mini|Karte vom Guayana-Schild mit Zuordnung zu den heutigen politischen Gebilden
Der Guayana-Schild () ist ein kratonartiger kontinentaler Krustenblock im Nordosten Südamerikas, der sich über etwa 2,5 Millionen Quadratkilometer in Teilen von Venezuela, Guyana, Suriname, Französisch-Guayana, Brasilien und Kolumbien erstreckt. Er ist Teil des größeren Amazonas-Kratons und enthält in einem aufgeschlossenen Abschnitt archaische Gesteinsvorkommen, die mehr als 2,8 Milliarden Jahre alt sind. Geologisch/tektonisch entstand der Schild aus mehreren Terranen, die durch Subduktionsprozesse unter Schließung von Meeresbecken zwischen dem Amazonas-Kraton und dem Westafrika-Kraton zusammengefügt wurden. Wirtschaftlich bedeutend sind lokal vorhandene Goldvorkommen.
Die durchschnittliche Höhe des Guayana-Schildes beträgt etwa 270 Meter über dem Meeresspiegel. Geographisch zeichnet er sich insbesondere durch eine zerklüftete Topographie aus, darunter mehrere Hochlandgebiete mit Tafelbergen, Tepui genannt, die Höhe von über 2800 Metern erreichen können, sowie ausgedehnte Flusssysteme, wie die des Orinocos und des Amazonas im Amazonasbecken, die in den Atlantischen Ozean entwässern. Des Weiteren kommen verbreitet verschiedene dichte Wälder in allen Höhenstufen vor.
Etymologie Der Überlieferung nach leitet sich der Name "Guayana" von einem indianischen Wort für Wasser ab.Carol L. Kelloff, V. A. Funk: Phytogeography of the Kaieteur Falls, Potaro Plateau, Guyana: floral distributions and affinities. Journal of Biogeography (2004) 31, S. 501–513.
Tektonische und Paläogeographische Entwicklung
Die tektonische und paläogeographische Entwicklung vom Guayana-Schild steht im Zusammenhang mit verschiedenen Superkontinentzyklen vor etwa 2200 bis 1700 mya während der paläoproterozoischen Transamazonischen Orogenese. Diese Orogenese, die sich zeitlich von etwa 2125 bis 1950 mya erstreckte, ist gekennzeichnet durch den Zusammenschluss von juvenilen Terrane durch Subduktionsrozesse sowie der Entwicklung vulkanischer Bögen und hochgradige orogene Gürtel, wie sie beispielsweise durch die Schließung alter Meeresbecken zwischen dem Amazonas-Kraton und dem Westafrika-Kraton vorhanden waren. Durch episodischen Magmatismus und Deformationen wurde durch diese Prozesse ein Großteil des Volumens aufgebaut. Während der letzten Kollisionsphasen zwischen ca. 1990 bis 1950 mya wurde die Kernstruktur verfestigt, und schließlich wurde der Proto-Guayana-Schild um etwa 1800 mya in den hypothetischen paläoproterozoischen Superkontinent Columbia eingebunden. Nach dessen Zerfall wurde der Schild in den mesozoischen Superkontinent Rodinia, der von etwa 1300 und 900 mya bestand, eingegliedert. Danach war der Schild im späten Paläozoikum Bestandteil von Gondwana und anschließend von Pangaea. Dessen Zerfall vor etwa 200 mya war ohne größere tektonische Umstrukturierung des Proto-Guayana-Schildes gekennzeichnet, jedoch traten Phasen der Versenkungen und Exhumierungen auf, wobei der kratonische Charakter insgesamt erhalten blieb. (siehe auch → Westgondwana und Zerfall Gondwanas).
Regionale Geologie mini|Geologische Karte des Guayana-Schildes Der Guayana-Schild basiert auf einem archaischen Grundgebirge mit Alter zwischen ca. 3500 bis 2500 mya, das u. a. in einem schmalen WSW-ONO-Band am Rand des Orinocos zutage tritt und einen Teil der ältesten kontinentalen Lithosphäre Südamerikas darstellt. Geologisch ist er in mehrere geologisch/tektonische Hauptprovinzen unterteilt, darunter der archaische Imataca-Komplex, der frühproterozoische Barama-Mazaruni Grünsteingürtel, der Supamo-Komplex, die sedimentäre Roraima-Supergruppe und die mittelproterozoische Rapakivi-Granite. Diese wurden durch große orogene Ereignisse, wie die der Transamazonischen Orogenese, geformt.
Imataca-Komplex Der Imataca-Komplex bildet das geologische Fundament des Guayana-Schildes. Er wird von präkambrischen Gesteinen dominiert, wobei die ältesten Einheiten zum Archaikum zurück reichen. Dieser Komplex besteht hauptsächlich aus Quarz-Feldspat-Gneisen, mafischen Granuliten, basaltischen Amphiboliten und Grünschieferfolgen sowie untergeordneten metasedimentären Gesteinen wie Bändereisenerzen und dolomitischen Marmoren. Die Protolithe (Ausgangsgesteine) datieren auf etwa 3400 mya Jahre und wurden zwischen 2800 und 2000 mya metamorph überprägt. Diese hochgradig metamorphen Gesteine mit Amphibolit-Fazies und Granulitfazies bilden die Basis im nordöstlichen Teil des Schildes, insbesondere im Osten Venezuelas südlich der Guri-Verwerfungszone, wo sie in öst-nordöstlich verlaufenden Hügeln zutage treten. Die Guri -Verwerfung markiert die ehemalige Subduktionszone, an der während der Transamazonischen Orogenese der Imataca-Komplexes unter den Barama-Mazarui-Grünsteingürtel abtauchte. Danach bildete sich daraus eine schräge Kollisionszone.
Tumucumaque-Komplex Der Tumucumaque-Komplex befindet sich im östlichen Teil des brasilianischen Bundesstaates Amapá und grenzt im Norden an Französisch-Guayana und Suriname sowie im Westen und Süden an den brasilianischen Bundesstaat Pará, wo der Tumucumaque-Komplex aufgeschlossen ist, sowie im zentral-südlichen Bereich, wo die metamorphen Gesteine der Komplexe Ananaí, Jari-Guaribas, Baixo Mapari und Guianense vorkommen. Die Orthogneise und Amphibolite des Tumucumaque-Komplexes geben Alterswerte zwischen ca. 2800 und 2600 mya an und bestätigen damit die Existenz eines archaischen Grundgebirges in dieser Region. Damit gehören sie zu den ältesten Gesteinsvorkommen des Guyana-Schildes.
Barama-Mazarui-Grünsteingürtel Der Barama-Mazaruni-Grünsteingürtel ist ein frühproterozoischerGrünsteingürtel, der sich über und zwischen dem archaischen Grundgebirge bildetet, und einen Großteil der zentralen und nördlichen Regionen des Schildes ausmacht. Die darin vorkommende Pastora-Supergruppe (2250 bis 2100 mya) besteht aus vulkanischen und sedimentären Gesteinen in den Grünschiefergürteln, darunter tholeiitische bis kalkalkalische Basalte, Andesite, Rhyolithe, turbiditische Grauwacken und Vulkanoklastite, die in Grünschiefer-Fazies oder Amphibolitfazies metamorphosiert wurden. Des Weiteren kommen verschiedenartige Metatuffe und kristalline Schiefer vor. Bemerkenswert sind die Gold-Vorkommen. Diese Gesteine sind südlich des Imataca-Komplexes im zentralen Bundesstaat Bolívar (Venezuela) weit verbreitet und erstrecken sich bis ins nördliche Guyana.
Supamo-Komplex Der Supamo-Komplex datiert vom Neoarchaikum bis zum frühen Paläoproterozoikum etwa zwischen ca. 2700 und 2100 mya. Er zeichnet sich durch granitoide Intrusionen, wie Trondhjemit-Gneise, natriumreiche Granodiorite und kuppelförmige Batholithe aus, die oft migmatitisch sind und Paragneisen sowie seltene Pegmatite enthalten. Die Plutonite sind massiv bis geschichtet, bilden im Allgemeinen Antiklinorien. Der Metamorphosegrad des Umgebungsgesteins steigt innerhalb eines Umkreises von etwa 6 km um die Intrusionen von der Grünschiefer- zur Amphibolit-Fazies an. Diese Intrusionen dominieren zentrale Gebiete in Venezuela, wo sie in die umgebenden suprakrustalen Sequenzen eindrangen und diese stabilisieren.
Roraima-Supergruppe Die Roraima-Supergruppe bildet eine spätproterozoische Deckgesteinsabfolge, welche die Auffüllung eines Vorlandbeckens darstellt. Sie bestehend aus 1900 bis 1500 mya alten klastischen Sedimenten, wie Quarzareniten, Arkosen, Konglomeraten, Siltsteinen und Schiefertonen, die in fluvialen bis flachmarinen Ablagerungsmilieus entstanden. Diese flachliegenden, unmetamorphen Gesteine lagern diskordant auf älteren Grundgebirgseinheiten und bilden markante Deckschichten auf erhöhten Plateaus des Schildes, insbesondere auf dem Gran Sabana im südlichen venezolanischen Bundesstaat Bolívar und im Pacaraima-Gebirge, welches sich im Südwesten von Guyana bis zur brasilianischen Region Norte und im östlichen Venezuela erstrecken.
Parguaza-Granite Die Parguaza-Granite bilden spätproterozoische bis frühmesozoische Intrusivkörper aus anorogenen Granite mit Alter zwischen ca. 1700 bis 1500 mya. Sie treten im Departamento del Vichada im Osten Kolumbiens als isolierte Inselberge und mäßig ausgedehnten Gebirgsketten mit steilen Hängen zutage, die sich durch tertiäre Ebenen erheben. Sie zählen zu den größten anorogenen Graniten weltweit und sind eine der ältesten mesozoischen kolumbianischen Einheiten ohne tektonische Deformationen. Diese grobkörnigen, porphyrischen Intrusionen entstanden in einem Dehnungsregime. Mafische Gänge und Lagergänge, vorwiegend tholeiitische Diabase, durchschneiden in einem ca. 1850 bis 1650 mya altes Gebiet die dortigen Gesteinsvorkommen und erscheinen oft als lineare Strukturen. Diese Intrusivkörper haben zusammen mit der lang anhaltenden tropischen Verwitterung des Schildes ausgedehnte Lateritprofile von bis zu 100 m Mächtigkeit ausgebildet. Diese weisen eisenhaltige und aluminiumreiche Horizonte über granitischen, mafischen und sedimentären Bodenhorizonten auf. Diese Gesteinstypen und -formationen spiegeln die Stabilisierung des Schildes während der Transamazonischen Orogenese vor etwa 2125 bis 1950 mya wieder.
Geographie mini|Physische Karte des Guayana-Schildes Die Oberflächenstruktur des Guayana-Schildes ist überwiegend durch eine Reihe uralter erodierter Hochlandregionen gekennzeichnet, die sich über eine flache Landschaft erheben. Diese wurde durch lang anhaltende tropische Verwitterung und episodische tektonische Hebungen über Hunderte von Millionen Jahren geformt. Die Hochlandregionen enthalten mehrere schroffe Gebirgsvorkommen. Diese weisen verschiedene Ausformungen aus, wie Tafelberge, Tepuis genannt, Massive, Sierras, Cerros (Hügel) und Inselberge. Sie erheben sich meistens abrupt und steil aus einer überwiegend flachen Tiefebenen, in denen sich ausgedehnte Flusssysteme, wie die des Orinocos und des Amazonas im Amazonasbecken ausdehnen, und die in den Atlantischen Ozean münden. Die durchschnittliche Höhe des Guayana-Schildes beträgt etwa 270 m über dem Meeresspiegel.
Hochlandregione und Tepuis
Ein charakteristisches Merkmal der Hochlandregionen sind die Tepuis, isolierte, flache Gebirgsvorkommen, die jedoch oftmals in sich zerklüftet sind. Die Tepuis sind durch unterschiedliche Erosionen von Sandstein-Tafelbergen entstanden sind. Diese Sandstein-Sedimente und Sedimentgesteine bestehen insbesondere aus widerstandsfähigen Quarzsandsteinen und Konglomeraten, die auf einer Basis von Graniten und Gneisen liegen, welche ursprünglich von mesozoischem verschiedenartigen Ablagerungen bedeckt waren, die aber in den letzten 180 Millionen Jahren infolge von unterschiedlichen Prozessen abgetragen und freigelegt wurden. Als Liefergebiet der detritischen Sedimente wird die Roraima-Supergruppe angesehen. Diese Prozesse haben zudem steile Felswände von bis zu 1000 Metern Höhe mit tellerförmigen Plateaus hinterlassen. Auf diesen befinden sich verstreut Savanneninseln und ausgedehnte Rumpfflächen, Überreste mehrerer Erosionszyklen. Diese Rumpfflächen mit Höhen von ca. 1200 bis 900 m beherbergen offene Savannenlandschaften wie die Rupununi-Savanne in Guyana, wo tertiäre Oberflächen mit Ferricrete über verwittertem Grundgestein liegen und einen Kontrast zu den umliegenden bewaldeten Niederungen bilden.
Beispielhaft werden hier folgende Tepuis aufgeführt:
Chiribiquete-Plateau
Im Parque Nacional Natural Chiribiquete erhebt sich das ca. 900 m hohe Chiribiquete-Plateau, das aus einzelnen meist isolierten Tepui besteht. Er bildet den westlichen Rand des Guayana-Schildes. Es ist durch die mächtigen neogenen Sedimente des subandinen Trogtals bedeckt, der sich entlang des nördlichen und westlichen Randes des Guayana-Schildes erstreckt, und ihn von den östlichen Anden getrennt.
Roraima-Tepui mini|Ansicht auf den Roraima-Tepui