Bass-Formation
Die Bass-Formation ist ein geologischer Schichtenverband im Grand Canyon. Sie bildet die Basis der zur Grand Canyon Supergroup gehörenden Unkar Group und ist während des Mesoproterozoikums im Rodinium/Ectasium vor rund 1250 Millionen Jahren abgelagert worden.
Typlokalität und Erstbeschreibung
Eine Typlokalität der Bass-Formation, auch Bass Limestone genannt, wurde bisher nicht ausgewiesen. Benannt wurde die Formation nach dem Bass Canyon, einen Seitenarm des Colorado River. Der Name des Bass Canyon leitet sich vom Prospektor William Wallace Bass ab. Die wissenschaftliche Erstbeschreibung der Formation und ihre Namenszuweisung erfolgte im Jahr 1914 durch L. F. Noble.[1] Im Jahr 1976 wurde die Bass-Formation von Elston und Scott einer Revision unterzogen und zur Unkar Group gestellt.[2]
Vorkommen
Die Bass-Formation beschränkt sich in ihrem Vorkommen auf den Zentralteil und Ostabschnitt des Grand Canyon im Coconino County im US-amerikanischen Bundesstaat Arizona. Besonders schön aufgeschlossen ist sie in der Granite Gorge am Colorado River, am Isis Temple und im, südwestlichen Bright Angel Canyon.
Lithographie
Die flach liegende oder schwach mit 10 bis 15 ° nach Nordost einfallende Bass-Formation folgt transgressiv mit einer ausgeprägten Winkeldiskordanz auf die metamorphen Grundgebirgsgesteine der Vishnu Basement Rocks. Sie wird ihrerseits konform vom Hakatai Shale überlagert.
Lithologisch stellt die Formation vorwiegend Dolomite und sandige Dolomite. Die dünn- bis mittellagigen Dolomite sind fein- bis grobkörnig. Zwischengeschaltet treten aber auch dünnlagige Sandsteine feiner bis grober Korngröße, Arkosen, siltige Sandsteine, hervorstechende Konglomeratlagen, intraformationelle Brekzienhorizonte, Argillite und Kalke auf. Die gewöhnlich grau gefärbten Dolomite und Kalke können auch rötlich-graue Farbtöne annehmen und enthalten gelegentlich biskuitartige oder biohermale Stromatolithenlagen. Die Konglomerate, Brekzien, Sandsteine und Argillite wechseln in ihrer Färbung von violettbraun über dunkelrot zu rotbraun. Dolomite und Kalke beherrschen die Formation im Zentralabschnitt des Grand Canyons, wohingegen Sandsteine, Konglomerate und Argillite im Ostabschnitt dominieren. Innerhalb der Formation lässt sich generell eine Abnahme der Korngröße zum Hangenden beobachten.[3]
Die Mächtigkeit der Formation schwankt zwkschen 37 und 104 Meter, wobei generell eine Mächtigkeitszunahme in Richtung Nordwesten erfolgt. Ihre durchschnittliche Mächtigkeit beträgt 80 Meter. Niedrige Mächtigkeiten wie beispielsweise am Crystal Creek mit 57 Meter geben eine Undulation der Transgressionsfläche zu erkennen (topographisches Hoch im Grundgebirge). Maximale Mächtigkeiten mit 100 Meter herrschen am Phantom Creek nördlich der Utah Flats.
Die Bass-Formation bildet Steilwände oder eine Treppenstufenmorphologie im Gelände, wobei resistente Dolomitlagen für die Stufen verantwortlich sind, die Absätze wurden aus leicht erodierbaren Argilliten herauspräpariert.
Die Bass-Formation weist verschiedene Sedimentstrukturen auf, darunter Rippelmarken, Trockenrisse, Kegelstrukturen (Cone-in-cone-Struktur), intraformationelle Brekzien bzw. Konglomeratlagen, kleinmaßstabige gradierte Schichtung (normal wie invers) und örtlich verfüllte Strömungsrinnen.
Die karbonatischen Partien innerhalb der Formation unterlagen nach ihrer Sedimentation Alterationsprozessen wie Dolomitisierung, Rekristallisation, Stylolithbildung und Verkieselung.
Hotauta Member
Das zuunterst liegende Hotauta Conglomerate Member (vormals auch nur Hotauta Conglomerate) ist das diskontinuierliche Basiskonglomerat der aus westlicher Richtung erfolgenden marinen Transgression über den abgetragenen Grundgebirgsstumpf. Die enthaltenen Gerölle wurden von den anbrandenden Wellen des langsam eindringenden Meeres zusammengeschwemmt. Die Gerölle bestehen aus Chert, Granit, Quarzit, Quarz, Plagioklaskristallen und Mikropegmatiten, die Matrix aus Sand. Etwa 80 % der Gerölle bestehen aus Granit und Quarzit. Die Quarzitgerölle haben kein Pendant innerhalb des Grand Canyons und stammen folglich von außerhalb. Das Hotauta Member ist hervorragend bei den Hance Rapids (Flussmeile 77) sowie am South Kaibab Trail und am North Kaibab Trail aufgeschlossen.
Ablagerungsbedingungen
Lithologie und Sedimentstrukturen deuten darauf hin, dass die Bass-Formation mit Ausnahme des Hotauta Members marinen Ursprungs ist. Die Transgression war hierbei von Westen erfolgt.
Das basale Hotauta Member besteht aus Flusssanden und Geröllen, die auf den Vishnu Basement Rocks in Depressionen der ehemaligen Erosionsoberfläche abgelagert worden waren. Seine ortsfremden Quarzitgerölle lassen erkennen, dass die Einzugsgebiete der transportierenden Flüsse weit über das Gebiet des Grand Canyons hinausreichten. Marine Transgressionssedimente überdeckten anschließend das Hotauta Member mit einer glatten Oberfläche, mit einem maximalen Höhenunterschied von nicht mehr als 46 Meter.
Die Dolomite der Bass-Formation waren ursprünglich wohl als Kalke gefällt worden und erst durch spätere Diagenese dolomitisiert. Die Kalke entstanden in ungetrübten, ziemlich warmen und seichten Meerwasser durch sowohl organische als auch inorganische Prozesse. Während des Transgressionshöchststandes akkumulierten Kalke und Tiefwasserschlamm im Westteil des Grand Canyons, wohingegen Stromatolithen-führender Flachwasserschlick im Ostteil abgesetzt wurde. Danach zog sich das Meer im Hangenden der Bass-Formation wieder langsam zurück, erkennbar an jetzt strandnahen Fazies, die von Rippeln, Trockenrissen, oxidierten Schiefertonen und anderen Anzeigern für gelegentliches Trockenfallen gekennzeichnet werden. Während dieser regressiven Phase wurden möglicherweise auch die Bedingungen zur Bildung von Evaporiten erreicht. Am Ende hatte sich im Grand Canyon ein küstennahes Flachwasser-Environment aus Watten und Deltas etabliert, das zur Ablagerung der Sedimente des Hakatai Shale überleitete.
Fossilgehalt
Die Bass-Formation führt fossile Stromatolithen, wobei diagnostische säulige Formen nur relativ selten anzutreffen sind. Funde von Collenia undosa (Walcott), Collenia symmetrica (Fenton und Fenton) und Collenia frequens (Walcott) konnten bisher gemacht werden. Wie die assoziierten Sedimente zu erkennen geben, erfolgte das Wachstum dieser Stromatolithen im ruhigen, flachmarinen Bereich. Das häufige Auftreten von Strömungsrippeln und Trockenrissen deutet auf zeitweiliges Trockenfallen. Dünne Brekzienlagen geben überdies kurzzeitige turbulente Ereignisse zu erkennen. Direkte Anzeichen für ein intertidales Environment in Strandnähe fehlen jedoch.
In der Bass-Formation sollen außerdem andere Fossilien zugegen sein, beispielsweise Quallen, Schwämme, Würmer und Muscheln (Bivalvia). Kritische Untersuchungen haben jedoch ergeben, dass die angeblichen Schwämme nur inorganische Kieselkonkretionen sind, die vermeintlichen Quallen Gasentweichungsstrukturen oder Algenkolonien darstellen und die Wurmspuren ebenfalls nur inorganische Sedimentstrukturen repräsentieren. Die vermuteten Bivalvia werden jetzt als abgerundete Tonfladen oder Pellets interpretiert, welche wahrscheinlich auf Algen-Onkolithen zurückzuführen sind.[4]
Vulkanismus
Innerhalb der Bass-Formation treten vulkanische Aschenlagen auf. Sie bestehen aus weißer, sehr feinkörniger Tephra, die sich im Liegenden der Formation mit Dolomiten und Tonsteinen abwechseln. Ihre Basiskontakte sind meist scharf und deutlich und sie können intern Gradierung aufweisen. Von den umgebenden Schichten, die durch Karbonate und Kalksilikate geprägt werden, unterscheiden sie sich durch eine diversifizierte Silikatmineralogie. Mittels vorhandener Zirkone konnten die Aschenlagen radiometrisch datiert werden.[5]
Wie die anderen Formationen der Unkar Group unterhalb der Cardenas Lava wird auch die Bass-Formation von Basaltgängen durchzogen. Basaltische Lagergänge entlang dolomitischer Partien lösten durch die Aufheizung des kieselhaltigen Sediments eine Metasomatose aus, die unter Rekristallisation im Kontaktbereich der Intrusionen chrysotilhaltigen Asbest erzeugte. Bis zu 10 Zentimeter lange Chrysotilnadeln lassen sich jetzt bis zu 3 Meter vom Kontakt entfernt finden.
Die Asbestvorkommen in der Bass-Formation sind bereits seit der Powell-Expedition bekannt und wurden dann um 1900 von William Wallace Bass und John Hance abgebaut. Wegen des schwierigen Zugangs konnten damals nur mehrere Tonnen Chrysotil gefördert werden. In den sechziger Jahren fand G. H. Billingsley an der Mündung des Tapeats Creek in den Colorado River bis zu 7,6 Zentimeter mächtige Asbestadern assoziiert mit Chlorit, Granat und Talk. Diese wurden aber nie abgebaut.[6]
Alter
Das Alter der Bass-Formation kann mittels Uran-Blei-Datierung von Zirkonen in einer Aschenlage und mittels Argon-Argon-Datierung überlagernder Basalte eingegrenzt werden. Zirkone in vulkanischen Aschenlagen aus dem unteren Abschnitt der Formation erbrachten ein Uran-Blei-Alter von 1254,8 ± 1,6 Millionen Jahre BP. Im jüngeren Abschnitt des überlagernden Cardenas Basalt wurden 1104 Millionen Jahre BP ermittelt. Darüber hinaus fand eine Studie der Vishnu Basement Rocks (ebenfalls mit der Uran-Blei-Methode), dass diese spätestens vor 1250 Millionen Jahren BP die Oberfläche erreicht hatten.[7] Die Formation dürfte somit in etwa zwischen 1255 und 1240 Millionen Jahre BP zur Ablagerung gekommen sein.
Quellen
- Hendricks, J. D. und Stevenson, G. M.: Grand Canyon Supergroup: Unkar Group. In: Beus, S. S. und Morales, M. (Hrsg.): Grand Canyon Geology. Oxford University Press/ Museum of Northern Arizona, 1990.
Einzelnachweise
- Noble, L. F.: The Shinumo quadrangle, Grand Canyon district, Arizona. In: Bulletin no. 549. US Geological Survey, Reston, Virginia 1914.
- Elston, D. P. und Scott, G. R.: Unconformity at the Cardenas-Nankoweap contact (Precambrian), Grand Canyon Supergroup, northern Arizona. In: Geological Society of America Bulletin. 87, no. 12, 1976, S. 1763–1772.
- Dalton, Russell O., Jr.: Stratigraphy of the Bass Formation (Late Precambrian, Grand Canyon, Arizona). Unveröffentlichte Diplomarbeit. Northern Arizona University, Flagstaff, Arizona 1972, S. 140.
- Nitechi, M. H.: Pseudo-organic structures from the Precambrian Bass limestone in Arizona. In: Fieldiana Geology. Band 23(1), 1971, S. 1–9.
- Bloch, J. D., Timmons, J. M., Gehrels, G. E., Crossey, L. J. und Karlstrom, K. E.: Mudstone petrology of the Mesoproterozoic Unkar Group, Grand Canyon, USA: provenance, weathering and sediment transport on intracratonic Rodinia. In: Journal of Petrology. Band 76(9), 2006, S. 1106–1119.
- Billingsley, G. H., Spamer, E. E. und Menkes, D.: Quest for the Pillar of Gold: the Mines & Miners of the Grand Canyon. Grand Canyon Association, Grand Canyon, Arizona, 1997, S. 112.
- Timmons, J. M, Karlstrom, K. E., Heizler, M. T., Bowring, S. A., Gehrels, G. E. und Crossey, L. J.: Tectonic inferences from the ca. 1254-1100 Ma Unkar Group and Nankoweap Formation, Grand Canyon: Intracratonic deformation and basin formation during protracted Grenville orogenesis. In: Geological Society of America Bulletin. Band 117(11/12), 2005, S. 1573–1595.