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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.

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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.

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Mineral Formel Ritzhärte(nach MOHS)

Bemerkungen

Talk Mg3[(OH)2/Si4O10] 1 mit Fingernagel ritzbarGips CaSO4 ⋅ 2 H2O 2 „ „ „Kalkspat CaCO3 3 mit Messer ritzbarFlußspat CaF2 4 „ „ „Apatit Ca5(F, Cl, OH)(PO4)3 5 „ „ „Feldspat KalSi3O8 6 Fensterglas wird geritztQuarz SiO2 7 „ „ „Topas Al2[F2/SiO4] 8 „ „ „Korund Al2O3 9 „ „ „Diamant C 10 „ „ „

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 12Kalifeldspat, Plagioklas 51Glimmer 5Amphibole, Pyroxene 16Olivin 3Tonminerale 4,6Kalkspat, Aragonit 1,5Dolomit 0,5Magnetit 1,5Übrige Minerale (Apatit, Granat u.a.) 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 NaAlSi3O8

Anorthit CaAl2Si2O8

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

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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 Gesteineinnerhalb der 16 km Zone der Lithosphäre (links) und an der Erdoberfläche (rechts).

Tab. 3: Die prozentuale und massenmäßige Häufigkeit der wichtigstenGesteinstypen in der Erdkruste.

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Magmatite Metamorphite SedimentiteQuarz Quarz Quarz, ChalcedonAlkalifeldspäte Alkalifeldspäte AlkalifeldspätePlagioklase SeicitFeldspatvertreter KaolinitMuskovit Pyroxene Montmorillonit

Amphibole ChloriteBiotit KalkspatOrthopyroxene Disthen DolomitKlinopyroxene Silimanit AnhydritAlkalipyroxene Andalusit GipsAmphibole Staurolith SteinsalzAlkaliamphibole Cordierit BauxitOlivin Zoisit, Epidot Apatit

Granate HämatitApatit Chlorite PyritZirkon ChloritoideMagnetit TalkIlmenit SerpentinTitanit Skapolith

RutilEisenglanz

Tab. 4: Wichtige gesteinsbildende Minerale in Magmatiten, Metamorphiten undSedimentiten.

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.

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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 dieentsprechenden Vulkanite zu den aufgeführten Plutoniten).

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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.

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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 als

Schrägschichtung bezeichnet (z.B. in Dünen).

Abb. 4: Lagerungsverhältnisse von Schichten: (A): söhlig, (B): flach, (C): steil,(D): saiger, (E): überkippt.

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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 metamorphemGrundgebirge, (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 Biofazies beschreibt den

Fossilieninhalt, die Lithofazies den petrographischen Aufbau.

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3.3) Metamorphe Gesteine

Unter Metamorphose versteht man die mineralogische Umbildung der Gesteine unter Druck-

und 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 Spalten

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

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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.

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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.

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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.