Icefields Parkway/Athabasca Gletscher
(rot: Gletscherausdehnung in den 70er Jahren)
Abbildung 8: Profil durch die Kanadischen Rocky Mountains
Im Maligne Valley bekamen wir einen Einblick in Verkarstungserscheinungen unter den
Bedingungen rezenter Hochgebirgsvereisung. Das Tal befindet sich an der Grenze zwischen
den Front-Ranges im Nordosten und den Main-Ranges im Südwesten. Hier bildete sich
östlich der Überschiebungsbahn, die beide Einheiten trennt, ein Canyon im devonischen
Kalkstein der Palliser Formation. Der Maligne Canyon ist wohl ein Rest einer ehemaligen
Karsthöhle, deren Dach durch Gletschererosion einstürzte. Es besteht jedoch auch die
Möglichkeit einer rein erosiven Entstehung als Hängetal. Der Medicine Lake oberhalb des
Canyons ist ein periodischer See. Der Abfluss erfolgt unterirdisch in einem System aus
Karsthöhlen. Im Frühjahr und Frühsommer, wenn der Zufluss durch die abtauenden
Schneemassen den Betrag des Abflusses übersteigt, ist der See mit Wasser gefüllt. Im
Spätsommer bis Herbst sinkt der Wasserspiegel, der See trocknet fast völlig aus.
Auf dem Weg nach Osten, aus
den kanadischen Rocky
Mountains heraus, legten wir am
Mount Yamnuska (Abb. 9)
einen Zwischenstopp ein. Hier ist
die McConnell-Überschiebung
über etwa 150 m aufgeschlossen.
Sie ist eine sehr große
Störungszone mit einer lateralen
Erstreckung von 400 km.
Kambrium und Devon der FrontRanges wurde über 40 km weit
auf Kreide der Foothills
aufgeschoben. In einem
ehemaligen Steinbruch am Fuße
des
Berges
stehen
Kreidesandsteine an, die kohlige
Bildungen führen. Die Sande
wurden im Deltabereich von
Flüssen abgelagert, sie sind
schräg geschichtet und führen
Treibholz.
Abbildung 9: Mount Yamnuska
Abbildung 10: Butte, Montana
Zurück in den USA führte uns die Exkursionsroute nach Butte/Montana. Gegründet wurde
die Stadt in der Mitte des 19. Jahrhunderts als Goldbergwerkscamp. In der Gangerzlagerstätte
wurden von 1880 bis 1964 etwa 300 Millionen Tonnen Erz abgebaut, vor allem Kupfer, Zink,
Mangan, Blei, Silber und Gold. Bis in die 50er Jahre baute man untertägig ab, 1955 ging man
zum Übertageabbau von ärmeren porphyrischen Lagerstättenteilen über. Heute ist der
Bergbau eingestellt, alte Schachtanlagen stehen schon seit Jahrzehnten wie vergessen in der
Landschaft (Abb. 10). Von Rekultivierung scheint man noch nichts gehört zu haben.
Die Fahrt führte uns weiter nach
Süden in den Yellowstone
N a t i o n a l p a r k . Im ältesten
Nationalpark der USA, zu dem
ein riesiges Thermalgebiet
gehört, studierten wir eine
Vielzahl postvulkanischer
Erscheinungen (Abb. 11). Das
Yellowstoneplateau (etwa 6.500
km_) wird von Basalten und
Rhyolithen aufgebaut. Der
Magmenaufstieg erfolgte aus
einem darunter liegenden „hot
spot“
oder
über
ein
tiefgreifendes
Abbildung 11: Heiße Quelle im Yellowstone NP.
Störungssystem. Der Beginn der vulkanischen Entwicklung liegt im Mesozoikum, aktiv ist
der Vulkanismus aber erst wieder seit zwei Millionen Jahren. Es sind drei Ausbruchszyklen
bekannt, die jeweils in der Bildung einer Kaldera gipfelten. Große Mengen an Tuffen,
Ignimbriten und Laven bildeten sich.
Im Grand Canyon of
Yellowstone ist ein
Profil von der
Oberkreide bis ins
Quartär
aufgeschlossen (Abb.
12). Eozäne Andesite
überlagern marine,
sandig-tonige
kretazische
Sedimente. Darüber
sedimentierten
fluviatile tertiäre
Kiese und Tuffe,
abgedeckt von einem
1,5 Millionen Jahre
Abbildung 12: Grand Canyon of the Yellowstone
alten Basalt. Am Top des Profils findet man quartäres Moränenmaterial.
Neben unzähligen Geysiren, Schlammvulkanen, Fumarolen und Kalksinterbildungen gibt es
im Park auch ein Obsidiankliff. Es entstand als Lava in dünnen Lagen über einen
Felsvorsprung aus Rhyolith floss und dabei schlagartig abgekühlte. Die thermale Aktivität ist
zur Zeit im Nordteil am intensivsten. Hier kommt es auch zu Hebungen um 5 mm pro Jahr,
eventuell ein Zeichen für eine sich füllende Magmenkammer.
Südlich des Yellowstone Nationalparks sind im Wind River Canyon weite Teile der
Erdgeschichte aufgeschlossen. Hier lernten wir auch die ältesten Schichten der Region
kennen. Durch den Fluss sind die Kerngesteine der Rockie Mountains angeschnitten, so auch
ein präkambrischer Gneis, den vor 2,2 Milliarden Jahren Pegmatiten durchdrungen. Darüber
lagern kambrische und ordovizische Schichten, gefolgt von Sedimentgesteinen des Karbon bis
Tertiär.
Auf dem Weg ins Colorado Plateau fuhren wir durch Jeffrey City. Wir wollten uns hier den
Uranbergbau in Stadtnähe genauer ansehen. Da das Bergwerk aber im letzten Jahr
geschlossen wurde, lernten wir die Bedeutung des Bergbaus für die Besiedlung mancher
Landstriche kennen. Mit der Schließung gingen auch die Menschen, Jeffrey City gleicht einer
Geisterstadt. Vor der letzten noch geöffneten Tankstelle döste der Besitzer in der
Mittagshitze. Das verbliebene Restaurant des Ortes, dort wo Grubenarbeiter früher zu Mittag
aßen, war kaum besetzt, die Wirtin misslaunig. Wie schon in Butte hält man auch hier nichts
von Renaturierung. Die Halden liegen unabgedeckt, ein paar Kühe weiden davor. Alte
Maschinen, Schachtanlagen, Fördertürme rosten vor sich hin.
Abbildung 13: Aufschlusswand des Dinosaur National Monuments
Am nördlichen Rand des Colorado Plateaus besichtigten wir das Dinosaur National
Monument. Hier tauchen paläozoische und mesozoische Sedimentgesteine unter das UintaBecken ein. Die jurassische Morrison-Formation des Uinta-Beckens enthält eine
Ansammlung von Dinosaurierfragmenten. Diese Formation besteht aus fluviatilen und
ufernahen Sedimenten. Die Tierkadaver wurden flussabwärts transportiert und sammelten
sich auf Sandbänken der Gleithänge. Hier
wurden sie eingebettet, und so sind heute
auf engstem Raum eine Vielzahl von gut
erhaltenen Fossilien zu finden. Einen
Aufschluss mit Dinosaurierknochen
machte man der Öffentlichkeit
zugänglich. Auf der mit etwa 45°
einfallenden Schichtfläche sind die
Knochen freipräpariert (Abb. 13). Um
den Aufschluss wurde ein Haus errichtet,
in dem den Besuchern die Fossilien und
die Paläontologie näher gebracht wird.
Die häufigsten Fossilien sind
Stegosaurus, Apatosaurus, seltener
Allosaurus sowie Schildkröten und
Krokodile.
Westlich des Dinosaur National
Monument, im Uinta- Becken, fuhren wir
zum Asphalttagebau von Verenal. Ein
Mitarbeiter zeigte uns einen Aufschluss
außerhalb des Betriebsgeländes. Im Uinta
Becken dient eozäner Sandstein als
Speichergestein. Das dazugehörige
Muttergestein entstand ebenfalls im
Eozän, es ist der Green-River-Shale, zu
dem uns die Exkursion am
Abbildung 14: Gilsonitgang
darauffolgenden Tag führte. Bei Verenal ist das Speichergestein der Antiklinallagerstätte
durch Verwitterung angeschnitten. Die flüchtigen Bestandteile des Erdöls in dem bis 20 m
mächtigen Speicherhorizont entwichen, Asphalt blieb zurück.
Nach Verenal durchfahren wir das Uinta-Becken in westlicher Richtung. Pferdekopfpumpen
sind über die Halbwüste verteilt, ein deutliches Zeichen für die Erdöllagerstätten im
Untergrund. Südöstlich von Myton sind Gilsonitvorkommen im Five Mine Canyon
aufgeschlossen (Abb. 14). Das Erdglanzpech entsteht, wenn das Deckgestein einer
Erdöllagerstätte Wegsamkeiten aufweist. Das Öl dringt auf Spalten nach oben. Perlt Gas
durch das Öl hindurch, kommt es zu chemischen Reaktionen. Das Erdöl verfestigt sich durch
Aromatisierung. In der Gegend wurde Gilsonit vor allem nach dem Zweiten Weltkrieg für die
chemische Industrie abgebaut.
Die Green-River-Formation studierten wir im südlichen Uinta Becken. Sie wird durch die
Straße US 50-6 nördlich von Price angeschnitten. Die Green-River-Formation bedeckt eine
Fläche von circa 36000 km_ und ist über 1000 m mächtig. Es handelt sich hierbei um
lakustrine Ablagerungen des eozänen Playasees Lake Uinta. Am Rand kommt es zur
Verzahnung mit fluviatilen Bildungen. Die häufigsten Sedimente sind Tone, Mergel und
Karbonate sowie im oberen Teil des Profils auch Gipse und Salze. Darin sind Ölschieferlagen
eingeschaltet. Diese kerogenreichen Mergelsteine mit hohem Algenanteil wurden in der
Stillwasserfazies von Lagunen abgelagert. Bei den Algen des Green-River-Schiefers handelt
es sich um die Süßwasseralge Botriococcus braunii. Die Salzgehalte im Lake Uinta stiegen
mit fortschreitender Seenentwicklung stark an. Das sedimentierte Material ist sehr fossilreich
(unter anderem Fische, Krokodile, Vögel). In dem von uns näher betrachteten Aufschluss an
des US 6 stehen Ton-, Schluff- und Sandsteine sowie Dolomite an. Der Green-River-Schiefer,
das Erdölmuttergestein der Uinta Beckens, ist nur wenig Zentimeter mächtig. Außerdem
fanden wir eine Vielzahl von Fischresten, vor allem Schuppen.
In der Nähe von Salt Lake City schauten wir
uns den Great Salt Lake an. Dass er ein Rest
des nacheiszeitlichen Lake Bonneville ist,
wird am Südufer (Interstate 80 West, hinter
dem Schmelzwerk der Bingham Copper
Mine) deutlich. Man erkennt mehrere
Uferterrassen, die Rückzugsstadien des Sees
dokumentieren (Abb. 16). Lake Bonneville
bedeckte weite Teile Westutahs und reichte
bis nach Idaho und Nevada (Abb. 15). Heute
ist der Great Salt Lake noch etwa 5000 km_
groß und maximal 15 m tief. Der Salzgehalt
liegt bei 27 %, in der Nähe von Wendover
(westlich von Salt Lake City) wird Bittersalz
gewonnen.
Abbildung 15: Ausdehnung des
Abbildung 165: Ausdehnung des Lake Bonnevilles
Abbildung 176: Uferterrassen (rot) des Great Salt Lake
Ein weiterer
Höhepunkt
unserer
Exkursion war
die Besichtigung
der K e n n e c o t t
Bingham
Copper Mine.
Die Vererzung
ist
an
die
Intrusion tertiärer
Monzonite und
Porphyre
gebunden. Sie
drangen
in
unterkarbone
Abbildung 187: Kennecot Bingham Cupper Mine
Sedimentgesteine (Kalksteine, Kalksandsteine und Quarzite) ein. Die Bingham Copper Mine
die größte Kupfer-Skarn Lagerstätte der
ist eine der größten porphyrischen Kupfererz und
Welt. Das Erz enthält neben Kupfer auch Molybdän, Gold, Blei und Zink. Vor 1906 wurde
die Skarnlagerstätte im Tiefbau abgebaut, danach legte man den Tagebau an. Bis jetzt wurden
dabei 6 Milliarden Tonnen Gestein bewegt. Dieser größte vom Menschen geschaffene
Tagebau ist 800 m tief, sein Durchmesser beträgt etwa 4 km (Abb. 17). 15 Millionen Tonnen
Kupfer wurden schon gewonnen, die Vorräte reichen bei gleichbleibender Förderung noch bis
ins Jahr 2300. Im Besucherzentrum erhält man einen guten Überblick über den Abbau und die
Verarbeitung der Erze. Hier werden auch Maßnahmen zur Wasserhaltung und zur
Renaturierung aufgezeigt.
Der nächste Punkt unserer Exkursion
war Price Canyon. Hier sind
kretazische Kohlen aufgeschlossen.
Die Sedimente entstanden am
östlichen Rand des interkontinentalen
Kreidemeeres zwischen den Rocky
Mountains und dem kristallinen
Schild beziehungsweise den
variszisch konsolidierten Bereichen
der
Ostküste.
Marine
Sedimentationsbedingungen wechseln
Abbildung 198: Kohleminen im Price Canyon
sich mit Deltabildungen und Sedimenten der Vorgebirgssenke ab. Im Canyon befinden sich
mehrere Kohlegruben der Price River Company. Am Highway 6 ist der massive
Aberdeensandstein aufgeschlossen, der von Tonsteinen mit zwischenlagernden
Sandsteinlinsen und Kohleflözen überlagert wird. Die Steinkohlen gehören zum Castlegate AFlöz. Das Hauptflöz ist über sechs Meter mächtig und wird im östlichen Canyon abgebaut
(Abb. 18).
In den darauffolgenden Tagen beschäftigten wir uns mit den Erosions- und
Sedimentationsprozessen des Colorado Plateaus.
Der Arches Nationalpark
zeichnet sich durch eine
Vielzahl von natürlichen
Bögen
(Abb.
19),
Pilzfelsen,
Nadeln,
Sandsteinrücken usw. aus.
Eine Vorraussetzung für
deren Bildung ist in der
unterlagernden ParadoxFormation zu sehen. Sie
enthält
mächtige
oberkarbone Salze. Durch
Halokinese in Verbindung
mit orogenen Bewegungen
(Perm und Kreide/Tertiär)
Abbildung 19: Sandsteinbögen im Arches NP.
entstanden mehr oder
weniger parallele Klüfte in permischen bis jurassischen Sandsteinen und Kalken im
Topbereich von Salzrücken. In Folge von Erosion entlang der Klüfte bildeten sich Rücken aus
Sandstein. Durch die Wirkung von physikalischer und chemischer Verwitterung wurden
weichere Gesteinsschichten abgetragen, Bögen und andere Gebilde entstanden. Der
triassische Navajo-Sandstein tritt oft kliffbildend auf. Die Dünensande, die typische
Schrägschichtung erkennen lassen, bilden im Arches Nationalpark die Unterlage der Bögen.
Die unterjurassischen Entradasandsteine wurden unter flachmarinen Bedingungen
beziehungsweise als Dünensande abgelagert. Besonders aus dem roten Slickrock-Sandstein
dieser Formation bilden sich die Bögen. Den Top des Profils bilden die kretazischen
Sandsteine der Cedar Mountain und Dakota Sandstone Formation. Augenfällig waren
Opalbildungen auf einer Störungszone im Cache Valley. Sie entstanden, als Salze der
Paradoxformation Kieselsäure mobilisierte, die anschließend an geochemischen Barrieren
ausfiel.
Abbildung 200: Upheaval Dome
Der Canyonlands Nationalpark besteht aus einem Hochland und einer etwa 400 m tiefer
liegenden Flachebene. Im Park stehen wie im Arches Nationalpark über den Salzen der
Paradox-Formation Sandsteine aus dem Mesozoikum an. Allerdings wurden hier die
Kreideablagerungen erodiert. Durch den Aufstieg der Salze an Verwerfungen kam es zur
Aufwölbung der Hangendschichten, wie am Upheaval-Dome (Abb. 20) sichtbar (andere
Deutungen gehen hier von einem Meteoritenimpakt aus). Zum Teil kollabierten die
Sandsteine über ausgehöhlten Salzlagern, so dass Schluchten entstanden. Nachfolgende
Erosionsprozesse vertieften diese Schluchten auf etwa 300 m. In solchen Canyons fließen
Colorado und Green River. An deren Flussufern wachsen Tamarisken, die mit ihren grünen
feingliedrigen Blättern einen scharfen Gegensatz zur umgebenden Wüstenlandschaft bieten.
Auf Grund der tiefgreifenden Erosion ist im Canyonlands das komplette Profil der
mesozoischen Sedimentgesteine sichtbar. Besonders auffällig ist dabei der White-RimSandstein, der die Flachebene nach oben hin abschließt. Dieser weiße Sandstein ist sehr
verwitterungsbeständig, so dass durch Erosion der liegenden Schichten „balancierende“
Felsgebilde entstehen. Beim Verlassen des Canyonlands Nationalparks sahen wir die
Salzgewinnungsanlage von Potash. Mittels Pumpen wird in die Paradoxformation Wasser
eingepresst. Aus der sich bildenden Sohle wird durch Eindampfen Bittersalz (Pottasche)
gewonnen.
Auf dem Weg
nach
Süden
erreichten wir
den
Grand
Canyon
(Abb.21) – ein
einmaliger
Aufschluss der
Erdgeschichte,
der aufgrund
seiner Größe am
besten von den
Rändern her zu
studieren ist. Der
bis über 2000 m
tiefe Canyon
entstand durch
die Erosion des
Abbildung 211: Grand Canyon
Colorado Rivers, die vor frühesten 2,6 Mill. Jahren, höchstens aber vor 25 Mill. Jahren
begann. Aufgrund des trockenen Klimas auf dem Plateau konnten sich die Talhänge nicht
verflachen, so dass tiefe enge Schluchten entstanden. Die so freigelegten Schichten zeigen
einen Abriss der Erdgeschichte von 2 Mrd. bis 250 Mill. Jahren.
In Flagstaff erreichten wir den südlichsten Punkt unserer Exkursion.
Hier studierten wir die tertiäre Impaktstruktur des Arizonakraters
(Abb. 22). Dieser Krater ist auf Grund des Wüstenklimas im
Gegensatz zum Nördlinger Ries noch sehr gut erhalten, wo die
Impaktstruktur durch die starke Erosion nur noch erahnt werden kann.
Vor etwa 50.000 Jahren wurde der von rund 1,3 km, 180m Tiefe und
Abbildung 222: Arizona Crater
einem 60m hohem Kraterrand durch den Einschlag eines Eisenmeteoriten gebildet. Dabei
wurden die anstehenden permischen Gesteinsschichten tief zerrüttet. Bis in 8 km Entfernung
ist Meteoriteneisen nachweisbar. Anfang unseres Jahrhunderts wollte Mr. Barringer dieses
Eisen abbauen. Dazu wurden ein Schacht im Kraterzentrum und zahlreiche Bohrungen
abgeteuft. Auf Grund zu geringer Eisengehalte hat sich der Abbau aber nicht rentiert. Ein
größerer Eisenkörper existierte wahrscheinlich nie, da beim Einschlag der überwiegende Teil
des Asteroiden verdampfte. Heute befindet sich am nordöstlichen Kraterrand ein Museum. In
den sechziger und siebziger Jahren wurden im Krater die Astronauten der Apollo-Missionen
geschult.
Auf dem Weg ins Death Valley besichtigten wir Ash Meadows National Wildlife Refuge. In
Quellen (Abb. 23) tritt artesisches, fossiles (7000 bis 8000 Jahre alt) Grundwasser zu Tage,
eine Oase bildete sich. Sie ist die Heimat mehrerer
endemischer Arten, so zum Beispiel des Dessert
Pupfish (Trinodon diabolis). Im Sommer leben in
einer Kalksteinhöhle 400 bis 600 Tiere. Sie
werden nur sechs bis zwölf Monate alt und
ernähren sich von Algen und zum Teil von
Gewöllen der Eulen. Im Winter überleben etwa
200 Tiere. Die Wurzeln dieser Organismenart
reichen möglicherweise bis in die Kreide zurück.
Damals bestanden miteinander verbundene
Binnenseen, die nach der Hebung der Sierra
Nevada austrockneten und zur Wüste wurden.
Heute sind nur noch wenige Reste erhalten.
Abbildung 233: Ash Meadows
Im Death Valley studierten wir die Sedimentationsbedingungen unter ariden
Klimabedingungen. Die Ursache für die geringen Niederschlagsmengen ist die Sierra Nevada,
an der sich vom Pazifik kommende Wolken abregnen. Begrenzt wird das Tal im Osten von
der Amargosa-Range, im Westen von den Panamint Mountains.
Beide Bergketten sind vulkanischen Ursprungs. Von den Bergen fließen riesige Schuttfächer
ins Tal. Das Material wird
nur bei Starkregenereignissen
transportiert. Diese Fächer
münden in eine nahezu ebene
Talsohle. Im südlichen Teil
des Tales befindet sich eine
große Salztonebene, die wir
uns bei Badwater (mit – 86 m
NN der tiefste Punkt der
westlichen Hemisphäre)
näher anschauten. Die
Oberfläche der Ebene ist
weich und bröckelig, durch
Tipi-Strukturen aufgeworfen.
Ein kleiner, flacher,
hochsalinarer Tümpel
Abbildung 24: Death Valley (Badwater)
befindet sich an ihrem Rand (Abb. 24). Im nördlichen Teil des Tales existieren Sanddünen.
Der Y o s e m i t e
Nationalpark (Abb.25)
ist charakterisiert durch
etwa 600 m tiefe Täler
und bis zu 3.900 m hoch
aufragende Granitgipfel.
Die Intrusion dieser
riesigen Sierra NevadaBatholithe erfolgte auf
Grund
der
Aufschmelzung von
Krustenmaterial bei der
Subduktion der FaralloPlatte
unter
den
amerikanischen
Abbildung 24: Yosemite NP.
Kontinent von Jura bis Eozän. Man unterscheidet eine erste Intrusionsphase im Jura und eine
zweite in der Kreide. Im Pleistozän schufen Gletscher die tiefen Trogtäler und rundeten die
Batholithe ab. Der größte Granitmonolith ist der El-Capitan mit einer 1.098 m hoch über dem
Tal aufragenden Steilwand. Dieser ist besonders verwitterungsresistent, da sein Granit
weitgehend unzerklüftet ist.
Die letzten Punkte unserer Exkursion waren
Sequoia und Kings Canyon Nationalpark.
Am Westabhang der Sierra Nevada wachsen
die Riesenmammutbäume (Sequoiadendron
giganteum), wie auch in diesen zwei Parks,
noch in verstreuten Hainen (Abb. 26). Vor
etwa 100 Millionen Jahren gediehen
Sequoien in weiten Teilen der Erde. Heute
sind nur noch wenige Arten erhalten, deren
Verwandte man auch aus den tertiären
Kohlen Mitteldeutschlands kennt. Die
Riesenmammutbäume gedeihen, bedingt
durch die Erosion des Cavell Advance, der
vom Mittelalter bis in das 18. Jahrhundert
andauernden „Kleinen Eiszeit“, zwischen
1.200 und 2.500 m über NN. Die ältesten und
größten von ihnen sind 75 bis 90 m hoch und
mehr als 3.000 Jahren alt. Sie vermehren sich
durch Samen, die ein Baum erst produziert,
wenn er mehrere hundert Jahre alt ist. Die
Samen sind in Zapfen eingeschlossen, die
nach einer enormen Zeitdauer von mehr als
20 Jahren reif sind. Ein Keimling wächst nur
auf gut entwässertem Mineralboden, der
direkt dem Sonnenlicht ausgesetzt ist. Durch
Abbildung 25: Mammutbäume
Blitzschlag entstandene Brände schaffen
normalerweise diese Bedingungen. Da sie jedoch nicht kontrollierbar sind, verbrennt man
regelmäßig das Unterholz. Riesenmammutbäume sind sehr widerstandsfähig gegenüber
Fäulnis, Feuer und Insektenbefall. Die Ursache liegt im hohen Tanningehalt des Holzes. Mit
dieser weitgehenden Resistenz gegen Umwelteinflüsse gelang es ihnen, über einen solchen
Zeitraum zu überleben.
Abschließend möchten wir uns im Namen aller Teilnehmer bei den zahlreichen Sponsoren
sowie bei den Betreuern der Exkursion bedanken, deren Unterstützung und Erfahrung dieses
Auslandspraktikum erst möglich machte.
Literatur:
BLACKSTONE, D.L.: Travelers Guide to the Geology of Wyoming, The Geological Survey
of Wyoming; Laramie 1988.
CHRONIC, H.: Roadside Geology of Utah, Mountain Press Publishing Company; Missoula
1990.
YORATH, C. & GADD, B.: Of Rocks, Mountains and Jasper: A Visitor’s Guide to the
Geology of Jasper National Park, Geological Survey of Canada; Toronto 1995.
LANGSHAW, R: Geology of the Canadian Rockies, A Summerthought Publication; Banff
1989.
POWELL, W.: A Geosciences Guide to The Burgess Shale: Geology and Palaeontology in
Yoho National Park, The Yoho-Burgess Shale Foundation, Field 1996.
PRINCLE, P. T.: Roadside Geology of Mount St. Helens National Volcanic Monument and
Vicinity, Washington Division of Geology and Earth Resources; Washington 1993.