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Vorlesung im WS 2014/15
Einführung in die Geologie
Hans STEYRER
Einleitung
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Die Reste der Markthalle von Pozzuoli (Neapel), der „Tempel der Serapis“. Titelbild der ersten Ausgabe von Charles LYELLs „Principles of Geology“ (1830). In einigen späteren Ausgaben wurde die Figur des Philosophen links unten im Bild weggelassen.
Geologische Zeitrechnung und -messung
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Gliederung des Känozoikums Äon: Phanerozoikum (541–0 mya) Ära: Känozoikum (Erdneuzeit) (66–0 mya) Ära: Mesozoikum (Erdmittelalter) (252,2–66 mya) Ära: Paläozoikum (Erdaltertum) (541–252,2 mya) Das Känozoikum wird in folgende Systeme untergliedert (oben das jüngste, unten das älteste): Ära: Känozoikum (66–0 mya) System: Quartär (2,588–0 mya) System: Neogen (23,03–2,588 mya) System: Paläogen (66–23,03 mya) Das Känozoikum wurde früher in zwei Systeme unterteilt: In das Tertiär (mit den Serien Paläozän, Eozän, Oligozän, Miozän und Pliozän) und in das Quartär (Pleistozän und Holozän). Seit 2004 gilt eine Einteilung in drei Systeme: das Paläogen (mit Paläozän, Eozän und Oligozän) ist der älteste Zeitabschnitt, darauf folgt das Neogen (mit Miozän, Pliozän). Die Serien-Einteilung des jüngsten Systems des Känozoikums, des Quartärs, blieb unverändert, jedoch wird seit Juni 2009 das Gelasium in das Pleistozän als dessen unterste Stufe gestellt.
Die Geologische Zeitskala, zusammengstellt von den IUGS stratigraphy commissions. Beachten Sie die Ergänzung zum „Tertiär“ auf der nächsten Seite!
Geologische Zeitrechnung und -messung
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Die Bezeichnung Tertiär entstammt der Historischen Geologie und wurde 1760 von Giovanni Arduino eingeführt. Er unterschied in Oberitalien eine primäre (Basalte, Granite, Schiefer), eine sekundäre (fossile Kalkablagerungen) und eine tertiäre (jüngere Sedimentablagerungen) Epoche. Diese Dreiteilung diente ursprünglich nur zur Kennzeichnung unterschiedlicher Gesteinsformationen, wurde aber bald auch als zeitliches Raster verwendet. 1828 übernahm Charles Lyell diese Bezeichnung in sein eigenes, deutlich präziseres System. Er unterteilte das Tertiär anhand der prozentualen Anteile von fossilen Muschelschalenfunden in den jeweiligen Schichten in Eozän, Miozän, älteres und jüngeres Pliozän. Das Tertiär wurde im Jahr 2000 aus der von der Inte rnationalen Kommission für Stratigraphie herausgegebenen geologischen Zeitskala gestrichen. An die Stelle des Tertiärs traten das Paläogen (früher: Alttertiär) und das Neogen (früher: Jungtertiär) als Perioden in der Erdneuzeit (Känozoikum).
4.6 Milliarden Jahre Erdgeschichte – komprimiert auf einen 24-Stunden Tag
Geologische Zeitrechnung und -messung
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Als Eukaryoten oder Eukaryonten (Eucaryota) werden alle Lebewesen mit Zellkern und Cytoskelett zu-sammengefasst (Griechisch karyon = Kern, eu = gut).
Eukaryoten entwickeln sich immer aus zellkernhaltigen Ausgangszellen (Zygoten, Sporen).
Alle anderen zellulären Lebewesen, die keinen echten Zellkern besitzen, Archaeen (Archaea) und Bakterien (Bacteria), darunter die Cyanobakterien (Cyanobacteria), werden als Prokaryoten bezeichnet.
Diplomonaden (Lamblia) besitzen zwei separate
Zellkerne (Doppelkernigkeit)
Aufbau der Erde
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Aufbau der Erde
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Seismograph zur Registrierung einer horizontalen Komponente der Bewegung
Scherbruchhypothese zur Entstehung von Erdbeben: 2 Blöcke sind tektonischen Kräften ausgesetzt (stressed), Reibung an der Störungsfläche verhindert das Gleiten, auf beiden Seiten kommt es zur Deformation. Schließlich wird die Reibungs-blockade überwunden (released), es kommt zum Aufreißen an der Störungsfläche (=Bebenherd , das Epizentrum liegt direkt darüber an der Erdoberfläche).
Ermittlung des Epizentrums eines Erdbebens aus den Seismogrammen unterschiedlicher Erdbebenstationen. (Press & Siever 2008)
Aufbau der Erde
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Erdbebenwellen: a) und b) sind Raumwellen, c) und d) sind Oberflächenwellen
Aufbau der Erde
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Abb. rechts: Herdflächenlösungen von Erdbeben und ihre Darstellung im Kartenbild
Extension: Abschiebungen
Kompression: Aufschiebungen
Herdflächenlösungen von Erdbeben in Griechenland, der Ägäis und der westlichen Türkei zwischen 1900 und 1981.
Herdflächenlösungen von Erdbeben in Asien zwischen 1900 und 1987. Der Pfeil zeigt die Richtung der Relativbewegung zwischen der Indischen Platte und Asien
Entstehung eines Tsunamis: Erdbeben an Megaüberschiebungen lösen Tsunamis aus, die sich über ganze Ozeane hinweg ausbreiten können (Quelle: Pacific Marine Environmental Laboratory). Der Begriff Tsunami wurde durch japanische Fischer geprägt, die vom Fischfang zurückkehrten und im Hafen alles verwüstet vorfanden, obwohl sie auf offener See keine Welle gesehen oder gespürt hatten. Darum nannten sie die Wellen Tsu-nami, das heißt „Welle im Hafen".
Aufbau der Erde
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Minerale
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Die Kristallstruktur der Silikatmineralien (a)-(f), deren Systematik auf der unterschiedlichen Verknüpfung der Tetraeder beruht.
Minerale
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Die physikalischen Eigenschaften der Minerale und die Beziehung zu Chemismus und Kristallbau
Härteskala nach MOHS
Magmengenese
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Magmengenese
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Modell einer Subduktionszone und der damit verbundenen Magmengenese
Zusammenhang zwischen Kie -selsäuregehalt von Magmen und den wichtigsten Hauptelementen sowie der wesentlichen physika-lischen Eigenschaften von Schmelzen (Schmelztemperatur und Viskosität)
Vulkanismus
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Lithosphäre = feste, äußere Schicht der Erde lithos (gr.) = Stein asthenos (gr.) = nicht hart sphäros (gr.) = Kugel Tektonik = Lehre vom Bau und der Bewegung der Erdkruste
GEOLOGIE UND VULKANISMUS
1. Plattentektonik
Die äußere Schale der Erde ist ein Mosaik aus mehreren unterschiedlich großen Lithosphärenplatten, die sich gegeneinander bewegen. Jede Lithosphärenplatte besteht aus starrer Kruste und einem festen Anteil des oberen Mantels. Es gibt acht große und mehrere kleinere Platten (Abb. 5. 1.). Die Lithosphärenplatten sind ca. 50 bis 100 Kilometer dick (Abb. 2.). Darunter befindet sich die weichere Asthe-nosphäre, auf der sich die Lithosphä-
renplatten mehrere Zentimeter pro Jahr gegeneinander bewegen. Diese moderne geologische Betrachtungsweise nennt man Plattentektonik.
Vergleich der beiden Krustentypen
ozeanisch dünner (meist 5-10 km)
kontinental dicker (meist 30-40 km)
schwerer (3,0 g/cm3) leichter (2,7-2,8 g/cm3)
kieselsäurearme (= basische) Gesteine Basalt, Gabbro)
kieselsäurereiche (= saure) Gesteine (Granit, Gneis, Schiefer, Sedimente)
Abb. 1 : Plattentektonik (aus FAUPL 2000): Die Lithosphäre der Erde besteht aus mehreren getrennten Platten, die einer ständigen Neubildung an den mittelozeanischen Rücken und einem Abbau in den Subduktionszonen unterliegen.
Vulkanismus
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Mit den Plattenbewegungen sind viele geologische Erscheinungen verbunden. Wo zwei Platten auseinander driften, kann Magma an die Erdober-fläche gelangen, und es entstehen Vulkane. In den Ozeanen bezeichnet man solche Bereiche als Mit-telozeanische Rücken. Wenn zwei Platten zusammenstoßen, wird zunächst eine Platte unter die andere gezogen (= Subduktion). Die abtauchende Platte schmilzt durch die zunehmende Temperatur, das ge-
schmolzene Gesteinsmaterial steigt in Spalten auf. Dadurch kommt es in der darüber liegenden Platte zur Bildung von Vulkanen. In der Knautschzone zwischen den zusammenstoßenden Platten (= Kollision) kommt es auch häufig zu Gebirgsbildungen. Die meisten Erdbeben sind an Plattengrenzen gebunden und 95% der weltweit aktiven Vulkane treten an den Plattenrändern auf. Weiters erklärt die Plattentektonik auch noch viele andere geografische Merkmale unserer Erde, wie z. B. Tiefseerinnen und andere Grabenstrukturen.
Abb. 2: Die Bewegungen der Platten in einem Schnitt durch d ie Erde (STEYRER 2010, nach FAUPL 2002)
Die Afrikanische Platte und die Südamerikanische Platte trennen sich am Mittelatlantischen Rücken mit einer Geschwindigkeit von einigen Zentimetern pro Jahr. Die Südamerikanische und die Nazca-Platte (im östlichen Pazifik) schieben sich übereinander und schaffen dabei die Anden. Die Mächtigkeit der Platten ist hier aus Gründen der Anschaulichkeit vergrößert dargestellt.
Subduktion = Ozeanische Lithosphäre wird unter die kontinentale gezogen subducere (lat.) = hinunterziehen Kollision = Zusammenstoß zweier Kontinentalplatten collidere (lat.) = zusammenstoßen
Vulkanismus
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Durch die Bewegungen der Lithosphärenplatten ergeben sich drei Arten von Plattengrenzen: (1) Zwei Platten bewegen sich voneinander weg (Riftzonen, Abb. 3. und .4.)
Durch aufsteigendes Mantelmaterial kommt es zu intensivem Vulkanismus, wodurch sich eine neue Kruste bildet.
Ozeane/ sea floor spreading: Dort bilden sich die Mittelozeanischen Rücken, die nur selten über den Meeresspiegel ragen (Island).
Kontinente: Es entstehen große kontinentale Grabenbrüche (Ostafrika, Rheingraben). Bei anhaltender Bewegung kommt es zur Bildung zweier selbstständiger Kontinente, zwischen denen sich neue Meeresbereiche bilden (Rotes Meer), die schließlich zu Ozeanen werden.
Abb. .3: Sea floor spreading und Sub-duktion einer ozeanischen Platte durch einen Konvektionsstrom als Grundprinzip der Plattentektonik (nach ver-schiedenen Autoren, stark geändert).
(2) Zwei Platten stoßen zusammen (Subduktion/Kollision, Abb. 3.)
Subduktionszonen:
Subduktionszonen sind unter Wasser durch Tiefseerinnen, wie sie vor allem rund um den Pazifik bestehen, gekennzeichnet. Teile der verschluckten ozeanischen Kruste schmelzen in der Erdtiefe durch Temperaturerhöhung. Dadurch kommt es über Subduktionszonen häufig zu intensivem Vulkanismus.
Aktive Kontinentalränder: Ozeanische Kruste wird unter die kontinentale gezogen (Anden). Inselbögen: Ozeanische Kruste wird im Randbereich von Ozeanen unter kontinentaler oder ozeanischer Kruste verschluckt (Japan, Philippinen, Indonesien, Aleuten). Kollisionszonen: Wenn der gesamte ozeanische Bereich zwischen zwei Kontinenten ver-schluckt ist, prallen sie schließlich aufeinander, es entstehen große Gebirgsgürtel (Alpen, Himalaya, Ural).
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(3) Zwei Platten bewegen sich aneinander vorbei (Transformstörungen, Abb. 5.3.)
Solche Reibungszonen sind durch besonders häufige Erdbeben gekennzeichnet (San Andeas Störung/Kalifornien, Nordanatolische Störung/Türkei, Jordantal/Naher Osten).
Ursachen der Plattenbewegungen Zweifellos sind die Kräfte für die Plattenbewegungen im Erdmantel zu suchen. Dieser besteht aus heißem, plastischem Gesteinsmaterial. Viele Forscher denken heute, dass sich die beweglichen Schmelzmassen im Mantel ähnlich verhalten wie eine dicke Suppe, die in einem Topf aufgekocht wird. Dort steigt die kochende Suppe auf Grund der Wärmebewegung im Zentrum an die Oberfläche, strömt zur Seite, kühlt ab und sinkt seitlich wieder zu Boden, womit der Kreislauf von neuem beginnt (= Konvektionsströmung, Abb. 5.4.).
Abb. 5.4: Konvektionsströme im Erdmantel als Ursache tektoni scher Bewegungs-vorgänge der Erdkruste (nach WUNDERLICH, aus RAST 1987)
Rechts im Bild: Kontinentaler Krustenbereich mit zentraler Orogenzone über absteigendem Konvektionsbereich, kontinentale Dehnungszone mit Bruch- und Grabentektonik nebst zugehörigem Vulkanismus (Mitte rechts) über aufsteigendem Konvektionsbereich; randständiges Orogen an der Außenflanke des Kontinents (Mitte links) mit teilweiser Überschiebung der Ozeanischen Kruste. Links außen: mittelozeanischer Rücken über aufsteigendem Ast der Konvektionsströme; Dehnung und Aufreißen der Ozeanischen Kruste sowie Aufdringen von basaltischem Magma und Bildung vulkanischer Inseln.
Im Bereich der Mittelozeanischen Rücken steigt demnach heißes, leichteres Material auf, während seitlich kälteres und dichteres Material absinkt. Auf diese Weise treiben riesige Konvektionszellen die Plattenbewegungen an (Abb.4.). Dafür sind riesige Mengen an Wärme erforderlich, die aus zwei Quellen stammen:
1. Aus dem radioaktiven Zerfall von Elementen im Erdinneren (v. a. Uran, Thorium und Kalium) sowie
2. aus einer Restwärme, die im Erdinneren seit der Entstehung der Erde gespeichert ist.
In diesem Zusammenhang sind aber auch noch viele Fragen ungeklärt. Warum konzentriert sich die Hitze aus dem Erdinneren in bestimmten Regionen und formt dort Konvektionszel-len? Wie groß sind die Konvektionszellen im Mantel wirklich? Wo und wie entstehen sie, wie sind sie aufgebaut? Führende Geowissenschafter gehen in jüngster Zeit davon aus, dass zusätzlich zu den Mantelströmungen vor allem die Zugkräfte, die absinkende Platten in Subduktionszonen her-vorufen („slab pull“, slab = Platte, pull = ziehen, engl.), ganz wesentlich zu den Plattenbewe-gungen beitragen. Ihr Beitrag wird heute wesentlich höher gewertet, als die Schubkräfte („ridge push“, ridge = Rücken, push = stoßen, engl.), die durch aufsteigendes Mantelmaterial an den Mittelozeanischen Rücken entstehen (Abb. 3. und 4.).
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2. Vulkane
Entstehung
Durch Vulkane dringt heißes, geschmolzenes Gesteinsmaterial (= Magma) in Form von Lava oder ausgeschleuderten Lockerprodukten an die Erdoberfläche. Dies ist möglich, wenn in der Erdkruste Schwächezonen in Form von Rissen und Spalten (=Förderschlote) entstehen, durch die das Material aufsteigen kann (Abb.5.). Die größten Schwächezonen der Erdkruste sind die Plattenränder.
Abb. 5: Die wichtigsten Erschei-nungsformen bei Effusiv- und Intru-sivgesteinen. Gänge durchschlagen das Neben-gestein, Lager-gänge (=Sills) dringen parallel zu den Gesteins-schichten ein. (verändert aus Decker & Decker 1998)
Lebenszyklus von Vulkanen
Wenn die Magmenkammer unter einem Vulkan leer ist, brechen Vulkane meist unter ihrem eigenen Gewicht in sich zusammen (Abb. 6.). Die entstehenden Einbruchsstrukturen, die meist kreisrund sind, nennt man Calderen. Eine Caldera weist meist einen viel größeren Durchmesser auf als ein Förderkrater. Calderen werden nach ihrer Bildung häufig durch neue Lavaströme aufgefüllt. Oft entsteht dadurch im Bereich einer Caldera auch ein neuer Vulkan. In tropischen Gebieten bilden sich im Bereich von Vulkanflanken, die ins Meer abfallen Korallenriffe (Hawaii). Wenn erloschene Vulkane im Meer versinken oder durch Erosion abgetragen werden, bilden sich Atolle, also kreisförmige Anordnungen von Korallenriffen (z. B. Südsee). Wenn sich ehemalige Vulkankrater mit Wasser füllen, entstehen kleine Seen, die man als Maare bezeichnet (Laacher Seengebiet/Deutschland).
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Abb. 6 : Entstehung einer CaIdera (aus RAST 1992) durch Einbruch eines Krustenblockes in eine darunter befindliche Magmenkammer
Die drei Haupttypen von Vulkanen
Abb. 5. 7.: Die drei Haupttypen von Vulkanen, unter schieden nach ihrer plattentektonischen Position, sowie die jährliche Magmenproduktion (SCH MINCKE 2000)
���� Riftvulkane: Lithosphäre wird im Bereich auseinander driftender Platten entlang eines weltumspannenden, 70.000 Kilometer langen Spaltensystems gebildet.
Vorkommen: In den Ozeanen an den Mittelozeanischen Rücken (Ab b. 3. Position � in Abb. 7.) , die drei Viertel des gesamten Fördervol umens der Vulkane auf der Erde lie-fern. Selten ragt der mittelozeanische Rücken über den Meeresspiegel (z. B. in Island – Hekla, Laki, Askja, Krafla,
� �
�
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Surtsey). Auf den Kontinenten befinden sich Riftvulkane im Bereich großer Grabenbrüche (z. B. Ostafrika – Kilimandscharo) und ausdünnender Kruste (z. B. Oststeiermark, Burgenland).
���� Subduktionszonenvulkane: Lithosphäre wird im Bereich zusammenstoßender
Platten verschluckt (Abb. 3. Position ���� in Abb. 7.)
Vorkommen: Anden (Nevado del Ruiz, Cotopaxi), Mexiko (Popocatepetl, Paricutin), Neu-seeland, Indonesien (Krakatau), Philippinen (Mayon, Unzen, Pinatubo), Japan (Fujiyama), Aleuten, Kamchatka (Kliuchewskoy, Avachinsky, Tolbachik) Karibik (Mt. Pelée, Montserrat).
���� Hot Spots: Der einzige Vulkantyp, der nicht an Plattenränder gebunden ist (Position ���� in Abb. 7.). Hot Spots sind ortsfeste Aufwölbungen des Erdmantels, wo heißes Mantelmaterial die Kruste durchbricht und Vulkane bildet. Durch die Plattenbewegung entfernen sich die entstehenden Vulkane vom Hot Spot, bis sie schließlich ganz von ihm getrennt werden. Im Laufe von Jahrmillionen entsteht so eine perlschnurförmige Vulkankette, die, wie im Fall von Hawaii, mehrere tausend Kilometer lang werden kann. Vorkommen: Hawaii-Kilauea, Kanarische Inseln Lanzarote/Teide, Galapagos-Inseln, Hoggar-Massiv/Sahara.
Unterscheidung von Vulkanen nach Form und Aufbau
SCHILDVULKANE SCHICHTVULKANE
(Abb.8.) (Abb.9.)
Form flach gewölbt kegelförmig
Volumen oft gigantisch (bis 80 000 km3) meist viel geringer (5-500 km3)
Hangneigung flach (wenige Grad) steiler (20-40 Grad)
Aufbau vorwiegend Lava-Schichten Lava-Schichten und Lockermaterial
Kieselsäuregehalt der Lava gering hoch
Wassergehalt der Lava unterschiedlich meist hoch
Temperatur der Lava höher (1000-1200°C) niedriger (800-1000°C)
Fließverhalten der Lava schnell (bis 50 km/h und mehr) langsam
Gefährlichkeit meist gering – weniger explosiv meist hoch - explosiv
Vorkommen (bezüglich v. a. an ozeanischen Rifts v. a. an Subduktionszonen und
der Plattentektonik ) und als Hot Spots und kontinentalen Rifts
Berühmte Beispiele
Mauna Loa, Mauna Kea
Kilauea/Hawaii
Trölladyngja/Island
Vesuv und Stromboli/Italien
Pico/Azoren
Fujijama/Japan
Gorely (Kamtschatka) Tolbatschik und Klutschevskoy (beide Kamtschatka)
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Abb. 8: Schematische Darstel-lung eines Schildvulkans
Diese vorwiegend in ozeanischen Gebieten anzutreffenden, flach gewölbten, oft riesige Ausmaße erreichenden Vulkanbauten bauen sich vom Tiefseeboden her aus zahllosen übereinander-folgenden Lavaströmen unterschiedlicher Mächtigkeit und Flächenausdehnung auf.
Abb. 9: Schematische Darstellung eines Stratovulkans
Diese in Subduktionszonen und kontinentalen Riftzonen weit verbreiteten Vulkanbauten bestehen aus einer geneigten schichtartigen Aufeinanderfolge von Lavaströmen und vul-kanischen Lockerprodukten unterschiedlichen Mengenverhältnisses
Eruptionsformen
Man unterscheidet magmatische Eruptionen, deren Explosivität allein von der Viskosität und vom Anteil an juvenilen (=vom Magma mitgeführten) Volatilen (=Gasen) bestimmt wird, von phreatomagmatischen Eruptionen, bei denen unterschiedliche Mengen von externem Wasser eine Rolle spielen. Bei phreatischen Eruptionen verdampft externes Wasser, wel-ches sich im Kontakt zu Magma oder zu heißem Gestein aufgeheizt hat, explosionsartig. Magma wird hierbei nicht oder nur unwesentlich gefördert.
Das Spektrum magmatischer Eruptionen reicht von hawaiianisch bis ultraplinianisch. Hawaiianische Eruptionen sind gekennzeichnet von der Effusion dünnflüssiger, volatilarmer, basaltischer Magmen, die in Form von Lavafontänen bis 500 m hoch eruptieren und z.T. ausgedehnte Lavaströme bilden. Etwas viskoser (=zäher) und volatilreicher sind die Basalt-magmen, die strombolianisch ausbrechen. Hierbei entstehen durch das Zerplatzen von Gasblasen relativ grobe Fragmente, die aus dem Schlot herausgeschleudert und zu einem Vulkankegel aufgeschichtet werden. Untergeordnet können sich relativ zähe Lavaströme bil-den.
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Gelangt zähflüssiges und volatilreiches Magma an die Oberfläche, kommt es zu hochexplo-siven Eruptionen, die als plinianisch bezeichnet werden. Dabei bilden sich Eruptionswolken, die bis zu 65 km hoch steigen. Die Höhe der Eruptionssäule, die Magmeneruptionsrate und das Gesamtvolumen (bis 7 x 1014 kg) korrelieren bei plinianischen Eruption positiv miteinan-der. Wenn die mitgeführten vulkanischen Fragmente (Tephra) vom Wind verdriftet werden, entstehen ausgedehnte Aschedecken. Wolken von feiner Tephra und Aerosol (Tröpfchen von Schwefelsäure und anderen Volatilprodukten) können monate- bis jahrelang in der Atmosphäre bleiben und mehrmals um den Globus reisen. Dies kann zu einer zeitweiligen Klimaverschlechterung führen. Der große Ausbruch des Tambora 1815 in Indonesien hatte einen drastischen Temperatursturz zur Folge, welcher auf der Nordhalbkugel einen Ausfall des Sommers 1816 mit katastrophalen Ernteausfällen bewirkte. Trifft heißes Magma auf Grundwasser kann es zu extrem explosiven, phreatomagmatischen Eruptionen kommen, in deren Verlauf besonders feine Fragmente aus dem Magma sowie aus dem Material in den Schlotwänden entstehen. Dies geschieht nur, wenn das Magma und externes Wasser kurz vor oder während der Eruption einen innigen Kontakt eingegangen sind.
FÖRDERPRODUKTE VON VULKANEN (I) Lava: Je nach Temperatur, Gasgehalt und Ort der Abkühlung kommen verschiedene Oberflächenformen zu Stande. Die bekanntesten sind:
Blocklava : Entsteht, wenn die Lava eher kühler und gasärmer ist. Bei Abkühlung bilden sich scharfkantige Lavablöcke mit rauer Oberfläche. Wird nach einem Ausdruck auf Hawaii auch „Aa-Lava“ genannt (Abb.10).
Stricklava : Wenn die Lava sehr heiß und beweglich und der Gasgehalt eher hoch ist; bildet bei Abkühlung glatte wulstige Oberflächen (Abb. 10.); andere Namen sind Seillava oder Pahoehoe-Lava (Hawaii).
Abb. 5. 10.: Im Vordergrund Strick- oder Pahoehoe-Lava, im Hintergrund die scharfkantigen Blöcke der Aa-Lava (aus PRESS & SIEVER 2008).
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Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s Causeway, Alcantara-Schlucht)
Kissenlava (= Pillow Lava) : Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen.
(II) Lockermaterial (Pyroklastika): Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen:
Asche (Korngröße kleiner als 2 mm)
Lapilli (zwischen 2 und 63 mm)
Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano) Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen häufig Schlackenkegel . Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkan-flanken vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der Erde. Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser schwimmt. (III) Gase: Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen her-vor. Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachge-wiesen worden: reichlich Wasser (H20), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H2S), Wasserstoff (H2), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO2), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff (HF), Siliziumfluorid (SiF4), Methan (CH4). Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs, wie Schwefeldioxid (SO2), Schwefeltrioxid (SO3) und als Zwischenprodukt elementarer Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange. Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar abgebaut werden.
Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet man als Fumarolen . Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man – nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei). Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C kaum überschreitet, nennt man Mofetten .
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Basaltsäulen: Durch Schwundrisse bei der Abkühlung im Inneren von Schlotfüllungen oder dicken Lavaströmen kommt es zur Bildung fünf- und sechseckiger Säulen (Giant´s Causeway, Alcantara-Schlucht)
Kissenlava (= Pillow Lava) : Wenn Lava unter Wasser abkühlt, entstehen schlauchförmige Gebilde, die durch die rasche Abkühlung glasig erstarrte Ränder besitzen.
(II) Lockermaterial (Pyroklastika): Entsteht, wenn Magma explosiv gefördert wird und in der Luft in kleinere und kleinste Brocken zerfetzt oder zerstäubt wird. Je nach Korngröße unterscheidet man (unabhängig von der Gesteinszusammensetzung) drei Formen:
Asche (Korngröße kleiner als 2 mm)
Lapilli (zwischen 2 und 63 mm)
Bomben (über 63 mm; nach oben unbegrenzt, z. B. auf Vulcano) Wenn Lavafetzen in unmittelbarer Umgebung kleinerer Förderschlote niederfallen, entstehen häufig Schlackenkegel . Solche Explosionskrater werden kaum höher als 250 Meter und besitzen meist Durchmesser von weniger als 500 Metern. Sie kommen vor allem an Vulkan-flanken vor und gehören zu den häufigsten vulkanisch bedingten Landschaftsformen der Erde. Zu den Pyroklastika wird auch Bimsstein (z. B. auf Lipari) gerechnet. Er bildet sich aus sehr kieselsäurereicher Lava, die beim Aufstieg im Förderschlot stark aufschäumt. Durch die rasche Abkühlung besteht Bimsstein dann vorwiegend aus Gasblasen. Das Gewicht von Bimsstein ist auf Grund seiner schaumigen Struktur so gering, dass er auf dem Wasser schwimmt. (III) Gase: Vulkanische Gase, die der eigentliche Antrieb für Vulkanausbrüche sind, werden nicht nur während der Ausbruchsphasen von Vulkanen gefördert. Auch in Ruhephasen und lange nach der letzten Aktivität von Vulkanen strömen Gase aus Kratern, Spalten und Rissen her-vor. Teilweise ruhig, teilweise aber auch unter erheblichem Druck mit lautem Zischen oder Pfeifen. An Gasen, die im Eruptionsstadium von Vulkanen gefördert werden, sind nachge-wiesen worden: reichlich Wasser (H20), Chlorwasserstoff (HCI), Schwefelwasserstoff (H2S), Wasserstoff (H2), Kohlenmonoxid (CO), Kohlendioxid (CO2), Chlor, Fluor, Fluorwasserstoff (HF), Siliziumfluorid (SiF4), Methan (CH4). Dazu kommen noch verschiedene Gase, die sich durch Reaktion des Luftsauerstoffs mit magmatischen Gasen bilden, wie z. B. die Oxidationsprodukte des Schwefelwasserstoffs, wie Schwefeldioxid (SO2), Schwefeltrioxid (SO3) und als Zwischenprodukt elementarer Schwefel. Einige Gase stammen aus beigemengter Luft. Zahlreiche weitere Gase kommen nur in sehr kleinen Mengen vor. Gelbrotes FeCl3 färbt die Eruptionswolke zeitweise orange. Durch die Abkühlung und die Reaktion der austretenden Gase mit dem Luftsauerstoff kommt es häufig zur Bildung von Mineralbelägen (z. B. Schwefel, Alaun etc.), die teilweise sogar abgebaut werden.
Gas- und Dampfaustritte, die Temperaturen von über 1000°C erreichen können, bezeichnet man als Fumarolen . Niedriger temperierte schwefelreiche Gasaustritte bezeichnet man – nach dem gleichnamigen Ort im Golf von Neapel – auch als Solfataren (z. B. campi flegrei). Wasserdämpfe ohne Schwefel mit hohem Gehalt an Kohlendioxid, deren Temperatur 100 °C kaum überschreitet, nennt man Mofetten .
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Hochexplosiv und gefährlich oder nicht? – Kieselsäu regehalt und Wasser im Magma sind entscheidend!
Ein Vulkanausbruch beginnt damit, dass ein zunehmender Druck in der Magmenkammer das Magma an die Erdoberfläche presst.
Folgende Faktoren erhöhen die Explosivität und damit Gefährlichkeit von Vulkanen:
Der Kieselsäuregehalt des Magmas: Je höher er ist, desto zähflüssiger ist die Schmelze und umso schlechter können die im Magma gelösten Gase entweichen. Dadurch baut sich großer Druck auf, der sich in heftigen Explosionen entlädt. Lava mit geringem Kieselsäuregehalt ist dagegen sehr dünnflüssig. Die Gase können gut entweichen, die ausfließende Lava erreicht oft hohe Geschwindigkeiten (bis 50 km/h und mehr) und kommt erst viele Kilometer vom Ausbruchszentrum entfernt zum Stillstand.
Der Wassergehalt des Magmas: Je höher er ist, umso explosionsfreudiger ist auch die Lava. Wasser kann durch Druck aus wasserhältigen Mineralen (z. B. Glimmer, Hornblenden) freigesetzt werden. Dies ist besonders bei Subduktionszonen der Fall. Geothermische Energie
Die Temperatur in der Erdtiefe steigt alle 100 m um 3° C an, d. h. pro Kilometer etwa um 30°C (= normaler geothermischer Gradient). In Vulka ngebieten ist dieser Wert doppelt so hoch oder höher. Um diese Temperatur zu nutzen pumpt man kaltes Wasser in die Erdtiefe zur Erwärmung oder man nutzt das bereits aufgeheizte Grundwasser. Mit dem heißen Was-serdampf betreibt man Turbinen bzw. Generatoren zur Erzeugung elektrischer Energie. In vielen Ländern, die in den aktiven Vulkanzonen der Erde liegen, macht die Nutzung von geo-thermischer Energie einen bedeutenden Anteil der Energieversorgung aus, in Island z. B. bereits mehr als 50%. Leider ist man technisch noch nicht in der Lage direkt die im Magma gespeicherte Energie zu nutzen. Die Energie in einem km³ Magma würde ausreichen, um etwa San Franzisko 200 Jahre lang zu beleuchten!
Abb. 12. : Schematische Darstellung eines geothermischen Kraftwerkes
Im porösen Gestein zirkulierendes Wasser wird aufgeheizt und steigt als hydro-thermales Wasser an die Ober-fläche, wo es in geothermischen Kraftwerken angezapft werden kann.
(SCHMINCKE 2000).
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Jedes Jahr brechen weltweit durchschnittlich 60 Vulkane aus, aber die meisten Ausbrüche sind nur schwach. Wie messen nun Geologen und Vulkanologen die Stärke eines Ausbru-ches? Es gibt keine messbare Einzelgröße, die uns die Intensität eines Ausbruches wieder-geben kann, aber die folgende Skala, die den volcanic explosivity index (VEI) in einer Tabelle zusammenstellt, fasst die wesentlichen messbaren Parameter zusammen, die für Vulkanausbrüche charakteristisch sind. Nach dieser Skala treten wirklich große Eruptionen wie die „megakolossalen Ausbrüche“ mit VEI 8 – nur relativ selten auf – glücklicherweise!
VEI Beschreibung
Rauchwolke Volumen Klassifikation Häufigkeit Beispiele
0 non-explosive <100 m 1000e m³ Hawaiian täglich Kilauea
1 gentle 100-1000 m 10,000e m³ Haw/Strombolian täglich Stromboli
2 explosive 1-5 km 1,000,000e m³ Strom/Vulcanian wöchentlich Galeras, 1992
3 severe 3-15 km 10,000,000e m³ Vulcanian jährlich Ruiz, 1985 Tolbatschik
4 cataclysmic 10-25 km 100,000,000em³ Vulc/Plinian Jahrzehnte Galunggung, 1982 Avatschinsky
5 paroxysmal >25 km 1 km³ Plinian Jahrhunderte St. Helens, 1981
6 colossal >25 km 10er km³ Plin/Ultra-Plinian Jahrhunderte Krakatau, 1883
7 super-colossal >25 km 100e km³ Ultra-Plinian Jahrtausende Tambora, 1815
8 mega-colossal >25 km 1,000e km³ Ultra-Plinian Hundertausende von Jahren
Yellowstone, vor 2 Ma
Sedimente: Einteilung der Sedimentgesteine
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Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Wüsten und Gletscher
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Längsschnitt durch einen Talgletscher mit Schichtflächen und Hauptbewegungszonen
Sedimente: nichtmarine Sedimentationsräume – Flüsse und Seen
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Verschiedene Möglichkeiten zur Entstehung von Quellen
Blockbild des Vogelfußdeltas des Mississippi: Sand- und Schlickablagerungen (weit punktiert und gestrichelt) bedecken die Sedimente eines älteren Deltas (enge Signatur)
In den Gewässern des Festlandes gebildete Sedimente
An einer Störungszone aufsteigende Quelle
Sedimente: marine Sedimentationsräume
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Wasserspiegel
Sedimente: marine Sedimentationsräume
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Verbreitung der Sedimente auf den heutigen Ozeanböd en
Die verschied enen marinen Sedimente
Plattentektonik
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Plattentektonik
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Plattentektonik
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Plattentektonik
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Plattentektonik
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Plattentektonik: Metamorphose
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Temperatur °C →
Falten und Tektonik
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Falten und Tektonik
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Falten und Tektonik
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Entstehung und Bau der Alpen
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Paläotektonische Rekonstruktion der Tethys für den frühen Jura (DEWEY 1988) Die keilförmige Paläotethys Sutur (TI) wurde verschluckt, als der Kimmerische Kontinent (Qiangtang) sich vom Gondwanarand löste und im frühen Jura mit Laurasia kollidierte. Die ebenfalls keilförmige Neotethys (T2, T3) wurde während der alpino-himalayischen Orogenese verschluckt, als sich weitere Fragmente von Gondwanaland lösten, so etwa der Lhasablock (1), Indien (4) und Arabien, und sich sukzessive an Laurasia anlagerten.
Alpen 1
Alpen 2
Entstehung und Bau der Alpen
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Alpen 3
Alpen 4
Entstehung und Bau der Alpen
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Alpen 5
Alpen 6 Öffnung des penninischen Ozeans, Subduktion und Kontinent-Kontinent-Kollision als wichtigste Phasen der Alpenentstehung (stark vereinfacht
Entstehung und Bau der Alpen
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Alpen 7
Fragenkatalog
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vorläufiger Fragenkatalog 2014/15 1. Grundprinzipien der Geologie (mit Skizzen) 2. Das Prinzip des Aktualismus (mit Beispielen und Einschränkungen) 3. Die Geologische Zeitskala (vollständige Tabelle im Skriptum Seite 2, englisch
oder deutsch) 4. 4.6 Milliarden Jahre Erdgeschichte komprimiert auf 24 Stunden (Zeitscheibe auf
Seite 2 mit den Ereignissen, englisch oder deutsch) 5. Die wichtigsten radioaktiven Elemente für Datierungen (vollst. Tab. auf S. 3) 6. Querschnitt durch die Erde mit seismologischer Gliederung (S 4, beide untere
Abb.) 7. Die 4 Typen von Erdbebenwellen mit Skizzen (S. 6) und kurzer Erläuterung 8. Mineraleigenschaften + Beziehung zu Chemismus und Kristallbau (Tab. S. 10) 9. Die drei wichtigsten Orte (Skizze z. B. S. 15) für Magmenentstehung (MOR,
Subduktionszonen, Hot Spot), jeweils mit PT Diagramm. 10. Zusammenhang zwischen Magmeneigenschaften und chemischer
Zusammensetzung (vollständige Tabelle auf S. 12) 11. Die Bowen´sche Reaktionsreihe mit Erklärung des Prinzips der magmatischen
Differentiation 12. Typen von Plattengrenzen (mit Skizzen) und geologische Prozesse in
Stichworten 13. Das Erdbeben in der Osttürkei (23. Oktober 2011): plattentektonische Ursachen
(Skizze), Bebentyp + Symbol für die Herdflächenlösung. 14. Ursachen von Plattenbewegungen (mit Skizze) 15. Profil durch eine Subduktionszone (Abb. 28.1. auf S. 39) 16. Erscheinungsformen von Effusiv- und Intrusivgesteinen (Abb. 5.5. auf S. 17) 17. Eruptionsformen + Förderprodukte (S. 20-23) in Stichworten. 18. Einteilung der Sedimentgesteine (Tab. S. 26 unten) 19. Einteilung der Sedimentgesteine nach dem Transportmedium + Eigenschaften
(Tab. S. 26 oben). 20. PT Diagramm der Mineralfazies bei der Metamorphose (Abb. 207 auf S. 41) 21. PT Pfad in einer Subduktionszone mit Erklärung (Abb. auf S. 41 rechts). 22. Definition der Faltenelemente (Abb. 16. 2. auf S. 42). 23. Skizze einer tektonischen Decke mit einem Fenster und einer Klippe (z. B. eine
vereinfachte Version der Skizze auf S 44 oben: Profil und Kartenansicht oder ein Blockbild der geologischen Situation)
Dieser Fragenkatalog ist vorläufig! Die tatsächlichen Fragen werden davon nicht wesentlich abweichen und am Ende jedes Kapitels in der VL bekannt gegeben, da ich in der VL immer wieder auf aktuelle geologische Probleme eingehe und diese natürlich auch in der Prüfung berücksichtigen möchte. Beispielsweise die hier noch aufgeführte Frage 13. Der aktuelle Ausbruch des Ontake bietet sich genauso an wie die Landung von Philae auf dem Kometen Tschuri, den Fragenkatalog zu erweitern und zu aktualisieren.
Fragenkatalog
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Aus dem Fragenkatalog kommen 3 Fragen (je 10 Punkte). Maximal können somit 30 Punkte erreicht werden. Der Fragenkatalog ermöglicht Ihnen eine zielgenaue Vorbereitung auf die Prüfung, damit sind allerdings auch höhere Anforderungen an die Qualität der Antworten verbunden – bitte berücksichtigen Sie das bei Ihrer Vorbereitung! Es muss jede der drei Fragen zu mehr als 50% beantwortet werden. Bewertung: 0-15 nicht genügend, 16-19 genügend, 20-23 befriedigend, 24-27 gut, 28-30 sehr gut. Ich wünsche Ihnen viel Erfolg und neue Erkenntnisse bei der Prüfungsvorbereitung! Mit herzlichem Glück Auf! Hans Steyrer
