Geologie von Korsika

Kurze Einführung zu den alpinen Decken im Nordosten und den variszischen Graniten im übrigen Korsika.

Ich nehme meine Wanderung auf dem GR20 zum Anlass, eine kurze Einführung zur Geologie von Korsika zu schreiben. In der Schule erzählen ja manche Erdkundelehrer, dass ein junges Gebirge so aussieht wie die Alpen, während ein altes Gebirge schon etwas erodiert ist und dann so aussieht wie der Schwarzwald. Das ist Quatsch, wie ich in meinem Buch Bewegte Bergwelt erklärt habe. Auf Korsika ist es sogar genau umgekehrt: Die hohen und schroffen (Bergsteiger würden sagen: „alpinen“) Berge der Insel sind Teil des alten, variszischen Gebirges, während die kleinen Berge und Hügel im Nordosten (zwischen Corte und Cap Corse) das junge Gebirge, das (im geologischen Sinn) alpine Korsika sind. Ich beginne hier mit der alpinen Gebirgsbildung und erkläre später den variszischen Teil.

Korsika Geologie
Vereinfachte geologische Karte (nach unten genannten Quellen grob zusammengestellt)

Das alpine Korsika

Tatsächlich ist Korsika eigentlich die westliche Fortsetzung der Alpen. Wenn wir uns ins späte Eozän versetzen, müssen wir den Block mit Korsika und Sardinien im Uhrzeigersinn gedreht vorstellen, sodass er am Südrand der Provence anliegt. Die alpinen Einheiten von Korsika sind Gesteinsdecken, die über den Rand des Grundgebirges (= variszisches Korsika) geschoben wurden. Es handelt sich um den Akkretionskeil einer Subduktionszone, an der seit der Oberkreide ozeanische Kruste des penninische Ozeanes abtauchte. (In den Alpen gibt es entsprechende penninische Einheiten und das korsische Grundgebirge entspricht in den Alpen dem Briançonnais, einst eine Schwelle zwischen zwei Meeresbecken. Siehe auch mein Buch Bewegte Bergwelt.)

Allerdings ist umstritten, ob hier ozeanische Kruste des penninischen Ozeanes nach Norden unter Provence/Korsika abtauchte (demnach wurden die alpinen Einheiten von der abtauchenden Platte geraspelt und über den Kontinent geschoben) oder zunächst nach Süden unter einen Minikontinent, Nebbio, der dann mit dem Akkretionskeil kollidierte und Teil des Deckenstapels wurde (nach dieser Theorie folgte ab dem späten Eozän die Subduktion in die umgekehrte Richtung, unter Provence/Korsika). Die Deckenüberschiebungen sorgten noch in der Provence zu einer Verformung, die dortigen Berge sind der dazugehörige Falten- und Überschiebungsgürtel. Zwischen Korsika und der Provence verlief eine große Transformstörung.

Den größten Teil des korsischen Deckenstapels bilden die sogenannten Schistes Lustrés (sie entsprechen grob den gleichnamigen Einheiten der Alpen, dort auch Bündnerschiefer genannt). Es handelt sich um eine tektonische Melange mit Schuppen aus unterschiedlichen Gesteinen in einer feinen schiefrigen Matrix, sehr typisch für einen Akkretionskeil. Die Gesteine haben in diesem Fall eine Hochdruckmetamorphose durchgemacht (Blauschiefer- bis Eklogitfazies, sie sind also tief in die Subduktionszone abgetaucht und später wieder aufgestiegen), wobei die Ausgangsgesteine Sedimente, Basalt, Gabbro und den Mantel umfassen (also ein Schnitt durch die ozeanische Lithosphäre, was wir Ophiolith nennen). Jetzt liegen sie als Marmor, Kalkschiefer, Blauschiefer, Serpentinit usw. vor.

Im Akkretionskeil sind auch größere Späne der kontinentalen Kruste eingebettet, die vom „variszischen Korsika“ stammen (vor allem ehemalige Granite) und mehr oder weniger tief abtauchten und zu entsprechenden Gneisen umgewandelt wurden. Einige befinden sich zwischen den Schistes Lustrés und dem Grundgebirge, als tiefste Einheit im Deckenstapel: die „externen kontinentalen Einheiten“. Andere tauchten noch tiefer ab und stiegen wieder auf, sie befinden sich nun innerhalb der tektonischen Melange: die „internen kontinentalen Einheiten“.

Über den Schistes Lustrés finden sich die oberen Decken, deren Gesteine fast keine Metamorphose abbekommen haben. Sie sind relativ spät und ohne vorher in die Tiefe abzutauchen überschoben worden. Dabei handelt es sich überwiegend wieder um Ophiolithe (Balagne-Decke), aber auch um ein Stück kontinentale Kruste (Nebbio).

Schließlich gibt es noch Flysch, eine Wechsellagerung aus Sand- und Tonsteinen, die im Meer durch Trübeströme entstehen, die den Hang hinab in die Tiefsee rutschen. Das passiert vor allem vor der Front des Deckenstapels während der Gebirgsbildung, solange das Gebirge nicht über den Meeresspiegel aufgestiegen ist. Die Decken können den Flysch wie ein Schneepflug vor sich herschieben, sodass es zu Verwerfungen und Falten kommt. In Korsika gibt es an mehreren Stellen entlang der Grenze zwischen den alpinen Decken und dem variszischen Grundgebirge etwas Flysch aus dem Eozän.

Die jüngere geologische Geschichte

Während im Alpenraum die Gebirgsbildung weiterging, der penninische Ozean verschwand und die adriatische Platte mit Europa kollidierte, passierte mit Korsika etwas ganz anderes. Der Zug der schweren subduzierenden Platte führte im Hinterland (Back-Arc) zu einer so starken Dehnung, dass sich der Block mit Korsika und Sardinien im Oligozän von Europa löste und mit einer rotierenden Bewegung nach Süden driftete, auf der Rückseite bildete sich neue ozeanische Kruste. Im Miozän blieben Korsika und Sardinien quasi in ihrer heutigen Position liegen, seither wird die Kruste östlich davon gedehnt. Die Subduktionszone ist noch weiter rotiert und in dieser taucht bereits die kontinentale Kruste der adriatischen Platte ab: Daher die Gebirgsbildung der Apenninen.

Im Miozän lagerte sich an der Südspitze bei Bonifacio noch die gleichnahmige Formation ab, erst siliklastische Gesteine in Küstennähe, später im etwas tieferen Wasser Kalkarenite. Heute sind diese als schöne Kliffs vom Meer angeschnitten.

Während der Eiszeiten bildeten sich in den höchsten Gebirgszonen im Norden und Zentrum der Insel große Gletscher, die zum Teil weit die Täler hinabflossen und typische Landschaften wie Felsgrate, Karseen und U-Täler hinterließen. Im Süden gab es weniger und kleinere Gletscher.

Das variszische Korsika

Granite, Granite, Granite … Das ist eine sehr kurze Zusammenfassung der Geologie von weiten Teilen der Insel. Wenn wir genauer hinsehen, ergibt sich aber ein variableres Bild.

Bei der variszischen Gebirgsbildung im Devon und Karbon kollidierten die Großkontinente Laurussia (Nordamerika, Grönland, Nordeuropa, Westrussland) und Gondwana (Afrika, Südamerika, Indien, Australien, Antarktis) und schufen so den Hauptteil des Großkontinents Pangäa. Zwischen beiden befanden sich auch mehrere kleinere Kontinente und sehr viele noch kleinere „Terrane“, die überwiegend vorher von Gondwana abgedriftet waren und die nun alle von der Gebirgbildung erfasst wurden. Entsprechend gab es sehr viele Nahtstellen und ein sehr breites Gebirge. Als Vorläufer von Korsika und Sardinien müssen wir uns mehrere kleine Terrane in der Nähe von Gondwana vorstellen.  Von diesen sind aber nur spärliche Reste übrig, metamorphe Gesteine und Migmatite, die an wenigen Stellen als schmale Streifen zwischen den Granitplutonen zu finden sind.

Die Granite entstanden erst spät während dieser Gebirgsbildung. Es handelt sich um den Korsika-Sardinien-Batholith, der 500 km lang und 50 km breit ist und überwiegend aus vielen Plutonen aus Granit und ähnlichen Gesteinen aufgebaut ist. Viele Batholithe entsprechen einem tieferen Bereich des Vulkanbogens einer Subduktionszone, hier haben wir es mit einem anderen Typ zu tun.

Die Plutone lassen sich in drei Einheiten unterteilen, die jeweils einem Zeitraum und einer Serie von Zusammensetzungen entsprechen:

  • U1: 350320 Ma vor heute (Unterkarbon), mit Quarzmonzonit, Monzogranit, Leucomonzogranit und mafischen Kumulaten. Die Gesteine enthalten Hornblende und Biotit und große Kalifeldspäte. Sie haben hohe Gehalte an K und Mg und werden daher als „Mg-K-Serie“ bezeichnet. Sie entstanden durch eine Mischung aus Mantel- und Krustenschmelzen. Die Phase dürfte einem späten Zeitpunkt während der Kollision unserer Terrane mit Gondwana entsprechen. Es ist relativ wahrscheinlich, dass wenig früher der schwere Teil der in eine Subduktionszone abtauchenden Platte abgerissen war, im Mantel gab es daraufhin eine Strömung nach oben, aus dem angereicherten Mantel stiegen Schmelzen auf und auch die Kruste wurde angeschmolzen. Auf Korsika gehören mehrere Plutone im Nordwesten dazu, insbes. bei Calvi und etwas südlich von Porto.
  • U2: 320305 Ma (Oberkarbon), mit Amphibol-Biotit-Granodiorit, Biotit-Monzogabbro, Leucomonzogranit. Werden als „kalkalkalische Granite“ bezeichnet, wobei es sich um Schmelzen aus der kontinentalen Kruste handelt. Die weitaus meisten Plutone des Batholiths gehören dazu, auf Korsika dominieren sie  die südlichen ⅔ der Insel. Die Plutone haben eine längliche Form parallel zum damaligen Gebirge. Die Phase entspricht einer Zeit, in der die eigentliche Gebirgsbildung bereits abgeschlossen war. Es kam aber wohl zu einer starken Scherung entlang großer Transformstörungen, die parallel zu den Strukturen des Gebirges verliefen, und dabei zu einem Aufschmelzen der Kruste und dem Aufstieg von Schmelzen. Die Schmelzen verstärken die Bewegung, während Reibung wiederum die Temperatur erhöht. Im Nordwesten sind auch Vulkanite dieser Phase erhalten (Andesit, Dazit).
  • U3: 290280 Ma, also bereits im Perm. Zu dieser Zeit war das Gebirge bereits abgetragen und der Batholith freigelegt. Im Zuge einer weiträumigen Dehnung drangen noch ein paar (anorogene) A-Typ-Granite ein.  Diese  Gesteine haben eine vielfältige Zusammensetzung, manchmal kommen mehrere gemeinsam in einem Ringkomplex vor (zum Beispiel bei Porto). Die Plutone sind elliptisch, fast im rechten Winkel zu den anderen angeordnet und die Magmen sind in geringer Tiefe kristallisiert oder kamen sogar bis an die Oberfläche (Caldera-Vulkane mit Ignimbriten, Tuffen, Laven). Solche Komplexe unterschiedlicher Größe sind über die ganze Insel verteilt (z. B. Bavella-Granit und Evisa), wobei es im Norden einen Streifen mit besonders vielen gibt (mit Porto-Ringkomplex, Evisa-Massiv,  Bonifatto-Granit, Monte-Cinto-Caldera, Scandola-Caldera etc.).

Für Wanderer auf dem GR20 ist die zur U3-Serie gehörende Monte-Cinto-Caldera besonders interessant (wobei nicht die eigentliche Caldera zu sehen ist, sondern ihre Füllung). Sie ist elliptisch, mit etwas über 10 km Länge, wobei ein Profil von ca. 2000 m in Tälern und Bergen aufgeschlossen ist. Der Berg Muvrella ist im Zentrum der Caldera, am Südostrand stehen Monte Cinto und Capu Tafunatu. Der Ort Calenzana (im Norden)  befindet sich nur ca. 2 km außerhalb. Es handelt sich überwiegend um Rhyolithe, die als pyroklastische Ströme abgelagert wurden (Ignimbrite und Surges). Besonders gut sind die mittleren und oberen Einheiten in den Hängen um Haut Asco zu sehen: Hier überwiegend Surges (einschließlich Monte Cinto), am Gipfel des Muvrella finden sich darüber auch mehrere Ignimbrite. Später drangen verschiedene Gänge und Sills ein und einige Lavadome stiegen auf (sowohl im Inneren als auch am Rand). Im Norden intrudierte auch noch ein kleiner Granitpluton in die Vulkanite, der Bonifatto-Granit.

Literatur

Lacombe & Jolivet (2005). Structural and kinematic relationships between Corsica and the Pyrenees-Provence domain at the time of the Pyrenean orogeny. Tectonics 24, 1-20.

Molli (2008). Northern Apennine–Corsica orogenic system: an updated overview. In: Siegesmund, Fügenschuh, Froitzheim (Hrsg.), Tectonic Aspects of the Alpine-Dinaride-Carpathian System. Geological Society, London, Special Publications.

Advokaat et al. (2014). Eocene rotation of Sardinia, and the paleogeography of the western Mediterranean region. Earth and Planetary Science Letters 401, 183–195.

Ferré & Leake (2001). Geodynamic significance of early orogenic high-K crustal and mantle melts: example of the Corsica Batholith. Lithos 59, 47-67.

Casini et al. (2015). Evolution of the Corsica–Sardinia Batholith and late-orogenic shearing of the Variscides. Tectonophysics 646, 65-78.

Paquette et al. (2003). Episodic and short-lived granitic pulses in a post-collisional setting: evidence from precise U–Pb zircon dating through a crustal cross-section in Corsica. Chemical Geology 198, 1-20.

Bonin (1988). Peralkaline granites in Corsica: some petrological and geochemical constraints. Rendiconti della Società Italiana di Mineralogia e Petrologia 43, 281-306.

Mercury et al. (1994). Le caldeira du Monte Cinto: établissement du log détaillé des formations volcaniques permo-triasiques de la vallée de l’Asco (Haute Corse). Géologie de la France 2, 3-19.