mini|Geologische Karte der Antarktischen Halbinsel mit geologischen Domainen, Grundgebirgeaufschlüssen (violett markiert), Vulkanischen (grün und gelb markiert), Magmatischen (rot markiert) und Sedimentären Provinzen (blau markiert)

Die Geologie der Antarktischen Halbinsel kann als ein bogenförmiger mesozoisch-känozoischer Gebirgsgürtel angesehen werden, der auf paläozoischem und jüngerem Grundgebirge basiert. Er repräsentiert ähnlich wie die Anden ein hervorragendes Beispiel für eine subduktionsbedingte Orogenbildung. Sie wurde vor allem geprägt durch das Abtauchen der ozeanischen Phoenix-Platte unter den südwestlichen Kontinentalrand Gondwanas.

Während mehrphasiger und sehr komplizierter geodynamischer Prozesse entwickelte sich die Antarktische Halbinsel zu einem magmatischen Bogensystem, das üblicherweise aus Grundgebirge, Akkretionskomplexe, magmatisch-vulkanische Gürtel (Vulkanic Arcs), Backarc- und Forearc-Becken, Krustendehnungen, umfangreichem Magmatismus und Vulkanismus, Sedimentablagerungen sowie Faltungs- und Überschiebungstektonik, Deformationen sowie Gesteinsmetamorphosen besteht.

Die geologische und tektonische Geschichte lässt sich vom Ordovizium bis in die heutige Zeit nach verfolgen. Daraus konnten drei Hauptphasen und geologisch-tektonische Domänen rekonstruiert werden. Während der ersten entstand die Eastern Domain am Kontinentalrand Gondwanas mit anfänglichem Kontinentalrand-Vulkanismus und Sedimentationen am Kontinentalhang. Sie umfasst das Grahamland und das südöstliche Palmerland. An diese akkretierte die Central Domain, welche vor allem durch Inselbogen-Vulkangürtel charakterisiert ist. Sie erstreckt sich überwiegend im südwestlichen Palmerland. Westlich davon bildete sich die Western Domain, die überwiegend Meta-Sedimentgebiete aufweist. Sie reicht von der Alexander-I.-Insel bis zur Shetlandplatte bzw. den Südlichen Shetlandinseln, bevor diese von der Antarktischen Halbinsel tektonisch abgetrennt wurden.

Das Gesteinsspektrum umfasst das metamorphe Grundgebirge, vielfältige Sedimentgesteine, nicht metamorphen Intrusiva sowie weit verbreitete Vulkanite. Die ältesten Gesteinsaufschlüsse sind frühordovizische Diorite, die ab ca. 487 mya datieren. Einige Gesteinskörner lassen sich jedoch bis zum Mesoarchaikum datieren mit Alter um 3161 mya. Die frühesten sedimentären Ablagerungen bildeten sich ab dem späten Karbon und dem frühen Perm. Die magmatischen Intrusionen entstanden ab dem mittleren Perm mit einem mittelkreidezeitlichen Maximum. Erste vulkanische Ausbrüche entstanden im Perm, ereigneten sich jedoch überwiegend im Jura, reichten aber zeitlich auch ins Neogen und dem ausgehenden Quartär.

Topografisch charakteristisch ist die Vielzahl von hohen Bergen, wie z. B. der 3655 m hohe Mount Coman und Vulkanen, wie z. B. der 1500 m vom Meeresgrund aufragende Deception Island.

Lage und Erstreckung

Die Antarktische Halbinsel ist Teil Westantarktikas und der nördlichste Teil des antarktischen Kontinents Antarktika. Sie erstreckt sich heute etwa bogenförmig über ca. 1300 Kilometer (km) in nordöstlicher Richtung ab einer Linie zwischen der Rydberg-Halbinsel bis zur Aufsetzlinie (grounding line) des Evans-Eisstroms. Die nördlichste Ausdehnung des Festlandes bildet die Trinity-Halbinsel.

Vorgelagert liegen mehrere Archipele und Inseln unterschiedlicher Größe. wie z. B. die Joinville-Inseln vor der Trinity-Halbinsel, die James-Ross-Insel, die Brabant-Insel und die Anvers-Insel im Palmer-Archipel, der Biscoe-Inseln-Archipel sowie die Adelaide-Insel, beide vor dem südwestlichen Grahamland. Die größte ist die Alexander-I.-Insel vor dem Palmerland. Tektonisch getrennt von der Antarktischen Halbinsel liegt im äußersten Nordwesten die Shetlandplatte mit dem Archipel der Südlichen Shetlandinseln.

Die Inseln bzw. -gruppen sind durch Meeresengen bzw. Meeresstraßen vom Festland getrennt. Im äußersten Norden erstreckt sich die Bransfieldstraße. Diese Straße beherbergt eine Kette von Tiefseebergen vulkanischen Ursprungs, einschließlich des derzeit inaktiven Orca Seamount, gefolgt von der Gerlache-Straße (Gerlach Strait), die den Palmer-Archipel von der Danco-Küste trennt, dem Grandidier-Kanal zwischen der Grahamland-Westküste und dem nördlichen Ende der vorgelagerten Biscoe-Inseln und dem George-VI-Sund, welche die Alexander-I.-Insel von der Palmerland-Westküste separiert.

Umschlossen wird die Antarktische Halbinsel vom Südlichen Ozean mit den Randmeeren der Bellingshausensee im Westen und dem Weddellmeer im Osten. Bedeckt ist sie fast vollständig vom Antarktischen Eisschild. Die Drakestraße trennt die Nordspitze dar Antarktischen Halbinsel von der Südspitze Südamerikas (Kap Hoorn).

Erdgeschichtlicher Rahmen

Um etwa 530 mya hatte sich der Großkontinent Gondwana gebildet. Dieser formierte sich i. W. aus Ostgondwana und Westgondwana, letzteres bestehend aus Afrika (siehe auch → Pan-Afrikanische Orogenese) und Südamerika (siehe auch → Brasiliano-Orogenese).

Im späten Karbon um etwa 330 mya entstand der Superkontinent Pangaea mit Gondwana als sein südlicher Konstituent gebildet. Umgeben war Pangaea vom Panthalassa, der auch als Paläo-Pazifik bezeichnet wird. Die südlichen Kontinentalränder Gondwanas erstreckten sich etwa von Australien, über Zealandia, Antarktika bis hin zum südamerikanischen Patagonien. An diesen subduzierte ab dem Perm die Phoenix-Platte. Die Phoenix-Platte bildete eine Triple-Junction-Konfiguration mit der Izanagi-Platte und der Farallon-Platte.

Im Bereich dieses Subduktionsregimes waren neben der Antarktischen Platte u. a. die damaligen Blöcke von Westantarktika (Marie-Byrd-Land), die Thurston-Insel und das Ellsworth-Whitmore Mountain-Terran, auch die Lord Howe Rise von Nordzealandia, das Campbell Plateau von Südzealandia sowie das Deseado Massif von Patagonien einbezogen. Dieses Massif kollidierte in der mittleren Kreide mit dem North Patagonian Massif. Somit können manche geodynamischen Entwicklungen der Antarktischen Halbinsel auch in Zealandia und Patagonien nachvollzogen werden.

Bis zum Unterjura bildeten die o. g. Krustenblöcke noch den südlichen Kontinentalrand Gondwanas. Mit der weiteren Entwicklung setzte eine Reorganisation der tektonischen Platten ein, mit dem der Zerfall des südlichen Gondwanas begann. Ab etwa 180 mya begann die Trennung Antarktikas von Südamerika und Afrika (siehe auch → Weddellmeer-Riftsystem). In diesem Zeitraum bildete sich auch die Ferrar-Magmaprovinz. Zwischen 100 und 83 mya separierte sich Westantarktika mit der Antarktischen Halbinsel von Zealandia (siehe auch → Westantarktisches Riftsystem).

Geochronologischer Überblick

Formierung der Antarktischen Halbinsel

Infolge der Subduktionsprozesse entwickelte sich anfänglich Vulkanismus auf oder am aktiven Kontinentalrand mit Ausbildung von Vulkangürteln (Vulcanic Arcs) (vergleiche auch → Pazifischer Feuerring). Diese kontinentale Erdkruste war Teil der Antarktischen Platte und bildete das überwiegend ordovizisches Grundgebirge der Antarktischen Halbinsel. An dieses lagerten sich auch diverse Sedimentpakete ab (siehe auch → Trinity Peninsula Group). Diese Phase begann überwiegend im Perm und reichte zeitlich bis zur späten Trias.

Während des beginnenden Zerfalls Gondwanas und der Ausbildung des Weddellmeer-Riftsystems setzten ab dem Unterjura Extensionen (Krustendehnungen) ein unter Ausbildung von Backarc-Becken. Zuerst entstand von etwa 180 bis 177 mya zwischen dem heutigen Palmerland und mehreren ostantarktischen Krustenblöcken das Latady Basin (siehe auch → Latady Group). Ab ca. 174 mya bildete sich das Riiser-Larsen Basin zwischen dem östlichen Rand von heutigen Grahamland und den nordwestlichen Rändern vom ostantarktischen Coatsland sowie vom Königin-Maud-Land. In diesen Backarc-Becken entwickelten sich früh- bis mitteljurassische vulkanische Prozesse, regional begleitet von magmatischen Intrusionen (siehe auch → Vulkanische Provinzen der Antarktischen Halbinsel und Magmatische Provinzen der Antarktischen Halbinsel). An den Beckenrändern sedimentierten mächtige Sequenzen, wie z. B. die Botany Bay Group und die sedimentär-vulkanoklastischen Ablagerungen der LeMay Group und Fossil Bluff Group sowie die spätjurassische basale Buchia-Buttress-Formation auf der Adelaide-Insel. Letztere entstanden in Forearc-Becken an der westlichen Seite der Antarktischen Halbinsel. Gegen Ende des Juras endeten die Subduktionsprozesse und auch die felsischen rhyolithischen Magmafreisetzungen. Dagegen entstanden in den Forearc-Becken Krustendehnungen verbunden mit dem Aufstieg von mafischen MORB (mid ocean ridge basalt) und OIB (ocean island basalt).

Ab der frühen Kreide setzten die Subduktionsprozesse wieder ein. Fortgesetzte Krustendehnungen führten zu Teilschmelzen des Erdmantels und Intrusionen von Granitoiden in Bereichen der zentralen Antarktischen Halbinsel. Des Weiteren entwickelten sich Kontinentalrand-Vulkangürtel, die sich bis zur mittleren Kreide fortsetzten. In der mittleren Kreide platzierte sich in südöstlichen Bereichen von Palmerland die kalkalkalischen Intrusionen der Lassiter Coast Intrusive Suite. Diese entstanden in einem Backarc-Becken infolge von Kompressionen und Scherungen (Transpressionen) während des Palmer Land Events. Dieser ist Ausdruck für die Kollision der Eastern Domaine mit der Central Domaine der Antarktischen Halbinsel (siehe → Geologische Domainen).

Zwischen der späten Kreide und dem frühen Paläogen führten Extensionen in Forearc-Becken zur Entstehung vom George-VI-Sund zwischen der Alexander-I.-Insel und dem westlichen Rand von Palmerland mit weiteren magmatischen Ereignissen auf der Alexander-I.-Insel, Adelaide-Insel, Brabant-Insel und nördlichen Bereichen der Antarktischen Halbinsel, insbesondere auf der Shetlandplatte mit den Südlichen Shetlandinseln, bevor letztere durch die Bransfieldstraße bzw. dem Bransfield Trough vom nordwestlichen Grahamland getrennt wurden.

Entlang der Antarktischen Halbinsel schwächte sich zwischen dem späten Miozän um ca. 6,5 mya und dem ausgehenden Quartär um ca. 0,1 mya die Produktion von verstreutem alkalischem Vulkanismus ab. Diese Vulkanite zeigen eine Änderung der eruptiven Umgebung von Subduktions- zu Extensionsregimen. Ihre Hauptexpositionen befinden sich auf der Shetlandplatte mit den Südlichen Shetlandinseln, um die James-Ross-Insel und auf der Alexander-I.-Insel.

Separierung der Antarktischen Halbinsel von Südamerika

Die Separierung der Antarktischen Halbinsel hängt mit der fortschreitenden Öffnung des Weddellmeer-Riftsystems und dem beginnenden Zerfalls Gondwanas zusammen. Plattentektonische Prozesse führten zur Reorganisation der Lithosphärenplatten.

Vor 52 Millionen Jahren (Ma) bestand eine Landbrücke zwischen dem südlichen Patagonien und der nördlichen Spitze der Antarktischen Halbinsel aus einer dichten Ansammlung von kontinentalen Fragmenten. Die Landbrücke trennte den damaligen Südpazifik vom Südatlantik. Ab ca. 50 mya dehnte sich die Landbrücke infolge beginnender Bewegung von Südamerika in einer WNW-ESE-Richtung relativ zur Antarktischen Halbinsel.

Die beginnende Spreizung eines Mittelozeanischer Rückens (East Scotia Ridge) in der Scotia-Platte führte zwischen 34 und 30 mya zu bedeutenden Änderungen in den Öffnungen zwischen den Krustenfragmenten. Zum ersten Mal wurde ein durchgehender 1000 bis 3000 m mitteltiefer Kanal durch die Scotiasee über die neuen Ozeanrückensysteme im westlichen und zentralen Teil der Scotia-Platte geschaffen. Das Weddellmeer hatte Zutritt in diese Bereiche. Zu diesem Zeitpunkt war auch eine tiefe Verbindung zur Tasmanian Passage hergestellt, so dass ein vollständiger zirkumpolarer Tiefenpfad existierte, der die Entwicklung zirkumpolarer Fronten, wie der Antarktischen Polarfront und des Antarktischen Zirkumpolarstroms ermöglichte.