Die meisten gesteinsbildenden Mineralien sind Silikate (Silizium plus Sauerstoff plus andere Elemente, Abb. 1).

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Abb. 1: Gesteine sind natürlich vorkommende Gemenge aus Mineralaggregaten

 

Gesteine selbst können in drei Klassen eingeteilt werden: magmatische Gesteine, Sedimentgesteine und metamorphe Gesteine (Abb. 2).

Abb. 2: Gesteinsarten

 

Magmatische Gesteine

 

Magmatische Gesteine werden durch Magma (geschmolzenes Gestein) aus der Tiefe der Erde gebildet, das aus tiefen Plutonen (Magmakammern) aufsteigt und beim Abkühlen kristallisiert. Die Größe der Kristalle im Gestein hängt davon ab, wie schnell dieses abkühlt und erstarrt.

Wird das geschmolzene Gestein aus einem Vulkan gespuckt, kühlt das Magma schnell ab und die Kristalle haben wenig Zeit sich zu bilden, sind also mikrokristallin („aphanitisch“), zu klein, um sie mit bloßem Auge zu erkennen.

Kühlen die Kristalle langsam über Jahre bis Hunderte von Jahren in einer unterirdischen Magmakammer ab, dann haben sie Zeit, größer zu werden. Manchmal sind sie mit bloßem Auge noch kaum sichtbar, aber dennoch makrokristallin („phaneritisch“). Einige Magmen kühlen im Laufe von Jahrzehnten oder Jahrhunderten oder länger extrem langsam ab und produzieren Pegmatite voller Riesenkristalle.

Einige magmatische Gesteine haben eine zusammengesetzte Textur mit makrokristallinen Kristallen (Phänokristallen), die in einem Gestein schweben, das hauptsächlich mikrokristallin ist (sogenannte Grundmasse). Diese hybride Textur wird porphyritisch genannt und resultiert aus einem Magma, das eine zweistufige Abkühlungsgeschichte hatte: Die Phänokristalle kühlten langsam in einer großen Magmakammer ab, dann wurde das halbkristallisierte Magma aus einem Vulkan geblasen, wo der Rest der Lava schnell abkühlte, um die die Phänokristalle umgebende Grundmasse zu bilden.

Es ist wichtig, sich daran zu erinnern, dass die Kristallgröße ein Ergebnis der Zeit und der Art der Abkühlung ist, so dass mikrokristalline Gesteine vulkanisch sind, makrokristalline Gesteine in Plutonen (plutonische Gesteine) langsam abkühlen und porphyritische Gesteine beide Stadien in ihrer Geschichte haben. Mit der Kristallgröße können magmatische Gesteine klassifiziert werden (Abb. 3).

Abb. 3: Einteilung magmatischer Gesteine nach der Korngröße

Die andere Form der Klassifizierung basiert auf ihrer chemischen Zusammensetzung (Abb. 4). Aus dem Erd-Mantel stammende Gesteine sind relativ reich an Magnesium, Eisen und Kalzium und werden kurz als „mafische“ Gesteine bezeichnet. Diese Zusammensetzung aus Magnesium, Eisen und Calcium produziert Mineralien, die reich an diesen Elementen sind, wie Olivin und Pyroxene und Calciumplagioklas. Wenn ein mafisches Magma schnell abkühlt, ist es die bekannte schwarze Lava namens Basalt, die aus Kilauea auf der Big Island von Hawaii und anderen aus dem Mantel stammenden Vulkanen ausbricht. Wenn es langsam abkühlt, produziert das gleiche Magma, das schwarzen Basalt herstellt, stattdessen ein makrokristallines Gestein mit sichtbarem Pyroxen und Kalziumplagioklas, bekannt als Gabbro.

Manche Magmen sind so reich an Magnesium und Eisen, dass sie als ultramafisch bezeichnet werden. Diese enthalten fast nichts anderes als Olivin, das direkt aus dem Mantel oder der unteren Kruste gewonnen wird. Ein makrokristallines Gestein aus reinem Olivin wird als Peridotit bezeichnet. Derzeit gibt es nirgendwo auf der Erde ultramafische Vulkanlava, aber vor etwa 3 Milliarden Jahren waren sie üblich und diese olivinreiche Lava wird Komatiit genannt.

Das andere Extrem der Magmachemie sind Schmelzen, die reich an Silizium, Aluminium, Kalium und Natrium sind. Mit dieser Art der Magmachemie werden Mineralien wie Quarz (reine Kieselsäure), Natriumfeldspäte (Natrium, Aluminium und Kieselsäure), Kaliumfeldspäte und Glimmer wie Biotit und/oder Muskovit (reich an Kalium, Aluminium und Kieselsäure) produziert. Wenn das Gestein Quarz enthält und zwei Drittel seines gesamten Feldspats Kaliumfeldspat sind, dann handelt es sich um einen echten Granit. Echte Granite enthalten so viel rosa oder rotes Kaliumfeldspat, dass sie dazu neigen, auch rosa oder rot zu sein. Es gibt Vulkanausbrüche von Magmen mit der Zusammensetzung von Graniten. Diese werden als Rhyolith bezeichnet und sind extrem feinkörnig und aufgrund des Rostens des darin enthaltenen Eisens im Allgemeinen rosa oder rot.

Die Gesteine, die die meisten Leute „Granite“ nennen, enthalten nicht genug Kaliumfeldspat, um echte Granite zu sein, wie ein Geologe den Begriff definiert. Die meisten Geologen nennen diese Gesteine ​​Granodiorit und nicht Granit. Zum Beispiel sind die meisten Tiefengesteine ​​in den Bergen der Sierra Nevada in Kalifornien Granodiorite oder Diorite. Das vulkanische Äquivalent eines Granodiorits wird Dazit genannt.

Abb. 4: Klassifikationsschema magmatischer Gesteine. Die vertikale Achse zeigt die Mineralzusammensetzung eines bestimmten Gesteins in Volumenprozent. Die horizontale Achse zeigt den jeweiligen SiO₂-Gehalt eines bestimmten Gesteins in Masseprozent. Ist aus chemischen Analysen bekannt, dass ein Gestein ungefähr 70 % SiO₂ enthält, lässt sich daraus ableiten, dass es aus etwa 6 % Amphibol, 3 % Biotit, 5 % Muskovit, 14 % Plagioklas, 22 % Quarz und 50 % Orthoklas besteht. Das Gestein wäre demnach ein Granit.

Die fraktionierte Kristallisation (Abb. 5) ist ein wichtiger Weg, wie ein an Mg, Fe und Al reiches ultramafisches Magma in ein an Si, Al, K und Na reiches siliziumhaltiges (felsisches) Magma umgewandelt werden kann. Wenn die Kristalle, die reich an mafischen Komponenten sind, auf den Boden der Magmakammer sinken, entfernen sie ihr Mg, Fe und Ca und das verbleibende Magma wird reicher an mehr siliziumhaltigen Komponenten, wodurch basaltische und andesitische Magmen entstehen.

Abb. 5: fraktionierte Kristallisation

Ein anderer Mechanismus wird als partielles Schmelzen bezeichnet. Partielles Schmelzen ist der primäre Mechanismus, bei dem die Wiedererwärmung eines kalten Eruptivgesteins Niedrigtemperaturmineralien wie Quarz und Feldspat freisetzt, wodurch granitische Magmen entstehen. Die ersten Materialien, die sich vom ursprünglichen Gestein ablösen, wären Mineralien, die bei den niedrigsten Temperaturen schmelzen, wie Quarz, Kaliumfeldspat und Natriumplagioklas. Wenn diese neue Tieftemperaturschmelze dann abgekühlt würde, würde sie ein Granodiorit oder ein Granit werden.

Eine weitere wichtige Überlegung ist die Ursache für das Schmelzen von Gesteinen. Diese spielt sich an den Subduktionszonen ab. Als Subduktionszone werden die Bereiche genannt, an denen ozeanische und kontinentale Platten aufeinandertreffen, in denen sich eine tektonische Platte über oder unter eine andere Platte schiebt. Das Thema der Plattentektonik werden wir an einem anderen Kapitel besprechen. Es stellt sich heraus, dass bei Gesteinen, die sich in Subduktionszonen befinden, die tief in den Mantel eintauchen, viel Wasser in den Basalten des Meeresbodens eingeschlossen ist, die sich einst auf einem mittelozeanischen Rücken gebildet haben. Wasser und andere flüchtige Stoffe (Gase) senken die Schmelztemperatur eines Gesteins drastisch.

 

Sedimentgesteine

Die Gesteine der zweiten Hauptklasse sind uns viel bekannter, da sie sich an der Erdoberfläche bilden, nicht in tiefen Magmakammern oder gefährlichen Vulkanen. Sie werden als Sedimentgesteine bezeichnet. Sie sind von enormer Bedeutung, da fast alle Wirtschaftsprodukte, die wir aus der Erde gewinnen, aus Lockersedimenten oder Sedimentgesteinen stammen. Dazu gehören Energiequellen wie Öl, Gas, Kohle und Uran; Grundwasser, auf das wir angewiesen sind; Baumaterialien wie Sandstein oder Kalkstein, Beton aus zerkleinertem Kalkstein plus Sand und Kies, Gips für Trockenbau, Quarzsand für Glas usw. Auch viele unserer metallischen Bodenschätze (insbesondere Uran, Eisen und Stahl) gehören dazu.

Sedimentgesteine ​​sind die Quelle fast aller unserer Informationen über die Erdgeschichte die einzige Quelle für Fossilien, die die Geschichte des Lebens demonstrieren und uns helfen, die geologische Zeit zu bestimmen. Schließlich sind kohlenstoffreiche Gesteine ​​wie Kohle und Kalkstein die Thermostate, die unseren Planeten lebenswert machen. Diese Krustenreservoire fixieren den Kohlenstoff oder geben ihn an die Atmosphäre ab, sodass die Erde weder ein höllisches Supertreibhaus wie die Venus (wo die Atmosphäre heiß genug ist, um Blei zu schmelzen) noch ein gefrorener Eisball wie der Mars ist.

Alle Sedimentgesteine ​​durchlaufen einen bestimmten Grundprozess (Abb. 6). Sie beginnen immer als verwittertes Material eines bereits existierenden Gesteins, das magmatisch, metamorph oder sedimentär sein kann. Sobald dieses verwitterte Material von Wind und/oder Wasser transportiert wird, wird es zu losem Sediment. Schließlich kommt das Sediment irgendwann zum Stillstand und wird abgelagert. Aber es ist immer noch lockeres Sediment, bis irgendwann später in seiner Geschichte die losen Sandkörner zusammenzementiert oder die Schlammpartikel komprimiert werden und das lose Sediment zu einem Sedimentgestein wird. Jeder Schritt dieser Geschichte lässt sich in Hinweisen im Gestein nachweisen, und erfahrene Sedimentgeologen verhalten sich wie Detektive, indem sie aus einem Sandstein oder Kalkstein Hinweise auf die Vergangenheit sammeln, die sonst niemand bemerkt.

Abb. 6: Mehrere der an der Erdoberfläche ablaufenden Prozesse des Gesteinskreislaufs tragen zur Bildung von Sedimentgesteinen bei.

Es gibt zwei Versionen dieses Prozesses. Die meisten Sedimentgesteine bestehen aus gebrochenen Partikeln von bereits existierenden Gesteinen oder Mineralien, die als Klasten bekannt sind. Daher bestehen klastische Sedimentgesteine aus unterschiedlich großen Stücken anderer Gesteine, von riesigen Felsbrocken bis hin zu feinem Ton. Schließlich müssen diese losen Kies-, Sand- oder Schlammkörner zu Sedimentgestein lithifiziert werden, durch welchen Sedimente unter Druck kompaktiert werden, ihr Porenwasser abgeben und allmählich zu festem Gestein werden. Der zweite Weg ist viel einfacher. Anstelle von Gesteins- oder Mineralienfragmenten verwittern die Ionen aus dem bereits vorhandenen Gestein und werden in Wasser gelöst, wo sie bleiben, bis sie etwas aus dem Wasser ausfallen und zu Mineralien wie Halit (Steinsalz bildend), Gips (wasserhaltiges Calciumsulfat), Calcit oder Aragonit (Calciumcarbonat) usw. werden. Wenn sie kristallisieren, sind sie also bereits zu festem Gestein versteinert. Da es sich um einen rein chemischen Vorgang handelt, sprechen wir von chemischen Sedimentgesteinen.

Die wichtigste Eigenschaft von Gesteinsfragmenten ist ihre Korngröße, daher erfolgt die Klassifizierung klastischer Sedimente nach der Größe. Es ist auch wichtig, weil die Korngröße ein guter Indikator für die Art der Ablagerung (Wind, Wasser, Gletschereis) ist und die Korngröße stromabwärts von der Quelle abnimmt, so dass es uns über den Transport informiert.

Die Sedimente werden wie die Korngrößen einfach als Ton, Schluff (oder Silt), Sand oder Kies bezeichnet (Abb. 7).

Abb. 7: Korngrößen von Sedimenten

Lockergesteine mit einem überwiegenden Anteil an groben Korngrößen (Kies, Steine, Blöcke) nennt man Schotter (bei abgerundeten Partikeln) oder Schutt (bei eckigen).

Lockergesteine mit einem überwiegenden Anteil an groben Korngrößen mit mehr als 2mm Korngröße (Kies, Steine, Blöcke) nennt man Schotter (bei abgerundeten Partikeln) oder Schutt (bei eckigen).

Diese gröberen Partikel können, oft zusammen mit den feineren, Konglomerate oder Brekzien bilden. Konglomerate bestehen aus abgerundeten, Brekzien aus eckigen Gesteinstrümmern.

Partikel, die zwischen 1/16mm und 2 mm groß sind, werden als Sand bezeichnet. Viele Sande werden zementiert, um das als Sandstein bekannte Gestein zu bilden. Die meisten Sandsteine sind reich an Quarz, dem stabilsten Mineral auf der Erdoberfläche, daher ist Quarzsandstein die häufigste Art. Seltene Sandsteine können jedoch reich an Feldspäten sein, die in magmatischen Gesteinen häufig vorkommen, aber bei der Verwitterung an der Erdoberfläche schnell in Ton zerfallen.

Sediment, das 1/16 mm und 1/256 mm groß ist, bezeichnet man als Schluff, wenn es zu Gestein komprimiert ist, spricht man von einem Schluffstein.

Ist das Sediment feiner als 1/256mm haben wir Ton, welches zu Tonstein komprimiert werden kann.

Schluff und Ton unterliegen meist einer gewissen Verschüttung und Druck. Dadurch werden die Tonminerale (Schichtsilikate) nach unten gedrückt, das Wasser zwischen den herausgedrückt und es zu einem etwas anderen Gestein, dem sogenannten Schieferton, der in eine Ebene in bestimmte Schichten zerbricht.

Chemische Sedimentite entstehen durch die Fällung gelöster Stoffe aus übersättigten Lösungen (Abb. 8). Häufig werden dabei die Evaporite (Karbonate wie Kalkstein, Sulfate, Halogenide und andere Salze) gebildet, die mächtige Gesteinspakete umfassen und Formationen bilden können, wie z. B. der Zechstein in Nord- und Süddeutschland.

Die gängigste Methode dafür ist, dass Organismen (Pflanzen oder Tiere) Ionen aus dem Meerwasser ziehen (wie Kalzium und Karbonat) und ihre Schalen mit Kalziumkarbonatmineralien wie Kalzit oder Aragonit ausfällen. Wenn sich diese Karbonatschalen und Korallenskelette von Meeresbewohnern ansammeln, bauen sie Karbonatsedimente auf, die schließlich zu einem als Kalkstein bekannten Gestein kristallisieren können. Solche Kalksteine werden fast immer aus Fossilien gebaut auch wenn die Umkristallisation die Fossilien unsichtbar machen könnte. Die meisten Kalksteine, die sich heute bilden, sind auf tropische oder subtropische Gebiete beschränkt, mit warmem, flachem, klarem Wasser und ohne klastischen Sand oder Schlamm. Orte wie Florida, die Bahamas, Teile der Karibik, der Persische Golf und der Südpazifik sind die wichtigsten Orte, an denen heute Karbonat-Sedimente gebildet werden. Während der geologischen Vergangenheit überfluteten riesige flache tropische Meere die Kontinente für Millionen von Jahren und häuften in weiten Teilen der Welt enorme Dicken von Kalkstein an.

Eine weitere im Wasser vorkommende Chemikalie ist Kieselsäure. Es kann ausfallen, um ein Gestein zu bilden, das als Hornstein oder Chert bekannt ist und aus submikroskopischen Quarzkristallen besteht. Chert gibt es in vielen Farben, die auf Verunreinigungen basieren. Wenn es also schwarz ist, nennen wir es Feuerstein; wenn es rot ist, ist es Jaspis; weißer Hornstein ist Novaculit. Hornstein in Form von Feuerstein oder Jaspis war einst wichtig für Pfeil- und Speerspitzen oder um Feuer zu entfachen.

Chert bildet sich auf zwei Arten. An Orten, an denen Plankton, das Kieselsäure in ihren Skeletten verwendet, extrem reichlich vorhanden ist, reichert sie sich zu einem kieselsäurereichen Schiefer an, der als Bedded Chert oder „Ribbon Chert“ bekannt ist. Diese Art von Chert wird von Organismen ausgefällt. Die anderen Arten von Hornstein bilden sich, wenn silikatreiches Grundwasser durch andere Gesteine ​​(meist Kalkstein) sickert und Calcit durch Kieselsäure ersetzt. Diese werden als knolliger (nodular) Chert ​​bezeichnet.

Abb. 8: chemische Sedimente

Metamorphe Gesteine

Die dritte Hauptklasse von Gesteinen sind metamorphe Gesteine. Wir kennen das Wort „Metamorphose“, um viele Arten von Formveränderungen zu beschreiben, wie beispielsweise die Verwandlung der Raupe in einen Schmetterling. Metamorphe Gesteine werden von einem ursprünglichen „Muttergestein“ oder Protolith (normalerweise ein Eruptivgestein oder Sedimentgestein) in eine völlig neue und andere Art von Gestein mit neuen Mineralien und neuen Texturen umgewandelt oder verändert. Einige metamorphe Gesteine sind so vollständig umgewandelt, dass sie nicht wiederzuerkennen sind, und wir werden vielleicht nie wissen, von welcher Art von Protolith sie ausgegangen sind.

Metamorphose tritt auf, wenn der Protolith tief in der Kruste vergraben ist und extrem hohen Temperaturen und gerichtetem Druck ausgesetzt ist. Dank des enormen Wärmeflusses aus dem Erdinneren wird das Krustengestein unter unseren Füßen immer heißer, je tiefer wir vordringen. Tatsächlich beträgt der geothermische Gradient etwa 30 ° C pro Kilometer Tiefe, so dass die Krustengesteine ​​bei 30 km etwa 900 ° C (über der Schmelztemperatur vieler Mineralien) betragen würden. Die meisten Leute können sich das nicht einmal vorstellen, aber wenn wir einen alten, verlassenen Minenschacht ohne Klimaanlage hinuntersteigen, können wir spüren, wie es beim Abstieg heiß wird. Südafrikanische Diamanten- und Goldgräber arbeiten in Tiefen von fast 3,9 km und benötigen eine kontinuierliche Zufuhr gekühlter Frischluft, um Schichten von nur wenigen Stunden zu überstehen, da die Temperatur des Gesteins und der Luft dort unten 60°C beträgt. Das tiefste jemals gebohrte Loch erreichte nur etwa 12 Kilometer in der Kola-Region in Sibirien, was nur 10 bis 15 % der dicke der Erdkruste entspricht.

Im Vergleich mit anderen gesteinsverändernden Prozessen, wie der chemischen Verwitterung oder der Diagenese, läuft eine Gesteinsmetamorphose unter deutlich erhöhten Druck- und Temperaturbedingungen ab (Abb.9). Ursache hierfür sind oft Gebirgsbildungen oder andere mit der Plattentektonik mehr oder weniger eng in Zusammenhang stehende Prozesse.

Bei der Umwandlung entstehen neue Minerale und Mineralaggregate, deren druck- und temperaturabhängiger Bildungsbereich den Umgebungsbedingungen entspricht. Bei einer druckbetonten Metamorphose erfolgt oft eine Ausrichtung der Mineralkörner im Gestein, die wiedergibt, aus welchen Richtungen der größte Druck erfolgte. Hierdurch ändert sich das Gesteinsgefüge (z. B. Textur), wodurch sich Metamorphite hinsichtlich ihres Gefüges von chemisch ähnlichen, ebenfalls in der Erdkruste entstandenen plutonischen Gesteinen unterscheiden.

Abb. 9: Ursachen der Gesteinsmetamorphose

Im Gegensatz zum magmatischen Gestein und Sedimentgestein gibt es für metamorphes Gestein noch keine einheitliche Nomenklatur. Ist das unmetamorphe Ausgangsgestein (Protolith) eines Metamorphites erkennbar, wird dem Namen des Protoliths einfach das Präfix Meta- vorangestellt, wie z. B. in Metabasalt. Wie läuft solch eine Metamorphose des Gesteins ab? Schauen wir uns hierfür einige Beispiele an:

Nehmen wir z. B. Schieferton (Abb. 10 A), ein nicht metamorphes Tongestein, das zu den Sedimentgesteinen gehört, als Protolith. Diese können verschiedene chemische Zusammensetzungen haben: Silizium, Aluminium, Kalium, Natrium und andere Elemente. Das erste metamorphe Produkt ist ein als Plattenschiefer bekannter Stein, der platt und stark verblättert ist (Abb. 10 B). Er wird z. B. für die Verwendung von Dachziegeln verwendet. Umgangssprachlich wird zwischen Schieferton und Plattenschiefer, auch Tonschiefer genannt, oft nicht unterschieden. Aber mit Schieferton ist das nicht metamorphe Sedimentgestein gemeint, während Plattenschiefer und Tonschiefer jene Steine sind, die als erstes metamorphes Produkt aus Schieferton entstehen.

Mit steigender Temperatur und gerichtetem Druck verwandeln sich die Tonminerale im Plattenschiefer in winzige Glimmerflocken wie Muskovit oder Biotit (mit bloßem Auge noch nicht sichtbar) und das Gestein erhält einen unverwechselbaren Glanz; dies wird Phyllit genannt (Abb. 10 C).

Weiterer Druck und Temperatur lassen die neuen metamorphen Mineralien groß genug wachsen, um für das Auge sichtbar zu sein; diese Art von Gestein wird Glimmerschiefer genannt (Abb. 10 D). Schließlich beginnen bei extrem hohen Drücken und Temperaturen einige der Mineralien zu schmelzen und entmischen sich in Bänder aus hellen (typischerweise Quarz und Plagioklas) und dunklen Mineralien (typischerweise Biotit und Hornblende). Diese kompositorische Bänderung ist das diagnostische Merkmal eines Gesteins, das als Gneis bekannt ist (Abb. 10 E). Jeder weitere Druck- und Temperaturanstieg und der Gneis schmilzt vollständig und kann zu Magma werden, das zu einem magmatischen Gestein abkühlen könnte.

Abb. 10: Beispiele der Gesteinsmetamorphose

Wenn wir mit einem Olivin-Peridotit oder einem Gabbro als Protholith beginnen (Abb. 10 F), haben wir ein Gestein nur mit Magnesium, Eisen und Kieselsäure. Unter hohem Druck und Temperatur verwandeln entsteht ein neues Mineral namens Serpentin. Ein Gestein aus dem Mineral Serpentin wird als Serpentinit bezeichnet(Abb. 10 G). Serpentinit ist dort verbreitet, wo ultramafische, olivinreiche Schichten ozeanischer Kruste metamorphosiert wurden.

Quarzsandstein (Abb. 10 H) enthält nur eine Chemikalie, Siliziumdioxid, und aus dieser Chemie kann man nichts anderes als Quarz herstellen, egal wie hoch der Druck und die Temperatur sind. So wird aus dem Quarzsandstein bei der Metamorphose ein anderes quarzreiches Gestein, ein Quarzit (Abb. 10 I). Die Mineralogie wird sich nicht ändern (es bildet immer Quarz); aber das ursprüngliche Gefüge aus zusammengepackten kugelförmigen Quarzsandkörnern wird verschwinden, und die Korngrenzen verschmelzen und verhaken sich wie Teile eines Puzzles.

Betrachten wir einen weiteren Protolithen: Kalkstein (Abb. 10 J). Kalkstein hat nur ein Mineral zur Verfügung, Calcit (Calciumcarbonat), also kann er unabhängig von Druck und Temperatur nur Calcit bilden. So verwandelt sich ein fossilreicher Kalkstein-Protolith unter Metamorphose in einen Marmor (Abb. 10 K). Ein echter Marmor besteht noch immer vollständig aus Calcit, aber die Mineralien und Fossilienfragmente haben sich vollständig umkristallisiert, sodass keine Fossilien mehr sichtbar sind und nur noch große, glänzende Calcitkristalle übrig sind.

 

Gesteinskreislauf

 

Wie wir gesehen haben, können Mineralien und Gesteine recht leicht von einer Kategorie in eine andere übergehen. Nehmen wir das Beispiel des Sedimentgesteins, das als Schieferton bekannt ist. Es kann von Sedimentgestein zu metamorphem Gestein übergehen, da es hohen gerichteten Drücken und Temperaturen ausgesetzt ist. Es geht dann von Schieferton zu Plattenschiefer, Phyllit, Glimmerschiefer und Gneis. Schließlich wird es heißer und heißer, bis es schmilzt. Dann ist es zu Magma geworden und kann zu einem magmatischen Gestein abkühlen. Wir haben also eine Abfolge von sedimentären über metamorphen bis zu magmatischen Gesteinen. Magmatisches Gestein an der  Erdoberfläche verwittert und kann in loses Sediment wie Sand zerfallen, wieder komprimiert werden und zum Sedimentgestein werden, welches weiter metamorph verwittern kann und der Kreislauf beginnt von neuem. Das ist der Gesteinskreislauf und der demonstriert die Tatsache, dass sich ein Gestein in ein anderes umwandeln kann (Abb. 11).

Abb. 11: Gesteinskreislauf

 

Literatur

 

Grotzinger, J. & Jordan, T. (2017): Press/Siever Allgemeine Geologie, 7. Auflage, Springer Verlag; Kapitel 3 – 6

Prothero, D. (2021): The Evolving Earth. Oxford University Press, Kapitel 2