Grundlagen der Geologie: Sedimentgesteine & Plattentektonik

Bildung von Sedimentgesteinen

Die Bildung von Sedimentgesteinen umfasst eine Reihe von physikalischen, chemischen und biologischen Prozessen, die an der Erdoberfläche und im äußeren Teil der Erdkruste im Kontakt mit der Hydrosphäre, der Atmosphäre und der Biosphäre stattfinden.

Bei der Bildung von Sedimentgesteinen treten folgende Prozesse auf:

Verwitterung: Dies ist der erste Schritt bei der Bildung von Sedimentgesteinen. Sie bezeichnet die Veränderung von Gesteinen an der Erdoberfläche. Diese Veränderung kann mechanisch (z. B. durch Frostsprengung, Salzsprengung) oder chemisch sein.

Erosion: Bei der Erosion werden Gesteinspartikel aus ihrem Verband gelöst und abgetragen. Dies geschieht unter dem Einfluss der Schwerkraft sowie durch die Einwirkung von Wasser, Wind oder Eis.

Transport: Die abgetragenen Partikel werden durch Medien wie Wasser, Wind oder Eis von ihrem Ursprungsort zu einem Ablagerungsort, dem sogenannten Sedimentationsbecken, transportiert.

Sedimentation (Ablagerung): Das transportierte mineralische oder organische Material, das von bereits existierenden Gesteinen oder Lebewesen stammt, wird im Sedimentationsbecken abgelagert und bildet Sedimente.

Kompaktion (Verdichtung): Wenn Sedimente von weiteren Schichten überlagert werden, verringert sich durch den Druck der Porenraum und Wasser wird ausgepresst.

Zementation: In den verbleibenden Poren können aus wässrigen Lösungen Minerale ausfallen, die die einzelnen Partikel miteinander verkitten und das lockere Sediment zu einem festen Gestein verfestigen.

Diagenese: Diese Gesamtheit der physikalischen und chemischen Veränderungen, die ein Sediment in ein Sedimentgestein umwandeln, wird als Diagenese bezeichnet.

Merkmale von Sedimentgesteinen

Schichtung: Eine typische Eigenschaft von Sedimentgesteinen ist ihre Anordnung in übereinanderliegenden Schichten. Jede Schicht repräsentiert eine Sedimentationseinheit. Unterschiedliche Sedimentationsereignisse führen zur Bildung aufeinanderfolgender Schichten.

Sedimentstrukturen: Die Ablagerungsbedingungen können zu internen Strukturen innerhalb der Schichten führen. Diese Sedimentstrukturen spiegeln Prozesse wider, die während oder nach der Ablagerung stattfanden.

Fossilien: Da diese Gesteine an der Erdoberfläche in Kontakt mit der Biosphäre entstehen, enthalten sie häufig Fossilien – Überreste oder Spuren von Lebewesen. Fossilien helfen dabei, die Bildungsbedingungen des Gesteins zu rekonstruieren.

Das Studium der Sedimentgesteine basiert auf dem Prinzip des Aktualismus, das 1788 von James Hutton formuliert wurde und sich mit dem Satz zusammenfassen lässt: „Die Gegenwart ist der Schlüssel zur Vergangenheit.“

Klassifikation von Sedimentgesteinen

Basierend auf ihren Bildungsmechanismen werden Sedimentgesteine klassifiziert in: klastische (detritische) Sedimentgesteine, die aus der mechanischen Ablagerung von Gesteinspartikeln (Detritus) entstehen, und nicht-klastische Sedimentgesteine, die durch chemische Ausfällung und/oder die Beteiligung von Lebewesen gebildet werden.

Klastische (detritische) Sedimentgesteine

Die Klassifizierung erfolgt nach der Größe der Partikel.

Psephite (Rudite)

Korngröße größer als 2 mm.

• Klasten: Die Gesteinsbruchstücke mit über 2 mm Größe. Man unterscheidet runde (Kiesel) und scharfkantige (Brekzien).
• Matrix: Feineres Material (weniger als 2 mm), das die Lücken zwischen den Klasten füllt.
• Zement: Chemisch ausgefälltes Material, das die Hohlräume füllt und die Komponenten verbindet.

Ist das Gestein nicht verfestigt (zementiert), spricht man von Kies (bei runden Klasten) oder Schutt (bei eckigen Klasten). Ist es verfestigt, nennt man es Konglomerat (aus Kieseln) oder Brekzie (aus eckigen Bruchstücken).

Psammite (Arenite)

Lockersedimente in dieser Klasse werden als Sand bezeichnet (Korngröße zwischen 1/16 mm und 2 mm). Verfestigter Sand wird Sandstein genannt. Man unterscheidet folgende Komponenten:

• Körner: Partikel zwischen 1/16 mm und 2 mm.
• Matrix: Feineres Material (Pelit-Anteil), das die Porenräume füllt.
• Zement: Chemisch ausgefälltes Bindemittel.

Pelite (Lutite)

Dies sind Sedimente und Sedimentgesteine mit einer Korngröße von weniger als 1/16 mm.

• Silt (Schluff): Korngröße zwischen 1/16 mm und 1/256 mm.
• Ton: Korngröße kleiner als 1/256 mm.

Verfestigte Lockersedimente dieser Klasse werden als Siltstein (Schluffstein) und Tonstein bezeichnet.

Nicht-klastische Sedimentgesteine

Diese Gesteine entstehen durch chemische Ausfällung aus Lösungen oder durch die Ansammlung von organischem Material.

Karbonatgesteine: Kalksteine und Dolomite

• Kalksteine: Sehr häufig an der Erdoberfläche vorkommende Gesteine. Ihre Gemeinsamkeiten sind die kalkhaltige Zusammensetzung, der sedimentäre Ursprung und die Reaktion mit 10%iger Salzsäure.
  • Mikritischer Kalkstein: Feinkörnige Textur, gebildet durch die Ausfällung von Kalkschlamm (sehr kleine Kalziumkarbonatkristalle) oder aus dem Zerfall von Schalen und anderen organischen Teilen.
  • Fossilkalkstein (Lumaquelle): Entsteht durch die Ansammlung von Skeletten und Schalen von Lebewesen.
  • Oolithischer Kalkstein: Besteht aus kleinen Kügelchen (Ooiden) mit radialer oder konzentrischer Struktur. Entsteht durch Karbonatausfällung um ein Quarzkorn oder ein Fossilfragment.
  • Travertin: Entsteht durch Karbonatausfällung um Pflanzenstängel und Blätter in kontinentalen Umgebungen (Flüsse, Seen).
• Dolomite: Ähneln Kalksteinen und treten oft gemeinsam mit ihnen auf. Sie unterscheiden sich durch eine meist körnigere Textur und reagieren nur sehr schwach oder gar nicht mit kalter 10%iger Salzsäure.

Evaporite

Geformt durch die Ausfällung von Salzen aus Wasser, das starker Verdunstung ausgesetzt ist. Die Minerale fallen in der Reihenfolge ihrer Löslichkeit aus (von am wenigsten bis am leichtesten löslich).

Organogene Gesteine (Kaustobiolithe)

Diese Gesteine entstehen durch die Umwandlung von organischen Überresten von Lebewesen. Dazu gehören Kohle und Erdöl, auch als fossile Brennstoffe bekannt.

• Kohle: Entsteht aus der Umwandlung von Pflanzenresten, die sich in Feuchtgebieten angesammelt haben. Bei diesem Prozess, der Inkohlung, werden unter Sauerstoffabschluss (anaerobe Bedingungen) und unter Einwirkung von Mikroorganismen pflanzliche Gewebe zersetzt. Im Laufe der Zeit reichert sich dabei der Kohlenstoff an.
• Erdöl und Erdgas: Entstehen aus einer Mischung von Kohlenwasserstoffen in flüssigem, gasförmigem oder halbfestem Zustand. Es wird angenommen, dass sie aus den Überresten von organischem Material (hauptsächlich Plankton) entstanden sind, das sich am Meeres- oder Seeboden angesammelt hat. Unter Sauerstoffabschluss entsteht aus diesem Material ein unlöslicher Stoff (Kerogen), aus dem sich Erdöl bildet. Nach seiner Entstehung wandert das Öl durch durchlässige Gesteinsschichten, bis es in einer geologischen Falle in einem porösen Speichergestein eingeschlossen wird.

Plattentektonik

Die Theorie der Kontinentalverschiebung

Schon Alexander von Humboldt bemerkte die Ähnlichkeit zwischen den Gesteinen Brasiliens und des Kongos sowie die Existenz gleicher Fossilien in beiden Gebieten. Um diese Fakten zu erklären, nahm man damals die Existenz von Landbrücken über den Ozean an.

Alfred Wegener veröffentlichte 1912 seine Theorie der Kontinentalverschiebung. Nach dieser Theorie sind die Kontinente nicht fixiert, sondern entstanden aus einem einzigen Urkontinent (Pangaea), der zerbrach und dessen Teile allmählich zu ihrer heutigen Position drifteten.

Wegener lieferte eine Reihe von Beweisen zur Stützung seiner Theorie:

• Geografische Beweise: Die topografische Übereinstimmung der Küstenlinien auf beiden Seiten des Atlantiks, die sich an den Rändern der Kontinentalschelfe noch deutlicher zeigt.
• Geologische Beweise: Die Übereinstimmung geologischer Formationen gleichen Alters auf beiden Seiten des Atlantiks, insbesondere von Gletschersedimenten (Tilliten) auf heute weit voneinander entfernten Kontinenten.
• Paläontologische Beweise: Die Existenz identischer fossiler Flora und Fauna auf Kontinenten, die heute durch Ozeane getrennt sind. Dies ließ sich nur durch Landbrücken oder durch eine frühere Verbindung der Kontinente erklären.
• Paläoklimatische Beweise: Spuren von Klimazonen (z. B. Vereisungen, Kohlevorkommen) in Regionen, deren heutiges Klima dies nicht zulässt.

Wegeners Theorie wurde von den meisten Geologen seiner Zeit nicht akzeptiert, da er keinen überzeugenden Mechanismus für die Bewegung der Kontinente benennen konnte.

Gleichzeitig wurde die Theorie der Isostasie von Clarence E. Dutton akzeptiert. Sie beschreibt das hydrostatische Gleichgewicht der Erdkruste, die auf dem dichteren Erdmantel „schwimmt“. Vertikale Bewegungen (Hebung und Senkung) konnten so erklärt werden, aber die Idee horizontaler Bewegungen blieb umstritten.

Wegener argumentierte, dass wenn vertikale Bewegungen auf einem zähflüssigen Untergrund möglich sind, auch horizontale Bewegungen denkbar sein müssten.

Die endgültige Bestätigung für Wegeners Ideen kam Mitte des 20. Jahrhunderts durch die Entdeckung der mittelozeanischen Rücken und des Paläomagnetismus. Diese Erkenntnisse führten zur Formulierung der umfassenden Theorie der Plattentektonik.

Die Theorie der Plattentektonik

Militärische Forschungen zur Kartierung des Meeresbodens (Bathymetrie) und zur Aufdeckung magnetischer Anomalien für die U-Boot-Navigation lieferten die entscheidenden Beweise. Diese Karten zeigten die Existenz von unterseeischen Gebirgsketten, den sogenannten mittelozeanischen Rücken.

Die Untersuchung des Paläomagnetismus (die Ausrichtung eisenhaltiger Minerale im Gestein zum Zeitpunkt ihrer Entstehung) zeigte, dass das Erdmagnetfeld in der Vergangenheit mehrfach seine Polarität gewechselt hat (Polsprung). Am Meeresboden fand man symmetrisch zu den mittelozeanischen Rücken angeordnete Streifen mit abwechselnder magnetischer Ausrichtung. Die Gesteine sind direkt am Rücken am jüngsten und werden mit zunehmendem Abstand zu den Kontinenten älter. Dies beweist, dass an den Rücken ständig neue ozeanische Kruste gebildet wird, indem Magma aus dem Erdinneren aufsteigt und erstarrt (Ozeanbodenspreizung).

Da die Erdoberfläche nicht wächst, muss die neu gebildete Kruste an anderer Stelle wieder zerstört werden. Dies geschieht in Subduktionszonen, wo eine tektonische Platte unter eine andere abtaucht. Die abtauchende Platte bildet eine geneigte Zone, die als Benioff-Zone bekannt ist und durch eine Häufung von Erdbebenherden nachgezeichnet werden kann. Diese Zone markiert die ozeanische Kruste, die wieder in den Erdmantel absinkt.

Zusammenfassend besagt die Theorie, dass die Lithosphäre (die starre äußere Hülle der Erde) aus mehreren tektonischen Platten besteht, die auf der darunterliegenden, zähplastischen Asthenosphäre gleiten. An den mittelozeanischen Rücken wird neue ozeanische Lithosphäre gebildet, während sie in Subduktionszonen zerstört wird. Das Abtauchen von Platten kann zur Bildung von Magma führen, das Vulkane an der Oberfläche speist, und die Reibung zwischen den Platten verursacht Erdbeben.

Man unterscheidet zwei Haupttypen von Platten:

• Kontinentale Platten: Bestehen aus kontinentaler Kruste und dem obersten Teil des Erdmantels. Sie bilden die Landmassen.
• Ozeanische Platten: Bestehen aus ozeanischer Kruste und dem obersten Erdmantel. Sie bilden den Boden der Ozeane.

Arten von Plattenrändern

Divergierende (konstruktive) Plattenränder

Hier bewegen sich zwei Platten voneinander weg. An diesen Rändern entsteht neue Lithosphäre (z. B. an mittelozeanischen Rücken).

Konvergierende (destruktive) Plattenränder

Hier bewegen sich zwei Platten aufeinander zu. Es kommt zur Kollision und oft zur Subduktion, bei der eine Platte unter die andere abtaucht. Man unterscheidet drei Fälle:

• Kontinentale Platte kollidiert mit kontinentaler Platte: Führt zur Bildung hoher Gebirge (z. B. Himalaya).
• Ozeanische Platte kollidiert mit kontinentaler Platte: Die dichtere ozeanische Platte taucht unter die kontinentale ab (Subduktion), was zu Tiefseegräben und Vulkanketten an Land führt (z. B. Anden).
• Ozeanische Platte kollidiert mit ozeanischer Platte: Eine der Platten taucht unter die andere ab, was zur Bildung von Tiefseegräben und vulkanischen Inselbögen führt (z. B. Japan).

Konservative Plattenränder (Transformstörungen)

Hier gleiten zwei Platten horizontal aneinander vorbei. Es wird weder Lithosphäre gebildet noch zerstört. Ein bekanntes Beispiel ist die San-Andreas-Verwerfung in Kalifornien. An mittelozeanischen Rücken versetzen solche Störungen die Segmente des Rückens gegeneinander.