Allgemeine Geologie1.ErdgeschichteIn diesem Abschnitt finden Sie
einen berblick ber die einzelnen Perioden und Epochen der
Erdgeschichte.
2. Endogene ProzesseEndogene Prozesse sind geologische Vorgnge
im Erdinneren. In diesem Abschnitt wird zunchst der Aufbau der Erde
vom Erkern bis zur Kruste erlutert und anschlieend verschiedene
Prozesse unter der Erdoberflche beschrieben.
2.1Aufbau der Erde
2.2Entstehung der Ozeane und der Atmosphre
2.3Plattentektonik
2.4Gesteine
2.5Vulkanismus 2.6Erdbeben
3. Exogene ProzesseDie Vorgnge ber der Erdkruste werden als
exogene Prozesse bezeichnet. Hierzu zhlen insbesondere jene, die
zur Erosion beitragen.
3.1Verwitterung, Erosion und Sedimentation
3.2Massenbewegungen
3.3Der Kreislauf des Wassers
3.4Flsse 3.5Gletscher 3.6Das Meer: Wellen und Gezeiten
4. Literaturempfehlung
Allgemeine Geologie
1.Erdgeschichte
1.1. Einleitung
Die Erde entstand vor ungefhr 4,6 Milliarden Jahren. Seitdem
haben geologische Prozesse den Planeten immer wieder neu gestaltet.
Zu diesen Vorgngen gehren endogene Prozesse, wie beispielsweise
Plattentektonik, Vulkanismus und Erdbeben. Sie werden in dieser
Einfhrung in die Allgemeine Geologie in Kapitel2 behandelt. Die
exogenen Prozesse hingegen wirken direkt auf der Erdoberflche. Hier
stehen Verwitterung und die anschlieende Erosion durch Wind,
Gletscher und Flsse im Zentrum der Beobachtung. Mit den exogenen
Prozessen beschftigt sich Kapitel 3 dieser Rubrik.
Mit Hilfe moderner Methoden der Geowissenschaften knnen
Wissenschaftler heute die geologische Geschichte einzelner
Landstriche, aber auch von Ozeanen, zurckverfolgen und ihre
Entstehung rekonstruieren. Im Gegensatz zu anderen Wissenschaftlern
befassen sich Geologen bei ihren Untersuchungen hufig mit sehr
unterschiedlichen Zeitrumen. Die Messung von Erdbebenwellen
beispielsweise erfolgt in Bruchteilen von Sekunden, whrend die
Entstehung eines Ozeans mehrere Zig-Millionen Jahre andauert. Hier
befinden wir uns in zeitlichen Dimensionen, die fr den Menschen nur
schwer vorstellbar sind.
Um die zeitliche Entwicklung der Erde besser zu
veranschaulichen, ist es hilfreich, die Zeitspanne von 4,6 Mrd.
Jahren auf ein Kalenderjahr zu projizieren. Demnach wrde die Erde
am 1. Januar entstehen. Der Kern, Mantel und die Kruste bilden sich
in den ersten sieben Wochen des Jahres. Gegen Ende Februar
entstehen die ersten primitiven Lebensformen, doch es dauert noch
das ganze Frhjahr, den Sommer und den Anfang des Herbstes, bis sich
auf der Erde die Kontinente und Ozeane ungefhr in hnlicher Form
gebildet haben, wie wir sie heute kennen. Am 25. Oktober beginnt
die Periode des Kambriums, in dem die ersten hheren Organismen
auftreten. Doch erst am 7. Dezember entwickeln sich die ersten
Reptilien, und an Weihnachten, dem Ende der Kreidezeit, sterben die
Dinosaurier aus. Am zweiten Weihnachtsfeiertag beginnt sich der
heutige Nordatlantik zu ffnen, und am Nachmittag des 30. Dezember
steigt die Insel Island aus den Fluten des Nordatlantiks empor. Der
Homo Sapiens, also der moderne Mensch, erblickt erst an Silvester
um 23 Uhr das Licht der Welt. Um 23:58Uhr und 45 Sekunden endet die
letzte Eiszeit. Der Wikinger Leif Eriksson entdeckt sieben Sekunden
vor Mitternacht den nordamerikanischen Kontinent. Christoph
Kolumbus geht dort 3,5 Sekunden nach ihm an Land. Und nur wenige
Zehntel Sekunden vor dem Jahreswechsel werden Sie, verehrter Leser,
geboren.
1.2. Geologische Zeittafel
Im 19. und 20. Jahrhundert erstellten Geologen aufgrund
wissenschaftlicher Erkenntnisse ber das Alter der Erde und der
Gesteine eine geologische Zeitskala, deren Abschnitte sich auf die
entsprechende Abfolge von Gesteinen und Fossilien beziehen. Die
Zeitskala ist in vier Einheiten unterteilt: onen, ren, Perioden und
Epochen. Die nachfolgende Tabelle gibt einen berblick ber die in
der Geologie blichen erdgeschichtlichen Zeiteinheiten in Millionen
Jahren.
Abbildung: Geologische Zeitskala
Bei dieser Einteilung ist die Zeiteinheit eines on am lngsten
und die einer Epoche am krzesten. Die lteste Einheit der onen ist
das Archikum, abgeleitet von dem griechischen Wort archaios
(uranfnglich) und umfasst Gesteine im Alter von vier bis 2,5 Mrd.
Jahren. Diese ltesten noch erhaltenen Gesteine der Erde wurden in
Westgrnland und Australien gefunden. Zusammen mit dem Proterozoikum
bildet das Archaikum das Prkambrium.
Die am hufigsten verwendete Zeiteinheit sind die Perioden, deren
Zeitrechnung mit den ltesten gefundenen Fossilien zu Beginn des
Kambriums anfngt. Die Gesteine der jngsten Perioden,
des Tertir und des Quartr, sind verstndlicherweise am besten
bekannt und untersucht. Nach Aussterben der Dinosaurier und der
beginnenden ffnung des heutigen Atlantischen Ozeans teilen sich die
Perioden in die kleinsten Einheiten, die Epochen, auf. Die jngste
von ihnen ist das Holozn, das mit dem Ende der letzten Eiszeit vor
etwa 10.000 Jahre begann. Diese Epoche wird hufig auch als
postglaziales Zeitalter bezeichnet.
Vergleich Erdzeitalter Wre die Erde einen Tag alt, so gbe es den
Menschen erst seit wenigen Sekunden.
Die Erdgeschichte dargestellt in 24 Stunden
tatschlichesAlter [Mio. Jahre]1 TagAlter
0,01Ackerbau und Viehzucht0,2s
0,13Homo sapiens2s
1,5Homo habilis25s
7aufrechter Gang2min
10Vormenschen3min
33Menschenaffen10min
80Affen20min
200Suger1h
280Reptilien1h 20min
360Amphibien1h 45min
420Fische2h
470Wirbeltiere2h 15min
600Vielzeller3h
1000Sexualitt5h
1500Eukaryoten7h
2200Photosynthese11h
3200Einzeller15h
5000Erde24h
Vergleich mit dem UNO-Gebude in New York
Das UNO-Hauptquartier in New York City. Links das
Sekretariatsgebude, rechts im Hintergrund das UNO Plaza
Es ist 40 Stockwerke hoch. Jedes Stockwerk entsprche dabei 100
Millionen Jahren.
vor Mio. JahrenBeginn vonStockwerk
Dach (*)
80Affen40
200Suger39
300Reptilien38
360Amphibien37
470Fische36
600Vielzeller35
1000Sexualitt31
1500Eukaryoten26
2200Photosynthese19
3500Einzeller9
5000Erde9
(*) Auf dem Dach des Gebudes liegt ein Buch mit 500 Seiten, das
dem Alter der Menschheit entspricht, die letzte Seite entspricht
der Zeit seit Christi Geburt.
Innerer Aufbau der Erde
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Dreidimensionale Darstellung des Schalenaufbaus der Erde
Die Erde hat in erster grober Nherung die Form einer Kugel
(tatschlicher Erdradius 6357 bis 6378 km), deren Inneres aus
mehreren Schalen aufgebaut ist: Im Zentrum befindet sich der feste
Erdkern mit einem Radius von etwa 1250km, welcher hauptschlich aus
Eisen und Nickel besteht. Daran schliet sich der flssige Teil des
Erdkerns (hauptschlich Eisen) an mit einer Mchtigkeit von rund
2200km. Darber die 2900km mchtige Schicht des sogenannten Mantels
aus zhplastischem Gestein (Silikate und Oxide), und zuoberst eine
relativ dnne, harte Kruste. Diese besteht ebenfalls aus Silikaten
und Oxiden, ist aber mit Elementen angereichert, die nicht im
Mantelgestein vorkommen. Mit ihrem schalenartigen Aufbau ist die
Erde gleichzeitig der Prototyp der vier terrestrischen Planeten im
inneren Teil unseres Sonnensystems.
Inhaltsverzeichnis
[Verbergen] 1 Entstehung des Schalenaufbaus 2 Aufbau der
Erde
2.1 Erdkern 2.2 Erdmantel
2.2.1 Mantelkonvektion 2.3 Erdkruste 3 Erforschung des
Schalenbaus der Erde
3.1 Gravimetrie und Isostasie 3.2 Bohrungen 3.3 Vulkanische
Ttigkeit 3.4 Seismologie 3.5 Meteoriten, Alter der Erde 4 Literatur
5 Siehe auch 6 Weblinks
Entstehung des Schalenaufbaus
Ebenso wie alle anderen Planeten des Sonnensystems entstand die
Erde vor etwa 4,6 Milliarden Jahren aus einer rotierenden Staub-
und Gaswolke, die durch ihre Schwerkraft langsam dichter wurde und
durch Zusammenballung von Staubteilchen und greren Krpern
schlielich kilometergroe Planetesimale bildete. Durch Kollision
zwischen ihnen wuchsen Proto-Planeten heran, bis letztlich die
Planeten brig blieben, die einen Groteil der freien Materie
abgezogen hatten. Der anfangs kalte und im Inneren homogene
Himmelskrper der Proto-Erde erwrmte sich innerhalb von etwa 100
Millionen Jahren durch die bei den Einschlgen der Planetesimale
freiwerdende Gravitationsenergie.
Durch den Massenzuwachs verdichtete sich der Erdkern.
Radioaktive Zerfallsprozesse beschleunigten seine Erhitzung.
Nachdem sich die Erde auf ungefhr 2000C erwrmt hatte eine
Temperatur, bei der Eisen und die meisten Silikate geschmolzen sind
bildeten sich
1. trpfchenfrmige Eisenschmelzen, in der sich die siderophilen
(griech.: Eisen liebend) Elemente anreicherten (siehe
Goldschmidt-Klassifikation),
2. und Silikatschmelzen, in der sich die lithophilen (griech.
Stein liebenden) Elemente anreicherten.
Die schwereren Trpfchen der Metallschmelze wanderten Richtung
Zentrum und sammelten sich dort zum Eisenkern, wodurch die
leichtere Silikatschmelze vom Zentrum nach auen verdrngt wurde und
sich zum Erdmantel beziehungsweise zur Erdkruste entwickelte.
Durch lange whrende Differenzierung gelangte somit
kontinuierlich leichtere Materie in die ueren Zonen der Erde. So
entstand ber dem schweren Eisenkern ein Mantel aus Gesteinen
mittlerer Dichte, bestehend aus Magnesium-Eisen-Silikaten und
darber eine Auenkruste aus leichtem Material wie Sauerstoff,
Silizium, Aluminium, Calcium, Natrium und anderen. Das leichte
Wasser, dessen Herkunft bis heute umstritten ist, fand sich zu den
Urozeanen zusammen. Die noch leichteren Gase u.a. aus Poren und
vulkanischen Erdspalten hochsteigend erzeugten schlielich die
Erdatmosphre der Erde. Dass die Differentiation auch heute noch
nicht abgeschlossen ist, erkennt man beispielsweise am Gasaussto
bei Vulkanausbrchen, wobei riesige Mengen an Gasen aus dem
Erdinneren entweichen.
Aufbau der Erde
Aufbau der Erde: wichtigste Schalen und ihre Tiefe
Der Schalenaufbau des Erdinneren wird durch zwei markante
seismische Diskontinuitts-Flchen gegliedert. Sie trennen die
Erdkruste vom Erdmantel und diesen vom Erdkern.
Erdkern
Hauptartikel: Erdkern Innerer Erdkern: Der innere Kern der Erde
erstreckt sich zwischen 5100km und 6371km unter der Erdoberflche.
Er besteht vermutlich aus einer festen Eisen-Nickel-Legierung. Der
Druck betrgt hier bis zu vier Millionen Bar und die Temperatur
liegt zwischen 4000C und 5000C, hnlich der Temperatur der dunklen
Flecken an der Sonnenoberflche.
uerer Erdkern: Der uere Kern liegt in einer Tiefe zwischen rund
2900km und 5100km. Er ist flssig bei einer Temperatur von etwa
2900C und besteht aus einer Nickel-Eisen-Schmelze (NiFe), die
mglicherweise auch geringe Spuren von Schwefel oder Sauerstoff
enthlt. Im Zusammenwirken mit der Erdrotation ist die bewegliche
Eisenschmelze aufgrund ihrer elektrischen Leitfhigkeit
verantwortlich fr das Erdmagnetfeld.
Der Erdkern macht 31,5 Prozent der Erdmasse aus, aber nur 16,2%
ihres Volumens. Daraus ergibt sich, dass seine mittlere Dichte ber
10 g/cm3 betrgt (gegenber 5,52 fr den gesamten Erdkrper). Die obere
Begrenzung des Erdkerns wird Kern-Mantel-Grenze oder
Wiechert-Gutenberg-Diskontinuitt genannt. Oberhalb der
Diskontinuitt befindet sich die sogenannte D"-Schicht, die als eine
Art bergangszone zwischen dem Erdkern und dem Erdmantel betrachtet
wird. Sie hat eine stark variierende Mchtigkeit von 200 bis 300
Kilometern und weist einen starken Temperaturgradienten auf.
Erdmantel
Hauptartikel: Erdmantel Unterer Mantel: Der bergang zwischen
Kern und unterem Mantel ist durch eine sprunghafte Dichteabnahme
von 10 auf 5g/cm3 gekennzeichnet. Ursache dafr ist der Wechsel von
Eisen zu Mineralen: der untere Mantel besteht aus schweren
Silikaten (hauptschlich Magnesium-Perowskit) und einem Gemenge von
Metalloxiden wie Magnesiumoxid und Eisenoxid (zusammen als
Magnesiowstit bezeichnet). Im unteren Mantel, zwischen 660km und
2900km Tiefe, herrscht eine Temperatur von etwa 2000C. Die
thermische Grenzschicht (D"-Schicht) zwischen uerem Kern und
unterem Mantel wird als mglicher Ursprungsort von Plumes, also
Aufstrombereichen heien Magmas, angesehen.
bergangszone: Der Bereich zwischen 410km und 660km Tiefe gilt
als bergang vom oberen zum unteren Mantel, wird gelegentlich jedoch
schon zum oberen Mantel gerechnet. Die Grenzen orientieren sich an
den Tiefen der Mineral-Phasenbergnge des Olivin, dem
Hauptbestandteil des oberen Mantels. Da die vernderte
Mineralstruktur mit einer nderung der Dichte und der seismischen
Geschwindigkeit einhergeht, knnen diese Diskontinuitten durch
seismologische Methoden nachgewiesen und gemessen werden.
Oberer Mantel: Der obere Mantel beginnt in 410km Tiefe und
erstreckt sich bis herauf zur Erdkruste. Er besteht aus Peridotit,
der sich aus Olivin und Pyroxen zusammensetzt, sowie einer
Granat-Komponente. Der oberste Bereich des Mantels umfasst die
sogenannte Lithosphre, die weiter auch die Erdkruste mit
einschliet, und die darunter liegende zhplastische
Asthenosphre.
Der Erdmantel macht rund zwei Drittel der Erdmasse aus; die
mittlere Dichte seiner Schalen liegt zwischen 3 und knapp 5 g/cm3.
Die obere Begrenzung des Erdmantels wird Mohorovii-Diskontinuitt
genannt (abgekrzt auch Moho). Sie wurde bereits 1909 wegen ihres
markanten Dichtesprungs von etwa 0,5 g/cm3 nachgewiesen, durch den
starke Bebenwellen gebeugt oder zur Erdoberflche reflektiert
werden.
Mantelkonvektion
Hauptartikel: MantelkonvektionDie zum oberen Mantel gehrende
Asthenosphre (abgeleitet vom griechischen asthenos weich) erstreckt
sich abhngig von der Lithosphrenmchtigkeit von etwa 60150km bis in
eine Tiefe von ungefhr 210km. Aufgrund partiell aufgeschmolzenen
Gesteinmaterials weist sie reduzierte seismische Geschwindigkeiten
und eine zhplastische Rheologie auf. Mit ihrer Fliefhigkeit ist sie
ein wichtiger Bestandteil des Konzeptes der Mantelkonvektion: Auf
ihr schwimmen die Lithosphrenplatten, die durch die
Konvektionsstrmungen des Erdmantels gegeneinander verschoben werden
und so zu tektonischen Vorgngen wie Kontinentaldrift oder Erdbeben
fhren.
Erdkruste
Hauptartikel: ErdkrusteDie Erdkruste ist die obere Schicht der
Lithosphre zu der auch der starre lithosphrische Mantel des oberen
Erdmantels zhlt und besteht aus zwei sehr unterschiedlichen
Strukturen:
Ozeanische Erdkruste: Die ozeanische Kruste bildet mit ihrer
Mchtigkeit von 510 km eine vergleichsweise dnne Schicht um den
Erdmantel. Sie besteht aus riesigen festen Platten, die stndig in
langsamer Bewegung sind und auf der Flieschicht (Asthenosphre) des
oberen Mantels schwimmen. An den Spreizungszonen der
Krustenplatten, den mittelozeanischen Rcken, dringen stndig
basische Magmen empor und khlen am Meeresboden ab. Sie erstarren zu
Basalt und Gabbro und produzieren so einem Flieband hnlich neue
ozeanische Kruste. Deshalb wird die ozeanische Kruste mit
wachsender Entfernung von den Rcken immer lter, was an ihrer
magnetischen Polaritt erkennbar ist. Da sie an Subduktionszonen
wieder in den Mantel abtaucht, um erneut aufgeschmolzen zu werden,
ist sie nirgendwo lter als 200 Millionen Jahre.
Kontinentale Erdkruste: Sie besteht aus einzelnen Schollen, die
auch als Kontinente bezeichnet werden. Auch die kontinentale Kruste
schwimmt auf der Asthenosphre. Dort wo sie als Gebirgsmassiv am
hchsten aufragt, taucht sie durch ihr Eigengewicht auch am tiefsten
ein (Isostasie). Im Detailaufbau zeigt die kontinentale Erdkruste
eine Zweiteilung in eine sprde Oberkruste und eine duktile
Unterkruste, welche durch Mineralumbildungen (Modifikationswechsel)
bedingt und durch die Conrad-Diskontinuitt getrennt werden.
Die obere Begrenzung der Erdkruste ist, je nach dem, der Boden
der Gewsser oder der Erdatmosphre. Die Erdoberflche im Allgemeinen
ist die gesamte Grundflche der Erdatmosphre, also die an der Luft
freiliegende Oberflche der Lithosphre und die Oberflche der Gewsser
der Hydrosphre.
Hypsografische Weltkarte
Die Dicke der kontinentalen Kruste liegt zwischen 30 und 60
Kilometern mit einem globalen Mittelwert um 35 km. Sie setzt sich
aus kristallinen Gesteinen zusammen, deren Hauptbestandteile Quarz
und Feldspte bilden. Chemisch ist die kontinentale Kruste zu 47,2
Gewichtsprozent (62,9 Atomprozent beziehungsweise 94,8
Volumenprozent) aus Sauerstoff aufgebaut, bildet also eine dichte,
steinharte Packung aus Sauerstoff. In der Erdkruste und an ihrer
Oberflche sind die Gesteine einem stndigen Umwandlungsprozess
unterworfen, den man auch als Kreislauf der Gesteine bezeichnet.
Nur selten finden sich Gesteine, die seit der ersten Krustenbildung
in der Erdgeschichte unverndert geblieben sind. Die ltesten je
gefundenen Gesteine an frheren Kontinentrndern (Terrane) haben ein
Alter von 3,96 Milliarden Jahren.
Erforschung des Schalenbaus der Erde
Kenntnisse ber den Aufbau der Erde stammen aus verschiedenen
geophysikalischen Quellen.
Gravimetrie und Isostasie
Erste Hinweise auf das innere Material der Erde ergaben sich aus
ihrer mittleren Dichte von 5,5g/cm3, die man mittels
Gravitationsgesetz durch Bestimmung der Erdmasse berechnen konnte.
Da oberflchennahe Gesteine im Durchschnitt 2,7 g/cm3 aufweisen,
muss das Erdinnere zumindest 2- bis 3-mal dichter sein (Eisen hat
etwa 8g/cm3).
Messungen der Lotrichtung zeigten schon im frhen 19.
Jahrhundert, dass das Erdinnere unter hohen Gebirgen eine geringere
Dichte hat. Durch genaue Schwerkraft-Messungen (Gravimetrie)
erkannte man bald, dass dort die feste Erdkruste dicker als
anderswo ist, und dass der darunter befindliche Erdmantel aus
schwereren Gesteinen besteht. Groe Gebirgsmassive tauchen wie
Eisberge umso tiefer ins Erdinnere, je hher sie sind. Dieses
Schwimm-Gleichgewicht nennt man Isostasie. Durch Satellitengeodsie
lassen sich auf hnliche Art auch tiefere Anomalien des Erdmantels
orten.
Bohrungen
Die tiefste Bohrung, die je durchgefhrt wurde, fand in Russland
auf der Halbinsel Kola statt (Kola-Bohrung) und fhrte bis in eine
Tiefe von 12km. Hier konnte die oberste Schicht der kontinentalen
Kruste erforscht werden, die an dieser Stelle eine Mchtigkeit von
etwa 30km besitzt. Eine weitere Bohrung, die so genannte
Kontinentale Tiefbohrung (KTB), die 9,1km erreicht hat, wurde bei
Windischeschenbach in der deutschen Oberpfalz vorgenommen. Bei
einer geplanten Tiefe von 14km wre es mglich gewesen, die
kontinentale Kruste an der Nahtstelle zu erforschen, an der vor 300
Millionen Jahren die auf dem Erdmantel driftenden Kontinente
Ur-Afrika und Ur-Europa kollidierten.
Tiefbohrungen bewegen sich im oberen Krustenbereich und knnen
daher nur einen kleinen Einblick ins Erdinnere gewhren. Wrde man
die Erde auf Apfelgre verkleinern, so wrden unsere tiefsten
Bohrungen noch nicht einmal dem Anritzen der Schale entsprechen.
Durch Bohrungen in grere Tiefen vorzustoen, bersteigt derzeit die
technischen Mglichkeiten. Die hohen Drcke (in 14km Tiefe ca.
400MPa) und Temperaturen (in 14km Tiefe ca. 300C) erfordern neue
Lsungen.
Vulkanische Ttigkeit
Die grte Tiefe, aus der Magma an die Erdoberflche dringt und
dabei die verschiedenen Formen des Vulkanismus hervorbringt, findet
sich an der Grenzschicht zwischen dem ueren Kern und dem unteren
Mantel, wie das zum Beispiel bei Plumes zu beobachten ist. Das bei
einer Eruption zu Tage gefrderte Material stammt also teilweise aus
dem Mantel und kann entsprechend analysiert werden.
Weiteren Aufschluss ber die Manteleigenschaften kann man ber die
Erforschung der mittelozeanischen Rcken gewinnen. Der hier direkt
unter der Plattengrenze liegende Mantel steigt auf, um den Raum in
den entstehenden Lcken zu fllen. Normalerweise schmilzt das
Mantelgestein dabei durch die Druckentlastung und bildet nach
Erkalten die neue Ozeankruste auf dem Meeresboden. Diese rund 8km
mchtige Kruste versiegelt den Zugang zum ursprnglichen
Mantelgestein. Eine interessante Ausnahme bildet mglicherweise der
mittelozeanische Rcken zwischen Grnland und Russland, der
Gakkel-Rcken, der mit weniger als 1 cm pro Jahr der langsamste
spreizende Rcken der Erde ist. Der Erdmantel steigt hier nur sehr
langsam auf. Daher bildet sich keine Schmelze und in Folge dessen
auch keine Kruste. Das Mantelgestein knnte also direkt am
Meeresboden zu finden sein.
Seismologie
Die Referenz-Geschwindigkeitsmodelle PREM und IASP91 im
Vergleich. Die Linien geben die seismischen Geschwindigkeiten der
P- (dunkelgrn fr PREM, schwarz fr IASP91) und S-Wellen (hellgrn
bzw. grau) im Inneren der Erde wieder
Die Erde wird tglich von Erdbeben erschttert, die weltweit von
Messstationen registriert werden. Die von Erdbeben ausgehenden
seismischen Wellen durchqueren den gesamten Erdkrper, wobei sich
die seismische Energie in den verschiedenen Schichten mit
unterschiedlichen Geschwindigkeiten ausbreitet. Die
Ausbreitungsgeschwindigkeiten hngen von den elastischen
Eigenschaften des Gesteins ab. Aus den Laufzeiten seismischer
Wellenzge, dem Auftreten reflektierter Wellen sowie weiteren
seismologisch messbaren Effekten wie etwa Dmpfung oder Streuung
lsst sich die Struktur des Erdinneren untersuchen.
Im Jahre 1912 hatte Beno Gutenberg erstmals die Grenze zwischen
dem silikatischen Mantelmaterial und dem Nickel-Eisen-Kern in einer
Tiefe von 2900km ausgemacht. Kurz zuvor entdeckte der kroatische
Geophysiker Andrija Mohorovii die nach ihm benannte Grenzflche
zwischen Erdkruste und Erdmantel. Beides war mglich, weil markante
Impedanzsprnge hauptschlich verursacht durch sprunghafte nderungen
der Ausbreitungsgeschwindigkeiten von Erdbebenwellen, so genannte
seismische Diskontinuitten messbare reflektierte Phasen erzeugen.
Diskontinuitten knnen chemischer Natur sein. Diese beruhen auf
einer nderung der chemischen Zusammensetzung der Erdschichten mit
der Folge vernderter elastischer Eigenschaften. In der
Mantelbergangszone zum Beispiel (MTZ, engl.: mantle transition
zone) gibt es jedoch auch Diskontinuiten, die ohne eine nderung der
chemischen Zusammensetzung einhergehen. Diese basieren auf
Phasentransformationen, wobei sich ein Mineral in Abhngigkeit vom
Druck und der Temperatur in ein strukturell anderes, dichteres
Mineral derselben Zusammensetzung umbildet.
Meteoriten, Alter der Erde
Unsere Vorstellungen ber den Stoffbestand des Erdinneren beruhen
neben den oben genannten Methoden auf Analogieschlssen anhand der
Zusammensetzung von Meteoriten. Chondritische Meteoriten wurden
seit der Entstehung des Sonnensystems kaum verndert. Es wird daher
angenommen, dass die chemische Gesamtzusammensetzung der Erde
hnlich jener der Chondrite ist, da diese vermutlich wiederum den
Planetesimalen, aus denen die Erde gebildet wurde, hneln. Unter den
Meteoriten finden sich aber auch Bruchstcke von differenzierten
Mutterkrpern: Eisenmeteoriten und die zu den Stein-Eisen-Meteoriten
gehrenden Pallasiten stammen vermutlich aus dem Erdkern
beziehungsweise dem bergangsbereich zwischen Kern und Mantel von
differenzierten Asteroiden, whrend die Achondrite aus deren Mantel
oder Kruste stammen. Durch die Meteoriten knnen also Materialien
aus dem Kern- und Mantelbereich untersucht werden, die bei der Erde
fr direkte Untersuchungen nicht zugnglich sind.
Meteoriten spielen eine groe Rolle in der Datierung des
Sonnensystem und auch der Erde. So wurde auf das Alter der Erde von
4,55 Milliarden Jahren zuerst in den 1950ern von Clair Cameron
Patterson und Fritz G. Houtermans mittels Uran-Blei-Datierung an
dem Eisenmeteoriten Canyon Diablo geschlossen. Datierungsmethoden
basierend auf anderen Isotopensystem (zum Beispiel 87Rb-87Sr,
147Sm-143Nd) haben seither dieses Alter besttigt. Das lteste auf
der Erde gefundene Material sind Zirkon-Kristalle in Westaustralien
mit einem Alter bis zu 4,4 Milliarden Jahre, was somit eine untere
Grenze des Erdalters bildet.
Literatur E. Cesare: Planet Earth. Cosmology, Geology, and the
Evolution of Live and Environment, ISBN 0-521-40949-7, Cambridge
University Press, Cambridge 1992.
Laszlo Egyed: Physik der festen Erde, Akadmiai Kiad, Budapest
1969, 370 S.
Marvin Herndon: Earth, Moon, and Planets, Bd. 99, ISSN
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Walter Kertz: Einfhrung in die Geophysik, Spektrum Akademischer
Verlag 1970/1992, 232 S.
Karl Ledersteger: Astronomische und Physikalische Geodsie. In:
Jordan/Eggert/Kneissl (Hrsg.): Handbuch der Vermessungskunde, Band
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0-521-23900-1, Cambridge University Press, Cambridge 1981.
H. Zepp: Grundriss Allgemeine Geographie. Geomorphologie, 3.
Auflage, ISBN 3-8252-2164-4, Verlag Ferdinand Schningh GmbH,
Paderborn 2004.
2. Endogene Prozesse
2.1Aufbau der Erde
Aufbau der Erde
Wie in der Einleitung erwhnt, entstand unser Planet vor etwa 4,6
Milliarden Jahren (4,6 GA). Im Anfangsstadium war die Erde eine
homogene Masse, d.h. sie hatte in jeder Tiefe die gleiche chemische
Zusammensetzung. Im Laufe der Zeit sammelten sich die schwereren
(dichteren) Bestandteile im Zentrum des Planeten und das leichtere
(weniger dichte) Material stieg nach oben. Dieser Vorgang wird als
Differentation bezeichnet. Der innere Kern der Erde besteht daher
im wesentlichen aus festem Eisen. Danach folgt der uere, flssige
Kern, dann der Mantel und schlielich die Kruste.
Der obere Erdmantel und die Kruste bestehen aus der 50-100 km
dicken Lithosphre, in die die Kontinente eingebettet sind. Sie
schwimmen auf einer teilweise geschmolzenen Schicht, der
Asthenosphre (bis 200 km), die den zweiten Teil des oberen Mantels
bildet.
Innerer Kern (fest)
in 5.150 bis 6.370 km Tiefe
uerer Kern (flssig)
2.891 bis 5.150 km
Mantel
40 bis 2.891 km
Kruste
5 bis 40 km
Tabelle: Aufbau der Erde
2.2Entstehung der Ozeane und der Atmosphre
Die Frage nach der Herkunft des Wassers auf der Erde ist unter
Geologen noch nicht sicher geklrt. Eine Erklrung ist, dass sowohl
das Wasser, als auch die Atmosphre durch Entgasungbei der
Differentation des Erdinneren entstanden. Diese Theorie wird von
den meisten Wissenschaftlern anerkannt. Doch wird auch vermutet,
dass Wasser, Kohlendioxid und andere Gase der Atmosphre durch
Kometen, die die Erde in ihrer Frhgeschichte zahlreich
bombardierten, auf die Erde gelangt sind . Diese Stoffe sind in
Kometen nmlich in Form vn Eis in groen Mengen enthalten.
Wahrscheinlich spielen beide Faktoren eine Rolle, doch scheint die
Differentation die wesentlichere Rolle zu spielen.
2.3Plattentektonik
2.3.1 Grundlagen
Die Theorie der Plattentektonik bildet heute den Rahmen der
Allgemeinen Geologie und den hier behandelten endogenen und
exogenen Prozessen. Erste grundlegende Konzepte der
Kontinentaldrift wurden bereits lange vor Alfred Wegener
(1880-1930), dem Begrnder der modernen Theorie der Plattentektonik,
formuliert. Bereits im Jahre 1620 bemerkte der englische Gelehrte
Sir Francis Bacon den parallelen Verlauf von Ksten auf beiden
Seiten des Atlantischen Ozeans. Sptere Vorstellungen von einer
Kontinentaldrift wurden aber von den meisten fhrenden
Wissenschaftlern abgelehnt. Erst ab dem Jahre 1912 wurde die
Kontinentaldrift von Alfred Wegener schrittweise bewiesen. Endgltig
anerkannt wurde die moderne Plattentektonik, wie sie nachfolgend
kurz skizziert wird, erst in den 60er Jahren des 20.
Jahrhunderts.
Die Lithosphre ist keine zusammenhngende Schale.Sie ist vielmehr
durch Konvektionsstrmungen in etwa ein Dutzend grerer Platten
auseinander gebrochen. Konvektionsbewegungen knnen nur in
Flssigkeiten bzw. in verformbarem Material auftreten, in diesem
Fall also im Erdmantel. Heies (weniger dichtes) Material steigt
nach oben und khlt sich im Bereich der Asthenosphre und im unteren
Bereich der Lithosphre ab. Die khlere Masse wird von nachstrmendem
heien Material zur Seite gedrngt und sinkt wieder von der Oberflche
nach unten. Ein bekanntes Beispiel fr Konvektionsbewegungen ist
siedendes Wasser in einem Kochtopf.
Abbildung: Plattentektonik
2.3.2 Arten von Plattengrenzen
Durch das, in entgegengesetzte Richtungen, seitlich abflieende
Material an der Unterseite der Lithosphre, wird diese auseinander
gezogen, was bewirkt, dass ganze Kontinente auseinander brechen.
Die Stelle, an der Platten auseinanderdriften, wird als eine
divergierende Zone bezeichnet. Der Prozess des Auseinanderdriftens
zweier Lithosphrenplatten und die daraufhin folgende Entstehung
eines Ozeans wird Seafloor-spreading (Spreizung des Ozeanbodens)
genannt. Die Geschwindigkeit dieser Bewegungen ist auf der ganzen
Erde sehr unterschiedlich. Im Nordatlantik betrgt sie lediglich 1
cm in jede Richtung, im Sdatlantik etwa 5 cm und im Pazifik
stellenweise bis zu 15 cm pro Jahr. Whrend die Platten in
entgegengesetzte Richtung wandern, steigt zwischen ihnen flssiges
Basalt auf und bildet neuen Ozeanboden. Diese Mittelozeanischen
Rcken sind die grten zusammenhngenden vulkanischen Gebirge der
Erde. Pro Jahr werden an diesen Stellen weltweit ca. 21 km
Tiefseebasalte gebildet. Dieser Prozess des Auseinanderbrechens
eines Kontinentes kann sich im Laufe der Zeit auch wieder
verlangsamen oder ganz enden. Ein frhes Stadium dieser Bewegungen
lassen sich am Ostafrikanischen Grabenbruch und am Oberrheingraben
in Deutschland beobachten. Das Rote Meer hingegen befindet sich im
Stadium eines sich ffnenden Ozeans.
Das Kollidieren zweier Platten wird als konvergierende Zone
bezeichnet. Wenn dabei schwerere ozeanische Lithosphre, die an den
Mittelozeanischen Rcken gebildet wurde, unter kontinentale
Lithosphre taucht, sprechen wir von einer Subduktion bzw.
Subduktionszone. Ozeanische Lithosphre ist daher in den seltensten
Fllen lter als 150 bis 200 Millionen Jahre. Durch das Abtauchen
einer ozeanischen Platte unter einen Kontinent entsteht eine
Tiefseerinne, an der der Ozean seine grte Tiefe hat. Auf dem
Kontinent hingegen trmen sich durch Faltung hohe Gebirgszge auf,
wie es beispielsweise bei den Anden in Sdamerika der Fall ist. Beim
Zusammentreffen zweier ozeanischen Platten wird eine der beiden
Platten subduziert. Auch hier entwickeln sich auf der
subduzierenden Platte Gebirge in Form von Vulkanen, die beim
Aufsteigen aus dem Wasser einen Inselbogen bilden. Ein bekanntes
Beispiel hierfr sind die japanischen Inseln.
Eine dritte -eher seltene- Art der Plattenbewegung ist eine
Transformstrung. Hierbei gleiten zwei Platten aneinander vorbei und
reiben sich in entgegengesetzter Richtung. Die bekannteste
Transformstrung ist der San-Andreas-Graben an der Westkste der
USA.
Wegen der sich verschiebenden Lithosphrenplatten liegen die
meisten Vulkane an deren Rndern. Etwa 80 Prozent aller Vulkane ber
dem Meeresspiegel befinden sich an konvergierenden, 15 Prozent an
divergierenden Plattengrenzen und nur wenige innerhalb der Platten.
Jene, die innerhalb der Erdplatten liegen, waren in die Theorie der
Plattentektonik nur schwer einzugliedern, bis schlielich die
Vorstellung der so genannten Hot-Spots entstand. Ein Hot-Spot ist
eine Erscheinungsform eines Manteldiapirens, d.h. eines eng
begrenzten Strahls aus heiem Material, das aus dem Mantel aufsteigt
und die Lithosphre durchschlgt. Da sich der Hot-Spot in seiner Lage
nicht ndert, eine Lithosphrenplatte aber ber ihn hinwegbewegt,
entstehen auf ihr in mehr oder weniger regelmigem Abstand
erloschene Vulkanmassive. Die Inseln von Hawaii sind aufgrund eines
solchen Hot-Spots entstanden.
2.4Gesteine
2.4.1 Ein berblick ber die Gesteinsarten
Grundstzlich lassen sich Gesteine nach der Art ihrer Entstehung
in drei Hauptgruppen einteilen:
Magmatite entstehen durch die Abkhlung flssigen Gesteins aus dem
oberen Erdmantel, wie es beispielsweise bei einem Vulkanausbruch
der Fall ist.
Sedimentgesteine entstehen an der Erdoberflche aufgrund
verwitterten Gesteins (z.B. Sand) oder aus Skelettteilchen von
Organismen. Die Sedimentpartikel lagern sich ab und bilden
Schichten, die sich im Laufe der Zeit zu Sedimentgesteinen
zusammenpressen.
Als Metamorphite werden jene Gesteine bezeichnet, die durch die
Umwandlung bereits vorhandener Gesteine entstehen. Dies geschieht
im Erdinneren unter extrem hohem Druck und hohen Temperaturen durch
die Vernderung des Mineralbestandes und des Gefges.
Da es sich bei Gesteinen in vulkanisch aktiven Gebieten, wie
z.B. auf Island, vorrangig um Magmatite handelt, soll dieser
Hauptgesteinstyp nachfolgend genauer betrachtet werden. Auf die
Sedimentgesteine kommen wir in dem Kapitel Exogene Prozesse noch
nher zu sprechen. Die Gesteinsart der Metamorphite soll in dieser
Einfhrung in die Algemeine Geologie vernachlssigt werden.
2.4.2 Magmatite
In der Geologie unterscheidet man Magmatite anhand ihres
Korngefges in fein- und grobkrnige Gesteine. Khlt sich eine
Schmelze relativ schnell ab, bezeichnet man das daraus entstandene
Gestein als Ergussgestein oder Effusivgestein. Sie sind an ihrer
feinkrnigen Grundmasse erkennbar. Als Tiefengestein oder
Intrusivgestein bezeichnet man die sich langsam abkhlenden
Schmelzen. Sie sind durch ihre Grobkrnigkeit bzw. ihre groen
Kristallen gekennzeichnet, die aufgrund der allmhlichen Abkhlung
des Magma langsam wachsen konnten. Dies geschieht in der Regel noch
unter der Erdoberflche.
Eine weitere Einteilung der Magmatite ergibt sich aus ihrem
Gehalt an Kieselsure (SiO) in saure, intermedire und basische
Gesteine. Die folgende Tabelle teilt die wichtigsten magmatischen
Gesteine nach Krongre und Suregehalt ein:
SauerIntermedirBasisch
EffusivreiheRhyolith
Dazit, Andesit
Basalt
IntrusivreiheGranit
Diorit
Gabbro, Pendodit
Tabelle: Magmatite
2.5Vulkanismus
Bei den Liparischen Inseln in Sditalien soll der rmische
Feuergott Vulcanus eine seiner Schmieden betrieben haben. Nicht nur
die dortige Insel Vulcano trgt heute seinen Namen, sondern alle
feuerspeienden Berge auf der ganzen Welt. Auf der Erde gibt es
500-600 aktive Vulkane, wobei die unterseeischen nicht mitgerechnet
sind.
2.5.1 Die Vielfalt der vulkanischen Frderprodukte
2.5.1.1 Magma/LavaIm vorherigen Abschnitt wurden die Magmatite
bereits anhand ihres Gehalts an Kieselsure eingeteilt. Magmatite
sind jene Gesteine, die durch Abkhlung aus Magma entstehen. Analog
lsst sich auch das Magma selbst in die entsprechenden Hauptgruppen
einteilen. Schmelzen, die sich in Folge eines Vulkanausbruchs an
der Erdoberflche bewegen, werden als Lava bezeichnet.
Basaltische (basische) Magmen: Kieselsuregehalt liegt unter
52%
Intermedire Magmen: Kieselsuregehalt zwischen 52 und 65%
Saure Magmen: Kieselsuregehalt ber 65 %
Lavastrme knnen mit unterschiedlicher Geschwindigkeit die
Bergflanken hinunterflieen. Dies hngt zum einen von der Steigung
des Hanges ab, zum anderen von der Dnn- bzw. Zhflssigkeit der Lava.
Diese wird von der Viskositt beschrieben . Je geringer diese ist,
desto dnnflssiger ist die Schmelze. Basische Lava mit geringem
SiO-Gehalt ist in der Regel sehr hei (1.000 bis 1.200 C) und
dadurch entsprechend dnnflssig. Bei sauren Schmelzen ist die
Viskositt aufgrund des hohen SiO-Gehalts hher.
2.5.1.2 FragmenteWenn ein Vulkan zu einer explosiven Ttigkeit
neigt, wird das Magma durch den Druck der Explosion zerstrt. Dabei
entstehen Pyroklastite (griech. vom Feuer zerstrt), die in folgende
Gruppen eingeteilt werden knnen:
Aschen: Durchmesser bis 0,1 mm; Sie knnen bis zu mehreren
Monaten in der hheren Atmosphre bleiben und vom Wind um die ganze
Welt getragen werden.
Grobaschen: Durchmesser 0,1 bis 2 mm; Sie knnen einige hundert
Kilometer weit getragen werden.
Lapilli (itl. Steinchen): Durchmesser 2 bis 64 mm; Sie werden
nur wenige Kilometer weit transportiert. Bomben bzw. Blcke:
Durchmesser ber 64 mm; Sie lagern sich in der nheren Umgebeung des
Vulkankraters ab.
2.5.1.3 Vulkanische GaseZur dritten Gruppe der vulkanischen
Frderprodukte gehren die Gase. Sie werden in gewaltigen Mengen
gefrdert und knnen bis zu 1.000 C hei sein. Diese hohe Temperatur
bewirkt, dass kleine Fragmente, insbesondere die Aschen, durch den
thermischen Auftrieb oft bis ber 20 km in die Hhe transportiert
werden.
2.5.2 Vulkantypen
Eruptierender Schlackenkegel
Grundstzlich unterscheidet man zwischen Zentral- und
Spaltenvulkanen. Spaltenvulkane entstehen dort, wo sich die
Erdkruste dehnt und dadurch tiefe Spalten aufreit. Der Vulkantyp
einer Spalte ist daher in divergierenden Zonen der hufigste. Die
dabei austretenden Plateau- und Flutbasalte breiten sich hufig auf
weiten Flchen aus und bilden Hochebenen. Nach einigen Tagen bndelt
sich der Ausbruch aber hufig zu nur noch einem oder wenigen
Schloten. In den seltensten Fllen eruptiert eine Spalte ein zweites
Mal. Bei Zentralvulkanen wird das Magma nicht entlang einer Spalte,
sondern von Anfang an aus einem zentralen Schlot gefrdert. Die
wichtigsten Erscheinungsformen von Zentralvulkanen sollen
nachfolgend kurz erlutert werden:
Schildvulkane sind, bezogen auf den Fudurchmesser, die grten
Vulkane. Sie frdern gigantische Massen dnnflssiger Lava, die
effusiv austreten und sich auch bei flachen Hangneigungen weit
ausbreiten knnen. Schildvulkane sind deshalb auch nicht sehr hoch.
Das Verhltnis zwischen Hhe und Fudurchmesser betrgt meistens nur
1:10 bis 1:20. Weltweit gibt es 107 Schildvulkane.
Der Fujiyama (3.776 Meter) in Japan ist einer der bekanntesten
Stratovulkane der Erde.
Stratovulkane sind mit weltweit 600 Stck der hufigste Vulkantyp.
Ihr Aussehen entspricht dem klassischen Bild eines Vulkans.
Charakteristisch hierfr sind viele Eruptionszyklen ber einen langen
Zeitraum. Aufgrund der intermediren bis sauren, und daher eher
zhflssigen Lava, wird um den Schlot ein steiler Kegel aufgebaut.
Bei Eruptionen eines Stratovulkans werden wegen ihrer hheren
Explosivitt mehr Pyroklastite
gebildet. Insbesondere die greren Frderprodukte, wie z.B.
Bomben, Blcke und grere Lapilli verteilen sich um den Krater und
bauen das Vulkanmassiv weiter aus.
Schlackenkegel gehren zu den hufigsten Vulkanen auf den
Kontinenten. Sie sind in ihrem Aussehen und ihrer Entstehung
vergleichbar mit den Stratovulkanen. Ihre Eruptionen sind jedoch
oft krzer und der Vulkan daher kleiner als ein Stratovulkan. Zwar
wird auch hier neben Pyroklastiten Lava gefrdert, doch werden die
Lavafetzen als Lavafontnen in die Luft geschleudert, die beim
Auftreffen auf dem Boden oft schon erkaltet oder teilweise erkaltet
sind.
Aschekegel und Maare entstehen, wenn (Grund-) Wasser in die
Magmakammer eindringt. Durch den entstandenen Wasserdampf baut sich
ein gewaltiger Druck auf, der beim Ausbruch des Vulkans die Fllung
des Frderschlotes zertrmmert. Dabei entstehen Lockerprodukte wie
Bimsstein, die sich nahe des Kraters ablagern und einen Aschekegel
bilden. Wenn der Druck gro genug ist, wird der Schlot bis unter den
Grundwasserspiegel gerumt, so dass sich der Krater nach dem
Ausbruch mit Wasser fllt. Dieser mit Wasser gefllte Krater wird
dann als Maar bezeichnet. Lava wird bei Aschekegeln und Maaren
keine gefrdert.
Calderen (span. Kessel) sind spezielle vulkanische
Erscheinungsformen, deren Bildung bei jeder Art von Zentralvulkanen
mglich ist. Sie knnen auf zwei unterschiedliche Weisen entstehen:
Zum einen kann eine gewaltige Explosion den Vulkangipfel sprengen,
so dass nur der Rumpf brig bleibt. In dessen Mitte liegt dann ein
Vulkankessel - die Explosionscaldera. Eine andere, hufiger
vorkommende Entstehungsweise, ist die, dass nach einer Eruption mit
groen Lavamengen die Magmakammer weitgehend geleert ist, sie die
darber liegende Last aber nicht tragen kann. Ein Teil des Vulkans
bricht dann in den Hohlraum ein, und zurck bleibt ein Vulkankessel
mit gigantischen Ausmaen. Calderen knnen bis zu 1.000m tief sein
und einen Durchmesser von wenigen Kilometern bis 100Kilometern
haben. Eine Grostadt wie Berlin knnte hier also Platz finden. Nach
einigen Hundert Jahren kann in die zusammengestrzte Magmakammer
erneut frisches Magma flieen, so dass sich der Boden der Caldera
aufwlbt. Eine neue Eruption steht dann mglicherweise bevor.
Generell muss bei Vulkanausbrchen auch unterschieden werden, ob
die Eruption submarin, subglazial oder subaerisch stattfindet. Die
Gestalt des Vulkans hngt nmlich auch davon ab, mit welchem Material
die Lava beim Austritt zusammentrifft bzw. wie schnell sie abkhlt.
So sind fr Island beispielsweise so genannte Tafelberge und
Palagonitrcken kennzeichnend, die whrend der Glaziale des Pleistozn
durch Vulkanausbrche unter dem Eis entstanden.
2.5.3. Weitere vulkanische Erscheinungen
2.5.3.1. LahareLahare - das sind reiende Schlamm- und
Schuttstrme - gehren zu den gefrchtetsten vulkanischen Gefahren.
Sie entstehen, wenn sich Pyroklastite mit Flssigkeiten vermischen,
beispielsweise mit dem Wasser eines Kratersees, einem Fluss oder
geschmolzenem Schnee bzw. Gletschereis. Lahare knnen riesige
Eisblcke ber viele Kilometer transportieren. Die grte
Katastrophe in jngster Zeit ereignete sich im Jahr 1985 in
Kolumbien, bei der der Vulkan Nevado del Ruiz Eis zum Schmelzen
brachte und die Lahare die Stadt Armero unter sich begruben. ber
25.000 Menschen kamen dadurch ums Leben.
Lahare, die durch geschmolzenes Gletschereis hervorgerufen
werden, bezeichnet man auch als Gletscherlauf. Dieses Phnomen ist
hufig in Island zu beobachten.
Pyroklastischer Strom
2.5.3.2 Pyroklastische Strme
Pyroklastische Strme, auch Glutwolken oder Glutlawinen genannt,
gehren ebenfalls zu den uerst gefhrlichen vulkanischen
Erscheinungsformen. Sie entstehen, wenn sich stark mit Aschen,
Staub und Gasen beladene Erupionswolken aufgrund ihrer hohen Dichte
nicht in die Atmosphre erheben, sondern lediglich ber den
Kraterrand berschwappen. Mit 100 bis 500Stundenkilometern rasen die
mehrere hundert Grad heien Glutwolken dann die Bergflanken
hinunter. Die in dem Gemisch vorhandenen Gase drngen stndig aus der
Wolke heraus und dehnen sich aus. Dadurch erhalten pyroklastische
Strme ihre enorme Mobilitt.
2.5.3.3 Vulkanische ExhalationenFumaroren sind Stellen im Boden,
aus denen Gase - insbesondere Wasserdampf - austritt. Durch die
hohen Temperaturen (200-800 C) setzen sich die Gase an den
Austrittstellen ab und bilden bunt gefrbte Substanzen.
Solfataren haben eine geringere Temperatur (100-250C) als
Fumaroren und die austretenden Gase enthalten einen hheren Anteil
an Schwefelverbindungen. Solfatarenfelder sind daher von einer
gelb-rtlichen Frbung geprgt.
Heie Quellen und Geysire entstehen durch die Erhitzung von
zirkulierendem Grundwasser unter der Erdoberflche.
Als Mofetten bezeichnet man Exhalationen von Kohlendioxid mit
Temperaturen unter 100C. Sie knnen auch in Gebieten mit erloschenen
Vulkanen auftreten. Unter Umstnden lst sich die Kohlensure auch in
aufsteigendem Grundwasser. In Deutschland sind solche Exhalationen
insbesondere aus der Gegen des Laacher Sees in der Eifel
bekannt.
2.6 Erdbeben
2.6.1 Entstehung von Erdbeben
Als Erdbeben bezeichnet man Erschtterungen bzw. Schwingungen des
Untergrundes. Sie entstehen, wenn Spannungen, die sich ber Jahre
hinweg durch Gesteinsdeformationen aufgebaut haben, innerhalb
kurzer Zeit freigesetzt werden. Die jeweiligen Krustenblcke
verschieben sich bei dieser Entspannung" ruckartig. Erdbeben treten
insbesondere an den Plattengrenzen im Bereich der Kruste und des
Oberen Mantels auf, wobei sie an divergierenden Plattengrenzen
durch Zugspannungen und an konvergierenden Plattengrenzen durch
Druckspannungen gekennzeichnet sind. Jene Erdste an
Transformstrungen entstehen aufgrund der sich seitwrts reibenden
Platten. Eine solche Bewegung demonstrieren die nachfolgenden
Abbildungen. Das Foto entstand nach einem schweren Erdbeben in San
Francisco im Jahre 1906. Der Zaun zeigt einen Versatzbetrag von
fast drei Metern
Abbildung: Bewegung an der San-Andreas-Strung im Jahre 1906
Die Sprungweite der Verschiebungen kann bei solchen
Transformstrungen zwischen wenigen Millimetern bis zu mehreren
Metern variieren.
Jener Punkt in der Erdkruste bzw. des Oberen Mantels, an dem die
Bewegung der Verschiebung beginnt, wird als Erdbebenherd oder
Hypozentrum bezeichnet. Das so genannte Epizentrum gekennzeichnet
den geographischen Ort an der Erdoberflche, der ber dem Herd
liegt.
Abbildung: Verteilung von Erdbeben weltweit (rote Punkte)
2.6.2 Seismische Wellen
Die bei Erdbeben verursachten Bodenschwingungen werden auch als
Seismische Wellen bezeichnet. Solche Wellen werden nicht nur bei
Erdbeben, sondern auch bei Explosionen freigesetzt. Seismische
Wellen sind vergleichbar mit den Wasserwellen, die entstehen, wenn
ein Stein in einen Teich fllt. In hnlicher Weise breitet sich auch
die Energie in Form von Schwingungen in der Erde aus. In der
Geologie unterscheidet man grundstzlich zwischen Raum- und
Oberflchenwellen. Whrend sich Oberflchenwellen hnlich der
Wasserwellen im Teich nur entlang der Erdoberflche ausbreiten,
verlaufen Raumwellen auch durch das Erdinnere.
2.6.2.1Raumwellen
Die Raumwellen werden nochmals in Primrwellen (P-Wellen) und
Sekundrwellen (S-Wellen) untergliedert. P-Wellen breiten sich mit
einer Geschwindigkeit von bis zu fnf Kilometern pro Sekunde durch
Gestein, Flssigkeiten und quasi-flssige Teile des Erdinneren aus.
Sie sind damit schneller als Schallwellen in der Luft, ihre Art der
Bewegung ist jedoch die gleiche. Die Teilchen im Boden werden
geschoben und gezogen, wobei die Bewegung in Ausbreitungsrichtung
der Welle erfolgt. Manche Tiere sind sogar in der Lage, solche
P-Wellen zu hren und knnen sich entsprechend frh auf die
Erschtterungen vorbereiten. Die S-Wellen breiten sich etwa mit der
halben Geschwindigkeit der P-Wellen aus und treffen bei einem
Erdbeben demnach sehr viel spter am Ort der Erschtterung ein. Sie
bewegen den Boden quer zur Ausbreitungsrichtung und setzen sich
nicht in Flssigkeiten fort.
Um das Epizentrum eines Erdbebens zu lokalisieren, werden P- und
S-Wellen gemessen. Aufgrund des Zeitunterschiedes zwischen dem
Eintreffen der P-Wellen und der langsameren S-Wellen, lsst sich der
Ort und die zurckgelegte Entfernung bestimmen. Hierfr werden drei
oder mehr Messstationen bentigt. Das Verfahren gleicht dem
Vorgehen, mit demdie Entfernung eines Gewitters abgeschtzt werden
kann. Das Aufleuchten des Blitzes bzw. das Eintreffen des Lichts
beim Beobachter entspricht den P-Wellen. Der Donner bzw. das
Eintreffen des Schalls beim Beobachter entspricht den S-Wellen.
2.6.2.2Oberflchenwellen
Auch die Oberflchenwellen werden in zwei verschiedene seismische
Ausbreitungsbewegungen unterschieden. Eine davon sind die
Love-Wellen, benannt nach dem Britischen Mathematiker A.E.H. Love.
Er hatte zum ersten Mal ein mathematisches Model fr diese Wellen
aufgestellt. Love-Wellen erfolgen horizontal und breiten sich
langsamer aus als S-Wellen. Rayleigh-Wellen, benannt nach Lord
Rayleigh, der diese Art von Wellen in der Mitte des 19.
Jahrhunderts bereits mathematisch vorausgesagt hatte, obwohl sie
noch nicht beobachtet waren, sind die zweite Art von
Oberflchenwellen. Bei dieser Wellenform erfolgt eine rollende
Bewegung in elliptischen Bgen, hnlich der Bewegung von
Meereswellen. Der Boden bewegt sich dabei auf und ab sowie hin und
her in Ausbreitungsrichtung der Welle. Der grte Teil der
Erschtterungen eines Erdbeben stammt von diesen
Rayleigh-Wellen.
2.6.3Messung von Erdbeben
Das wichtigste Instrument zur Messung von Erdbeben ist der
Seismograph. Dieses Gert kann man sich als eine mehr oder weniger
schweren Masse vorstellen, die vom Erdboden weitgehend isoliert
ist. Dadurch knnen die Schwingungen des Untergrundes mit Hilfe
einer Schreibspitze auf einem am Boden verbundenen Registrierpapier
aufgezeichnet werden. Eine solche Aufzeichnung wird als Seismogramm
bezeichnet.
Abbildung: Seismogramm
Wie bei jeder Messung wird auch bei der Beschreibung der
Erdbebenstrke eine Maeinheit bentigt. Daher entwickelte der
kalifornische Seismologe Charles Richter im Jahre 1935 ein
Verfahren. Von Haus aus Astronom, orientierte sich Charles Richter
an den Grenklassen bzw. Magnituden, mit deren Hilfe die
Helligkeiten von Sternen beschrieben werden. Analog entwickelte
Richter eine Erdbebenmagnitude als Ma fr die Strke eines Bebens.
Diese Maeinheit findet bis heute Verwendung und ist jedermann aus
den Nachrichten ber Erdbeben bekannt: die Richter-Magnitude oder
auch der Wert auf der Richter-Skala.
The diagram below demonstrates how to use Richter's original
method to measure a seismogram for a magnitude estimate in Southern
California:
Richter magnitudesDescriptionEarthquake effectsFrequency of
occurrence
Less than 2.0MicroMicroearthquakes, not felt.About 8,000 per
day
2.0-2.9MinorGenerally not felt, but recorded.About 1,000 per
day
3.0-3.9Often felt, but rarely causes damage.49,000 per year
(est.)
4.0-4.9LightNoticeable shaking of indoor items, rattling noises.
Significant damage unlikely.6,200 per year (est.)
5.0-5.9ModerateCan cause major damage to poorly constructed
buildings over small regions. At most slight damage to
well-designed buildings.800 per year
6.0-6.9StrongCan be destructive in areas up to about 160
kilometres (100mi) across in populated areas.120 per year
7.0-7.9MajorCan cause serious damage over larger areas.18 per
year
8.0-8.9GreatCan cause serious damage in areas several hundred
miles across.1 per year
9.0-9.9Devastating in areas several thousand miles across.1 per
20 years
10.0+EpicNever recorded; see below for equivalent seismic energy
yield.Extremely rare (Unknown)
(Based on U.S. Geological Survey documents.)[5]
Erdbebenschden an einer Strae
Als Grundlage fr die Berechnung dient die strkste Bodenbewegung
eines Bebens, die durch seismische Wellen verursacht wurden, also
der maximalen Amplitude. In dem oben abgebildeten Seismogramm hat
diese einen Wert von 23.9 cm/sec. Da sich Erdbebenstrken ber einen
sehr weiten Bereich erstrecken, war es fr Richter erforderlich,
seine Skala zu komprimieren und damit bersichtlich zu halten. Dies
wurde mglich, indem er eine logarithmische Skala whlte. Das
bedeutet, dass die Richterskala also nicht metrischen Charakters
ist, sondern lediglich ordinal verwendet werden kann. Zwei
Erdbeben, deren Bodenbewegung um den Faktor 10 voneinander
abweichen, unterscheiden sich um den Betrag 1 auf der
Richter-Magnitude. Die Bodenbewegungen eines Erdbebens mit einem
Wert 4 auf der Richterskala sind damit also zehnmal strker, als die
eines Beben der Strke 3.
3. Exogene Prozesse
3.1Verwitterung, Erosion und Sedimentation
Die Vorgnge, die Gesteine im Laufe der Zeit zerstren, bezeichnet
man als Verwitterung. Drei Arten der Verwitterung sind zu
unterschieden:
Bei der biologischen Verwitterung werden von Kleinstlebewesen
u.a. Lcher in das Gestein gefressen. An diesen Stellen knnen Wind
und Wasser leichter angreifen als an einer glatten Oberflche. Diese
Art der Verwitterung spielt aber bei der Zersetzung von Gesteinen
nur eine untergeordnete Rolle und kann daher an dieser Stelle
vernachlssigt werden
Bei der chemischen Verwitterung reagieren die im Gestein
vorhandenen Mineralien mit Luft und Wasser. Einige Mineralien
verbinden sich mit Wasser und Bestandteilen der Luft, andere gehen
in Lsung.
Die physikalische Verwitterung spielt die grte Rolle bei der
Zerstrung von Gesteinen. Sie beruht auf mechanischen Prozessen, die
das Gestein auflockern und zertrmmern. Dies geschieht
beispielsweise durch Klte, die das Gestein sprengt.
Als Erosion bezeichnet man alle Vorgnge, durch die verwittertes
und aufgelockertes Gestein abtransportiert werden, wie
beispielsweise durch Wasser, Wind oder Gletscher. Das
transportierte Material kann whrend seines Transports in seiner Gre
und Form weiter verndert werden und unterliegt somit einer weiteren
Verwitterung. Ist der Transport beendet - dies ist in der Regel auf
dem Ozeanboden der Fall - schichtet sich das verwitterte Gestein
auf und bildet so die Sedimentschichten, die sich verfestigen und
somit neue Gesteinsarten bilden.
Auf die Erosion und den Transport von Sedimenten durch Flsse und
Gletscher wird in diesem Kapitel nher eingegangen.
3.2Massenbewegungen
Bei Massenbewegung denkt man oft als erstes an einen Erdrutsch.
Geologisch gesehen sind Massenbewegungen aber Gleit-, Fluss-, oder
Sturzbewegungen groer Mengen von Material hangabwrts. Sie knnen so
langsam ablaufen, dass man sie nicht direkt wahrnimmt, oder aber in
einer sehr hohen Geschwindigkeit erfolgen. Es gibt drei wichtige
Faktoren, die fr die Anflligkeit des Materials zur Bewegung
hangabwrts eine Rolle spielen. Zum einen die Neigung und
Instabilitt des Hanges, zum anderen die Art des Ausgangsmaterials
und schlielich der Wassergehalt des Materials.
Vorherrschendes MaterialArt der BewegungGeschwindigkeit
langsam < 1cm/Jahrmig >1 km/hschnell >5 km/h
Festgestein
flieend
Steinlawine
gleitend oder strzend
Bergrutsch
Bergrutsch, Bergsturz
Lockermaterial
flieend
Bodenkriechen, Bodenflieen, Schuttstrom
Schlammstrom, Bodenflieen, Schuttstrom
Schlammstrom, Schuttlawine
gleitend oder strzend
Rutschung
Schuttrutschung, Rutschung
Schuttrutschung
Tabelle: Massenbewegungen
3.3Der Kreislauf des Wassers
Die Erforschung des Wasserhaushalts der Erde wird in der
Wissenschaft als Hydrologie bezeichnet. Sie ist ein wichtiges
Teilgebiet der Geologie, da Wasser wesentlich zur Verwitterung und
Erosion beitrgt sowie als Transportmittel dient und nicht zuletzt
eine der wichtigsten Voraussetzungen fr das Leben auf der Erde
darstellt. Der Wasservorrat der Erde betrgt etwa 1 ,36 Milliarden
Kubikkilometer. Diese Masse ist stndig in allen denkbaren
Aggregatzustnden in Bewegung. Die folgende Tabelle zeigt, wie sich
das Wasser auf die Wasserspeicher der Erde verteilt.
Meere
1,35 x 109 cbkm
(97,3 %)
Gletscher und polare Eismassen
2,9 x 107cbkm
(2,1 %)
Grundwasserleiter
8,4 x 106cbkm
(0,6 %)
Seen und Flsse
2 x 105 cbkm
(0,01 %)
Atmosphre
1,3 x 104cbkm
(0,001 %)
Biosphre
6 x 102 cbkm
(4 x 10-5 %)
Tabelle: WasserkreislaufEin Teil des Niederschlags, gelangt
durch Versickerung (Infiltration) in den Untergrund und bewegt sich
als Grundwasser unter der Erde. Ein anderer Teil wird von den
Wurzeln der Pflanzen aufgenommen und geht ber die Bltter als
Wasserdampf in die Atmosphre ber (Transpiration). Ein anderer Teil
des Niederschlags verdunstet (Evaporation). Die gesamte Menge des
Niederschlags, die wieder an die Atmosphre zurckgegeben wird,
bezeichnet man als Evatranspiration. Der restliche Teil des
Niederschlags fliet an der Erdoberflche ab und bewegt sich in
Richtung Meer. Wie die folgende Tabelle zeigt, finden die meisten
Niederschlge ber dem Meer statt.
Festland: Niederschlag 111
Abfluss -40
Verdunstung -71
Meer:Niederschlag 385
Zufluss 40
Verdunstung -425
Tabelle: Niederschlge. Alle Angaben in 1.000 km p.a.
3.4Flsse
Jede Flssigkeit fliet, abhngig von ihrer Geschwindigkeit, ihrer
Viskositt und ihrer Fliegeometrie, entweder laminar oder turbulent.
Im Falle eines laminaren Flieens bewegen sich die Stromlinien
parallel, also ohne sich zu durchmischen. Ein Beispiel fr laminares
Flieen ist die langsame Bewegung von dickflssigem l oder Honig. Ein
turbulentes Flieen kommt aufgrund von sich gegenseitig
beeinflussenden Stromlinien zustande und verstrkt sich bei
zunehmender Geschwindigkeit und hherer Temperatur. Dabei bilden
sich Wirbel und Strudel. Eine Turbulenze ist also ein Ma fr die
Unregelmigkeit von Stromlinien.
Das turbulente Flieen ist kennzeichnend fr die meisten Flsse und
Ursache fr den Sedimenttransport. Der Art des Transports von
Sedimenten ist von der Sinkgeschwindigkeit des mitgefhrten
Materials abhngig und erfolgt grob gegliedert auf drei
unterschiedliche Weisen:
Suspension: Aufgrund der Strmung werden kleine Teilchen
schwebend durch das Wasser transportiert. Zu dem schwebenden
Material zhlen in der Regel kleine Krner der Silt- und
Tonfraktion.
Saltation: Durch stndiges Aufwirbeln werden grere Krner
sprungweise durch das Flussbett transportiert. Dies ist
beispielsweise bei Sand der Fall.
Bodenfracht: Durch Rollen und Schieben an der Sohle des
Flussbettes kann auch Gerll transportiert werden.
Grundstzlich gilt: Je strker eine Strmung ist, desto grer kann
die Suspension-, Saltations- und Bodenfracht sein. Bei dieser Art
des Transports von Sedimenten wird eine enorme Erosionsarbeit
geleistet. Insbesondere das Kollidieren von Frachtmaterial mit
Hindernissen und das damit verbundene Abschaben trgt zur Erosion
bei (Abrasion).
Ein Ma fr die Strke eines Flusses ist der Abfluss. Er bezeichnet
die Wassermenge, die in einer bestimmten Zeiteinheit durch den
Flussquerschnitt strmt. Der Abfluss wird gewhnlich in Kubikmetern
pro Sekunde angegeben. (Abfluss = Querschnitt x
Geschwindigkeit)
Die folgende Tabelle zeigt die Wasserfhrung einiger groer Flsse
an ihren jeweiligenMndungen, dem Flussdelta:
Flussname, KontinentWasserfhrung (m/s)
Amazonas, Sdamerika
175.000
Rio de la Plata, Sdamerika
79.300
Kongo, Afrika
39.600
Jangtsekiang, Asien
21.800
Brahmaputra, Asien
19.800
Ganges, Asien
18.700
Mississippi, Nordamerika
17.500
Wolga, Europa
8.060
Rhein, Europa
2.330
Tabelle: Wasserfhrung groer Flsse in ihrem Delta
3.5Gletscher
Fjordlandschaft in Sd-Grnland
Auch Gletscher tragen in groem Mae zur Erosion bei. Durch ihre
gewaltige Masse und ihre flieende Bewegung kann ein Gletscher im
Gegensatz zu dem Wind und den Flssen auch grere Gerllmassen
problemlos transportieren. Der Grund fr die flieende Bewegung liegt
in erster Linie darin, dass der Druck im unteren Bereich des
Gletschers so hoch ist, dass das Wasser trotz der Klte nicht in den
festen Aggregatzustand kommt. Das darber liegende Eis gleitet also
auf einem Wasserfilm. Das gleiche Prinzip gilt brigens auch beim
Eislaufen. Das Krpergewicht bt einen so groen Druck auf das Eis
unter den schmalen Kufen aus, dass dieses flssig wird und wir
problemlos auf diesem Wasserfilm ber das Eis gleiten knnen.
Grundstzlich lassen sich Gletscher in zwei Typen einteilen:
Talgletscher flieen Berghnge hinab und transportieren enorme Mengen
Schutt talwrts. Inlandeis hingegen ist eine dicke Eisdecke, die
sich nicht oder nur sehr langsam bewegt und ganze Gebirge unter
sich begrbt. Lediglich einzelne sehr hohe Bergspitzen ragen aus dem
Eis hervor. Beispiele fr Inlandeis sind die gigantischen Eiskappen
der Antarktis und Grnlands. Aber auch in Island finden wir mchtige
Plateaugletscher, die weite Teile der Insel unter sich
begraben.
In der Geologie kann ein Stck Eis auch als eine Art Gestein
betrachtet werden, das aus kristallinen Krnern des Minerals Eis
besteht. Wie wir gleich noch sehen werden, entsteht Gletschereis
durch die berdeckung von Firn mit Schnee. Der Schnee stellt also
eine Art Sediment dar, whrend das Eis durch Schichtung zu einem
Sedimentgestein heranwchst.
Ein Gletscher entsteht, wenn der im Winter gefallene Schnee im
Sommer nicht vollstndig schmilzt und sich im nchsten Winter neue
Niederschlge darber setzen. Bei Schneeflocken, die am Boden altern,
kommt es zum Abbau der Kristalle und gleichkrnige Aggregate werden
gebildet. Whrend dieser Umwandlung geht der Schnee in eine dichtere
und krnige Form ber. Da stets neuer Schnee ber den lteren fllt,
nimmt dieser eine immer dichtere Form an, die als Altschnee bzw.
Firn bezeichnet wird. Durch die weitere berdeckung mit Neuschnee,
die fortlaufende Alterung und die Rekristallisierung der Krner,
verkittet die Masse und wird schlielich zu festem Gletschereis.
Die jhrlich hinzukommende Schneemenge wird als Akkumulation
bezeichnet. Hierbei werden jegliche berreste aus der Vergangenheit
im Gletscher eingeschlossen - sei es die Asche eines
Vulkanausbruchs oder auch Lebewesen, die in ihrer ursprnglichen
Gestalt im Eis erhalten bleiben. Aber auch Luftblasen sind im
Gletschereis vorhanden. Durch eine chemische Analyse konnte man
beispielsweise erfahren, dass whrend der letzten greren Vereisung
der Pole der Kohlendioxidgehalt der Atmosphre niedriger war als
heute. Gletscher gelten daher als eine Art Klimaarchiv der
Erde.
Seine Eismassen verliert ein Gletscher durch Schmelzen und
Kalben. In sehr kalten Regionen verliert er aber auch Eis durch
Sublimation, d.h. durch den direkten bergang vom festen in
gasfrmigen Aggregatzustand - eine besondere Art der Verdunstung.
Die jhrliche Abnahme von Schnee und Eis wird Ablation genannt. Das
heit also, solange ber einen langen Zeitraum Akkumulation grer oder
gleich der Ablation ist, ist die Existenz des Gletschers
gesichert.
3.6Das Meer: Wellen und Gezeiten
Brandung and der Sdkste Islands
Auch das Meer spielt in der Geologie eine zentrale Rolle. Denn
hier sammeln sich enorme Mengen Sedimentmaterial, das durch
submarine Rutschungen und Strmungen bis tief in den Ozean befrdert
wird und gigantische chemische und biogene Ablagerungen bildet.
Zudem frdern submarine heie Quellen Lsungen mit einem hohen Gehalt
chemischer Substanzen. Trotzdem weist Meerwasser in seiner
Zusammensetzung durchschnittlich berall einen gleichen Salzgehalt
auf.
Seine Rnder formt das Meer selbst - in Wechselwirkung mit der
Tektonik - durch Wellen und Gezeitenschwankungen. Wellen entstehen
durch die tangentiale Schubkraft des Windes. Jedoch transportieren
Wellen kein Wasser, sondern sie befrdern nur Energie.
Strandurlauber kennen das: Ein in den Wellen tanzendes Treibholz
bewegt sich erst mit der Welle hoch und ein wenig vorwrts. Ist die
Welle durchgelaufen, bewegt es sich wieder nach unten und zurck.
Dieser Transport von Energie ist hnlich einer La Ola-Welle im
Fuballstadion, bei der jeder Zuschauer an seinem Platz bleibt.
Nicht der Zuschauer wandert, sondern das Aufstehen. Der sich
setzende Zuschauer bewirkt, dass sich sein Nachbar erhebt. Bei
Oberflchenwellen im Meer stt ein Wassermolekl an das nchste und
bewirkt den Transport einer ursprnglichen Kraft, die die Molekhle
in Bewegung gesetzt hat, wie beispielsweise der oben erwhnten
Schubkraft des Windes. In den Brandungszonen werden die Wellen
gebrochen. Dies fhrt zu Kstenlngsstrmungen und Kstenversetzungen,
d.h. Sand wird entlang der Kste verfrachtet, wodurch Sandstrnde
entstehen knnen.
Eine weitere Energie, die Wellen entstehen lsst sind
Hangrutschungen im Kstenbereich oder Seebeben am Grund des Ozeans.
Nach einem dieser Krafteinwirkungen auf das Wasser breiten sich
ringfrmig Wellen mit der Geschwindigkeit eines Flugzeugs aus.
Besatzungen von Schiffen auf hoher See fallen diese Wellen in der
Regel nicht auf, denn die Wellenlnge - also die Strecke von einem
Kamm zum nchsten - kann einige Hundert bis Tausend Kilometer lang
sein. Die mit der Welle verbundene Bewegung zieht sich ber viele
Minuten hin und bleibt unbemerkt. Erst in Kstennhe wird die Welle
gestaucht und die Bewegungsenergie wandelt bewirkt eine sich
auftrmenden Wasserwand. Diese Riesenwellen werden Tsnunami (jap.:
"groe Hafenwelle") genannt.
Kstenverlufe werden auch durch Gezeitenschwankungen verndert.
Die Anziehungskraft des Mondes bewirkt zwei gewaltige Flutberge,
unter denen sich die Erde in 24 Stunden einmal hinwegdreht. Die
Wassermassen verteilen sich je nach Form von Kste und Meeresboden
ganz unterschiedlich. In einigen Gegenden, wie beispielsweise an
der franzsischen Atlantikkste, steigen die Gezeitenwellen nach dem
Niedrigwasser bis zu 14 Meter hoch, whrend sie in der Ostsee kaum
zu messen sind. Die Gezeitenschwankungen sind Ursache der
Sedimentation auf den Wattflchen.
Die Rnder der Kontinente bestehen aus dem flachen
Kontinentalschelf, dem meist etwas steiler abfallenden
Kontinentalhang und dem, aus Sedimenten bestehenden, flachen
Kontinentalfu. Letzterer erstreckt sich bis in die Tiefseeebenen
weit drauen im Ozean. Ihre tiefste Stelle haben die Meere in den
Tiefseerinnen, die an Subduktionszonen liegen. Sie knnen bis zu 15
Kilometer tief sein.
Geologie
Gesteinsklassifikation
Nach ihrer Bildungsart werden drei Gesteinsgruppen
unterschieden: Magmatite (Erstarrungsgesteine, Magmatische
Gesteine) entstehen durch die Erstarrung heier natrlicher Schmelzen
in oder auf der Erdkruste. Sedimentite (Ablagerungsgesteine,
Sedimentgesteine) sind mechanische oder chemische Abstze aus Wasser
oder Luft. Metamorphite (Umwandlungsgesteine, Metamorphe Gesteine)
entstehen aus den Gesteinen der beiden vorgenannten Gruppen durch
mechanische und physiko-chemische Umwandlung, wobei der
Mineralbestand durch Um- oder Neukristallisation mehr oder weniger
stark verndert werden kann.
Kreislauf der Gesteine
Die drei Gesteinsgruppen stehen ber den Kreislauf der Gesteine
miteinander in Beziehung. In diesem Kreislauf gehen die einzelnen
Gesteinstypen unter Einwirkung verschiedener Ursachen in einander
ber.
Gesteinsklassifikation
Magmatite
Magmatische Gesteine (Magmatite, engl. igneous rocks) sind (im
wesentlichen) Kristallisationsprodukte aus einer natrlichen
glutheien silikatischen Schmelze, dem sogenannten Magma. Es kommen
gelegentlich auch karbonatische oder sulfidische Schmelzen in der
Natur vor.Da die Schmelzen der Magmatite aus tieferen Teilen der
Erdkruste oder des Oberen Erdmantels nach oben gelangen, spricht
man auch von Eruptivgesteinen.
Nach ihrer geologischen Stellung (siehe: Zuordnung nach der
geologischen Stellung) werden Magmatite in 3 Gruppen eingeteilt:
Plutonite / Tiefengesteine Vulkanite / vulkanische Gesteine
vulkanische Glsser Pyroklastika / pyroklastische Gesteine
vulkanische Aschen vulkanische Tuffe Ganggesteine
Des weiteren erfolgt eine Zuordnung nach dem Gefge.
Fr die Klassifikation der Magmatite erfolgt ist der
Mineralbestand entscheidend.
Beispiele magmatischer Gesteine
BasaltGabbroGranitPeridotitSedimentite
Es wird unterschieden zwischen klastischen Sedimenten bzw.
Sedimentgesteinen, die durch mechanische Anhufung von Fragmenten
und Einzelkrnern entstanden sind, und chemischen (sowie
biochemischen) Sedimenten bzw. Sedimentgesteinen, die aus
anorganischen (oder organischen) Lsungen ausgefllt wurden. Dabei
enthalten klastische Sedimente meistens auch chemisch gefllte
Substanzen und die chemischen Sedimente ihrerseits ebenso etwas
klastisches Material.Die klastischen Sedimente (d.h.
Trmmersedimente) bzw. Sedimentgesteine werden nach ihrer Korngre
gegliedert in:Psephite > 2 mmPsammite 2 - 0,02 mmPelite <
0,02 mmIn Abb. 1 ist die im deutschen Sprachraum bliche weitere
Untergliederung und Benennung fr den technischen Gebrauch
eingetragen. International verbreitet ist die Skala nach
WENTWORTH.
Abb. 1 - Klassifikation der Sedimente nach Korngrsse (in mm bzw.
PhiGrad)
Es schlieen ein:Psephite: Rundschotter - verfestigt als
Konglomerate Schutt - verfestigt als BreccienPsammite: Sand -
verfestigt als Sandsteine und Arkosen GrauwackenPelite:
HYPERLINK "http://www.geologieinfo.de/gesteine/pelite-ton.html"
\o "Ton" Tone und Mergel - verfestigt als schiefrige Tonsteine,
mergelige TonsteineDie chemischen Sedimente werden im wesentlichen
nach ihrem Chemismus bzw. Stoffbestand unterteilt. Hier bestehen
teilweise berschneidungen mit biochemischen und organogenen
Sedimenten, so bei den Kalksteinen, mentren Eisenerzen und
Phosphatgesteinen, etwas weniger bei Kieselschiefern, sedimentren
Kieslagern. Ausschlielich reine chemische Sedimente stellen die
Evaporite (z.B. Salzgesteine) dar. Bei den Kohlengesteinen und
lschiefern bestehen Beziehungen zu den klastischen Sedimenten.
Das Gefge der Sedimente und Sedimentgesteine
Das am meisten hervortretende Gefgemerkmal der Sedimente und
Sedimentgesteine ist die Schichtung, deshalb auch der Name
Schichtgesteine. Es handelt sich um eine vertikale Gliederung im
Sediment, die durch Materialwechsel verursacht wird. Die Schichtung
ist das Ergebnis von Schwankungen in der Materialzufuhr, die z.B.
jahreszeitlich bedingt sein kann, wie beim glazialen Bnderton. Bei
den chemischen Sedimenten kommt Bnderung durch rhythmische Fllung
zustande. Ungeschichte sind allerdings organische Riffkalke,
glaziale Schotter, hufig Breccien oder Konglomerate, mitunter
massige Sandsteine.Bei psammitischen Sedimenten kann es sowohl
durch Wasser- als auch durch Windeinwirkung zu einer welligen
Ausbildung der Sedimentoberflche kommen. Die Strmungsrippeln sind
einseitig, die sogenannten Oszillationsrippeln durch das Vor und
Zurck der Wellenbewegung symmetrisch angelegt. Bei wechselnder
Strmungsrichtung zeigt das Sediment im Querschnitt Kreuzschichtung,
die auch hufig bei Strmungswechsel im Fludelta beobachtet wird.
Metamorphite
Metamorphe Gesteine oder Metamorphite sind Produkte der
Gesteinsmetamorphose. Unter Gesteinsmetamorphose versteht man die
Umwandlung eines Gesteins unter sich ndernden physikalischen und
chemischen Bedingungen. Diese Vernderung vollzieht sich durch
Umkristallisation mit oder ohne Verformung des Gesteinsgefges und
unter wesentlicher Beibehaltung des festen Zustands. Bei
hochgradiger Metamorphose kann es dabei zu einer teilweisen
Aufschmelzung des Gesteins kommen (Anatexis). Dabei knnen
magmatische, sedimentre oder (bereits) metamorphe Gesteine einer
Gesteinsmetamorphose unterliegen. Kann man bei einem metamorphen
Gestein mehrere verschiedene Metamorphoseakte nachweisen, so liegt
eine Polymetamorphose vor.Konventionsgem gehren nur diejenigen
Umwandlungsvorgnge zur Metamorphose, die in einer gewissen Tiefe
unterhalb der Erdoberflche stattfinden. Verwitterungsvorgnge und
Diagenese gehren deshalb nicht zur Metamorphose. Die Metamorphose
durch Impakteinwirkung auerirdischen Materials auf der Erdoberflche
kann als eine Ausnahme angesehen werden. Zu den Ausnahmen zhlt auch
die gelegentliche Hitzeeinwirkung eines Lavastroms auf Nebengestein
oder Nebengesteinseinschlsse.Kommt es bei hochgradiger Metamorphose
zur beginnenden Aussonderung von Schmelze im metamorphen Gestein,
so ist die Ultrametamorphose erreicht, das Grenzgebiet der
Entstehung von Magmen.
Bei der Metamorphose gibt es mehrere auslsende Faktoren. Die Art
und Grenordnung dieser Faktoren ist entscheidend fr die Art der
Gesteinsmetamorphose und der daraus hervorgehenden Metamorphite.
Die Zuordnung der Metamorphite erfolgt meist ber eine
Klassifikation der metamorphen Gesteine nach ihrer
Mineralfazies.weiteres hierzu: Auslsende Faktoren der Metamorphose
Arten der Metamorphose Zuordnungsprinzipien der metamorphen
Gesteine Klassifikation der metamorphen Gesteine nach ihrer
MineralfaziesAbgrenzung der Metamorphose von der Diagenese
Eine einheitliche Abgrenzung der Metamorphose von der Diagenese
ist nicht gegeben. Von einige Forschern wird der Beginn der
Metamorphose mit der Bildung von Mineralparagenesen abgegrenzt, die
im sedimanetren Milieu nicht entstehen knnen. VON ENGELHARDT mchte
das Ende der Diagenese mit dem fast vlligen Verschwinden der
Porositt gleichsetzen, weil dann die Mineralphasen nicht mehr ber
die Porenlsung reagieren knnen.Es ist nicht mglich, eine
allgemeingltige Temperaturgrenze fr den Beginn der Metamorphose
anzugeben. Bei den Salzgesteinen gibt es bereits bei etwa 80 C
Reaktionen, die den Mineralbestand so durchgreifend verndern, da
Salzspezialisten bereits hier von Metamorphose sprechen. Auch ist
zu erwarten, da in anderen Fllen die Temperaturgrenze
Diagenese/Metamorphose von Gestein zu Gestein unterschiedlich
angesetzt werden mte.Nach LIPPMANN wird die Metamorphose von der
Diagenese abgegrenzt durch das Kriterium einer weitgehenden
Annherung der metamorphen Gesteine an ein chemisches Gleichgewicht.
Es besteht zwar eine gewisse Tendenz zur Einstellung eines
Gleichgewichts unter den Mineralphasen bereits im Vorstadium der
Diagenese, doch reagieren die Silikate dabei auerordentlich trge.
Das ist darin begrndet, da die kinetische Hemmung auf dem Weg zum
chemischen Gleichgewicht fr die meisten Sedimentsysteme
auerordentlich gro sind. So enthalten Gesteine, die durch Diagenese
geprgt sind, oft mehr Minerale als nach der Phasenregel im
Gleichgewicht auftreten knnen. Demgegenber gengen die
Mineralparagenese der Metamorphose im allgemeinen der
GIBBS-Phasenregel.
