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Kreislauf der Gesteine

Kreislauf der Gesteine
Kreislauf der Gesteine

Prozesse und Gesteine

Woudloper/Woodwalker

Kontroversen

Die Entwicklung der Geologie vollzog sich im Folgenden in einer Reihe von, teilweise äußerst heftigen, wissenschaftlichen Kontroversen. Die erste dieser Kontroversen war der sogenannte „Basaltstreit“ zwischen Plutonisten und Neptunisten. Vordergründig wissenschaftlich geführt, war der Basaltstreit auch eine Grundsatzdiskussion verschiedener religiöser Anschauungen bezüglich der biblischen Schöpfungsgeschichte.

Der Neptunismus hat Wurzeln, die bis zu Thales von Milet zurückreichen. Demnach bilden sich die Gesteine ausschließlich durch Sedimentation aus wässrigen Lösungen. Sein Hauptvertreter war der Leiter der neu gegründeten Bergakademie in Freiberg, Abraham Gottlob Werner (1749–1817). Vulkanische Phänomene erklärte er als unbedeutende, lokale Erdbrände, und die resultierenden Gesteine seien lediglich aufgeschmolzene Sedimente.

Einer der Kontrahenten Werners war der schottische „Gentleman-Farmer“ James Hutton (1726–1797). Der Plutonismus vertritt die Ansicht, dass der Ursprung aller Gesteine in magmatischen und vulkanischen Prozessen zu suchen ist. Alle diese Vorstellungen beruhen letztendlich auf den „trockenen“ und „feuchten Ausdünstungen“ des Aristoteles. Geschmolzene Massen aus dem Erdinneren bahnen sich demnach, von Zeit zu Zeit, ihren Weg nach oben und können sogar zur Oberfläche durchbrechen. Durch die Erosion werden diese Gesteine frei gelegt und wieder abgetragen, um auf den Festländern als Böden, und in den Ozeanen als Sedimente abgelagert zu werden. Durch das Gewicht immer neuer Sedimentlagen werden die älteren Schichten immer stärker verfestigt und schließlich, unter dem enormen Druck, wieder erhitzt und umgewandelt, bis sie schließlich wieder aufschmelzen. Diese Idee vom Kreislauf der Gesteine wird heute allgemein akzeptiert. (Quelle: wikipedia)


Kreislauf der Gesteine

Unter dem Kreislauf der Gesteine oder manchmal auch nur als recycling bezeichnet, versteht man in der Geologie jenen Zyklus, in dem Gesteine von der Erdoberfläche in die Tiefe geraten und wieder an die Erdoberfläche zurückgelangen. Dieser Zyklus dauert grob durchschnittlich etwa 200 Ma, allerdings mit einer sehr großen statistischen Spannweite.

Die verschiedenen Gesteinstypen und Einzelgesteine werden durch Kräfte der Geodynamik (Erosion, Sedimentation, Gesteinsmetamorphose usw.) ineinander umgewandelt. Die Plattentektonik führt vor allem bei Subduktionszonen zu einer Art langsamer Konvektion zwischen Erdinnerem und Erdkruste und zu einer Drift der ozeanischen und Kontinentalplatten (einige Zentimeter pro Jahr).

Im Laufe der Zeit verwittern Gesteine infolge des Einflusses von Wind, Wasser, Eis und täglichen bzw. jahreszeitlichen Temperaturunterschieden. Diese Verwitterungsprodukte bilden dann auch kurzfristig die Pedosphäre (den Boden), gehen in Wasser in Lösung (Chemie), werden als Staub verfrachtet, und ähnliches. Langfristig aber lagern sie sich stabil ab, lithifizieren und bilden Sedimentgesteine, werden in die Tiefe verfrachtet, und nach Umwandlung (Metamorphose) wieder zutage geschoben. Die wahre Dauer des Gesteinszyklus ist abhängig vom geologisch-tektonischen Bau der Region und den bewegenden Kräften.

Rock Cycles
Rock Cycles

ESRT-10

USGS

Letztere kommen aus Erosion, Orogenese, tektonischen Störungen und Vulkanismus, doch hauptsächlich von der Plattentektonik. Außerdem sind bestimmte Minerale wesentlich verwitterungsresistenter als andere, was dazu führt dass vor allem Zirkone sehr hohe Alter erreichen können, während das Gestein, in dem diese Zirkone einmal kristallisiert sind, schon längst verwittert ist.

Er erfasst nicht alle Gesteinspakte in gleichem Maß, sondern ist ein ungefährer Durchschnittswert. Die ältesten Gesteine auf der Erde, die aufgeschlossen sind – also an der Oberfläche freiliegen – sind vermutlich an die 4,28 Milliarden Jahre alt und sind – erdgeschichtlich betrachtet – schon nahe an den Epochen der Ausbildung der Erde als (oberflächlich) fester Körper. (Quelle: wikipedia)



Prozesse und Gesteine

1 Magma

Magma (griech. "Paste" oder geknetete Masse) ist eine Mischung aus geschmolzenem Gestein sowie aus flüchtigen (CO2), flüssigen (H2O) und festen Bestandteilen (Mineralen), welche man unter der Erdoberfläche und ggf. auf anderen Planeten und auf dem Mond findet. Neben geschmolzenem Gestein enthält Magma also auch Wasser, frei schwimmende Kristalle, gelöstes Gas und manchmal Gasblasen. Magma sammelt sich oft in Magmakammern, welche einen Vulkan speisen oder einen Pluton bilden. Magma ist in der Lage, mit unvorstellbarem Druck in anliegendes Gestein zu intrudieren, durch Vulkane als Lava auszutreten und als explosive Eruption in Form von Tephra pyroklastische Gesteine zu erzeugen.

Magma ist eine komplexe hochtemperierte, oft viskose flüssige Substanz. Die Temperaturen der meisten Magmen sind im Bereich von 700oC bis 1300oC, seltener sind carbonatitische Schmelzen mit 600oC und Komatiit-Schmelzen bis 1600oC. Fast alle Magmen sind silikatisch.

Magma kommt in Subduktionszonen, kontinentalen Riftzonen, mittelozeanischen Rücken und Hot Spots vor, von welchen einige als Mantel-Plume interpretiert werden. Obgleich es die unterschiedlichsten Orte sind, ist der größte Teil der Erdkruste nicht geschmolzen. Die meisten Magmen bilden sich in hochtemperierten Umgebungen mit niedrigen Drücken innerhalb weniger Kilometer der Erdoberfläche.

Magma
Magma

Vulkan Kilauea, Hawaii; 2005

USGS

2 Erstarrung (Kristallisation)

Magmatite (Magmatische Gesteine) entstehen durch Erstarrung natürlicher silikatischer Gesteinsschmelzen (Magmen) innerhalb oder auf der Erdkruste, wenn innerhalb der Erdkruste unter extremen Druck- und Hitzebedingungen silikatisches Material schmilzt und durch unter- oder oberirdische Abkühlung und Erstarrung unterschiedlich auskristallisiert bzw. texturiert wird. Je schneller die Schmelze erkaltet, desto feinkörniger wird das Gestein. Je länger der Prozess der Erstarrung dauert, desto mehr Zeit haben die Mineralien der Magmen, um größere Kristalle zu bilden.

Der Ort der Abkühlung und Erstarrung der Gesteinsschmelze hat einen deutlichen Einfluss auf die Kristallisation und die Textur der entstehenden Gesteine.

Basaltsäulen
Basaltsäulen

Basaltsäulen von Ghềnh Đá Đĩa, Phú Yên, Vietnam

Nguyen Lang

3 Magmatische Gesteine

Je nachdem, ob die Erstarrung innerhalb oder auf der Erdkruste erfolgt, unterscheidet man Tiefengesteine (Intrusivgesteine oder Plutonite) und Ergußgesteine (Vulkanite, Extrusiv-, Ausbruchs-, Effusivgesteine). Dazu kommen die jeweiligen Ganggesteine (Subvulkanite). Tiefengesteine sind grob- bis mittelkörnig; Ergussgesteine sind fein - bis mittelkörnig.

Syenit
Syenit

Syenit mit großem weißen Alkalifeldspat; Fundort: Sakunsker Intrusion, Aldan-Shield, Jakutien, Sibirien, Russland

Collector
Diorit
Diorit

Unbekannter Fundort

Siim Sepp
Granit
Granit

Logan Rock, Treen, Cornwall

Jim Champion
Basalt
Basalt

Basalt von Keeler, Inyo County, Kalifornien.

James St John
Rhyolith
Rhyolith

Rhyolith mit eingesprengtem Olivin. Fundort: Collet du Reyran, Esterel-Massiv, Var, Frankreich

Collector
Andesit
Andesit

basaltischer Olivinandesit; FO: Osthang Bahnhof Limbach, Saarland, Deutschland,; Größe: 6 x 3 cm

Archiv: Berthold Stein (rtbstone)

4 Verwitterung

Unter Verwitterung versteht man exogene geodynamische Prozesse an der nahen Erdoberfläche, die zum Zerfall und zur Zersetzung von Mineralien und Gesteinen führen, wobei unter allmählichem Verlust von Bestandteilen die Konsistenz und Form des Minerals oder Gesteins zerstört wird. Die Gesteinszerstörung ist Folge physikalischer, chemischer und biologischer Prozesse, welche sowohl räumlich als auch zeitlich eng miteinander verknüpft sind. Der eigentliche Gesteinszerfall ist ein Produkt unterschiedlicher physikalischer Prozesse, wobei Wasser, Wind und Temperatur die wichtigsten Verwitterungsverursacher sind. Chemische Prozesse führen zu Um- und Neubildung von Gesteinen, wobei die Mineralien in gelöste Stoffe überführt werden. Die wichtigsten Einflussfaktoren der Verwitterungsintensität sind das Angebot der Kräfte durch das Klima, die Verwitterungsarten, der Mineralbestand der Gesteine und der Zeitpunkt der Heraushebung der Gesteine an die Oberfläche. Ein besonderes Merkmal ist, dass Verwitterungsprozesse nur bei Gesteinen in situ stattfinden, wobei kein Transport stattfindet. Auf die Verwitterung folgt die flächenhaft wirkende Abtragung (Denudation). Verwitterung bei Salzen ist das Austreten von Kristallwasser bei gewöhnlicher oder höherer Temperatur, wobei in der Regel der Kristall zerfällt.

Talus am Fuß der Drei Zinnen
Talus am Fuß der Drei Zinnen

Blick auf die Nordseite, Sextener Dolomiten, Italien; Bildung vor 200-220 Mio. Jahren im Trias, Dolomit.

Walter Wegscheider

4.1 Erosion

Erosion ist die Abtragung, der Transport und die Verlagerung von Gesteinen durch Fließgewässer, durch Meeresbrandungen, durch Niederschläge und durch Gletscher. Die wichtigsten Erosionsprozesse sind die Abtragung durch fließendes Wasser (welches Einschnitte, die Vertiefung und die Verbreiterung von Flussbetten bewirkt), durch fluviatilen Transport (Verlagerung von Material), durch abfließendes Regenwasser oder auch durch Sickerwasser. Durch Wind (aeolischer Transport), Deflation (Ausblasung verwitterten Materials in ariden gebieten), Abtragung durch Meeresbrandungen (marine Erosion oder Abrasion), durch starke Niederschläge (Abspülung) und durch Gletscher, welche die Oberfläche durch ihr großes Gewicht und das mitgeführte Gesteinsmaterial zerstören.

Bei der Erosion findet im Gegensatz zur Verwitterung ein Transport statt.

Denudation

Während Erosion eine linienhafte Abtragung ist, bezeichnet Denudation (von lateinisch denudare = entblößen) im Gegensatz dazu die flächenhaft wirkende Abtragung der Festlandsoberfläche. Vielfach werden Erosion und Denudation unter dem Begriff Erosion zusammengefasst.

Im US-Sprachgebrauch versteht man unter Erosion eine durch Menschen verursachte Abspülung, die Bodenerosion, aber auch die Abtragung durch das Meer (Abrasion) und selbst durch Gletscher. Nicht selten wird Erosion jedoch als Synonym für Verwitterung (richtig: weathering) benutzt.

Erosion am Zabriskie Point
Erosion am Zabriskie Point

Erosion durch Wind, Wasser und Insolation Gesteinszerfall am Zabriskie Point; Mojave-Wüste, Kalifornien, USA

USGS, David Miller

5 Sedimentation

Sedimentation bzw. Sedimentierung (von lat. sedimentum „Bodensatz“) ist das Ablagern/Absetzen von Teilchen aus Flüssigkeiten oder Gasen unter dem Einfluss der Schwerkraft oder der Zentrifugalkraft. Bildet sich zuunterst eine Schicht von Schwebstoffen, so nennt man diese Bodensatz, Sediment oder (um Verwechslungen mit Sedimentgestein auszuschließen) Lockersediment (Lockergestein).

Bei der Sedimentation schichten sich die abgelagerten Teilchen aufgrund ihrer unterschiedlichen Sedimentationsgeschwindigkeiten (Absinkgeschwindigkeiten) nach ihrer Dichte und ihrer Größe. Die Teilchen mit größter Sedimentationsgeschwindigkeit lagern sich zuerst ab, liegen also zuunterst. Die Sedimentationsgeschwindigkeit wird wesentlich von der Dichte bestimmt. Je größer also die Dichte ist, desto schneller sinkt der Stoff zu Boden. Bei aufgeschäumtem Material, beispielsweise eruptiven Bimssteinen, kann eine inverse Gradierung auftreten, kleinere Teilchen weisen dann eine höhere Sedimentationsgeschwindigkeit auf und lagern unten, während größere oben lagern.

Natürliche Sedimente lassen sich nach ihrer Entstehung in drei Hauptgruppen unterteilen:

  • klastische Sedimente (durch Wasser, Wind, Gletscher, Murgang usw. transportierte und so mechanisch geformte Partikel, z. B. Sand, Schotterbank, Sandbank)
  • chemische Sedimente (durch chemische Prozesse aus wässrigen Lösungen durch Fällung ausgeschieden, z. B. Carbonate)
  • biogene Sedimente (Ablagerungen von Organismen oder aus Organismenresten, z. B. Korallenriffe)

Der Ablagerungsort ist eine weitere Einteilungsmöglichkeit. Hier lassen sich fluviatile, limnische, marine, äolische, glaziale und pyroklastische Sedimente voneinander abgrenzen.

Herangeführt werden die Schwebstoffe im Falle einer natürlichen Sedimentation in der Regel durch Erosionsprozesse und hierbei vor allem durch fluviatilen Transport, wobei in der Regel eine Verwitterung des Ausgangsgesteins vorausgegangen ist.

Während durch fortschreitende Sedimentation die Mächtigkeit der Sedimente steigt, kann vor allem der steigende Druck in den tiefer liegenden Schichten weitere geologische Vorgänge auslösen. Die Diagenese bildet aus den Lockersedimenten die Sedimentgesteine.

Sedimentbecken
Sedimentbecken

Eines der weltweit größten Sedimentbecken; Die Taklamakan-Wüste in China im Satellitenbild. Die Taklamakan bedeckt das Tarim-Sedimentbecken. Rechts unten das Hochland von Tibet.

Nanosmile
Sedimentation - Fluviatiler Schotter
Sedimentation - Fluviatiler Schotter

Fluviatiler Schotter eines Gebirgsflusses (Giswiler Lauibach, Kanton Oberwalden, Zentralschweiz). Schotterablagerungen sind typisch für Flüsse mit relativ starkem Gefälle.

Paebi

5.1 Diagenese

Die Diagenese (Entstehen, Entstehung) ist der geologische Prozess der Verfestigung von Lockersedimenten wie Schlamm und die Veränderung der Gesteine unter verhältnismäßig niedrigen Drücken und Temperaturen bis zu ihrer Abtragung.

Nach dem zeitlichen Verlauf der Diagenese, die i.d.R. mit zunehmender Versenkung des Schichtstapels in einem Sedimentbecken einhergeht, wird zwischen früh- und spätdiagenetischen Prozessen unterschieden.(Quelle: GeoDZ)

Dies geschieht in drei Schritten: nach der Frühdiagenese bereits im Zuge der Ablagerung über die Kompaktion und die Zementation. Die Kompaktion entsteht, sobald das Sediment über eine große Auflast von den oberen Gesteinsschichten gepresst und entwässert wird. Mit dem Druck erhöht sich die Temperatur leicht. In der Zementation bilden sich in den Poren des Gesteins neue Minerale und es verfestigt sich durch Lösung von Mineralen (vor allem Karbonaten, z. B. Kalk) u.a. nach dem Rieckeschen Prinzip, Stoffdiffusion und Kristallneubildung. Beide Prozesse können gleichzeitig ablaufen.

Aus lockerem Sand wird so fester Sandstein. Ein weiteres Beispiel ist die Bildung von Feuerstein aus Kieselsäure-Anreicherungen in Kalksteinen oder die Bildung von Fossilien aus Tier- und Pflanzenresten (Fossilisation). Die Bildung von Erdöl und Erdgas aus Kerogenen findet ebenfalls bei der Diagenese statt. Die Diagenese kann schon während der Ablagerung der Lockersedimente beginnen (Frühdiagenese). Sie kann aber auch zu beliebigen Zeiten von der Ablagerung bis zur Abtragung des Gesteins immer wieder einsetzen und das Gestein verändern (Spätdiagenese). Sie ist damit ein Teil des Kreislaufs der Gesteine.

Die Unterscheidung zwischen Diagenese und Metamorphose ist fließend, da die Metamorphose den Prozess der Gesteinsumwandlung ebenfalls in Abhängigkeit von Druck und Temperatur beschreibt. Jedoch sind die bei der Metamorphose auftretenden Drücke und Temperaturen bei weitem höher als bei der Diagenese. Dadurch kommt es bei der Metamorphose in der Regel zu bedeutenden Veränderungen des Mineralbestandes oder des Gesteinsgefüges, die bei der Diagenese so nicht stattfinden. (Quellangaben: wikipedia)

Diagenese
Diagenese

Phasen der Diagenese (Ablagerung, Kompaktion, Zementation) am Beispiel der Rainbow Basin Synklinale bei Bartow in Kalifornien, USA

Mark A. Wilson
Diagenese
Diagenese

Diagenese cretazäisch-paläogener Sedimente (Kompaktion von Ton, Letten, Lehm);
Geulhemmergroeve-Tunnel nahe Geulhem, Niederlande.

Mark A. Wilson

5.1.1 Ablagerung

Die Geologie klassifiziert den Vorgang der Sedimentation nach dem Ablagerungsraum oder dem Ablagerungsmechanismus; der entsprechende Zweig der Wissenschaft wird Sedimentologie genannt.

Man unterscheidet die Sedimente nach ihrer Entstehung als

  • Marines Sediment: vom Land durch Flüsse, Gletscher, Massenbewegungen oder Wind ins Meer verfrachtetes Gesteinsmaterial lagert sich am Meeresboden im Wattenmeer, auf dem Schelf oder dem Kontinentalhang sowie am Boden der Tiefsee ab oder bildet sich durch die Tätigkeit von im Meer lebenden Organismen (beispielsweise Korallen, Foraminiferen, Diatomeen).
  • Fluviatiles Sediment: Fließgewässer lagern das mitgeführte zerkleinerte Gesteinsmaterial je nach Fließgeschwindigkeit in Form von Ton, Schluff, Sand oder Schotter ab.
  • Glaziales Sediment: vom Gletschereis transportiertes Gesteinsmaterial lagert sich in Form von Moränen oder Geschiebemergel ab; Einzelblöcke bleiben als Findlinge zurück.
  • Fluvioglaziales Sediment: Schmelzwasser transportiert Gesteinsschutt und Gletschermilch vom Gletscher ab und lagert es in weiten Sanderflächen davor ab.
  • Äolisches Sediment: Vom Wind transportierte Partikel lagern sich in Form von Dünen oder Lössdecken ab.
  • Limnisches Sediment: In Stillgewässern, vor allem in Seen, lagern sich je nach See feinkörnige oder sehr organische Sedimente, oft als Mudden, ab.
  • Pyroklastisches Sediment des Vulkanismus
  • Meteoriten der Planetologie, die auf atmosphärefreien Himmelskörpern mächtige Sedimentschichten aus Mikrometeoriten aufbauen, die auch auf der Erde einen kleinen Beitrag zu den Sedimentgesteinen liefern
Ablagerung von Sand- und Tonsteinen
Ablagerung von Sand- und Tonsteinen

Wechsellagerung von Sandsteinen und Tonsteinen im Flysch der Niederen Beskiden, nahe Komańcza, Beskid Niski, Polen (Karpathen-Flysch)

Tomasz Kuran
Sedimentation
Sedimentation

Querschnitt einer dünnschichtigen Sedimentationsabfolge;
Ein geologisches Fenster ist dieser alte Steinbruch für Keuperkies.

Metilsteiner

5.1.2 Kompaktion

Mit Kompaktion bezeichnet die Geologie die Verfestigung und Volumenverkleinerung von Sedimenten durch den Druck darüberliegender („hangender“) Gesteinsschichten.

In mittleren bis tiefen Sedimentbecken kann sie bis zu einigen Millimetern pro Jahr ausmachen. Dabei steigt die Dichte entsprechend - z. B. im tertiären Untergrund des Pannonischen und des Wiener Beckens um etwa 0,01 bis 0,02 g/cm² pro Jahrmillion. Dadurch ist beispielsweise die Dichte des im Miozän abgelagerten Gemischs aus Sand, Ton und Schotter im Laufe von 15 Millionen Jahren von ursprünglich 1,5 bis 2 g/cm³ auf etwa 2,2 g/cm³ gestiegen, bei gleichzeitiger Auspressung von Porenwasser und Verkittung der Gesteinskörnung durch Lösungswässer (siehe chemische Verwitterung und Zementation (Geologie)). Die Kompaktion ist stark abhängig von der Korngröße bzw der Korngrößenverteilung des Sediments. Feinkörnige Sedimente wie Tone und Silte können stärker kompaktiert werden als etwa Sandsteine oder Karbonatsande (differenzielle Kompaktion). Auch die chemische Zusammensetzung des Sediments sowie die Frühdiagenese beeinflussen den Grad der Kompaktion.

Ton
Ton

Tertiärer Ton, blaugrauer Farbe mit Bentonit änlichen Eigenschaften. Fundort Tongrube Siedlungsscholle, Salow bei Friedland, Mecklenburg-Vorpommern, Deutschland. 405 Gramm.

rettearb

5.1.3 Zementation

In der Geologie bezeichnet die Zementation einen bestimmten Prozess der Diagenese, also der Veränderung von sedimentären Ablagerungen.

Die Zementation ist ein vorwiegend chemischer Prozess, der zur Lithifizierung (griech. Versteinerung) des ursprünglichen locker abgelagerten Materials führt. Diese Verfestigung wird durch die Zufuhr mineralischer Zemente (meist Quarz oder Calcit) erreicht. Diese werden dabei meist in Wasser gelöst in die Porenräume des Lockersediments transportiert und fällen dort aus. Die Porosität des Ausgangsmaterials wird dadurch verringert, während gleichzeitig die Körner des Sediments miteinander verkittet werden.

Zusammen mit der Kompaktion, einem physikalischen Prozess der Diagenese, der eine druckbedingte Zunahme der Dichte durch auflastendes Material bewirkt, führt die Zementation also zur Umwandlung einer lockeren unverfestigten Sedimentmasse zu einem festen Gestein.

Schluffstein - Tonstein
Schluffstein - Tonstein

Wechsellagerung von Schluffsteinen (rotbraun), Sandstein (gelbbraun) und Tonstein (hellgrau) in einem temporären Aufschluss im ehemaligen Tagebau Sorge-Settendorf.

geomueller

6 Sedimentäre Gesteine

Kalkstein
Kalkstein

Kalksteinbruch auf der Insel Portland, Dorset, England

Mark A. Wilson
Sandstein
Sandstein

Schräg-, Kreuzschichtung und Belastungsmarken im Unteren Buntsandstein bei Kieselbach/Dorndorf, Thüringen; Bildbreite etwa 1,50 m

Erik
Kupferschiefer
Kupferschiefer

Dieser Anschliff aus der Mansfelder Kupferschiefer-Lagerstätte zeigt ein schichtgebundenes Kupfererzlineal, welches aus Bornit besteht. Größe der angeschliffenen Fläche ca. 25 x 80 mm.

Ion Tichy
Konglomerat
Konglomerat

Siliziklastisches Sediment alluvialer Entstehung

James St John
Chert (Hornstein)
Chert (Hornstein)

Fundort unbekannt

James St John
Bändererz
Bändererz

BIF - (Banded iron formation; Bändererz),;
Karijini National Park, Western Australia

Graeme Churchard

6.1 Tonschiefer

Tonschiefer (engl. slate) sind Gesteine aus dem Übergangsbereich von der Diagenese zur Metamorphose. Es handelt sich um dichte klastische Gesteine mit schwarzer, schwärzlich grauer, bläulich grauer, auch grünlicher, gelblicher, roter und violetter Farbe, die eine engständige Schieferung im Millimeterbereich aufweisen. Die wichtigsten Prozesse bei dem Weg von frisch sedimentierten Tonen zu Tonsteinen sind Kompaktion, Porenwasserabgabe und die Veränderung der mineralogischen Zusammensetzung.

Tonschiefer entstehen aus Tonstein unter gerichtetem Druck und erhöhten Temperaturen und können sowohl den Sedimentiten wie auch den Metamorphiten zugerechnet werden. Dabei zeigt das Gestein aber noch keine der typischen, in der Metamorphose gebildeten Minerale. Bei der Gebirgsbildung werden die Tonsteinschichten durch seitlichen Druck aufgefaltet. Während dieser tektonischen Vorgänge kommt es zunächst zur Anlage von Lösungsflächen senkrecht zum vorherrschenden Druck. Neue Tonminerale kristallisieren auf den Flächen, dadurch erhält der ursprüngliche Tonstein sein schiefriges Gefüge. Die Dichte schwankt um 2,8 g/cm³. Die Zusammensetzung kann erst durch die Röntgenbeugung bestimmt werden, da der Durchmesser der einzelnen Mineralkörner deutlich unter 20 µm liegt. Das Gestein besteht aus größeren oder geringeren Mengen von klastischem Material, das neben den eigentlichen Tonmineralen auch Quarz- und Feldspatkörner, sowie detritische Glimmer- und Chloritblättchen enthält. Daneben kann ein Tonschiefer in kleinsten Mengen Schwerminerale wie dunkle nadelförmige Rutilkriställchen oder kleine Pyritwürfel enthalten. In den feinkörnigen Gesteinen sind oft Fossilien zu finden, die aber oft durch die Deformation verzerrt oder zerstört wurden. Davon nicht betroffen sind Mikrofossilien, die zur Datierung der Gesteine herangezogen werden können. Es gibt Tonschiefer in schwarzer, schwärzlich grauer, bläulich grauer, auch grünlicher, gelblicher, roter und violetter Farbe, die eine engständige Schieferung im Millimeterbereich aufweisen.

Deutsche Vorkommen: Eifel, Frankenwald, Harz, Hunsrück, Rheinisches und Thüringer Schiefergebirge. Traditioneller Schieferbergbau in England (Wales, Cornwall), Frankreich (Massiv Central) und Spanien (Galizien).

Tonschiefer
Tonschiefer

Charakteristischer Tonschiefer

Der Messer
Tonschiefer
Tonschiefer

Tonschiefer, tw. metamorph überprägt; Fundort. Insel Phuket, Thailand

Collector

7 Metamorphose

Die Gesteinsmetamorphose (griech. metamórphosis „Verwandlung“, „Umgestaltung“)(engl. metamorphism) ist die Umwandlung der mineralogischen Zusammensetzung eines Gesteins durch Veränderungen der physikalischen und chemischen Bedingungen, d.h. Temperatur, Druck, Bewegung, Art und Menge der fluiden Phasen (besonders Wasser und Kohlendioxid), denen Gesteine während des Metamorphisierungsprozesses unterliegen. Der Prozess der Metamorphose findet auf der Erdoberfläche und in der Diagenese-Zone statt. Dabei entsteht aus dem Ausgangsgestein (Protolith) ein metamorphes Gestein (Metamorphit).

Bei der Metamorphose kommt es unter den veränderten physikalischen Bedingungen zu Mineralreaktionen, also zur Neu- oder Umbildung von Mineralen, wobei das Gestein im festen Zustand verbleibt. Schmilzt ein Gestein durch eine Erhöhung der Temperatur auf, so spricht man von Anatexis (Aufschmelzung).

Metamorphe Gesteine werden als Metamorphit bezeichnet. Sie können magmatischen, sedimentären oder bereits metamorphen Ursprungs sein (Polymetamorphite).

Der Prozess der Metamorphose kann mit partieller Aufschmelzung zusammen stattfinden und kann auch zu einem Wechsel der chemischen Zusammensetzung eines Gesteins führen.

Gesteinsmetamorphose
Gesteinsmetamorphose

Eine Aureole (Kontaktmetamorphose) zwischen einer magmatischen Intrusion und dem sedimentären Wirtsgestein. Das magmatiche Gestein ist porphyrischer Granodiorit, das sedimentäre Gestein ist Schluff...

Random Tree

Klassifizierung der Metamorphose nach verschiedenen Kriterien

    • Nach dem Umfang des metamorphen Ereignisses (Regional-, Lokal-Metamorphose)
    • Nach der geologischen Stellung (orogene-, Versenkungs, Ozeanbodenzergleitungs-, Dislokations-, Kontakt-Metamorphose)
    • Nach der direkten Ursache (Impakte, hydrothermal, Brand-Metamorphose, Blitzeinschlags-Metamorphose)
    • Einfache oder mehrfache Ereignisse (Monometamorphose, Polymetamorphose)
    • Im Zusammenhang mit steigenden oder fallenden Temperaturen (prograd, retrograd)

Spezifisch
Die Umwandlung eines Gesteins unter sich ändernden physikalisch-chemischen Rahmenbedingungen (t, p und x).

Charakteristische Merkmale

    • Die Umkristallisation erfolgt mit oder ohne Verformung des Gesteinsgefüges
    • Der feste Zustand wird im wesentlichen beibehalten
    • Die Metamorphose verläuft in den meisten Fällen isochemisch

Phasenumwandlung - Mineraltransformation
Hauptursache der Metamorphose ist die Veränderung von thermodynamischen Bedingungen, welchen ein Gestein ausgesetzt ist. Diese werden vor allem durch Druck und Temperatur bestimmt. Sie bestimmen die Stabilität der Minerale, aus denen ein Gestein besteht. Gerät ein Gestein in ein Umfeld, unter denen bestimmte Minerale nicht mehr stabil sind, kommt es zu Mineralumwandlungen und Mineralreaktionen (Mineraltransformation). Diese sind außer von Druck und Temperatur auch von dem Chemismus des Gesteins abhängig. Da die Metamorphose ein in der Festphase stattfindender Prozess ist, verläuft sie im allgemeinen isochemisch (ohne Stoffwanderung außer H2O und CO2), d.h., dass aus der Metamorphose hervorgegangene Gestein hat denselben Chemismus, jedoch eine veränderte interne Struktur wie das Ausgangsgestein. Es haben sich lediglich neue Minerale gebildet. Die Kristallisation erfolgt bei der Metamorphose im festen Gesteinsverband, wobei sich die Kristalle in ihrem Wachstum behindern (und keine idiomorphen Kristalle gebildet werden können; resp. xenomorph sind). Ausnahmen bilden Granate, Staurolith, Disthen, Turmaline und Hornblende (siehe unten: Metamorph gebildete Mineralien).

Die wichtigsten gesteinsmetamorphen Prozesse

  • Thermische Metamorphose (überwiegend erhöhte Temperatur)
  • Versenkungsmetamorphose (bevorzugt erhöhter Druck)
  • Progressive Metamorphose (Anstieg von Druck und Temperatur)
  • Dynamische Metamorphose (Dislokationsmetamorphose) (bevorzugte Druckbewegung; durch tektonische Störungen bedingte Verwerfungen, Auf- und Unterschiebungen wirken meist mechanisch auf das Gestein)
  • Regressive Metamorphose (Abnahme von Druck und Temperatur)
  • Retrograde Metamorphose (Regionalmetamorphose, Retromorphose, Diaphtorese). Zurückführung eines bereits metamorphisierten Gesteins in einen niederen Grad der Metamorphose (Bsp.: Amphibolite in Grünschiefer)
  • Autometamorphose
  • Anchimetamorphose ist der Bereich zwischen Diagenese und der eigentlichen Gesteinsmetamorphose. (Bezeichnet den Umwandlungsvorgang kalkfreier Pelite und Psammite zwischen Diagenese und Metamorphose). Dabei entstehen u.a. geschieferte Tonsteine .

Arten der Gesteinsmetamorphose

Kontaktmetamorphose
Kontaktmetamorphose ist eine lokale, statische Thermometamorphose. Die kontaktmetamorph gebildeten Metamorphite sind Produkte einer thermischen Um- und Rekristallisation des Nebengesteins um einen magmatischen Intrusivkörper (Abgabe des Wärmeinhaltes intrudierender Magmen an das Nebengestein ohne Druckbewegung). D.h., dass in den Intrusivkörper gelangte Nebengesteinsschollen metamorph verändert werden können. Magmatische Intrusivkörper können sein: Plutone, deren Magmen in das nicht metamorphe oder schwach metamorphe Grundgebirge höherer kontinentaler Krustanabschnitte aufgestiegen sind sowie Basaltische Gänge oder Lagergänge.

Kontaktmetasomatische Lagerstätten sind durch metasomatische Vorgänge am Intrusionskontakt von magmatischer Schmelze zu Nebengestein (v.a. Carbonaten) durch Metasomatose (Pyrometasomatose) entstandene Lagerstätten (> Skarnlagerstätten|Skarn).

Die kontaktmetamorphe Einwirkungszone der Plutone auf das Nebengestein wird als Kontakthof (Kontaktaureole) bezeichnet, diejenige eines Gangs als Kontaktsaum. Nur die Einwirkung als Kontakthof ist der Dimension nach geologisch auskartierbar. Die wichtigsten kontaktmetamorphen Gesteinstypen sind:

  • Gesteine aus tonigem (pelitischem) Ausgangsmaterial
  • Kontaktmetamorph umgewandelte Sandsteine, Arkosen und Grauwacken)
  • Kontaktmetamorphe Gesteine aus karbonatischem und mergeligem Ausgangsmaterial
  • Silikatmarmore und Kalksilikatgesteine (Achtung: Keine Skarne, welche metasomatisch gebildet werden)
  • Kontaktmetamorphe Gesteine aus saurem magmatischem Ausgangsmaterial
  • Kontaktmetamorphe Gesteine aus basischem magmatischem und metamorphem Ausgangsmaterial
  • Kontaktmetamorphe Gesteine aus ultramafitischem Ausgangsmaterial

Regionalmetamorphose (dynamothermale Metamorphose)
Regionalmetamorph gebildete Gesteine aus saurem magmatischem Ausgangsmaterial, d.h. Plutonite von Aplitgranit, Granit, Granodiorit bis zu Tonalit sowie die dazugehörigen Ganggesteine und Vulkanite (Rhyolith, Dacit, Quarzandesit). Voraussetzung der regionalmetamorphen Umwandlung saurer Plutonite ist, dass diese retrograd ist. Es wird zwischen folgenden regionalmetamorphen Umwandlungsprozessen nach dem Metamorphosegrad unterschieden:

    • Niedrigmetamorph: (Bsp.: Grünschiefer)
    • Mittelmetamorph: (Bsp.: Orthogneis, Protoklas)
    • Hochmetamorph: (Bsp.: Granulite, Charnockite)

8 Metamorphe Gesteine

Gneiss-Brekzie
Gneiss-Brekzie

Osmussaar, Estland

Mark A. Wilson
Phyllit
Phyllit

Phyllit aus dem Steinbruch Hormersdorf im Westerzgebirge; 15x20 cm

Chadmull
Eklogit
Eklogit

Almandin und Omphacit; Fundort: Voigtsdorf, Sayda, Erzgebirge, Sachsen; Größe: 3,7 x 3,6 x 1,5 cm

Torben
Ilvait-Hedenbergit-Skarn
Ilvait-Hedenbergit-Skarn

Insel Serifos, Griechenland

James St. John
(Silikat-) Marmor
(Silikat-) Marmor

Relativ grobkörniger (Silikat-) Marmor; die leicht grünlich Färbung beruht auf fein verteiltem Diopsid Fundort: Steinbruch Dr. Link, Auerbach, Bergstrasse, Odenwald Stufengröße: ca 10cm

Erik
Anatexit (Migmatit)
Anatexit (Migmatit)

Migmatit - vermutlich von Ostschweden oder Südfinnland;
Fund Schleswig-Holstein; Alter ca. ca 1,8 Mrd Jahre

Huhu Uet

9 Aufschmelzung (Anatexis)

Als Anatexis (griechisch „Schmelzen“), auch Migmatisierung, bezeichnet man das partielle Aufschmelzen von Gesteinen der Erdkruste infolge von Temperaturerhöhung, Druckentlastung und/oder Fluidzufuhr (z. B. von H2O, CO2). Anatexis findet in der tieferen Erdkruste statt, zumeist im Laufe von Gebirgsbildungsprozessen, z. B. im Himalaya und den Alpen, aber auch im Thüringer Wald. Die resultierenden Gesteine werden als Migmatite bezeichnet bzw. als migmatisierte Gneise, Schiefer etc.

Das Anfangsstadium der Aufschmelzung wird als Metatexis bezeichnet. Die Mobilisation findet hierbei nur an den Korngrenzen statt und betrifft nur einen Teil des Mineralbestands (partielle Schmelze). Im höheren Stadium, der Diatexis, werden zunehmend auch die dunklen (mafischen) Mineralbestandteile aufgeschmolzen, bis es schließlich zur Bildung von Magma und magmatischen Gesteinen kommt. Die mehr oder weniger aufgeschmolzenen Gesteine (Metatexite und Diatexite) werden als Migmatite (oder Anatexite) zusammengefasst.

Bei granitischen Gesteinen findet die Anatexis unter fluidgesättigten Bedingungen bei Temperaturen oberhalb von 650 °C statt. Typische Drücke liegen bei 0,5 bis 1 GPa (entspricht dem Druck in 15 bis 35 km Tiefe). Hierbei werden hauptsächlich der Quarz und die Feldspäte aufgeschmolzen. Bei steigenden Temperaturen bilden sich sukzessive granitische, granodioritische und quarzdioritische Schmelzen. Basische Gesteine schmelzen erst bei deutlich höheren Temperaturen. Da Quarzite, Amphibolite und Kalksilikatfelse in der Natur praktisch nie als Anatexite angetroffen werden und selbst in ausgedehnten Migmatitgebieten als sogenannte Resisters unverändert erhalten sind, schätzt man die maximale Temperatur, die bei einer regionalen Aufschmelzung erreicht wird, auf etwa 800 °C.

Aufschmelzung (Anatexis)
Aufschmelzung (Anatexis)

Gebänderte proterozoische Migmatite;
Pond Inlet, Nunavut, Baffin Island, Canada

Mike Beauregard

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