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.

2 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.

3

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

5 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.

8 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).

9 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.

11 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

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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

14 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

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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.

20 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.

21 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.