ANHANG: Einführung in die Geologie

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ANHANG: Einführung in die Geologie
1.) Begriffsdefinitionen:
Allgemeine Geologie:
beschäftigt sich mit dem Aufbau und der Veränderung der Erde
Angewandte Geologie:
befaßt sich mit den nutzbaren Stoffen und Lagerstätten (Wasser,
Erdöl, Salze, Erze etc.) und den technischen Aspekten der
Geologie (Tunnelbau, Talsperren, Baugrund)
Paläontologie:
ist die Lehre von den Fossilien
Stratigraphie:
beinhaltet die Beschreibung der Gesteinsschichten und deren
Einordnung in die Entstehungsabfolge
Mineralogie:
ist die Lehre von den Mineralen, ihre Zusammensetzung und
Bildung
Petrographie:
untersucht den Aufbau und die Entstehung von Gesteinen
Geochemie:
erforscht den Stoffbestand und die Stoffänderungen der Gesteine
Die Erde ist kein starrer Körper, sondern das Resultat ständiger Veränderungen (z.B.
Hangrutsche, Überschwemmungen, Vulkanausbrüche, Erdbeben).
Die Stoffe der Erde unterliegen einem fortwährenden Kreislauf, bedingt durch zwei Kräfte,
den Kräften von außen (exogene Dynamik) und den inneren Kräften (endogene Dynamik).
2.) Gesteinsbildende Minerale
Die Erdkruste wird aus Mineralen und Gesteinen aufgebaut.
Minerale: homogene, kristalline Festkörper (d.h. stofflich und physikalisch einheitlich)
Gesteine: heterogene (d.h. uneinheitliche) kristalline Festkörper
Die meisten Gesteine sind sowohl physikalisch als auch chemisch heterogen. An ihrem
Aufbau sind verschiedene Minerale, Komponenten anderer Gesteine, Reste von Organismen
etc. beteiligt.
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Minerale kommen meist in Form von Kristallen oder in kristallinen Aggregaten von
unterschiedlicher Korngröße vor. Selten sind amorphe Formen, das bedeutet, daß keine
Kristallgitterstruktur ausgebildet ist, z.B. beim Opal.
Eine wichtige Eigenschaft von Kristallen ist die Anisotropie, d.h. die Abhängigkeit von
physikalischen Eigenschaften von der Richtung im Kristall. Jedes Kristall kann durch ein
charakteristisches Raumgitter ausgedrückt werden (vgl. Abb. 1)
Abb. 1: Raumgitter des Steinsalzes (Natriumchlorid).
Die physikalischen Eigenschaften von Mineralen stehen in direktem Zusammenhang mit
ihrem Gitterbau. Eine der wichtigsten praktischen Eigenschaften von Mineralen ist ihre Härte
(Widerstand, den das Mineral einem spitzen, zum Ritzen geeigneten Gegenstand
entgegensetzt). Daraus hat sich eine Härteskala entwickelt, in der jedes Mineral das
vorhergehende ritzt und selbst von dem nachfolgenden geritzt wird (Tab. 1). Dabei sind die
Abstände zwischen den einzelnen Härtestufen nicht linear.
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Mineral
Formel
Ritzhärte
(nach MOHS)
Talk
Gips
Kalkspat
Flußspat
Apatit
Feldspat
Quarz
Topas
Korund
Diamant
Mg3[(OH)2/Si4O10]
CaSO4 ⋅2 H2O
CaCO3
CaF2
Ca5(F, Cl, OH)(PO4)3
KalSi 3O8
SiO2
Al2[F2/SiO4]
Al2O3
C
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
Bemerkungen
mit Fingernagel ritzbar
„
„
„
mit Messer ritzbar
„ „
„
„ „
„
Fensterglas wird geritzt
„
„
„
„
„
„
„
„
„
„
„
„
Tab. 1: Härteskala nach MOHS.
Andere physikalische Eigenschaften von Mineralen sind neben ihrer Härte:
-
Glanz
-
Farbe
-
Strich
-
Spaltbarkeit
-
Bruch
-
Dichte
Teilweise gibt es Unterschiede in der Härte in Abhängigkeit der
Anisotropie
(unterschiedliche Härte in unterschiedlichen Richtungen). Dies wirkt sich auf die Spaltbarkeit
von Mineralen aus, darunter versteht man die Eigenart von Kristallen, bei mechanischer
Beanspruchung nach bestimmten kristallographischen Flächen zu spalten. Eine sehr gute
Spaltbarkeit ist gegeben, wenn zwischen dicht besetzten Gitterebenen nur schwache
Bindungskräfte vorhanden sind, z.B. bei den Schichtsilikaten (Glimmer). Zu einem Bruch in
einem Kristall kommt es, wenn keine merklichen Kohäsionsunterschiede vorhanden sind und
der Kristall bei Beanspruchung ohne Spaltflächen bricht.
Ungefähr 40 Minerale bilden die hauptsächlich vorkommenden Gesteine, dabei sind vor allem
Silikate und Oxide
am wichtigsten. Untergeordnet treten auch Sulfide, Halogenide,
Karbonate, Sulfate und Phospate auf. Folgende Tabelle zeigt die Verbreitung der
gesteinsbildenden Minerale in dem am Aufbau der Erdkruste beteiligten Gesteine:
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Minerale
Mol %
Quarz
Kalifeldspat, Plagioklas
Glimmer
Amphibole, Pyroxene
Olivin
Tonminerale
Kalkspat, Aragonit
Dolomit
Magnetit
Übrige Minerale (Apatit, Granat u.a.)
12
51
5
16
3
4,6
1,5
0,5
1,5
4,9
Tab. 2: Anteil der wichtigsten Minerale in den Gesteinen der Erdkruste.
Die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale sind:
(a) Feldspäte
Chemisch können die Feldspäte in folgende Komponenten unterteilt werden:
Orthoklas
KAlSi3O8
Albit
NaAlSi 3O8
Anorthit
CaAl2Si 2O8
Feldspäte kommen selten rein vor, sondern hauptsächlich als Mischungsglieder der
Plagioklasreihe (Mischkristallreihe zwischen Anorthit und Albit). Die Plagioklase bilden
bei allen Temperaturen eine kontinuierliche Mischreihe, die Alkalifeldspatreihe
(Mischkristallreihe zwischen Orthoklas und Albit) sind nur bei hohen Temperaturen
mischbar.
(b) Quarz
Die Quarzgruppe umfaßt verschiedene Modifikationen des Siliziumdioxids SiO2. So gibt
es Niederdruck- und Hochdruckvarietäten des Quarzes (z.B. Coesit, Cristobalit).
Chalcedon ist die kryptokristalline Varietät mit faserigem Aufbau, Opal die amorphe
Form.
(c) Pyroxene und Amphibole
Pyroxene und Amphibole sind dunkle Minerale mit gestreckter Kristallform und guten
Spaltbarkeiten parallel zur Fläche. Beide Minerale besitzen fast die gleiche Härte und
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haben dunkelgrüne und dunkelbraune Farbtöne. Bei den Pyroxenen liegen SiO4-Tetraeder
als Einfachketten, bei den Amphiboliten als Doppelketten (Bänder) vor.
Die chemische Zusammensetzung der Pyroxene wird allgemein durch die Formel:
XY [Si2O6]
ausgedrückt, dabei kann
X durch Ca, Na, Li, Mn und
Y durch Mg, Fe, Al, Ti
ersetzt werden.
Die
chemische
Formel
für
Amphibolite
kann
ausgedrückt
werden
durch:
X2Y5[(OH, F)/Z4O11]4
Dabei kann
X durch Na, K, Ca;
Y durch Mg, Fe, Al
und
Z durch Si, Al
ersetzt werden.
(d) Glimmer
Glimmerminerale sind Schichtsilikate, die eine sehr gute Spaltbarkeit aufweisen. Am
häufigsten kommt der dunkle Glimmer Biotit K(Mg, Fe, Mn)3[(OH, F) ⋅AlSiO)] und der
helle Glimmer Muskowit KAl2[(OH, F)2(AlSi3O10)] vor.
(e) Olivin
Es handelt sich um ein Magnesium-Eisen-Silikat (Mg, Fe)2[SiO4] von meist grünlichen
Farbtönen. Die Olivine bilden eine lückenlose Mischungsreihe von Forsterit Mg2SiO4 zu
Fayalit Fe2SiO4.
(f) Schwerminerale
Minerale, die eine Dichte über 2,89 besitzen, werden als Schwerminerale bezeichnet.
Durch Verwitterungsprozesse kommt es zu einer Anreicherung von Schwermineralen in
den Sedimenten. Durch die Schwermineralanalyse können Rückschlüsse über die
Herkunft und den Transport von Sedimenten gemacht werden.
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3.) Gesteine
Man unterscheidet in der Geologie drei Gruppen von Gesteinen aufgrund ihrer
unterschiedlichen Entstehung:
3.1.) Magmatische Gesteine: Plutonite und Vulkanite
3.2.) Sedimentgesteine:
Ablagerungsgesteine
3.3.) Metamorphe Gesteine: Umwandlungsgesteine
Abb. 2: Relative Häufigkeit der magmatischen, metamorphen und sedimentären Gesteine
innerhalb der 16 km Zone der Lithosphäre (links) und an der Erdoberfläche (rechts).
Tab. 3: Die prozentuale und massenmäßige Häufigkeit der wichtigsten
Gesteinstypen in der Erdkruste.
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Magmatite
Metamorphite
Sedimentite
Quarz
Alkalifeldspäte
Plagioklase
Feldspatvertreter
Muskovit
Quarz
Alkalifeldspäte
Seicit
Quarz, Chalcedon
Alkalifeldspäte
Biotit
Orthopyroxene
Klinopyroxene
Alkalipyroxene
Amphibole
Alkaliamphibole
Olivin
Apatit
Zirkon
Magnetit
Ilmenit
Titanit
Pyroxene
Amphibole
Disthen
Silimanit
Andalusit
Staurolith
Cordierit
Zoisit, Epidot
Granate
Chlorite
Chloritoide
Talk
Serpentin
Skapolith
Rutil
Eisenglanz
Kaolinit
Montmorillonit
Chlorite
Kalkspat
Dolomit
Anhydrit
Gips
Steinsalz
Bauxit
Apatit
Hämatit
Pyrit
Tab. 4: Wichtige gesteinsbildende Minerale in Magmatiten, Metamorphiten und
Sedimentiten.
3.1) Magmatische Gesteine (Magmatite oder Ergußgesteine):
Die Magmatite werden je nach ihrer Bildungstiefe in zwei verschiedene Gruppen von
Gesteinen unterschieden:
3.1.1) Plutonite (Tiefengesteine) bestehen aus Gesteinsschmelzen (Magma), die die
Erdoberfläche nicht durchbrechen sondern in größerer Tiefe verbleiben und in der Erdkruste
erstarren. Zu diesen Gesteinen zählen:
-
Granite (bilden die Mehrzahl aller Plutonite), kommen nur auf den Kontinenten vor
-
Diorite
-
Gabbros
-
Syenite
Die Schmelze kühlt ab und verfestigt sich unter anderen physikalischen und chemischen
Bedingungen als bei den Vulkaniten.
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Die Abkühlungsgeschwindigkeit der Schmelze beeinflußt das Gefüge der Plutonite. Bei einer
langsamen Abkühlung ist genügend Zeit geben, daß die Minerale auskristallisieren können.
Die meisten Plutonite sind grob- bis mittelkörnig, eine besonders langsame Abkühlung führt
zu außergewöhnliche großen Mineralen.
3.1.2) Vulkanite (Ergußgesteine) bestehen aus Magmen die an oder nahe der Erdoberfläche
erstarrt sind. Hierzu gehören:
-
Basalte
(fast 90% der Vulkanite), kommen im ozeanischen wie auch im kontinentalen
Bereich vor
-
Andesite
-
Dazite
-
Rhyolithe
Da bei den Vulkaniten oft eine rasche, plötzliche Abkühlung erfolgt (Magmaauswurf) ist
nicht genügend Zeit für eine Auskristallisation der Minerale vorhanden. Vulkanite sind
deshalb meist dicht und feinkörnig.
Abb. 3: Mineralbestand der wichtigsten magmatischen Gesteine (in Klammern die
entsprechenden Vulkanite zu den aufgeführten Plutoniten).
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3.2) Sedimente
Durch die exogenen Kräfte (Wind, Wasser etc.) erfolgt die Verwitterung, der Abtrag und der
Transport
von Gesteinen. Ist die Transportkraft nicht mehr ausreichend, kommt es zu
Ablagerungen. Sedimentation findet vor allem im Meer statt (marine Sedimente), aber auch
Ablagerungen auf dem Festland (terrestrische Sedimente), in Flüssen (fluviatile Sedimente,
z.B. Schotter und Sande), in Seen (limnische Sedimente) oder auf Eis (glazigene Sedimente,
z.B. Moränen) sind möglich.
Die Sedimente werden in drei große Gruppen untergliedert:
3.2.1) klastische Sedimente
3.2.2) chemische Sedimente
3.2.3) biogene/organogene Sedimente
3.2.1) Klastische Sedimente
Sie setzen sich aus den Gesteinsbruchstücken unterschiedlicher Korngröße zusammen, die
bei Abtragung und Verwitterung entstanden sind (z.B. Sandstein).
Die klastischen Sedimente können weiterhin in unverfestigte und verfestigte Sedimente
unterteilt werden. Zudem kann eine Einteilung nach der vorherrschenden Korngröße erfolgen:
3.2.1.1) Psephite
> 2 mm
(Schotter, Kies)
3.2.1.2) Psammite
2 – 0,02 mm
(Sandsteine)
3.2.1.3) Pelite
< 0,02 mm
(Tone)
3.2.1.1) Psephite
Konglomerate bestehen aus verfestigten, gerundeten Kiesen und/oder Schottern; bei eckigen
Komponenten spricht man von einer Brekzie.
3.2.1.2) Psammite
Grauwacken sind Sandsteine die Gesteinsbruchstücke aufweisen; Arkosen sind feldspatreiche
Sandsteine.
3.2.1.3) Pelite
Mergel sind kalkige Tone. Schluffe nehmen eine Zwischenstellung zwischen Tonen und
Sanden in mineralogischer, chemischer und korngrößenmäßiger Hinsicht ein.
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Tab. 5: Einteilung der Trümmergesteine nach ihrer Korngröße.
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3.2.2) Chemischen Sedimente
Sie werden durch Niederschlag aus Lösungen gebildet (z.B. Kalkstein). Zu ihnen stellt man
Kalke, Dolomite, Gips, Anhydrit und Salze. Sie entstehen durch Ausfällungen aus Lösungen.
Dolomite sind in ihrer Struktur den Kalken sehr ähnlich, jedoch ist Magnesium in ihr Gitter
eingebaut. Salzgesteine entstehen durch die Verdunstung von Salzwasser in abgekapselten
Becken.
3.2.3) Biogene/organogene Sedimente
Bei der Bildung von dieser Art von Sedimenten spielen Organismen eine wichtige Rolle (z.B.
Kreide). Kalke, die zu mehr als 50% Pflanzen- oder Tierreste enthalten (Schalen, Skelette)
werden als Fossilkalke bezeichnet, bestes Beispiel sind die Riffkalke. Liegen die biogenen
Komponenten in kieseliger Form vor, spricht man von Kieselgur (aus Kieselalgen gebildet)
oder Radiolarit (Kieselschiefer).
Bei den Sedimentgesteinen kann man häufig eine Schichtung beobachten. Die Schichtung
entsteht entweder durch einen zeitweisen Stillstand der Sedimentation oder durch
Veränderungen der Korngröße und Zusammensetzung des abgelagerten Materials. Schichtung
ist also immer auf Materialwechsel zurückzuführen. Dieser kann bedingt sein durch z.B.
Schwankungen
der
Strömungsgeschwindligkeit,
Klimaänderungen,
jahreszeitliche
Veränderungen der Ablagerungen (Winter/Sommer) etc.. Schichtfugen ( z.B. aus Ton)
unterteilen eine Gesteinsabfolge in einzelne Bänke, Schichten oder Lagen. Die senkrecht zu
einer Schicht gemessenen Dicke einer Bank nennt man ihre Mächtigkeit. Die unter einer
Schicht liegende Gesteinsabfolge wird als Liegendes, die sich darüber befindende als
Hangendes
bezeichnet.
Verläuft
die
Schichtung
nicht
horizontal
wird
sie
Schrägschichtung bezeichnet (z.B. in Dünen).
Abb. 4: Lagerungsverhältnisse von Schichten: (A): söhlig, (B): flach, (C): steil,
(D): saiger, (E): überkippt.
als
12
Abb. 5: Beispiele für einige lithologische Schichtmerkmale.
Unter Konkordanz versteht man die gleichmäßige und parallele Bankabfolge. Bei einer
Diskordanz werden (meist ältere) Schichten von (jüngeren) Schichtgliedern winklig
abgeschnitten. Die seitliche Ausdünnung einer Schicht bezeichnet man als Auskeilen.
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Abb. 6: Diskordanzen: (A) über gefalteter Sedimentfolge, (B) über metamorphem
Grundgebirge, (C) über gekippter Sedimentscholle.
Eine gradierte Schichtung zeigt eine Abnahme der Korngrößen innerhalb einer Schicht von
unten nach oben. Das läßt auf eine Abnahme der Transportgeschwindigkeit schließen.
Im Zusammenhang mit Sedimenten spricht man oft auch von Fazies. Darunter ist die
Gesamtheit der gesteinsmäßigen und paläontologischen Merkmale einer Ablagerung zu
verstehen. So gibt es eine weitere Unterteilung in z.B. marine Fazies, kontinentale Fazies,
Tiefsee-Fazies,
Salzwasser-Fazies,
Fluß-Fazies
etc.
Die
Fossilieninhalt, die Lithofazies den petrographischen Aufbau.
Biofazies
beschreibt
den
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3.3) Metamorphe Gesteine
Unter Metamorphose versteht man die mineralogische Umbildung der Gesteine unter Druckund Temperaturveränderungen.
Werden
Sedimentgesteine
metamorph
umgewandelt
bezeichnet
man
sie
als
Parametamorphite, bei Vulkaniten und Magmatiten spricht man von Orthometamorphiten.
So entstehen aus Tonsteinen unter metamorphen Einfluß Phyllite, aus Kalken Marmor, aus
Graniten Gneise und aus Sandsteinen Quarzite.
Die Umwandlung kann ohne oder nur mit geringen chemischen Veränderungen des
Ausgangsgestein stattfinden. Sie kann aber auch mit einer mehr oder weniger stark
ausgeprägten Stoffzu- oder -abfuhr verbunden sein.
In den Orogenen (Gebirgseinheiten) findet man häufig metamorphe Gesteine. Wegen ihrer
regionalen
Verbreitung
spricht
man
in
diesem
Zusammenhang
auch
von
Regionalmetamorphose. Eine Untergliederung der Tiefe ermöglicht eine Einteilung in Epi-,
Meso- und Katazone (siehe Tabelle 6).
Tiefenstufe
Tiefe in km
Temperatur in °C
Druck in at
Epizone
8-10
300-400
3.000
Mesozone
18-20
500-600
5.000
Katazone
30-35
700-800
9.000
Tabelle 6: Tiefenstufen der Regionalmetamorphose.
Die Kontaktmetamorphose wird verursacht durch das Aufsteigen von magmatischem
Material. Dieses gibt Wärme an das kühlere Nebengestein ab und bewirkt somit Neu- und
Umbildungen. Mit zunehmender Entfernung vom Kontakt nimmt der Grad der Umwandlung
ab.
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4.) Tektonik
Die Tektonik beschäftigt sich mit dem strukturellen Bau der Erdkruste und deren
Bewegungen und Kräfte. In der Geologie sind vor allem die Lagerungsverhältnisse der
Gesteine wichtig.
Epirogenese: großräumige Verbiegungen (z.B. Hebung von Afrika). Das Aufsteigen von
Skandinavien ist auf Isostasie zurückzuführen, eine Anpassung an die veränderte Auflast
(Entlastung durch Eis-Rückgang).
Im Gelände bestimmt man tektonische Elemente mit einem Geologenkompaß. Zum einem
bestimmt man das Streichen einer Schicht (Winkel, den eine auf der geneigten Fläche
horizontal verlaufende Linie mit der Nordrichtung bildet) und das Einfallen (Winkel,
zwischen der Neigung der Fläche und der Horizontalen).
Abb. 7: Räumliche Festlegung flächiger Elemente.
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Abb. 8: Messung einer Fläche mit dem Geologenkompaß (Einfallen und Streichen).
4.1) Biegetektonik
Bei dieser Art der bruchlosen Verformung kommt es zu Flexuren, Beulen oder Falten
innerhalb einer Schicht oder Schichtfolge. Ein gutes Beispiel für Beulentektonik ist bei der
Entstehung der Salzdome in Norddeutschland zu beobachten. Bei Falten können entweder
Sättel oder Antiklinalen ausgebildet werden oder Mulden bzw. Synklinalen. Falten entstehen
meist durch Einengungsvorgänge in der Erdkruste. Von Faltenbau spricht man, wenn sich
Sättel und Mulden wellenförmig aneinanderreihen.
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Abb. 9: Elemente einer Falte.
Durch tektonische Vorgänge kann sich vor allem in Ton- und Schluffsteinen eine Schieferung
ausbilden. Darunter versteht man ein von der Schichtung unabhänges parallel gerichtetes,
engständiges Flächengefüge.
4.2) Bruchtektonik
Bruchtektonik tritt dann auf, wenn infolge der tektonischen Beanspruchung die Grenze der
Gesteinsfestigkeit überschritten wird. Das kann sich zum einem in Klüften und
äußern oder durch Verschiebungsbrüche. Letztere lassen sich wie folgt untergliedern:
4.2.1) Abschiebungen
4.2.2) Aufschiebungen bzw. Überschiebungen
4.2.3) Seitenverschiebungen oder Lateralverschiebungen
Spalten
18
Abb. 10: Mögliche Verschiebungsrichtungen auf einer Störungsfläche.
4.2.1) Abschiebungen
Diese Art der Bruchtektonik stellen Ausweitungsformen dar. Sie entstehen durch das relative
Absinken einer Scholle zur anderen.
4.2.2) Aufschiebungen bzw. Überschiebungen
Diese Form kommt durch Einengungsformen zustande. Eine Scholle steigt relativ zur anderen
auf und wird aufgeschoben. Von Aufschiebungen spricht man, wenn das Einfallen steiler als
45 ° ist; von Überschiebungen bei einem Winkel der flacher als 45 ° ist. Wenn überschobene
Gesteinspakete ihr Ursprungsgebiet (Wurzelzone) verlassen haben, spricht man von Decken
(diese trifft man hauptsächlich in den Alpen an).
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Abb. 11: Verkürzung eines Krustenteils durch Bruchfaltung infolge von Pressung.
4.2.3) Seitenverschiebungen oder Lateralverschiebungen
Darunter versteht man die horizontale Seitenverschiebung zweier Gesteinspakete.
Abb. 12: Grundformen der bruchhaften Störungen: (A): Abschiebung,
(B): Schrägabschiebung, linkshändig (C): Schrägabschiebung,
rechtshändig, (D): Aufschiebung, (E): Schrägaufschiebung,
linkshändig, (F): Schrägaufschiebung, rechtshändig, (G + H):
Seitenverschiebung, linkshändig, (I): Seitenverschiebung, rechtshändig.
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4.3) Salztektonik (Halokinese)
Salz reagiert schon bei einer relativ geringen Druckbelastung plastisch. Da eine inverse
Dichteschichtung vorliegt – das spezifisch leichtere Salz von ca. 2,2 g/cm³ wird von
schwereren Gesteinen von ca. die 2,6 g/cm³ überlagert – kommt es zu einem Schwereauftrieb
des Salzes. Es entstehen Salzstöcke und Salzdome.
4.4) Plattentektonik
Die Plattentektonik teilt die Erdkruste in sechs Großschollen und eine Anzahl von kleineren
Schollen ein, die ein komplexes Mosaik bilden (Abb. 13). Die Lithosphärenplatten sind
relativ steif und umfassen neben den Kontinenten auch die Ozeanböden. Sie ‘schwimmen‘ auf
der Asthenosphäre (=Oberster Mantel) und bewegen sich mit einigen mm pro Jahr. Entfernen
sich zwei Platten voneinander, spricht man von divergenten Plattengrenzen, bewegen sie sich
aufeinander zu und kollidieren, von konvergenten Plattengrenzen. Konservierende
Plattengrenzen
liegen vor, wenn die Platten aneinander vorbei in horizontaler Richtung
gleiten (z.B. San Andreas Graben). Die Bewegungen an den Plattengrenzen sind oft der
Auslöser für Erdbeben.
Abb. 13: Übersicht über die Verteilung der Platten der Erdkruste.
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Subduktionszonen: Hier wird eine Platte unter eine andere geschoben und quasi ‘verschluckt‘,
heutzutage kann man das z.B. entlang der Westküste Amerikas beobachten. Hier kollidiert die
amerikanische, kontinentale Platte mit der ozeanischen, pazifischen Platte und zwingt letztere
zum Absinken in einem steilen Winkel. Durch die so entstehenden Knickstellen der
ozeanischen Platte bilden sich Tiefseegräben. Bei dem Abstieg der subduzierten Platte wird
ihr Material aufgeschmolzen, und es kommt zum Aufstieg von Magma (Vulkanismus,
Vulkan-Reihen) und zur Gebirgsbildung (z.B. Anden).
Durch langandauernde Subduktion können sich Ozeane aber auch schließen. Wenn sich von
zwei Seiten Kontinente aufeinander zubewegen, kommt es zu deren Kollision. Das vorher
dazwischenliegende Ozeanbecken wird geschlossen, und es kommt zur Gebirgsbildung (z.B.
Alpen, Himalaja) vgl. Abb. 14.
Abb. 14: Schließung eines Ozeans durch Kollision von Platten:
(a) Ozeanische Kruste taucht unter Bildung einer Tiefseerinne und
eines vulkanischen Inselbogens unter ozeanischer Kruste ab.
(b) Ozeanische Kruste taucht unter einem Kontinent unter Bildung
eines Rand-Kettengebirges ab.
(c) Kollision der Kontinente durch fortschreitende Subduktion unter
Bildung einer intrakontinentalen Gebirgskette.
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Mittelatlantische Rücken: In diesen Bereichen steigt an den Ozeanböden basisches Magma
auf, die dadurch auseinander driften (sea floor spreading).
Durch Bildung von Graben- und Riftzonen brechen Kontinente auseinander. Basaltische
Schmelzen dringen auf und brechen den Kontinent auseinander. In das neu entstandene
Becken dringt Ozeanwasser ein, ein neues Meer entsteht (z.B. Afrikanisches Riftsystem), vgl.
Abb. 15.
Abb. 15: Aufbrechen eines Kontinents und Bildung eines Ozeanbeckens.
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5.) Gliederung der Erdgeschichte (Historische Geologie)
Die Erdgeschichte beschreibt die Entstehung und Entwicklung der Erde in ihrer zeitlichen
Abfolge. Dafür werden hauptsächlich Gesteine und die in ihnen enthaltenen Fossilreste
herangezogen. Die historische Geologie erforscht die Veränderung und Geschichte der
Verteilung von Kontinenten
und Ozeanen, die Klimate der Vorzeit, frühere Pflanzen-
und/oder Tiergesellschaften sowie Struktur und Verhalten der Erdkruste.
Tab. 7: Erdgeschichtliche Zeittafel.
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6.) Fossilien
Fossilien oder Versteinerungen sind die Reste vorzeitlicher Pflanzen und Tiere, einschließlich
ihrer Lebensspuren wie Fährten, Fraßspuren etc.. Sie
erlauben die Rekonstruktion der
Entwicklungsgeschichte der heutigen Pflanzen- und Tierwelt. Fossilien treten in den
unterschiedlichsten Erhaltungszuständen auf. Es kann sich dabei um ausgestorbene oder heute
noch lebende Arten handeln. Meist werden nur die Hartteile fossiler Organismen erhalten
(z.B. Panzer, Gehäuse, Zähne, Skelette, Pflanzenstamm, Pflanzenfrüchte usw.)
Die Biostratigraphie wird zur relativen Zeitbestimmung herangezogen. Eine Parallelisierung
von Schichtenfolgen kann durch bestimmte Fossilien erfolgen. Schichten mit gleichartigen
Fossilien dürfen als geologisch altersgleich angesehen werden.
Leitfossilien sind kurzlebige Tier- und Pflanzenarten mit flächenhaft weiter Ausdehnung und
relativ großer Häufigkeit. Damit sind solche Fossilien für einen bestimmten geologischen
Zeitabschnitt ‘leitend‘.
7.) Sonstiges
Abb. 16: Korrelation von drei Bohrprofilen.
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Abb. 17: Schichtfolge im Grand Canyon des Colorado River in Arizona/USA.
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Abb. 18: Allgemeine petrographische Symbole.
Abb. 19: Allgemeine geologische Symbole.