Der Aufbau der Erde

In den Anfangsstadien ihrer Geschichte vor 4567 Millionen Jahren war die Erde ein homogener Planet, der überall im Inneren ungefähr die gleiche stoffliche Zusammensetzung aufwies.

Nach nur relativ kurzer Zeit - innerhalb der ersten hundert Millionen Jahre - kam es aufgrund der steigenden Erwärmung (durch Akkretion einfallender Materie, Verdichtung des Erdkerns, radioaktiver Zerfall) zu einer tief greifenden Umstrukturierung der Erde. Nachdem sie sich ungefähr auf ca. 2000 °C (Schmelzpunkt des Eisens) erwärmt hatte, sammelte sich das flüssige Metall in Tropfen. Da Eisen schwerer ist als die anderen häufigen Bestandteile der Erde, sank ungefähr ein Drittel der Erdmaterie zum Zentrum und bildete dort den Eisenkern, während gleichzeitig leichteres Material aus dem Kernbereich verdrängt wurde.

Bei diesem gewaltigen hochtemperierten Verdrängungsprozess wurden auch andere Bestandteile der Erde teilweise aufgeschmolzen. Im Gegensatz zum Eisen waren diese Schmelzen jedoch leichter als das Ausgangsmaterial von dem sie sich abtrennten, und sie stiegen deshalb zur Oberfläche auf, wo sie abkühlten und eine Kruste bildeten.

Im Zentrum entwickelte sich also ein dichter Erd-Kern aus Eisen, außen eine Erd-Kruste aus leichtem Material (Sauerstoff, Silizium, Aluminium, Calcium, Natrium u.a.) und dazwischen der so genannte Erd-Mantel aus Gesteinen mit einer mittleren Dichte (Magnesium-Eisen-Silikate). Schließlich bildeten sich große Kontinente aus leichterem Material, die wie Schollen auf dieser Kruste schwammen.

Heute erscheint uns das alles recht einleuchtend und bekannt, doch welche Beweise haben wir, da wir doch nur max. 12 km ins Erdinnere bohren können. Einerseits sind es seismologische Daten, die dieses Modell bestätigen, und andererseits können wir die Entwicklung der Erde mit dem anderen Himmelskörper vergleichen und z.T. korrelieren.
Nun sind die anderen Himmelskörper noch weiter weg als der Erdkern, also was hilft uns da? Nun, es gibt eine Ausnahme. Die Asteroiden. Im Asteroidengürtel gibt es Köper, die einen ähnlichen Differentierungsprozess in Kern-Mantel-Kruste durchgemacht haben, wie die Erde. Woher wissen wir da? Glücklicherweise verlassen einige diese Körper ihren Platz im Sonnensystem und gelangen als Meteoriten auf die Erde.

Die Babylonier kannten Meteorite als seltene Gebilde; aus alten Inschriften wissen wir, dass man sie als das vom Himmel Gefallene bezeichnete (Eisen altägyptisch: Metall vom Himmel; griechisch sideros = Eisen entspricht dem lat. sidera für Sterne, Gestirne). Diese vorzeitlichen Kenntnisse und das Wissen über die Herkunft des Eisens aus dem All gingen im Mittelalter verloren bzw. wurde abgelehnt, und erst 1794 wurde von Chladni an einem in Sibirien gefallen Eisenmeteoriten dessen außerirdische Herkunft wieder "neu entdeckt".
Anhand der unterschiedlichen Meteoritentypen, die aufgefunden werden, lässt sich nun belegen, dass viele Meteoriten-Mutterkörper (Planeten, Planetoiden) auch eine der Erde entsprechenden Differentiation durchlaufen haben müssen (grob vereinfacht: Eisenmeteorite ~ Kern, Stein-Eisen-Meteorite ~ Mantel, Steinmeteorite (Achondrite) ~ Kruste).

Durch diese langwährende Differentiation gelangten kontinuierlich die leichteren Elemente in die äußeren Schichten der Erde, und sie leitete das Entweichen noch leichterer Gase ein, das schließlich zur Entstehung einer Atmosphäre und der Ozeane führte. Auch heute noch entweichen bei Vulkanausbrüchen riesige Mengen an Gasen aus dem Inneren der Erde.

Schon seit Beginn der Erdgeschichte beherrschten zwei globale Motoren die Erde:

• der innere Motor der Erde wird durch die Wärmequelle im Erdinneren angetrieben,
• der äußere Motor durch die Sonnenenergie, die von außen auf die Erde eingestrahlt wird.

Der sich langsam abkühlende Erdkern (4500 °C heiß) liefert genügend Kristallisationswärme, um den darüber liegenden Mantel aufzuheizen. Dadurch kommt es zu Konvektionsbewegungen im Mantel, welche jene Motoren darstellen, die für die Bewegung der Platten in der Erdkruste und für die Gebirgsbildung verantwortlich sind (Grundlage der Plattentektonik).

Die von außen eingestrahlte Wärme ist hauptsächlich für unser Klima und Wetter verantwortlich. Die damit verknüpften Prozesse bewirken die Abtragung der Gebirge, die Verwitterung von Gesteinen an der Erdoberfläche und schließlich die Entstehung der verschiedensten Landschaftsformen.

Die geologischen Vorgänge, die sich in der äußersten Schale der Erde abspielen, werden heutzutage mit der Theorie der Plattentektonik erklärt.

Was besagt nun die Plattentektonik?

Im Laufe der Erdgeschichte bricht die äußerste Schale der Erde - die so genannte Lithosphäre - immer wieder in einzelne starre Platten auseinander, die über die darunter liegenden Schichten (Asthenosphäre) hinweggleiten. Da sich die verschiedenen Platten unabhängig voneinander bewegen, stoßen sie an manchen Stellen zusammen, während sie sich anderenorts trennen. Die Plattengrenzen sind demnach geologisch höchst aktive Bereich der Erdkruste. Es sind Orte der Gebirgsbildung (Alpen, Anden, Himalaja), des Vulkanismus (Italien, Island, Japan), der Neubildung von Meeresboden (Mittelozeanische Rücken) und des Erdkrusten-Recyclings. In den so genannten Subduktionszonen tauchen die Platten wieder ein in die Asthenosphäre, wo sie aufgeschmolzen werden. Bei diesem Vorgang kommt es zwangsläufig zu Spannungen in der Erdkruste, die Erdbeben auslösen können (Italien, Japan, Kalifornien).

Die meisten geologischen Prozesse führen zur Neubildung, Umbildung oder Vernichtung der Erdkruste. Dieses feste Material - die aus Mineralen bestehenden Gesteine - liefern uns demzufolge greif- und begreifbare Dokumente dieser Prozesse. Gesteine sind nicht nur der Schlüssel zur geologischen Vergangenheit, sondern liefern auch Hinweise auf Vorgänge, deren Abläufe wir nicht direkt beobachten können, wie z.B. das Aufschmelzen von Gesteinen tief in der Erdkruste oder sogar im Erdmantel. Die geowissenschaftliche Untersuchung der Gesteine ist deshalb wichtige Grundlage zum Verständnis der Entwicklung unserer Erde und den auch heute noch ablaufenden geologischen Prozessen.

Gesteine werden in drei große Gruppen unterteilt:

• Magmatische Gesteine (Magmatite),
• Sedimentäre Gesteine (Sedimente),
• Metamorphe Gesteine (Metamorphite).

Magmatische Gesteine entstehen bei der Abkühlung und dem Erstarren einer Gesteinsschmelze (eines Magmas oder einer Lava) entweder in der Erde selbst (Plutonite wie Gabbro, Syenit, Granit) oder an der Erdoberfläche (Vulkanite wie Basalt, Rhyolith, Andesit).

Sedimentäre Gesteine sind die Folge von Verwitterung, Abtragung und erneuter Ablagerung an der Erdoberfläche (Schotter, Kiese, Sande etc., Konglomerat). Durch spätere Verfestigung und Verkittung werden sie zu Festgesteinen (Steinsalz, Sandstein, Posidonienschiefer, Kalkstein).

Metamorphe Gesteine bilden sich aus bereits vorhandenen Gesteinen durch Umwandlung (Metamorphose) in mehr oder weniger festem Zustand bei meist hohen Temperaturen und/oder Drücken (Tonschiefer wird zu Phyllit oder Glimmerschiefer bzw. Hbl.-Garbenschiefer; Kalkstein zu Marmor). Ist bei deren Bildung neben metamorphen Prozessen auch eine teilweise Aufschmelzung (Anatexis) des Gesteins beteiligt, so entstehen Mischgesteine (Migmatite oder Anatexite).

Angetrieben durch Bewegungen im Erdmantel und plattentektonischen Prozessen in der Erdkruste stehen alle Gesteinsgruppen
im Kreislauf der Gesteine miteinander in Verbindung:

Die wichtigsten geologischen Vorgänge, in deren Verlauf ein Gestein in das eine oder andere übergeht, sind:

• Verwitterung,
• Abtragung,
• Sedimentation,
• Versenkung und Diagenese,
• Metamorphose,
• Teilaufschmelzung/Anatexis,
• Aufschmelzung/Magmenbildung,
• Plutonismus und Vulkanismus sowie
• tektonische Heraushebung.

Alle Vorgänge bewirken eine Vielzahl von mineralogischen und/oder chemisch-physikalischen Prozessen, in deren Folge Mineralauflösungen, -umbildungen und -neubildungen ablaufen. Aus den in einem Gestein vorliegenden Mineralvergesellschaftungen, deren Gefüge und der chemischen Zusammensetzung lassen sich - mit Hilfe geowisschaftlicher Methoden - Rückschlüsse auf diese Prozesse ziehen. Sind diese Prozesse dann annähernd bekannt, so können die dafür verantwortlichen geologischen und plattentektonischen Vorgänge auf der Erde und auch in der Erdkruste sowie im Erdmantel entziffert werden.

Magmatische Gesteine entstehen durch die Kristallisation von Mineralen bei der Abkühlung einer Schmelze, eines Magmas, einer Masse von geschmolzenem Gesteinsmaterial. Eine solche Schmelze entsteht in größeren Tiefen der Erdkruste oder im Erdmantel, wo Temperaturen von mehr als 650 °C bzw. 1200 °C herrschen.

Man unterscheidet aufgrund der Abkühlungsgeschichte (langsame oder schnelle Abkühlung) zwei Haupttypen magmatischer Gesteine.

Gesteine wie Granit oder Gabbro entstehen aus sich langsam abkühlenden Schmelzen, die in größerer Tiefe der Erde (Kilometer-Bereich) stecken geblieben sind. Man bezeichnet sie deshalb als Tiefengesteine, Intrusivgesteine oder Plutonite. Sie sind an den sich verzahnenden, großen Kristallen erkennbar, die als Folge der allmählichen Abkühlung des Magmas sehr langsam gewachsen sind.

Rhyolithe, Basalte oder Obsidiane bilden sich dagegen aus Schmelzen, die an der Erdoberfläche ausfließen, schnell abkühlen und somit auch schnell erstarren. Sie werden als Ergussgesteine, Effusivgesteine oder Vulkanite bezeichnet. Charakteristisch ist hier eine feinkörnige oder sogar glasige Grundmasse mit z.T. größeren Mineral-Einsprenglingen.

Die magmatischen Gesteine bestehen meist aus Silikaten, da Silizium und Sauerstoff die häufigsten Elemente der Erdkruste sind. Wichtige magmatische Minerale sind Quarz, Feldspat, Glimmer, Pyroxene, Amphibole und Olivin. Als Besonderheit kommen auch karbonatreiche Magmen vor, die zu Karbonatiten kristallisieren (wie z.B. im Kaiserstuhl).

Klassifikation von magmatischen Gesteinen

Magmatite können aufgrund der Menge eines jeden Minerals klassifiziert werden. Dies gelingt jedoch nur bei hinreichend großen Mineralkörnern, wie in den Plutoniten. Ein Beispiel für eine derartige Einteilung stellt das Q-A-P-F-Doppeldreieck nach Streckeisen dar. Für die Darstellung eines Magmatits im Doppeldreieck ist die Kenntnis des modalen Mineralbestandes, wie er z.B. durch Auszählen von Gesteins-Dünnschliffen ermittelt wird, Voraussetzung. Die vier Parameter des Diagramms sind:

Q = Quarz und andere SiO2-Modifikationen (Tridymit, Christobalit);
A = Alkalifeldspat (Kalifeldspat einschl. Perthit, Albit mit <5% Anorthit-Komponente, Sanidin);
P = Plagioklas (Anorthitgehalt 5-100 Mol-%), Skapolith; und
F = Foide = Feldspatvertreter: Leucit, Nephelin, Sodalith, Analcim, sowie deren Umwandlungsprodukte (!), soweit ihre Herkunft gesichert ist.

Sind die Korngrößen, wie bei den Vulkaniten meist der Fall, zu gering, so wird die chemische Zusammensetzung des Gesteins zur Klassifikation benutzt. So können Vulkanite beispielsweise im TAS-Diagramm (total alkali vs. silica) aufgrund ihres Verhältnisses (Na₂O+K₂O)/SiO₂ unterteilt werden.

Die chemische Zusammensetzung eines magmatischen Gesteins liefert darüber hinaus aber auch wertvolle Hinweise zu den geologischen Entstehungsbedingungen. Diese geochemischen Untersuchungen können zeigen, welche Art von Ausgangsgestein in welchen Anteilen aufgeschmolzen und zu einem Magma wurde, aus dem das vorliegende Gestein später wieder auskristallisierte. So lassen Unterschiede von wenigen Prozenten einzelner Elemente bereits erkennen, ob ein Basalt an einem mittelozeanischen Rücken entstand, wo Platten divergieren, oder an einer Subduktionszone, wo Platten konvergieren.

Noch aussagekräftiger sind die Gehalte an Elementen, die nur in geringen Mengen (Spuren) vorkommen, den sogenannten Spurenelementen (wie z.B. Niob, Zirkonium, Chrom, Europium, Lanthan). Eine ebenso große Bedeutung kommt darüber hinaus den Isotopen der einzelnen Elemente zu. Kohlenstoff-, Strontium-, Blei-, Neodym- und andere Isotope dienen dabei nicht nur zur Klärung der Genese (Entstehungsgeschichte) eines Gesteines, sondern sie können teilweise auch zur Altersbestimmung eingesetzt werden.

Sedimentäre Gesteine werden generell unterteilt in klastische, chemische und biogene Sedimente.

Klastische Sedimente (Kies, Konglomerate, Sande, Sandsteine, Tonsteine usw.) sind die bei der physikalischen Verwitterung des Ausgangsgesteins entstandenen Gesteinsbruchstücke und Tonminerale, die sich meist bei der (bio-)chemischen Verwitterung aus anderen Silikaten bilden. Diese festen Verwitterungsprodukte werden durch Wasser- und Windströmungen sowie durch Gletschereis in die Ozeane transportiert, wobei sie auf diesem Wege mehrfach abgelagert und wieder umgelagert werden können.

Chemische und biogene Sedimente (Kalksteine, Evaporite, Eisenerze, Phosphorgesteine) entstehen aus den Mineralbestandteilen, die bei der chemischen Verwitterung im Wasser gelöst werden. Durch chemische und biochemische Reaktionen werden diese Ionen aus der Lösung ausgefällt und in Form von festen Partikeln am Meeresgrund sedimentiert.

Sedimente bilden sich an der Erdoberfläche in Form von Schichten aus locker gelagerten Teilchen, wie Kiese, Sande, Tone oder Skeletteilchen von Organismen. Diese lockere Anordnung der Komponenten bedingt eine große Anzahl von Hohlräumen (Poren), die überwiegend mit Wasser gefüllt sind. Darüber hinaus enthalten Sedimente oft Tonminerale, die chemisch gebundenes Wasser (im Kristallgitter) führen. Bei der Verfestigung und Kompaktierung (Diagenese) der Gesteine wird das Porenwasser kontinuierlich und das Wasser der Tonminerale diskontinuierlich (schubweise) freigesetzt. Dabei entstehen oft salzreiche und metallführende Lösungen (so genannte Brines). Dieses freigesetzte Wasser kann dann als Formationswasser oder als Becken-Brine in andere Teile der Erdkruste gepresst werden und dort u.U. ihre Metallfracht in Form von Erzen in Lagerstätten abscheiden.

Metamorphe Gesteine bilden sich durch die Veränderung der chemischen und/oder mineralogischen Zusammensetzung und/oder des Gefüges aus allen Gesteinsarten - Magmatite, Sedimenten und Metamorphite - unter dem Einfluss von hohen Temperaturen und Drücken in der Erdkruste, und durch Reaktionen mit Ionen oder chemischen Verbindungen, die durch Lösungen zugeführt werden.

Wo hohe Drücke und Temperaturen großräumig einwirken, unterliegen die Gesteine der Regionalmetamorphose. Sie begleitet die Kollision von Lithosphäreplatten, die mit der Gebirgsbildung und tektonischer Deformation einhergehen. Zahlreiche regionalmetamorphe Gesteine, wie etwa Phyllite, kristalline Schiefer oder Gneise, sind an ihrer Schieferung oder anderen orientierten Gefügen zu erkennen. Das sind häufig wellige oder ebene Flächen, die durch Deformationsprozesse, vor allem durch Faltung im Gestein, entstanden sind.

An den Rändern von (heißen) Magmenintrusionen werden die Gesteine unmittelbar am Kontakt und in einer angrenzenden Zone bei hohen Temperaturunterschieden und bei gleichzeitiger Zu- und Abfuhr von gelösten Komponenten durch die Kontaktmetamorphose (Pyrometasomatose) verändert. Für die meisten dieser Gesteine sind hierbei eher richtungslos körnige Gefüge typisch (sog. Felse).

Eine ähnliche Form der Metamorphose läuft in neu gebildeten Magmatiten entlang der Mittelozeanischen Rücken ab. Dort werden diese Gesteine durch die Einwirkung von heißen wässrigen Lösungen umgewandelt und in ihrem Mineralbestand stark verändert (Meeresbodenmetamorphose).

Metamorphe Gesteinsumwandlungen können auch lokal an Störungen auftreten, wo tektonische Bewegungen die Kruste zerbrechen und Gesteinspakete aneinander vorbeigleiten. Da sich die Gesteine entlang der Störungsfläche gegeneinander bewegen, werden sie mechanisch zertrümmert und zu einer teigigen Masse zermahlen (Mylonite). Das Ergebnis dieser Dislokations- oder Dynamometamorphose ist ein intensiv zerkleinertes, pulverisiertes (kataklastisches) Gefüge, das in stark deformierten Gebirgszonen mit intensiver Bruchtektonik auftritt.

Starke Umwandlungen von Gesteinen (in vielen Fällen bis zur Aufschmelzung) entstehen auch beim Einschlag von extraterrestrischen Materials (Meteorite) auf der Erde. Diese Stoßwellenmetamorphose wird hervorgerufen durch hohe Temperaturen und extrem hohe Drücke. Gesteine und Minerale, die solche Metamorphoseauswirkungen aufweisen, sind wichtige Zeugen für vergangene Meteoriteneinschläge (so z.B. im Nördlinger Ries).

Silikate sind die häufigsten Minerale der Metamorphite, weil diese letztlich die Umwandlungsprodukte anderer silikatreicher Gesteine sind. Typisch sind hierbei Granat, Staurolith, Cordierit, Vesuvian, Sillimanit und Disthen, aber auch die ebenfalls in Magmatiten vorkommenden Minerale Quarz, Feldspat, Glimmer, Pyroxene und Amphibole.

Extreme Metamorphosewirkungen aufgrund hoher Temperatur- und Druckeinwirkung (Ultrametamorphose) leiten über zur Bildung von Migmatiten.
Migmatite stellen eine besondere Gesteinsgruppe dar, da bei deren Bildung neben metamorphen und metasomatischen Prozessen auch Teil-Aufschmelzungen und Widerkristallisationen beteiligt waren.
Diese in der Erdkruste ablaufenden Prozesse werden als partielle Aufschmelzung oder Anatexis bezeichnet.

Verbleiben die sich bildenden Schmelzen am Ort ihrer Entstehung, so entstehen Gesteine, die sowohl eine metamorphe (meist dunkle) als auch eine magmatische (meist helle) Komponente enthalten. Die Mischung dieser Anteile kann in großen Grenzen variieren und die verschiedensten Typen der Migmatit-Gesteine erzeugen.

Eine Fülle von unterschiedlichen Migmatiten findet sich im Schwarzwald.

Dank moderner Technologien sind die experimentell arbeitenden Geowissenschaftler heute in der Lage, die Bedingungen in der Erdkruste und im Erdmantel im Labor entsprechend nachzuahmen und in groben Zügen den Druck, die Temperatur und die chemische Zusammensetzung zu bestimmen, unter denen Mineralumwandlungen stattgefunden haben könnten.

Die chemischen und mineralogischen Prozesse, die im Zuge der Metamorphose im Gestein ablaufen, können durch vergleichsweise einfache chemische Reaktionen beschrieben werden. An diesen Reaktionsgleichungen beteiligen sich jene Minerale, die für eine bestimmte Metamorphosestufe (Fazies) typisch sind.

In Tübingen wurden u.a. die Mechanismen und die Kinetik von solchen Mineralreaktionen untersucht, die bei der (Kontakt-)Metamorphose von kieseligen Dolomiten ablaufen. Dazu werden im Labor kleine Mengen der Ausgangsminerale (z.B. Quarz und Dolomit) mit Wasser und Kohlendioxid in Goldkapseln eingeschweißt und dann in Autoklaven Temperaturen von 500-700°C und hohen Drücken ausgesetzt. Nach unterschiedlichen langen Versuchszeiten werden die Reaktionsprodukte (Diopsid, Tremolit, Talk u.v.a.) mit Hilfe eines Rasterelektronenmikroskops (REM) analysiert und interpretiert.
Es hat sich im Laufe der Untersuchungen gezeigt, dass viele, selbst relativ einfache Mineralreaktionen wesentlich komplizierter ablaufen als bislang angenommen, und dass dabei neben der Temperatur und dem Druck auch metastabile Zwischenphasen sowie die Zusammensetzung und die Verunreinigungen der fluiden und festen Phasen eine große Rolle spielen.

Momentan beschäftigt sich die Arbeitsgruppe um Prof. Nowak mit der Bildung und den physikochemischen Eigenschaften von (Volatil-reichen) Schmelzen und Gläsern.