Physiogeographie Geologie1 WS07

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Physiogeographie:
Geologie 1
Vorlesung im WS 2007/08
Hans STEYRER
Einleitung
Die Reste der Markthalle von Pozzuoli
(Neapel), der „Tempel der Serapis“.
Titelbild der ersten Ausgabe von Charles
LYELLs „Principles of Geology“ (1830). In
einigen späteren Ausgaben wurde die Figur des
Philosophen links unten im Bild weggelassen.
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
1
Geologische Zeitrechnung und -messung
Die Geologische Zeitskala,
zusammengstellt von den IUGS
stratigraphy commissions
4.6 Milliarden Jahre
Erdgeschichte –
komprimiert auf einen
24-Stunden Tag
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
2
Geologische Zeitrechnung und -messung
Als Eukaryoten oder
Eukaryonten (Eucaryota)
werden alle Lebewesen mit
Zellkern und Cytoskelett zusammengefasst (Griechisch
karyon = Kern, eu = gut).
Eukaryoten entwickeln sich
immer aus zell-kernhaltigen
Ausgangszellen (Zygoten,
Sporen). Alle anderen
zellulären Lebewesen, die
keinen echten Zellkern
besitzen, Archaeen (Archaea) und Bakterien
(Bacteria), darunter die
Cyanobakterien (Cyanobacteria), werden als
Prokaryoten bezeichnet.
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
Diplomonaden (Lamblia)
besitzen zwei separate
Zellkerne (Doppelkernigkeit)
3
Der innere Aufbau der Erde
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
4
Der innere Aufbau der Erde
Seismograph zur Registrierung einer horizontalen
Komponente der Bewegung
Scherbruchhypothese zur
Entstehung von Erdbeben: 2
Blöcke sind tektonischen
Kräften ausgesetzt (stressed), Reibung an der Störungsfläche verhindert das
Gleiten, auf beiden Seiten
kommt es zur Deformation.
Schließlich wird die Reibungsblockade überwunden
(released), es kommt zum
Aufreissen an der Störungsfläche (=Bebenherd, das
Epizentrum liegt direkt darüber an der Erdoberfläche).
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
5
Der innere Aufbau der Erde
Erdbebenwellen:
a) und b) sind Raumwellen,
c) und d) sind
Oberflächenwellen
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
6
Der innere Aufbau der Erde
Abb. rechts: Herdflächenlösungen von
Erdbeben und ihre Darstellung im Kartenbild
Extension:
Abschiebungen
Herdflächenlösungen von Erdbeben in Griechenland, der
Ägäis und der westlichen Türkei zwischen 1900 und 1981.
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
Kompression:
Aufschiebungen
Herdflächenlösungen von Erdbeben in Asien zwischen 1900
und 1987. Der Pfeil zeigt die Richtung der Relativbewegung
zwischen der Indischen Platte und Asien
7
Der innere Aufbau der Erde
Physiogeographie: Geologie 1 (Hans STEYRER)
8
Minerale
Die Kristallstruktur der
Silikatmineralien (a)-(f),
deren Systematik auf
der unterschiedlichen
Verknüpfung der
Tetraeder beruht.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
9
Minerale
Härteskala nach MOHS
Die physikalischen Eigenschaften der Minerale und die Beziehung zu Chemismus
und Kristallbau
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
10
Magmengenese
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
11
Magmengenese
Modell einer
Subduktionszone und
der damit verbundenen
Magmengenese
Zusammenhang zwischen Kieselsäuregehalt von Magmen und
den wichtigsten Hauptelementen
sowie der wesentlichen physikalischen Eigenschaften von
Schmelzen (Schmelztemperatur
und Viskosität)
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
12
Vulkanismus
5. GEOLOGIE UND VULKANISMUS
aus: Schermaier und Steyrer 2005 („Island – ein geologisches Abenteuer am trotzigen Ende
der Welt)
5.1. Plattentektonik
Die äußere Schale der Erde ist ein Mosaik
aus mehreren unterschiedlich großen
Lithosphäre = feste, äußere Schicht der
Lithosphärenplatten, die sich gegeneinander
Erde
bewegen. Jede Lithosphärenplatte besteht
lithos (gr.) = Stein
aus starrer Kruste und einem festen Anteil
asthenos (gr.) = nicht hart
des oberen Mantels.
sphäros (gr.) = Kugel
Es gibt acht große und mehrere kleinere
Platten (Abb. 5. 1.). Die Lithosphärenplatten
Tektonik = Lehre vom Bau und der
sind ca. 50 bis 100 Kilometer dick (Abb. 5.
Bewegung der Erdkruste
2.). Darunter befindet sich die weichere
Asthenosphäre, auf der sich die Lithosphärenplatten mehrere Zentimeter pro Jahr gegeneinander bewegen. Diese moderne
geologische Betrachtungsweise nennt man Plattentektonik.
Vergleich der beiden Krustentypen
ozeanisch
kontinental
dünner (meist 5-10 km)
dicker (meist 30-40 km)
schwerer (3,0 g/cm3)
leichter (2,7-2,8 g/cm3)
kieselsäurearme (= basische) Gesteine
Basalt, Gabbro)
kieselsäurereiche (= saure) Gesteine
(Granit, Gneis, Schiefer, Sedimente)
Abb. 5. 1: Plattentektonik (aus FAUPL 2000): Die Lithosphäre der Erde besteht aus
mehreren getrennten Platten, die einer ständigen Neubildung an den mittelozeanischen
Rücken und einem Abbau in den Subduktionszonen unterliegen.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
13
Vulkanismus
Mit den Plattenbewegungen sind viele geologische
Erscheinungen verbunden. Wo zwei Platten
Subduktion = Ozeanische
auseinander driften, kann Magma an die ErdoberLithosphäre wird unter die
fläche gelangen, und es entstehen Vulkane. In den
kontinentale gezogen
Ozeanen bezeichnet man solche Bereiche als Mitsubducere (lat.) = hinunterziehen
telozeanische Rücken.
Wenn zwei Platten zusammenstoßen, wird
Kollision = Zusammenstoß zweier
zunächst eine Platte unter die andere gezogen (=
Kontinentalplatten
Subduktion). Die abtauchende Platte schmilzt
collidere (lat.) = zusammenstoßen
durch die zunehmende Temperatur, das geschmolzene Gesteinsmaterial steigt in Spalten auf. Dadurch kommt es in der darüber
liegenden Platte zur Bildung von Vulkanen. In der Knautschzone zwischen den
zusammenstoßenden Platten (= Kollision) kommt es auch häufig zu Gebirgsbildungen. Die
meisten Erdbeben sind an Plattengrenzen gebunden und 95% der weltweit aktiven Vulkane
treten an den Plattenrändern auf. Weiters erklärt die Plattentektonik auch noch viele andere
geografische Merkmale unserer Erde, wie z. B. Tiefseerinnen und andere Grabenstrukturen.
Abb. 5.2: Die Bewegungen der Platten in einem Schnitt durch die Erde (aus FAUPL 2002)
Die Afrikanische Platte und die Südamerikanische Platte trennen sich am Mittelatlantischen Rücken
mit einer Geschwindigkeit von einigen Zentimetern pro Jahr. Die Südamerikanische und die NazcaPlatte (im östlichen Pazifik) schieben sich übereinander und schaffen dabei die Anden. Die
Mächtigkeit der Platten ist hier aus Gründen der Anschaulichkeit vergrößert dargestellt.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
14
Vulkanismus
Durch die Bewegungen der Lithosphärenplatten ergeben sich drei Arten von Plattengrenzen:
(1) Zwei Platten bewegen sich voneinander weg (Riftzonen, Abb. 5.3. und 5.4.)
Durch aufsteigendes Mantelmaterial kommt es zu intensivem Vulkanismus, wodurch sich
eine neue Kruste bildet.
Ozeane/ sea floor spreading: Dort bilden sich die Mittelozeanischen Rücken, die nur selten
über den Meeresspiegel ragen (Island).
Kontinente: Es entstehen große kontinentale Grabenbrüche (Ostafrika, Rheingraben). Bei
anhaltender Bewegung kommt es zur Bildung zweier selbstständiger Kontinente, zwischen
denen sich neue Meeresbereiche bilden (Rotes Meer), die schließlich zu Ozeanen werden.
Abb. 5.3: Sea floor
spreading und Subduktion einer
ozeanischen Platte durch
einen Konvektionsstrom
als Grundprinzip der
Plattentektonik (nach verschiedenen Autoren,
stark geändert).
(2) Zwei Platten stoßen zusammen (Subduktion/Kollision, Abb. 5.3.)
Subduktionszonen:
Subduktionszonen sind unter Wasser durch Tiefseerinnen, wie sie vor allem rund um den
Pazifik bestehen, gekennzeichnet. Teile der verschluckten ozeanischen Kruste schmelzen in
der Erdtiefe durch Temperaturerhöhung. Dadurch kommt es über Subduktionszonen häufig
zu intensivem Vulkanismus.
Aktive Kontinentalränder: Ozeanische Kruste wird unter die kontinentale gezogen (Anden).
Inselbögen: Ozeanische Kruste wird im Randbereich von Ozeanen unter kontinentaler oder
ozeanischer Kruste verschluckt (Japan, Philippinen, Indonesien, Aleuten).
Kollisionszonen: Wenn der gesamte ozeanische Bereich zwischen zwei Kontinenten verschluckt ist, prallen sie schließlich aufeinander, es entstehen große Gebirgsgürtel (Alpen,
Himalaya, Ural).
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
15
Vulkanismus
(3) Zwei Platten bewegen sich aneinander vorbei (Transformstörungen, Abb. 5.3.)
Solche Reibungszonen sind durch besonders häufige Erdbeben gekennzeichnet (San
Andeas Störung/Kalifornien, Nordanatolische Störung/Türkei, Jordantal/Naher Osten).
Ursachen der Plattenbewegungen
Zweifellos sind die Kräfte für die Plattenbewegungen im Erdmantel zu suchen. Dieser
besteht aus heißem, plastischem Gesteinsmaterial. Viele Forscher denken heute, dass sich
die beweglichen Schmelzmassen im Mantel ähnlich verhalten wie eine dicke Suppe, die in
einem Topf aufgekocht wird. Dort steigt die kochende Suppe auf Grund der
Wärmebewegung im Zentrum an die Oberfläche, strömt zur Seite, kühlt ab und sinkt seitlich
wieder zu Boden, womit der Kreislauf von neuem beginnt (= Konvektionsströmung, Abb.
5.4.).
Abb. 5.4: Konvektionsströme im Erdmantel als Ursache tektonischer Bewegungsvorgänge der Erdkruste (nach WUNDERLICH, aus RAST 1987)
Rechts im Bild: Kontinentaler Krustenbereich mit zentraler Orogenzone über absteigendem
Konvektionsbereich, kontinentale Dehnungszone mit Bruch- und Grabentektonik nebst zugehörigem
Vulkanismus (Mitte rechts) über aufsteigendem Konvektionsbereich; randständiges Orogen an der
Außenflanke des Kontinents (Mitte links) mit teilweiser Überschiebung der Ozeanischen Kruste. Links
außen: mittelozeanischer Rücken über aufsteigendem Ast der Konvektionsströme; Dehnung und
Aufreißen der Ozeanischen Kruste sowie Aufdringen von basaltischem Magma und Bildung
vulkanischer Inseln.
Im Bereich der Mittelozeanischen Rücken steigt demnach heißes, leichteres Material auf,
während seitlich kälteres und dichteres Material absinkt. Auf diese Weise treiben riesige
Konvektionszellen die Plattenbewegungen an (Abb. 5.4.). Dafür sind riesige Mengen an
Wärme erforderlich, die aus zwei Quellen stammen:
1. Aus dem radioaktiven Zerfall von Elementen im Erdinneren (v. a. Uran, Thorium und
Kalium) sowie
2. aus einer Restwärme, die im Erdinneren seit der Entstehung der Erde gespeichert ist.
In diesem Zusammenhang sind aber auch noch viele Fragen ungeklärt. Warum konzentriert
sich die Hitze aus dem Erdinneren in bestimmten Regionen und formt dort Konvektionszellen? Wie groß sind die Konvektionszellen im Mantel wirklich? Wo und wie entstehen sie, wie
sind sie aufgebaut?
Führende Geowissenschafter gehen in jüngster Zeit davon aus, dass zusätzlich zu den
Mantelströmungen vor allem die Zugkräfte, die absinkende Platten in Subduktionszonen hervorufen („slab pull“, slab = Platte, pull = ziehen, engl.), ganz wesentlich zu den Plattenbewegungen beitragen. Ihr Beitrag wird heute wesentlich höher gewertet, als die Schubkräfte
(„ridge push“, ridge = Rücken, push = stoßen, engl.), die durch aufsteigendes Mantelmaterial
an den Mittelozeanischen Rücken entstehen (Abb. 5.3. und 5.4.).
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
16
Vulkanismus
5. 2. Vulkane
Entstehung
Durch Vulkane dringt heißes, geschmolzenes Gesteinsmaterial (= Magma) in Form von Lava
oder ausgeschleuderten Lockerprodukten an die Erdoberfläche. Dies ist möglich, wenn in
der Erdkruste Schwächezonen in Form von Rissen und Spalten (=Förderschlote) entstehen,
durch die das Material aufsteigen kann (Abb. 5.5.). Die größten Schwächezonen der
Erdkruste sind die Plattenränder.
Abb. 5. 5:
Die wichtigsten
Erscheinungsformen
bei Effusiv- und
Intrusivgesteinen.
Gänge
durchschlagen
das Nebengestein, Lagergänge (=Sills)
dringen parallel
zu den Gesteinsschichten ein.
(verändert aus
Decker & Decker
1998)
Lebenszyklus von Vulkanen
Wenn die Magmenkammer unter einem Vulkan leer ist, brechen Vulkane meist unter ihrem
eigenen Gewicht in sich zusammen (Abb. 5. 6.). Die enstehenden Einbruchsstrukturen, die
meist kreisrund sind, nennt man Calderen. Eine Caldera weist meist einen viel größeren
Durchmesser auf als ein Förderkrater. Calderen werden nach ihrer Bildung häufig durch
neue Lavaströme aufgefüllt. Oft entsteht dadurch im Bereich einer Caldera auch ein neuer
Vulkan.
In tropischen Gebieten bilden sich im Bereich von Vulkanflanken, die ins Meer abfallen
Korallenriffe (Hawaii). Wenn erloschene Vulkane im Meer versinken oder durch Erosion
abgetragen werden, bilden sich Atolle, also kreisförmige Anordnungen von Korallenriffen (z.
B. Südsee). Wenn sich ehemalige Vulkankrater mit Wasser füllen, entstehen kleine Seen,
die man als Maare bezeichnet (Laacher Seengebiet/Deutschland).
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
17
Vulkanismus
Abb. 5. 6: Entstehung einer CaIdera
(aus RAST 1992) durch Einbruch
eines Krustenblockes in eine darunter
befindliche Magmenkammer
Die drei Haupttypen von Vulkanen
o
p
n
Abb. 5. 7.: Die drei Haupttypen von Vulkanen, unterschieden nach ihrer plattentektonischen
Position, sowie die jährliche Magmenproduktion (SCHMINCKE 2000)
n Riftvulkane:
Lithosphäre wird im Bereich auseinander driftender Platten entlang eines
weltumspannenden, 70.000 Kilometer langen Spaltensystems gebildet.
Vorkommen: In den Ozeanen an den Mittelozeanischen Rücken (Abb. 5. 3. Position n
in Abb. 5. 7.) , die drei Viertel des gesamten Fördervolumens der Vulkane auf der Erde
liefern. Selten ragt der mittelozeanische Rücken über den Meeresspiegel (z. B. in
Island – Hekla, Laki, Askja, Krafla,
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
18
Vulkanismus
Surtsey). Auf den Kontinenten befinden sich Riftvulkane im Bereich großer Grabenbrüche (z.
B. Ostafrika – Kilimandscharo) und ausdünnender Kruste (z. B. Oststeiermark, Burgenland).
o Subduktionszonenvulkane:
Lithosphäre wird im Bereich zusammenstoßender
Platten verschluckt (Abb. 5. 3. Position o in Abb. 5. 7.)
Vorkommen: Anden (Nevado del Ruiz, Cotopaxi), Mexiko (Popocatepetl, Paricutin), Neuseeland, Indonesien (Krakatau), Philippinen (Mayon, Unzen, Pinatubo), Japan (Fujiyama),
Aleuten, Kamchatka (Kliuchewskoy, Avachinsky, Tolbachik) Karibik (Mt. Pelée, Montserrat).
p Hot Spots: Der einzige Vulkantyp, der nicht an Plattenränder gebunden ist (Position p
in Abb. 5. 7.). Hot Spots sind ortsfeste Aufwölbungen des Erdmantels, wo heißes
Mantelmaterial die Kruste durchbricht und Vulkane bildet. Durch die Plattenbewegung
entfernen sich die entstehenden Vulkane vom Hot Spot, bis sie schließlich ganz von ihm
getrennt werden. Im Laufe von Jahrmillionen entsteht so eine perlschnurförmige Vulkankette,
die, wie im Fall von Hawaii, mehrere tausend Kilometer lang werden kann. Vorkommen:
Hawaii-Kilauea,
Kanarische
Inseln-Lanzarote/Teide,
Galapagos-Inseln,
HoggarMassiv/Sahara.
Unterscheidung von Vulkanen nach Form und Aufbau
Form
SCHILDVULKANE
SCHICHTVULKANE
(Abb.5.8.)
(Abb.5.9.)
flach gewölbt
kegelförmig
3
Volumen
oft gigantisch (bis 80 000 km )
meist viel geringer (5-500 km3)
Hangneigung
flach (wenige Grad)
steiler (20-40 Grad)
Aufbau
vorwiegend Lava-Schichten
Lava-Schichten und
Lockermaterial
Kieselsäuregehalt der Lava
gering
hoch
Wassergehalt der Lava
unterschiedlich
meist hoch
Temperatur der Lava
höher (1000-1200°C)
niedriger (800-1000°C)
Fließverhalten der Lava
schnell (bis 50 km/h und mehr)
langsam
Gefährlichkeit
meist gering – weniger explosiv
meist hoch - explosiv
Vorkommen (bezüglich
v. a. an ozeanischen Rifts
v. a. an Subduktionszonen und
der Plattentektonik)
und als Hot Spots
und kontinentalen Rifts
Berühmte Beispiele
Mauna Loa, Mauna Kea
Vesuv und Stromboli/Italien
Kilauea/Hawaii
Pico/Azoren
Trölladyngja/Island
Fujijama/Japan
Gorely (Kamtschatka)
Tolbatschik und Klutschevskoy
(beide Kamtschatka)
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
19
Vulkanismus
Abb. 5.8: Schematische
Darstellung eines
Schildvulkans
Diese vorwiegend in
ozeanischen Gebieten
anzutreffenden, flach gewölbten,
oft riesige Ausmaße
erreichenden Vulkanbauten
bauen sich vom Tiefseeboden
her aus zahllosen übereinanderfolgenden Lavaströmen
unterschiedlicher Mächtigkeit
und Flächenausdehnung auf.
Abb. 5.9: Schematische
Darstellung eines
Stratovulkans
Diese in Subduktionszonen und
kontinentalen Riftzonen weit
verbreiteten Vulkanbauten
bestehen aus einer geneigten
schichtartigen Aufeinanderfolge
von Lavaströmen und vulkanischen Lockerprodukten
unterschiedlichen
Mengenverhältnisses
Eruptionsformen
Man unterscheidet magmatische Eruptionen, deren Explosivität allein von der Viskosität
und vom Anteil an juvenilen (=vom Magma mitgeführten) Volatilen (=Gasen) bestimmt wird,
von phreatomagmatischen Eruptionen, bei denen unterschiedliche Mengen von externem
Wasser eine Rolle spielen. Bei phreatischen Eruptionen verdampft externes Wasser, welches sich im Kontakt zu Magma oder zu heißem Gestein aufgeheizt hat, explosionsartig.
Magma wird hierbei nicht oder nur unwesentlich gefördert.
Das Spektrum magmatischer Eruptionen reicht von hawaiianisch bis ultraplinianisch.
Hawaiianische Eruptionen sind gekennzeichnet von der Effusion dünnflüssiger, volatilarmer,
basaltischer Magmen, die in Form von Lavafontänen bis 500 m hoch eruptieren und z.T.
ausgedehnte Lavaströme bilden. Etwas viskoser (=zäher) und volatilreicher sind die Basaltmagmen, die strombolianisch ausbrechen. Hierbei entstehen durch das Zerplatzen von
Gasblasen relativ grobe Fragmente, die aus dem Schlot herausgeschleudert und zu einem
Vulkankegel aufgeschichtet werden. Untergeordnet können sich relativ zähe Lavaströme bilden.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
20
Vulkanismus
Gelangt zähflüssiges und volatilreiches Magma an die Oberfläche, kommt es zu hochexplosiven Eruptionen, die als plinianisch bezeichnet werden. Dabei bilden sich Eruptionswolken,
die bis zu 65 km hoch steigen. Die Höhe der Eruptionssäule, die Magmeneruptionsrate und
das Gesamtvolumen (bis 7 x 1014 kg) korrelieren bei plinianischen Eruption positiv miteinander. Wenn die mitgeführten vulkanischen Fragmente (Tephra) vom Wind verdriftet werden,
entstehen ausgedehnte Aschedecken. Wolken von feiner Tephra und Aerosol (Tröpfchen
von Schwefelsäure und anderen Volatilprodukten) können monate- bis jahrelang in der
Atmosphäre bleiben und mehrmals um den Globus reisen. Dies kann zu einer zeitweiligen
Klimaverschlechterung führen. Der große Ausbruch des Tambora 1815 in Indonesien hatte
einen drastischen Temperatursturz zur Folge, welcher auf der Nordhalbkugel einen Ausfall
des Sommers 1816 mit katastrophalen Ernteausfällen bewirkte.
Trifft heißes Magma auf Grundwasser kann es zu extrem explosiven, phreatomagmatischen
Eruptionen kommen, in deren Verlauf besonders feine Fragmente aus dem Magma sowie
aus dem Material in den Schlotwänden entstehen. Dies geschieht nur, wenn das Magma und
externes Wasser kurz vor oder während der Eruption einen innigen Kontakt eingegangen
sind.
FÖRDERPRODUKTE VON VULKANEN
(I) Lava:
Je nach Temperatur, Gasgehalt und Ort der Abkühlung
Oberflächenformen zu Stande. Die bekanntesten sind:
kommen
verschiedene
Blocklava: Entsteht, wenn die Lava eher kühler und gasärmer ist. Bei Abkühlung bilden sich
scharfkantige Lavablöcke mit rauer Oberfläche. Wird nach einem Ausdruck auf Hawaii auch
„Aa-Lava“ genannt (Abb. 5.10).
Stricklava: Wenn die Lava sehr heiß und beweglich und der Gasgehalt eher hoch ist; bildet
bei Abkühlung glatte wulstige Oberflächen (Abb. 5.10.); andere Namen sind Seillava oder
Pahoehoe-Lava (Hawaii).
Abb. 5. 10.: Im Vordergrund Strick- oder
Pahoehoe-Lava, im Hintergrund die
scharfkantigen Blöcke der Aa-Lava
(aus PRESS & SIEVER 2003).
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
21
Vulkanismus
Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder
dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s
Causeway, Alcantara-Schlucht)
Kissenlava (= Pillow Lava): Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige
Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen.
(II) Lockermaterial (Pyroklastika):
Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste
Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig
von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen:
Asche (Korngröße kleiner als 2 mm)
Lapilli (zwischen 2 und 63 mm)
Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano)
Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen
häufig Schlackenkegel. Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und
besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkanflanken vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der
Erde.
Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr
kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die
rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von
Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser
schwimmt.
(III) Gase:
Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur
während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange
nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen hervor. Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder
Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachgewiesen worden: reichlich Wasser (H20), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H2S),
Wasserstoff (H2), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO2), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff
(HF), Siliziumfluorid (SiF4), Methan (CH4).
Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit
magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs,
wie Schwefeldioxid (SO2), Schwefeltrioxid (SO3) und als Zwischenprodukt elementarer
Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen
nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange.
Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt
es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar
abgebaut werden.
Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet
man als Fumarolen. Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man –
nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei).
Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C
kaum überschreitet, nennt man Mofetten.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
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Vulkanismus
Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder
dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s
Causeway, Alcantara-Schlucht)
Kissenlava (= Pillow Lava): Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige
Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen.
(II) Lockermaterial (Pyroklastika):
Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste
Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig
von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen:
Asche (Korngröße kleiner als 2 mm)
Lapilli (zwischen 2 und 63 mm)
Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano)
Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen
häufig Schlackenkegel. Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und
besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkanflanken vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der
Erde.
Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr
kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die
rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von
Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser
schwimmt.
(III) Gase:
Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur
während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange
nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen hervor. Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder
Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachgewiesen worden: reichlich Wasser (H20), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H2S),
Wasserstoff (H2), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO2), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff
(HF), Siliziumfluorid (SiF4), Methan (CH4).
Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit
magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs,
wie Schwefeldioxid (SO2), Schwefeltrioxid (SO3) und als Zwischenprodukt elementarer
Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen
nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange.
Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt
es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar
abgebaut werden.
Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet
man als Fumarolen. Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man –
nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei).
Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C
kaum überschreitet, nennt man Mofetten.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
23
Vulkanismus
Hochexplosiv und gefährlich oder nicht? – Kieselsäuregehalt und Wasser im
Magma sind entscheidend!
Ein Vulkanausbruch beginnt damit, dass ein zunehmender Druck in der Magmenkammer das
Magma an die Erdoberfläche presst.
Folgende Faktoren erhöhen die Explosivität und damit Gefährlichkeit von Vulkanen:
Der Kieselsäuregehalt des Magmas: Je höher er ist, desto zähflüssiger ist die Schmelze
und umso schlechter können die im Magma gelösten Gase entweichen. Dadurch baut sich
großer Druck auf, der sich in heftigen Explosionen entlädt.
Lava mit geringem Kieselsäuregehalt ist dagegen sehr dünnflüssig. Die Gase können gut
entweichen, die ausfließende Lava erreicht oft hohe Geschwindigkeiten (bis 50 km/h und
mehr) und kommt erst viele Kilometer vom Ausbruchszentrum entfernt zum Stillstand.
Der Wassergehalt des Magmas: Je höher er ist, umso explosionsfreudiger ist auch die
Lava. Wasser kann durch Druck aus wasserhältigen Mineralen (z. B. Glimmer, Hornblenden)
freigesetzt werden. Dies ist besonders bei Subduktionszonen der Fall.
Geothermische Energie
Die Temperatur in der Erdtiefe steigt alle 100 m um 3° C an, d. h. pro Kilometer etwa um
30°C (= normaler geothermischer Gradient). In Vulkangebieten ist dieser Wert doppelt so
hoch oder höher. Um diese Temperatur zu nutzen pumpt man kaltes Wasser in die Erdtiefe
zur Erwärmung oder man nutzt das bereits aufgeheizte Grundwasser. Mit dem heißen Wasserdampf betreibt man Turbinen bzw. Generatoren zur Erzeugung elektrischer Energie. In
vielen Ländern, die in den aktiven Vulkanzonen der Erde liegen, macht die Nutzung von geothermischer Energie einen bedeutenden Anteil der Energieversorgung aus, in Island z. B.
bereits mehr als 50%. Leider ist man technisch noch nicht in der Lage direkt die im Magma
gespeicherte Energie zu nutzen. Die Energie in einem km³ Magma würde ausreichen, um
etwa San Franzisko 200 Jahre lang zu beleuchten!
Abb. 5. 12. :
Schematische
Darstellung eines
geothermi-schen
Kraftwerkes
Im porösen Gestein
zirku-lierendes Wasser
wird aufge-heizt und
steigt als hydrothermales Wasser an
die Ober-fläche, wo es
in geothermi-schen
Kraftwerken angezapft
werden kann.
(SCHMINCKE 2000).
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
24
Vulkanismus
Jedes Jahr brechen weltweit durchschnittlich 60 Vulkane aus, aber die meisten Ausbrüche
sind nur schwach. Wie messen nun Geologen und Vulkanologen die Stärke eines Ausbruches? Es gibt keine messbare Einzelgröße, die uns die Intensität eines Ausbruches wiedergeben kann, aber die folgende Skala, die den volcanic explosivity index (VEI) in einer
Tabelle zusammenstellt, fasst die wesentlichen messbaren Parameter zusammen, die für
Vulkanausbrüche charakteristisch sind. Nach dieser Skala treten wirklich große Eruptionen
wie die „megakolossalen Ausbrüche“ mit VEI 8 – nur relativ selten auf – glücklicherweise!
VEI
Beschreibung
Rauchwolke
Volumen
Klassifikation
Häufigkeit
Beispiele
0
non-explosive
<100 m
1000e m³
Hawaiian
täglich
Kilauea
1
gentle
100-1000 m
10,000e m³
Haw/Strombolian
täglich
Stromboli
2
explosive
1-5 km
1,000,000e m³
Strom/Vulcanian
wöchentlich
Galeras, 1992
3
severe
3-15 km
10,000,000e m³
Vulcanian
jährlich
Ruiz, 1985
Tolbatschik
4
cataclysmic
10-25 km
100,000,000em³
Vulc/Plinian
Jahrzehnte
Galunggung, 1982
Avatschinsky
5
paroxysmal
>25 km
1 km³
Plinian
Jahrhunderte
St. Helens, 1981
6
colossal
>25 km
10er km³
Plin/Ultra-Plinian
Jahrhunderte
7
super-colossal
>25 km
100e km³
Ultra-Plinian
Jahrtausende
Tambora, 1815
8
mega-colossal
>25 km
1,000e km³
Ultra-Plinian
Hundertausende
von Jahren
Yellowstone, vor
2 Ma
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
Krakatau, 1883
25
Sedimente: Einteilung der Sedimentgesteine
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
26
Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Wüsten und Gletscher
Längsschnitt durch einen
Talgletscher mit
Schichtflächen und
Hauptbewegungszonen
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
27
Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Flüsse und Seen
Verschiedene
Möglichkeiten
zur Entstehung
von Quellen
An einer Störungszone
aufsteigende Quelle
In den Gewässern des Festlandes gebildete Sedimente
Blockbild des
Vogelfußdeltas des
Mississippi: Sand- und
Schlickablagerungen (weit
punktiert und gestrichelt)
bedecken die Sedimente
eines älteren Deltas (enge
Signatur)
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
28
Sedimente: marine Sedimentationsräume
Wasserspiegel
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
29
Sedimente: marine Sedimentationsräume
Verbreitung der Sedimente auf den heutigen Ozeanböden
Die verschiedenen marinen Sedimente
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
30
Verwitterung und Bodenbildung
Beispiele für:
Physikalische Verwitterung
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
/
Chemische Verwitterung
31
Verwitterung und Bodenbildung
Verwitterungsstabilität der häufigsten Minerale im Vergleich zur Bowenschen
Reaktionsreihe.
Vereinfachte Temperaturgeschichte der Erde,
Für das Phanerozoikum (570 Ma bis heute)
sind auch die (eustatischen) Schwankungen
des Meeresspiegels eingetragen.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
32
Verwitterung und Bodenbildung
Fließdiagramm der Verwitterung,
Erosion und Bodenbildung:
Am Beginn (oben) bestimmt das
Ausgangsgestein Art und Stabilität der Minerale, Klima (vor allem
Temperatur und Niederschläge),
Relief und Zeit beeinflussen die
physikalische und chemische
Verwitterung.
Böden sind Verwitterungsprodukte,
die am Bildungsort verbleiben,
während durch Erosion die
Verwitterungsprodukte weggeführt
werden.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
33
Sedimente: marine Sedimentationsräume
Verwitterung und Bodenbildung in einem Profil vom Pol (links) bis zum Äquator (rechts), beachte die
tiefgründige Verwitterung im warm-feuchten Bereich
Schema des Wasserkreislaufes in
verschiedenen Klimazonen
Humide Klimazone
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
Aride Klimazone
34
Sedimente: marine Sedimentationsräume
Vereinfachte Bodenkarte von Europa
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
35
Plattentektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
36
Plattentektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
37
Plattentektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
38
Plattentektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
39
Plattentektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
40
Plattentektonik: Metamorphose
Temperatur °C →
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
41
Falten und Tektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
42
Falten und Tektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
43
Falten und Tektonik
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
44
Fragebkatalog
Fragenkatalog
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
20.
21.
22.
23.
24.
25.
26.
27.
28.
29.
30.
31.
32.
Entstehung des Sonnensystems
Entstehung und Entwicklung der Erde
Grundprinzipien der Geologie
Das Prinzip des Aktualismus (Beispiele und Einschränkungen)
Methoden der Geologie
Die Geologische Zeitskala, Zeitrechnung und –messung*
Schalenaufbau der Erde
Erdbeben (Ursachen, Typen, Stärke, Wellentypen)*
Mineralien: Definition und Entstehung
Bindungsarten in Mineralen + Zusammenhang mit ihren Eigenschaften
Die gesteinsbildenden Minerale
Physikalische Eigenschaften der Minerale und der Zusammenhang mit ihrem
Aufbau
Der Kreislauf der Gesteine
Entstehung und Differentiation von Magmen*
Klassifikation der Magmatite (Chemie, Gefüge), Zusammenhang zwischen
Magmeneigenschaften und chemischer Zusammensetzung*
Vulkanismus (Förderprodukte, Entstehungsursachen und -orte)*
Plutonismus (Entstehung unterschiedlicher Magmen, Entstehungsursachen
und –orte)
Bildung und Eigenschaften von Sedimentgesteinen*
Klassifikation der klastischen, chemischen und biogenen Sedimente (Tabelle)
Marine Ablagerungsräume und –sedimente
Nichtmarine Ablagerungsräume und –sedimente
Physikalische Verwitterung
Chemische Verwitterung
Klimazonen und Bodenbildung
Metamorphe Gesteine (Entstehung, Einteilung nach dem P-T Diagramm)
Prinzipien der Plattentektonik (Typen von Plattengrenzen, Prozesse an diesen
Grenzen)*
Tektonische Decke, Fenster, Klippe (Skizze)
Elemente einer Falte (Skizze)
Typen von Falten (Skizze)
Profil durch den penninischen Ozean (Skizze)
Paläogeographische Rekonstruktion der alpinen Ablagerungsräume und
Kurzcharakteristik (Profilskizze)*
Deckenbau der Alpen
Aus dem Fragenkatalog kommen 5 Fragen, davon eine der mit * gekennzeichneten
Übersichtsfragen (10 Punkte). Von den verbleibenden 4 „Normalfragen“ (je 5 Punkte)
kann eine gestrichen werden. Maximal können somit 25 Punkte erreicht werden.
Bewertung: 0-13 nicht genügend, 14-16 genügend, 17-19 befriedigend, 20-22 gut,
23-25 sehr gut.
Grundlagen der Geologie (Hans STEYRER)
45
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