Sedimentgestein (Sedimentary rock)

Sedimentgesteine stellen eine Klasse von Gesteinsformationen dar, die durch die Lithifizierung von Sedimenten entstehen. Hierbei handelt es sich um Partikelmaterialien, die aus Mineralien (geologischer Detritus) oder organischem Material (biologischer Detritus) stammen, die sich auf der Erdoberfläche angesammelt oder abgelagert haben. Der Prozess, bei dem sich diese Partikel absetzen und ansammeln, wird als Sedimentation bezeichnet. Geologischer Schutt entsteht durch Verwitterung und Erosion bereits vorhandener Gesteine ​​oder durch die Erstarrung vulkanischen Auswurfs. Diese geologischen Partikel werden durch Denudationsmittel wie Wasser, Wind, Eis und Massenbewegung in Ablagerungsumgebungen transportiert. Biologische Detritus bestehen aus Überresten und Fragmenten (hauptsächlich Muscheln) verstorbener Wasserorganismen sowie deren Fäkalien, die im Wasser suspendiert sind und sich nach und nach auf dem Meeresboden ansammeln, ein Phänomen, das oft als Meeresschnee bezeichnet wird. Darüber hinaus kann Sedimentation durch die Ausfällung gelöster Mineralien aus wässrigen Lösungen entstehen.

Während Sedimentgesteine ​​die kontinentale Erdkruste weitgehend bedecken und 73 % der aktuellen Landoberfläche ausmachen, machen sie nur schätzungsweise 8 % des Gesamtvolumens der Kruste aus. Diese Gesteine ​​bilden eine relativ dünne oberflächliche Schicht, die über einer Kruste liegt, die überwiegend aus magmatischen und metamorphen Gesteinen besteht. Sedimentgesteine ​​werden typischerweise in unterschiedlichen Schichten abgelagert, die als Schichten bezeichnet werden und zusammen eine strukturelle Anordnung bilden, die als Bettung bezeichnet wird. In großen geologischen Senken, sogenannten Sedimentbecken, kommt es häufig zu erheblichen Ansammlungen von Sedimentgesteinen. Hinweise auf Sedimentgesteine ​​wurden auch auf dem Mars gefunden.

Die Untersuchung von Sedimentgesteinen und ihrer stratigraphischen Anordnung liefert entscheidende Untergrunddaten, die für Anwendungen im Tiefbau von unschätzbarem Wert sind, beispielsweise für die Planung und den Bau von Infrastruktur einschließlich Straßen, Gebäuden, Tunneln und Kanälen. Darüber hinaus dienen Sedimentformationen als bedeutende Reservoirs für verschiedene natürliche Ressourcen, darunter Kohle, fossile Brennstoffe, Trinkwasser und Metallerze.

Die Analyse der sequentiellen Anordnung von Sedimentgesteinsschichten ist das wichtigste Mittel zur Rekonstruktion der Erdgeschichte, die Paläogeographie, Paläoklimatologie und die Entwicklung des Lebens umfasst. Das wissenschaftliche Fachgebiet, das sich der Untersuchung der Eigenschaften und Entstehung von Sedimentgesteinen widmet, wird als Sedimentologie bezeichnet. Die Sedimentologie ist ein integraler Bestandteil sowohl der Geologie als auch der physischen Geographie und weist teilweise disziplinäre Überschneidungen mit anderen Geowissenschaften auf, darunter Pedologie, Geomorphologie, Geochemie und Strukturgeologie.

Klassifizierung nach Genesis

Sedimentgesteine werden nach ihren Entstehungsprozessen in vier Hauptgruppen eingeteilt: klastische Sedimentgesteine, biochemische (biogene) Sedimentgesteine, chemische Sedimentgesteine und eine Restkategorie für „andere“ Sedimentgesteine, die durch Einschläge, Vulkanismus und verschiedene kleinere geologische Phänomene entstanden sind.

Klastische Sedimentgesteine

Klastische Sedimentgesteine zeichnen sich durch ihre Zusammensetzung aus versteinerten Gesteinsfragmenten aus, die als Klasten bezeichnet werden. Diese Klasten bestehen häufig aus einzelnen Mineralkörnern wie Quarz, Feldspat, Tonmineralien oder Glimmer. Dennoch können vielfältige Mineralarten eingearbeitet werden. Darüber hinaus können sich Klasten als lithische Fragmente manifestieren, bei denen es sich um Aggregate aus mehreren Mineralien handelt.

Die Klassifizierung klastischer Sedimentgesteine ​​basiert hauptsächlich auf der vorherrschenden Partikelgröße. Die Udden-Wentworth-Korngrößenskala wird von Geologen weithin übernommen und kategorisiert unverfestigtes Sediment in drei Hauptfraktionen: Kies (mit einem Durchmesser von mehr als 2 mm), Sand (mit einem Durchmesser von 0,06 bis 2 mm) und Schlamm (mit einem Durchmesser von weniger als 60 μm). Schlamm wird weiter in Schluff (mit Durchmessern zwischen 60 und 4 μm) und Ton (mit Durchmessern unter 4 μm) unterschieden. Dieses granulometrische Schema spiegelt sich in der Klassifizierung klastischer Sedimentgesteine ​​wider: Konglomerate und Brekzien bestehen überwiegend aus kiesgroßen Partikeln, Sandsteine ​​bestehen hauptsächlich aus Sand und Schlammgesteine ​​bestehen größtenteils aus Schlamm. Historisch gesehen entspricht diese dreiteilige Unterteilung den umfassenderen Kategorien von Ruditen, Areniten bzw. Lutiten, wie sie in der früheren geologischen Literatur zu finden sind.

Die weitere Unterteilung innerhalb dieser drei großen Kategorien wird durch Variationen in der Klastenform (für Konglomerate und Brekzien), den Zusammensetzungsmerkmalen (für Sandsteine) oder der Korngröße und den Texturattributen (für Schlammgesteine) bestimmt.

Konglomerate und Brekzien

Brekzien zeichnen sich durch eine vorherrschende Zusammensetzung aus eckigen Kiesklasten aus, die in eine feinkörnigere Grundmasse (Matrix) eingebettet sind, während Konglomerate hauptsächlich aus abgerundeten Kiesklasten gebildet werden.

Sandsteine

Obwohl es verschiedene Sandsteinklassifizierungsschemata gibt, wird das Dott-Schema von den meisten Geologen weitgehend übernommen. Dieses Schema nutzt die relativen Anteile von Quarz-, Feldspat- und Steingerüstkörnern sowie die Menge der zwischen den gröberen Körnern vorhandenen schlammigen Matrix.

Gerüstkornzusammensetzung

Der Anfangsbegriff in der Nomenklatur eines Sandsteins wird durch die relative Häufigkeit seiner sandgroßen Gerüstkörner bestimmt. Diese Klassifizierung beruht auf dem Vorherrschen von drei Hauptbestandteilen: Quarz, Feldspat oder lithische Fragmente, die von anderen Gesteinsarten stammen. Alle anderen Mineralien gelten als Nebenbestandteile und werden unabhängig von ihrer Menge nicht bei der Benennung des Gesteins verwendet.

• Quarzsandsteine zeichnen sich dadurch aus, dass sie über 90 % Quarzkörner enthalten.
• Feldspatsandsteine enthalten weniger als 90 % Quarzkörner und weisen im Vergleich zu lithischen Körnern einen höheren Anteil an Feldspatkörnern auf.
• Lithische Sandsteine bestehen zu weniger als 90 % aus Quarzkörnern und besitzen einen größeren Anteil an lithischen Körnern als Feldspatkörner.

Die Fülle an schlammigem Matrixmaterial zwischen Sandkörnern

Bei der Ablagerung sandgroßer Partikel bleiben die Zwischenräume zwischen den Körnern entweder als offene Poren bestehen oder werden mit Schlamm gefüllt, der aus schlick- und/oder tongroßen Partikeln besteht.

• Als „sauber“ gekennzeichnete Sandsteine, die offene Porenräume besitzen, die anschließend mit Matrixmaterial gefüllt werden können, werden als Arenite bezeichnet.
• Sandsteine, die eine reichliche schlammige Matrix enthalten, insbesondere mehr als 10 Vol.-%, werden als Wackes bezeichnet.

Insgesamt sechs Sandsteinnamen können generiert werden, indem Deskriptoren für die Kornzusammensetzung (Quarz, Feldspat und Litho) mit Begriffen kombiniert werden, die die Matrixmenge angeben (Wacke oder Arenit). Beispielsweise besteht ein Quarzarenit überwiegend aus Quarzkörnern (über 90 %) mit minimaler bis keiner tonigen Matrix dazwischen, während eine lithische Wacke reichlich lithische Körner neben einer beträchtlichen schlammigen Matrix aufweist.

Während das Dott-Klassifizierungsschema von Sedimentologen häufig verwendet wird, sind herkömmliche Begriffe wie Grauwacke, Arkose und Quarzsandstein unter Laien und in allgemeinen Veröffentlichungen nach wie vor weit verbreitet.

Mudrocks

Mudrocks sind Sedimentgesteine, die hauptsächlich aus mindestens 50 % schluff- und tongroßen Partikeln bestehen. Diese vergleichsweise feinkörnigen Bestandteile werden typischerweise durch turbulente Strömungen in aquatischen oder atmosphärischen Umgebungen transportiert und anschließend abgelagert, wenn die Strömungsgeschwindigkeit abnimmt, wodurch sich die Partikel aus der Suspension absetzen können.

Derzeit wird der Begriff „Schlammgestein“ von den meisten Autoren weithin verwendet und umfasst alle Gesteine, die überwiegend aus Schlamm bestehen. Schlammgesteine ​​werden weiter in Schluffsteine ​​eingeteilt, die hauptsächlich aus schluffgroßen Partikeln bestehen; Tonsteine, gekennzeichnet durch eine nahezu gleiche Mischung aus schlamm- und tongroßen Partikeln; und Tonsteine, die überwiegend aus tongroßen Partikeln bestehen. Während „Schiefer“ von den meisten Autoren im Allgemeinen zur Bezeichnung eines spaltbaren Schlammgesteins verwendet wird, unabhängig von seiner Korngröße, wird „Schiefer“ in manchen historischen Fachbüchern synonym mit „Schlammgestein“ verwendet.

Biochemische Sedimentgesteine

Biochemische Sedimentgesteine entstehen, wenn Organismen gelöste Materialien aus Luft oder Wasser zum Aufbau ihres Gewebes nutzen. Anschauliche Beispiele sind:

• Die meisten Kalksteinarten stammen aus den kalkhaltigen Skelettresten von Organismen, darunter Korallen, Weichtiere und Foraminiferen.
• Kohle entsteht aus Vegetation, die der Atmosphäre Kohlenstoff entzogen und ihn mit anderen Elementen integriert hat, um ihr Gewebe zu entwickeln. Diese organische Substanz wird anschließend durch darüber liegende Sedimente komprimiert und erfährt eine chemische Umwandlung.
• Chert-Ablagerungen entstehen durch die Ansammlung von Kieselskeletten, die von mikroskopisch kleinen Organismen wie Radiolarien und Kieselalgen stammen.

Chemische Sedimentgesteine

Chemische Sedimentgesteine entstehen, wenn gelöste mineralische Bestandteile eine Übersättigung erreichen und anschließend anorganisch ausfallen. Typische Beispiele für chemische Sedimentgesteine sind oolithischer Kalkstein und Formationen aus Evaporitmineralien, darunter Halit (Steinsalz), Sylvit, Baryt und Gips.

Andere Sedimentgesteine

Diese vierte, sonstige Kategorie umfasst vulkanischen Tuffstein und vulkanische Brekzien, die durch die Ablagerung und anschließende Zementierung von Lavafragmenten entstehen, die von Vulkanen ausgeworfen werden, sowie Impaktbrekzien, die sich nach Einschlagereignissen bilden.

Klassifizierung basierend auf der Zusammensetzung

Alternativ können Sedimentgesteine entsprechend ihrer mineralogischen Zusammensetzung in Zusammensetzungsgruppen eingeteilt werden:

• Siliziklastische Sedimentgesteine bestehen hauptsächlich aus Silikatmineralien. Der Sedimentbestandteil dieser Gesteine ​​wurde über Geschiebe, Schwebstoffe oder Sediment-Schwerkraftströme transportiert. Siliziklastische Sedimentgesteine werden weiter in Konglomerate und Brekzien, Sandstein und Schlammgestein unterteilt.
• Karbonat-Sedimentgesteine bestehen hauptsächlich aus Calcit (rhomboedrisches CaCO
  §89§), Aragonit (orthorhombisches CaCO
  §1920§), Dolomit (CaMg(CO
  §3031§)
  §3940§) und verschiedene andere Karbonate Mineralien, die alle durch das Vorhandensein des CO²⁻
  §5051§-Ions gekennzeichnet sind. Bemerkenswerte Beispiele sind Kalkstein und das Gestein Dolomit.
• Evaporit-Sedimentgesteine bestehen aus Mineralien, die durch die Verdunstung von Wasser ausgefällt werden. Zu den wichtigsten Evaporitmineralien gehören Carbonate (wie Calcit und verwandte Mineralien, die das CO²⁻
  §89§-Ion enthalten), Chloride (einschließlich Halit und andere Mineralien, die auf dem Cl⁻
  Ion) und Sulfate (wie Gips und andere Mineralien, die das SO²⁻
  §3031§ ion). Charakteristische Bestandteile von Evaporitgesteinen sind häufig erhebliche Mengen an Halit (Steinsalz), Gips und Anhydrit.
• Sedimentgesteine mit hohem organischen Gehalt zeichnen sich durch erhebliche Mengen an organischer Substanz aus, die typischerweise mehr als 3 % des gesamten organischen Kohlenstoffs ausmachen. Anschauliche Beispiele sind Kohle, Ölschiefer und Formationen, die als Ausgangsgesteine für Erdöl und Erdgas dienen.
• Kieselsäurehaltige Sedimentgesteine bestehen überwiegend aus Kieselsäure (SiO
  §89§) und manifestieren sich häufig als Hornstein, Opal, Chalcedon oder andere mikrokristalline Polymorphe.
• Eisenreiche Sedimentgesteine enthalten mehr als 15 Gewichtsprozent Eisen; Zu den vorherrschenden Arten gehören gebänderte Eisenformationen und Eisensteine.
• Phosphatische Sedimentgesteine bestehen aus Phosphatmineralien und weisen einen Phosphorgehalt von über 6,5 % auf; Beispiele hierfür sind Phosphatknollenablagerungen, Knochenbetten und phosphathaltiges Schlammgestein.

Ablagerung und Transformation nach der Ablagerung

Sedimenttransport und -akkumulation

Sedimentgesteine entstehen durch die Ablagerung von Partikeln, die in verschiedenen Medien schweben, darunter Luft, Eis, Wind, Schwerkraft oder Wasserströmungen. Dieses Sediment entsteht häufig durch Verwitterung und Erosionszerfall des Muttergesteins in lockeres Material innerhalb einer Quellregion. Anschließend wird dieses Material von seiner Quelle in ein Ablagerungsbecken gefördert. Die Eigenschaften des transportierten Sediments hängen von der geologischen Zusammensetzung des Hinterlandes ab, das die Herkunft des Sediments darstellt. Umgekehrt werden bestimmte Sedimentgesteine, wie zum Beispiel Evaporite, aus Materialien gebildet, die direkt in ihrer Ablagerungsumgebung ausfallen. Folglich werden die grundlegenden Eigenschaften eines Sedimentgesteins nicht nur durch das verfügbare Sedimentangebot bestimmt, sondern auch durch die spezifische Sedimentablagerungsumgebung, in der seine Entstehung stattfand.

Post-Depositional Transformation (Diagenesis)

Bei der Ansammlung in einer Ablagerungsumgebung werden ältere Sedimente nach und nach von jüngeren Schichten begraben, wodurch der Prozess der Diagenese eingeleitet wird. Die Diagenese umfasst alle chemischen, physikalischen und biologischen Veränderungen, mit Ausnahme der Oberflächenverwitterung, die ein Sediment nach seiner ersten Ablagerung erfährt. Diese Veränderungen beinhalten die Verdichtung und Versteinerung des Sedimentmaterials. Die ersten Phasen der Diagenese, die als Eogenese bezeichnet werden, finden in geringen Tiefen statt (typischerweise einige zehn Meter) und zeichnen sich durch Bioturbation und mineralogische Umwandlungen innerhalb der Sedimente aus, begleitet von nur geringer Verdichtung. Der charakteristische rote Hämatit, der für die Färbung roter Bettsandsteine ​​verantwortlich ist, entsteht vermutlich während der Eogenese. Darüber hinaus können bestimmte biochemische Prozesse, wie beispielsweise die bakterielle Aktivität, die Bildung von Gesteinsmineralien beeinflussen und gelten daher als integraler Bestandteil der Diagenese. Die Dolomitisierung von Gesteinen wie Kalkstein stellt ein weiteres Beispiel der Sedimentdiagenese dar.

Mit zunehmender Versenkungstiefe durchlaufen Sedimente eine Mesogenese, eine Phase, die durch den Großteil der Verdichtung und Lithifizierung gekennzeichnet ist. Die Verdichtung erfolgt, wenn Sedimente einem zunehmenden (lithostatischen) Überlagerungsdruck der darüber liegenden Schichten ausgesetzt sind. Während dieses Prozesses nehmen Sedimentkörner kompaktere Konfigurationen an, duktile Mineralkörner (z. B. Glimmer) unterliegen einer Verformung und der interstitielle Porenraum verringert sich. Zunächst sind abgelagerte Sedimente meist mit Grund- oder Meerwasser gesättigt; Wenn der Porenraum abnimmt, wird ein erheblicher Teil dieser verbundenen Flüssigkeiten ausgestoßen. Über die physikalische Verdichtung hinaus kann auch eine chemische Verdichtung durch Drucklösung erfolgen. Kontaktpunkte zwischen den Körnern erfahren eine maximale Belastung, wodurch das beanspruchte Mineral löslicher wird als die nicht beanspruchten Teile des Korns. Dadurch lösen sich diese Kontaktpunkte auf, was eine engere Annäherung zwischen den Körnern ermöglicht. Erhöhter Druck und erhöhte Temperatur katalysieren zusätzlich chemische Reaktionen, einschließlich solcher, die für die Umwandlung von organischem Material in Braunkohle oder Kohle verantwortlich sind.

Lithifizierung folgt unmittelbar auf die Verdichtung, wobei erhöhte Untergrundtemperaturen die Ausfällung von Zementmitteln beschleunigen, die die Körner verschmelzen lassen. Die Drucklösung erleichtert diese Zementierung zusätzlich, indem sie Mineralien, die an beanspruchten Kontaktpunkten gelöst wurden, in die unbeanspruchten Porenräume zurücklagert. Dieser Prozess verringert folglich die Porosität und verbessert die Kompaktheit und strukturelle Integrität des Gesteins.

Die Exhumierung von vergrabenem Sedimentgestein leitet die Telogenese ein, die die dritte und abschließende Phase der Diagenese darstellt. Da Erosionsprozesse die Versenkungstiefe verringern, führt die anschließende Einwirkung von meteorischem Wasser zu weiteren Veränderungen im Sedimentgestein, einschließlich der Auflösung bestimmter Zementmaterialien, wodurch sekundäre Porosität entsteht.

Unter Bedingungen ausreichend erhöhter Temperatur und Druck geht die diagenetische Phase in die Metamorphose über, den geologischen Prozess, der für die Bildung von metamorphem Gestein verantwortlich ist.

Eigenschaften

Farbe

Die Färbung von Sedimentgesteinen wird häufig überwiegend durch Eisen beeinflusst, ein Element, das durch zwei primäre Oxide gekennzeichnet ist: Eisen(II)-oxid und Eisen(III)-oxid. Eisen(II)-oxid (FeO) entsteht ausschließlich unter sauerstoffarmen (anoxischen) Bedingungen und verleiht dem Gestein einen grauen oder grünlichen Farbton. Umgekehrt manifestiert sich Eisen(III)-oxid (Fe₂O₃), das in sauerstoffreichen Umgebungen vorherrscht, üblicherweise als Mineral Hämatit und verleiht ihm eine rötliche bis bräunliche Färbung. In trockenen kontinentalen Klimazonen sind Gesteine ​​direkt der Atmosphäre ausgesetzt, wo Oxidation eine wichtige Rolle spielt und zu einer roten oder orangen Färbung führt. Als rote Schichten werden ausgedehnte Schichten roter Sedimentgesteine ​​bezeichnet, die aus ariden Klimazonen stammen. Dennoch weist eine rote Färbung nicht eindeutig auf die Bildung innerhalb eines kontinentalen oder trockenen Klimas hin.

Der Einschluss organischer Materie kann einem Gestein eine schwarze oder graue Farbe verleihen. Organisches Material stammt von abgestorbenen Organismen, hauptsächlich Pflanzen. Normalerweise zersetzt sich dieses Material durch Oxidation oder bakterielle Einwirkung. Unter anoxischen Bedingungen widersteht organisches Material jedoch dem Zerfall, was zur Ansammlung dunkler, organischer Sedimente führt. Dieses Phänomen kann beispielsweise in den Tiefseezonen und Seen auftreten, wo eine begrenzte Wasserzirkulation den Abwärtstransport von Sauerstoff aus Oberflächengewässern verhindert. Folglich handelt es sich bei dem abgelagerten Sediment typischerweise um feinen, dunklen Ton. Daher handelt es sich bei dunklen Gesteinen, die sich durch einen hohen organischen Anteil auszeichnen, häufig um Schiefer.

Textur

Die Textur eines Sediments wird durch die Größe, Morphologie und räumliche Anordnung seiner konstituierenden Klasten (ursprüngliche Gesteinsfragmente) definiert. Während die Textur ein Merkmal eines Gesteins auf Mikroebene darstellt, beeinflusst sie zahlreiche Eigenschaften auf Makroebene erheblich, darunter Dichte, Porosität und Durchlässigkeit.

Die dreidimensionale Ausrichtung von Klasten innerhalb eines Gesteins wird als dessen Gefüge bezeichnet. Die Abmessungen und die Morphologie von Klasten liefern entscheidende Einblicke in die Geschwindigkeit und Richtung der Strömungen innerhalb der Sedimentumgebung, die für ihren Transport von ihrer Quelle aus verantwortlich sind. Beispielsweise lagert sich feiner, kalkhaltiger Schlamm typischerweise in ruhenden Gewässern ab, während Kies und größere Klasten ausschließlich durch Hochgeschwindigkeitsströmungen mobilisiert werden. Die Korngröße von Gesteinen wird herkömmlicherweise mithilfe der Wentworth-Skala quantifiziert, obwohl gelegentlich alternative Skalen verwendet werden. Die Korngröße kann entweder als Durchmesser oder als Volumen dargestellt werden und spiegelt stets einen Durchschnittswert wider, da Gesteine ​​aus Klasten unterschiedlicher Größe bestehen. Die statistische Verteilung der Korngrößen variiert zwischen verschiedenen Gesteinsarten und wird durch eine Eigenschaft charakterisiert, die als Sortierung des Gesteins bezeichnet wird. Ein Gestein wird als „gut sortiert“ bezeichnet, wenn seine Klasten eine relativ einheitliche Größe aufweisen, wohingegen ein breiter Bereich der Korngröße auf ein „schlecht sortiertes“ Gestein hinweist.

Die Morphologie von Klasten kann Aufschluss über die Herkunft des Gesteins geben. Coquina beispielsweise, ein Gestein aus fragmentierten Muschelklasten, entsteht ausschließlich in hochenergetischen Gewässern. Die Form eines Klastens kann durch vier verschiedene Parameter charakterisiert werden:

• Oberflächentextur bezieht sich auf den Grad des winzigen Reliefs auf der Oberfläche eines Korns, das nicht ausreicht, um seine gesamte makroskopische Form zu beeinflussen. Beispielsweise weisen mattierte Körner, die durch zahlreiche kleine Brüche gekennzeichnet sind, auf Äolsandsteine hin.
• Rundung quantifiziert die Gesamtglätte der Morphologie eines Korns.
• Sphärizität misst das Ausmaß, in dem sich die Form eines Korns der einer perfekten Kugel annähert.
• Kornform charakterisiert die dreidimensionale Konfiguration des Korns.

Chemische Sedimentgesteine weisen eine nicht-klastische Textur auf, die vollständig aus kristallinen Strukturen besteht. Zur Charakterisierung einer solchen Textur sind lediglich die durchschnittliche Kristallgröße und der Stoff erforderlich.

Mineralogie

Die meisten Sedimentgesteine ​​zeichnen sich durch das Vorhandensein von Quarz (bei siliziklastischen Sorten) oder Calcit (bei Karbonatarten) aus. Im Gegensatz zu magmatischen und metamorphen Gesteinen weisen Sedimentgesteine ​​typischerweise eine begrenzte Vielfalt an Primärmineralien auf. Dennoch ist die Entstehung von Mineralien in Sedimentgesteinen im Vergleich zu ihren magmatischen Gegenstücken häufig komplexer. In Sedimentgesteinen vorkommende Mineralien können entweder aus den ursprünglichen Sedimenten oder durch Fällungsprozesse während der Diagenese stammen. Im letzteren Szenario könnte sich auf einer bereits vorhandenen Zementschicht ein Mineralniederschlag gebildet haben. Die komplizierte diagenetische Entwicklung dieser Gesteine ​​kann durch optische Mineralogie unter Verwendung eines petrographischen Mikroskops aufgeklärt werden.

Karbonatgesteine ​​bestehen hauptsächlich aus Karbonatmineralien, darunter Calcit, Aragonit und Dolomit. In einem Karbonat-Sedimentgestein bestehen sowohl die Zementmatrix als auch die klastischen Bestandteile, wie Fossilien und Ooide, typischerweise aus Karbonatmineralien. Die mineralogische Zusammensetzung eines klastischen Gesteins hängt vom Materialbeitrag des Quellgebiets, den Transportmechanismen zum Ablagerungsort und der inhärenten Stabilität der spezifischen beteiligten Mineralien ab.

Die Goldich-Auflösungsreihe quantifiziert die Widerstandsfähigkeit gesteinsbildender Mineralien gegenüber Verwitterungsprozessen. Innerhalb dieser Reihe weist Quarz die höchste Stabilität auf, gefolgt von Feldspat, Glimmer und anschließend anderen weniger stabilen Mineralien, die nur unter minimalen Witterungsbedingungen bestehen bleiben. Das Ausmaß der Verwitterung wird vor allem durch die Nähe zum Quellgebiet, die vorherrschenden lokalen klimatischen Bedingungen und die Dauer des Sedimenttransports zum Ablagerungsort beeinflusst. In den meisten Sedimentgesteinen sind Mineralien wie Glimmer, Feldspat und andere weniger stabile Bestandteile verwittert und haben sich in Tonmineralien wie Kaolinit, Illit oder Smektit umgewandelt.

Fossilien

Unter den drei Hauptgesteinsklassifikationen kommen Fossilien am häufigsten in Sedimentschichten vor. Im Gegensatz zu den meisten magmatischen und metamorphen Gesteinen entwickeln sich Sedimentgesteine ​​unter Temperatur- und Druckbedingungen, die organische Überreste bewahren. Häufig erfordern diese versteinerten Strukturen eine Vergrößerung für eine ordnungsgemäße Beobachtung.

In natürlichen Umgebungen werden verstorbene Organismen typischerweise schnell durch Aasfresser, Bakterien, Verfall und Erosionskräfte zersetzt; Unter bestimmten Ausnahmebedingungen werden diese natürlichen Prozesse jedoch gehemmt, was die Fossilisierung begünstigt. Die Wahrscheinlichkeit einer Versteinerung steigt mit einer hohen Sedimentationsrate, die eine schnelle Bestattung der Überreste gewährleistet, in anoxischen Umgebungen, in denen die bakterielle Aktivität minimal ist, oder wenn der Organismus über eine robuste Skelettstruktur verfügt. Große, hervorragend erhaltene Fossilien sind vergleichsweise selten.

Fossilien umfassen sowohl die direkten physischen Überreste oder Abdrücke von Organismen als auch deren Skelettbestandteile. Die am häufigsten erhaltenen Elemente sind die haltbareren Teile von Organismen, darunter Knochen, Schalen und verholztes Gewebe von Pflanzen. Weichgewebe weisen eine deutlich geringere Neigung zur Fossilisierung auf, wobei die Erhaltung tierischer Weichgewebe, die älter als 40 Millionen Jahre sind, äußerst selten ist. Abdrücke, die Organismen im Laufe ihres Lebens hinterlassen, werden als Spurenfossilien bezeichnet, beispielsweise Höhlen und Fußabdrücke.

In Sedimentgestein eingebettet, unterliegen Fossilien den gleichen diagenetischen Prozessen wie ihr umgebendes Wirtsmaterial. Beispielsweise kann sich eine kalkhaltige Hülle auflösen und der entstandene Hohlraum anschließend mit einem Quarzzement gefüllt werden. Ebenso können ausfallende Mineralien Hohlräume füllen, die zuvor von Blutgefäßen, Gefäßgewebe oder anderen Weichgeweben besetzt waren. Dieser als Permineralisierung bezeichnete Prozess bewahrt die Morphologie des Organismus und verändert gleichzeitig seine chemische Zusammensetzung. Zu den Mineralien, die am häufigsten an der Permineralisierung beteiligt sind, gehören verschiedene Formen amorpher Kieselsäure (wie Chalcedon, Feuerstein und Hornstein), Carbonate (insbesondere Calcit) und Pyrit.

Unter Bedingungen von erhöhtem Druck und erhöhter Temperatur unterliegt die organische Substanz eines verstorbenen Organismus chemischen Umwandlungen, wobei flüchtige Verbindungen wie Wasser und Kohlendioxid ausgestoßen werden. Letztendlich besteht das Fossil aus einem dünnen Film aus reinem Kohlenstoff oder seinem mineralisierten Allotrop Graphit. Diese spezielle Form der Versteinerung wird als Karbonisierung bezeichnet und ist für Pflanzenfossilien von besonderer Bedeutung. Der identische Prozess ist auch für die Entstehung fossiler Brennstoffe, einschließlich Braunkohle und Kohle, verantwortlich.

Primäre Sedimentstrukturen

Sedimentgesteinsstrukturen werden in primäre Strukturen, die während des Ablagerungsprozesses entstehen, und sekundäre Strukturen, die sich nach der Ablagerung entwickeln, kategorisiert. Im Gegensatz zu Texturen manifestieren sich Strukturen stets als makroskopische Merkmale, die vor Ort leicht erkennbar sind. Sedimentstrukturen geben Einblicke in die Ablagerungsumgebung oder fungieren als Indikatoren für die ursprüngliche stratigraphische Ausrichtung bei tektonischer Neigung oder Inversion.

Sedimentgesteine ​​sammeln sich in unterschiedlichen Schichten an, die als Schichten oder Schichten bezeichnet werden. Insbesondere stellt ein Bett eine Gesteinsschicht dar, die konsistente lithologische und strukturelle Eigenschaften aufweist. Schichten entstehen durch die sequenzielle Ansammlung von Sedimentschichten. Dieses charakteristische Schichtmuster in Sedimentgesteinen wird als Schichtung bezeichnet. Einzelbetten können eine Dicke von wenigen Zentimetern bis zu mehreren Metern haben. Empfindlichere, weniger markante Schichten werden als Laminae bezeichnet, und das daraus resultierende Strukturmerkmal innerhalb des Gesteins wird als Laminierung bezeichnet. Typischerweise weisen Blättchen eine Dicke von weniger als einigen Zentimetern auf. Während Bettung und Laminierung häufig horizontal erfolgen, wird diese Ausrichtung nicht überall beibehalten. Bestimmte Ablagerungsbedingungen erleichtern die Bildung von Schichten mit einer (typischerweise geringen) Neigung. Gelegentlich kann eine einzelne Gesteinseinheit mehrere Schichtenschichten mit unterschiedlicher Ausrichtung enthalten, eine Konfiguration, die als Kreuzbettung bezeichnet wird. Kreuzbettung weist auf Ablagerungsprozesse hin, die durch flüssige Medien wie Wind oder Wasser angetrieben werden.

Im Gegensatz zur Kreuzbettung handelt es sich bei der Parallellaminierung um eine vollständig parallele Sedimentschichtung. Variationen in den Laminierungsmustern entstehen typischerweise durch zyklische Schwankungen des Sedimenteintrags, die beispielsweise auf saisonale Veränderungen des Niederschlags, der Temperatur oder biochemischer Prozesse zurückzuführen sind. Blätter, die jahreszeitliche Schwankungen widerspiegeln, analog zu Baumringen, werden Warven genannt. Jedes Sedimentgestein, das durch eine millimetergroße oder feinere Schichtung gekennzeichnet ist, kann grob als Laminit klassifiziert werden. Sedimentgesteine, die völlig frei von Laminierung sind, weisen eine Struktureigenschaft auf, die als massive Schichtung bekannt ist.

Abgestufte Schichtung beschreibt eine Sedimentstruktur, bei der Schichten mit feinerer Korngröße auf Schichten mit gröberen Körnern überlagert sind. Diese Konfiguration entsteht, wenn schnell fließendes Wasser langsamer wird und seine Bewegung einstellt. Folglich lagern sich zunächst größere, dichtere Klasten in der Suspension ab, gefolgt von zunehmend kleineren Klasten. Während sich eine abgestufte Schichtung in verschiedenen Ablagerungsumgebungen manifestieren kann, ist sie besonders diagnostisch für Trübungsströme.

Die Morphologie der Oberfläche einer Schicht, die als Schichtform bezeichnet wird, kann auch auf bestimmte Sedimentumgebungen hinweisen. Prominente Beispiele für Bettformen sind Dünen und Wellenmarkierungen. Sohlenmarkierungen, einschließlich Werkzeugspuren und Flötenabgüsse, stellen Erosionsrillen auf einer Oberfläche dar, die anschließend durch weitere Sedimentation konserviert wurde. Diese häufig länglichen Strukturen dienen als wertvolle Indikatoren zur Bestimmung der Paläoströmungsrichtung während der Ablagerung.

Welligkeitsspuren entstehen ebenfalls in fließendem Wasser. Sie können entweder als symmetrisch oder asymmetrisch klassifiziert werden. Asymmetrische Wellen entstehen in Umgebungen mit unidirektionaler Strömung, beispielsweise in Flüssen. Die ausgedehntere Flanke dieser Wellen ist stets der Aufwärtsrichtung der Strömung zugewandt. Symmetrische Wellenwellen sind charakteristisch für Umgebungen, in denen Strömungen einen bidirektionalen Fluss aufweisen, wie zum Beispiel Wattflächen.

Schlammrisse sind eine Bodenform, die durch die Austrocknung von Sedimenten entsteht, die regelmäßig über der Wasseroberfläche freigelegt werden. Diese Strukturen werden häufig in Umgebungen wie Wattflächen oder Küstenstreifen neben Flüssen beobachtet.

Sekundäre Sedimentstrukturen

Sekundäre Sedimentstrukturen werden als solche definiert, die sich nach dem ersten Ablagerungsereignis entwickeln. Diese Strukturen entstehen durch chemische, physikalische und biologische Prozesse im Sedimentkörper. Sie dienen als diagnostische Indikatoren für die Bedingungen nach der Ablagerung. Bestimmte Sekundärstrukturen können als „Weg nach oben“-Kriterien für die stratigraphische Orientierung dienen.

Organische Materie im Sediment kann Spuren hinterlassen, die über bloße Körperfossilien hinausgehen. Erhaltene Spuren und Höhlen sind Beispiele für Spurenfossilien, auch Ichnofossilien genannt. Diese Spuren sind vergleichsweise selten. Bei den meisten Spurenfossilien handelt es sich um Höhlen, die von Weichtieren oder Arthropoden angelegt wurden. Sedimentologen bezeichnen diese Grabaktivität als Bioturbation. Bioturbation kann wertvolle Einblicke in die biologischen und ökologischen Bedingungen liefern, die nach der Sedimentablagerung vorherrschen. Umgekehrt können die Grabvorgänge von Organismen andere (primäre) Sedimentstrukturen zerstören und so die Rekonstruktion der Paläoumwelt erschweren.

Sekundäre Strukturen können sich auch durch Diagenese oder Pedogenese (Bodenbildung) entwickeln, wenn Sedimente unter der Luft freigelegt werden. Ein vorherrschendes diagenetisches Merkmal, das in Karbonatgesteinen beobachtet wird, ist der Stylolith. Stylolithe stellen unregelmäßige Auflösungsoberflächen dar, auf denen Gesteinsmaterial durch Porenflüssigkeiten entfernt wurde. Dieser Prozess kann zur Ausfällung bestimmter chemischer Spezies führen, was zu einer Verfärbung und Verfärbung des Gesteins oder zur Bildung von Konkretionen führt. Konkretionen sind typischerweise subkugelförmige oder konzentrische Massen, die im Vergleich zum umgebenden Wirtsgestein eine andere Zusammensetzung aufweisen. Ihre Entstehung wird oft auf lokale Niederschläge zurückgeführt, die durch geringfügige Unterschiede in der Zusammensetzung oder Porosität des Wirtsgesteins beeinflusst werden und häufig in der Nähe von Fossilien, in Höhlen oder in der Nähe von Pflanzenwurzeln auftreten. Chert- oder Feuersteinkonkretionen kommen häufig in Karbonatgesteinen wie Kalkstein oder Kreide vor, wohingegen terrestrische Sandsteine ​​gelegentlich Eisenkonkretionen aufweisen. In Ton eingebettete Kalzitkonkretionen, die durch eckige Hohlräume oder Risse gekennzeichnet sind, werden als septare Konkretionen bezeichnet.

Nach der Ablagerung können physikalische Prozesse das Sediment verformen und dadurch eine dritte Kategorie von Sekundärstrukturen erzeugen. Dichteunterschiede zwischen verschiedenen Sedimentschichten, beispielsweise zwischen Sand und Ton, können zur Bildung von Flammenstrukturen oder Ladungswürfen führen, die durch umgekehrten Diapirismus entstehen. Während der Zeit, in der das klastische Bett unverfestigt bleibt, kann Diapirismus dazu führen, dass eine dichtere darüberliegende Schicht in eine weniger dichte darunterliegende Schicht absinkt. Gelegentlich treten Dichtekontraste auf oder werden verstärkt, wenn eine der Lithologien dehydriert. Durch Dehydrierung wird Ton leicht komprimiert, während Sand sein Volumen beibehält und dadurch relativ weniger dicht wird. Wenn umgekehrt der Porenflüssigkeitsdruck innerhalb einer Sandschicht einen kritischen Schwellenwert überschreitet, kann der Sand durch darüber liegende Tonschichten eindringen und diskordante Sedimentgesteinskörper bilden, die als Sedimentgänge bekannt sind. Dieser identische Mechanismus kann auch Schlammvulkane an der Oberfläche erzeugen, wo das Material darüber liegende Schichten durchbrochen hat.

Sedimentdeiche können außerdem in kalten Klimazonen entstehen, in denen der Boden für einen erheblichen Teil des Jahres dauerhaft gefroren bleibt. Durch Frostverwitterungsprozesse können Bodenrisse entstehen, die sich anschließend mit Schutt von der Oberfläche füllen. Diese Strukturen dienen als wertvolle Indikatoren vergangener Klimabedingungen und als „Weg-nach-oben“-Indikatoren für die stratigraphische Orientierung.

Dichteschwankungen können auch kleinräumige Verwerfungen hervorrufen, sogar gleichzeitig mit laufender Sedimentation, ein Phänomen, das als synchron-sedimentäre Verwerfung bezeichnet wird. Diese Art von Verwerfungen kann auch durch die Ablagerung erheblicher Mengen unverfestigten Sediments auf geneigten Oberflächen wie Deltafronten oder Kontinentalhängen entstehen. Instabilitäten innerhalb dieser Sedimente können dazu führen, dass das abgelagerte Material absackt und Risse und Falten entstehen. Die resultierenden Gesteinsstrukturen sind syn-sedimentäre Falten und Verwerfungen, die häufig eine Herausforderung bei der Unterscheidung von Falten und Verwerfungen darstellen, die durch tektonische Kräfte entstehen, die auf lithifizierte Gesteine einwirken.

Ablagerungsumgebungen

Der spezifische geologische Kontext, in dem ein Sedimentgestein entsteht, wird als seine Ablagerungsumgebung bezeichnet. Jede Umgebung ist durch ein einzigartiges Zusammenspiel geologischer Prozesse und vorherrschender Bedingungen gekennzeichnet. Die Beschaffenheit des abgelagerten Sediments wird nicht nur durch sein Ausgangsmaterial (Herkunft) bestimmt, sondern auch maßgeblich durch die Eigenschaften der Umgebung selbst.

Eine Meeresumgebung bezeichnet die Bildung von Gestein in einem Meer oder Ozean. Typischerweise wird zwischen Tief- und Flachwasserumgebungen unterschieden. Tiefseegebiete beziehen sich im Allgemeinen auf Umgebungen, die mehr als 200 Meter unter der Wasseroberfläche liegen und die Tiefseeebene umfassen. Flache Meeresumgebungen befinden sich in Küstennähe und können sich bis an die Grenzen des Festlandsockels erstrecken. Die Wasserdynamik in diesen Umgebungen weist im Vergleich zu Tiefwasserumgebungen typischerweise eine größere Energie auf, da die Wellenaktivität mit zunehmender Tiefe abnimmt. Folglich können gröbere Sedimentpartikel transportiert werden, was zu abgelagerten Sedimenten führt, die gröber sind als die in tieferen Umgebungen vorkommenden. Beim Transport von kontinentalem Sediment wird eine abwechselnde Abfolge von Sand, Ton und Schluff abgelagert. In Situationen, in denen der Kontinent weit entfernt ist, kann das Volumen solcher abgelagerter Sedimente minimal sein, sodass biochemische Prozesse den resultierenden Gesteinstyp überwiegend beeinflussen können. Insbesondere in warmen Klimazonen kommt es in flachen Meeresumgebungen vor der Küste vor allem zur Ablagerung von Karbonatgestein. Das warme, flache Wasser bietet einen optimalen Lebensraum für zahlreiche kleine Organismen, die Karbonatskelette aufbauen. Nach dem Ableben dieser Organismen sinken ihre Skelette auf den Meeresboden und sammeln sich als beträchtliche Schicht kalkhaltigen Schlamms an, der anschließend zu Kalkstein versteinern kann. Darüber hinaus stellen warme flache Meeresumgebungen ideale Umgebungen für Korallenriffe dar, deren Sediment überwiegend aus den Kalkskeletten größerer Organismen besteht.

In tiefen Meeresumgebungen sind die Grundwasserströmungen typischerweise schwach. Daher kann nur Feinstaub zu diesen Orten transportiert werden. Sedimente, die sich üblicherweise auf dem Meeresboden ablagern, bestehen aus feinem Ton oder winzigen Skeletten von Mikroorganismen. In einer Tiefe von etwa 4 Kilometern nimmt die Löslichkeit von Karbonaten deutlich zu; Diese spezifische Tiefenzone wird Lysokline genannt. Kalkhaltiges Sediment, das unter die Lysokline absinkt, wird aufgelöst, wodurch die Bildung von Kalkstein unterhalb dieser Tiefe verhindert wird. Umgekehrt weisen die silikatischen Skelette von Mikroorganismen wie Radiolarien eine geringere Löslichkeit auf und werden weiterhin abgelagert. Radiolarit dient als anschauliches Beispiel für ein Gestein, das aus Silikatskeletten besteht. Wenn der Meeresboden eine leichte Neigung aufweist, beispielsweise an Kontinentalhängen, kann die Sedimentbedeckung instabil werden, was zur Entstehung von Trübungsströmungen führt. Trübungsströme stellen abrupte Störungen in der typischerweise ruhigen Tiefseeumgebung dar, die zur schnellen Ablagerung erheblicher Sedimentmengen, einschließlich Sand und Schlick, führen können. Die durch eine Trübungsströmung entstehende Gesteinsfolge wird als Turbidit bezeichnet.

Küstenumgebungen werden überwiegend durch Wellenwirkung beeinflusst. An Stränden lagern sich vor allem dichtere Sedimente wie Sand oder Kies, häufig vermischt mit Muschelfragmenten, ab, während schluff- und tongroße Partikel in mechanischer Schwebe bleiben. Wattflächen und Untiefen sind Gebiete, die aufgrund von Gezeitenschwankungen regelmäßig der Luft ausgesetzt sind. Diese Strukturen werden häufig durch Schluchten eingeschnitten, in denen starke Strömungen vorherrschen, was zur Ablagerung von grobkörnigeren Sedimenten führt. Deltas können sich am Zusammenfluss von Flüssen mit größeren Gewässern bilden, sei es entlang der Meeres- oder Seeküste. Diese geologischen Formationen stellen ausgedehnte Ansammlungen kontinentaler Sedimente dar, die sich unmittelbar vor der Küste der Flussmündungen ablagern. Deltas bestehen hauptsächlich aus klastischen Sedimenten und nicht aus chemischen Niederschlägen.

Eine kontinentale Sedimentumgebung bezieht sich auf eine geologische Umgebung im Inneren eines Kontinents. Anschauliche Beispiele für kontinentale Umgebungen sind Lagunen, Seen, Sümpfe, Überschwemmungsgebiete und Schwemmkegel. In den ruhigen Gewässern von Sümpfen, Seen und Lagunen sammeln sich feine Sedimente, vermischt mit organischem Material aus abgestorbener Flora und Fauna. Umgekehrt verfügen Flusssysteme über eine deutlich höhere Wasserenergie, was den Transport von schwererem klastischem Material ermöglicht. Neben dem Flusstransport können Sedimente auch durch Wind oder Gletschereinwirkung mobilisiert werden. Vom Wind transportierte Sedimente werden als äolische Sedimente bezeichnet und weisen in der Regel eine ausgezeichnete Sortierung auf, während von einem Gletscher transportierte Sedimente als Geschiebemergel bezeichnet werden und sich durch eine äußerst schlechte Sortierung auszeichnen.

Äolische Ablagerungen können charakteristische Merkmale aufweisen. Die Ablagerungsumgebung der Touchet-Formation im Nordwesten der Vereinigten Staaten erlebte zeitweise Trockenperioden, die zur Bildung einer Folge von Rhythmitschichten führten. Nach ihrer Entstehung wurden Erosionsrisse mit Schichten aus Bodenmaterial gefüllt, insbesondere solchen, die aus äolischen Prozessen stammten. Diese aufgefüllten Abschnitte erzeugten vertikale Einschlüsse innerhalb der horizontal geschichteten Schichten und lieferten so Hinweise auf die chronologische Abfolge der Ereignisse während der Ablagerung der einundvierzig Schichten der Formation.

Sedimentfazies

Die lithologischen Eigenschaften von Gesteinen, die aus einer bestimmten Ablagerungsumgebung stammen, werden als Sedimentfazies bezeichnet. Diese Umgebungen treten typischerweise in vorhersehbaren räumlichen Anordnungen auf. Beispielsweise wird ein Strand, der durch die Ablagerung von Sand und Kies gekennzeichnet ist, häufig mit einer tieferen Meeresumgebung vor der Küste verglichen, in der sich gleichzeitig feinere Sedimente ansammeln. Im Landesinneren des Strandes können sich Äolische Dünen befinden, die durch die Ablagerung von gut sortiertem Sand gekennzeichnet sind, oder Lagunen, in denen sich feiner Ton und organische Stoffe ansammeln. Jede unterschiedliche Sedimentumgebung bringt einzigartige charakteristische Ablagerungen hervor. Da sich Sedimentschichten im Laufe der geologischen Zeit ansammeln, können Umweltveränderungen zu einer vertikalen Veränderung der Fazies innerhalb des Untergrunds an einem bestimmten Ort führen. Umgekehrt zeigt die seitliche Verfolgung einer Gesteinsschicht gleichbleibenden Alters eventuelle Veränderungen in ihrer Lithologie und Fazies.

Die Faziesdifferenzierung wird durch verschiedene Methoden erreicht, die hauptsächlich auf der lithologischen Zusammensetzung (z. B. Kalkstein, Schluffstein oder Sandstein) oder dem paläontologischen Inhalt basieren. Beispielsweise leben Korallen ausschließlich in warmen, flachen Meeresumgebungen, sodass ihre versteinerten Überreste auf flache Meeresfazies hinweisen. Durch ihre lithologischen Eigenschaften definierte Fazies werden Lithofazien genannt, während solche, die durch ihre Fossilienansammlungen definiert sind, als Biofazies bezeichnet werden.

Sedimentäre Umgebungen unterliegen zeitlichen Verschiebungen in ihrer geografischen Verteilung. Küstengrenzen können sich in Zeiten des Meeresspiegelabfalls seewärts verschieben (Regression) oder aufgrund des relativen Meeresspiegelanstiegs (Transgression), der durch tektonische Kräfte in der Erdkruste oder durch die Ausbreitung eines großen Flussdeltas verursacht wird, landwärts wandern. Im Untergrund bleiben diese historischen geografischen Verschiebungen sedimentärer Umgebungen als Veränderungen in sedimentären Fazies erhalten. Folglich können Sedimentfazies Variationen entweder parallel oder senkrecht zu einer idealisierten chronostratigraphischen Oberfläche aufweisen, ein Prinzip, das im Waltherschen Gesetz zusammengefasst ist.

Eine Transgression bezeichnet die Landwanderung einer Küstenlinie. Bei einer Transgression werden tiefere Meeresfazies stratigraphisch über flacheren Fazies abgelagert, eine Abfolge, die als Onlap bezeichnet wird. Umgekehrt beschreibt die Regression die seewärtige Bewegung einer Küstenlinie. In einer regressiven Abfolge akkumulieren flachere Fazies auf tieferen Fazies, eine Konfiguration, die als Offlap bekannt ist.

Die Kartierung der Fazies aller Gesteine, die einem bestimmten geologischen Alter entsprechen, liefert eine umfassende Darstellung der Paläogeographie. Eine chronologische Reihe solcher Karten für verschiedene Zeitalter bietet Einblicke in die Entwicklung der regionalen Geographie.

Sedimentbecken

Sedimentbecken

Geologische Senken, in denen es zu starker Sedimentation kommt, werden als Sedimentbecken bezeichnet. Die volumetrische Kapazität zur Sedimentansammlung innerhalb eines Beckens wird durch seine Tiefe bestimmt, ein Parameter, der als Unterbringungsraum bekannt ist. Die Morphologie, Abmessungen und Tiefe eines Beckens werden im Wesentlichen durch tektonische Prozesse, insbesondere Bewegungen innerhalb der Lithosphäre der Erde, gesteuert. Regionen mit tektonischer Hebung, in denen die Lithosphäre aufsteigt, ragen schließlich über den Meeresspiegel hinaus und verwandeln sich durch Erosionsprozesse in Quellgebiete für neues Sediment. Umgekehrt begünstigen Gebiete mit tektonischer Senkung, in denen die Lithosphäre absinkt, die Beckenbildung und die anschließende Sedimentablagerung.

Ein Riftbecken stellt eine Art Sedimentbecken dar, das sich aus der Dehnungstrennung kontinentaler Lithosphärenblöcke entwickelt. Diese Becken zeichnen sich typischerweise durch eine längliche, schmale und tiefe Morphologie aus. Die divergenten tektonischen Kräfte bewirken, dass sich die Lithosphäre ausdehnt und verdünnt, wodurch die darunter liegende heiße Asthenosphäre aufsteigen und das darüber liegende Riftbecken thermisch beeinflussen kann. Zusätzlich zu den kontinentalen Sedimenten enthalten Riftbecken häufig einen erheblichen Anteil vulkanischer Ablagerungen in ihrer Füllung. Wenn sich das Becken durch die fortschreitende Ausdehnung der Lithosphäre ausdehnt, weitet sich der Grabenriss aus, was möglicherweise Meereseinbrüche und die anschließende Ablagerung von Meeressedimenten ermöglicht.

Beim Abkühlen erfährt ein zuvor erhitzter und gedehnter Abschnitt der Lithosphäre eine Zunahme der Dichte, was zu einem isostatischen Absinken führt. Bei längerem Fortbestehen dieser Senkung kommt es zur Bildung eines durchhängenden Beckens. Passive Kontinentalränder sind ein Beispiel für durchhängende Becken, obwohl solche Becken auch im Inneren des Kontinents beobachtet werden. In durchhängenden Becken sorgt die kumulative Belastung durch sich ansammelnde Sedimente in einer sich selbst verstärkenden Rückkopplungsschleife für ein Absinken. Folglich kann die Gesamtdicke der Sedimentfüllung in einem durchhängenden Becken problemlos 10 Kilometer überschreiten.

Eine dritte Kategorie von Becken bildet sich an konvergenten Plattengrenzen, also Regionen, in denen eine tektonische Platte unter eine andere in die Asthenosphäre absinkt. Die Biegung der subduzierenden Platte erzeugt ein Fore-Arc-Becken, eine längliche, tiefe und asymmetrische Vertiefung, die sich vor der übergeordneten Platte befindet. In diesen Vorbogenbecken sammeln sich erhebliche tiefe Meeresablagerungen und dicke Abfolgen von Trübungen an, einer Sedimentfüllung, die zusammenfassend als Flysch bezeichnet wird. Sollte die konvergente Bewegung dieser Platten in einer Kontinentalkollision gipfeln, wird das Becken flacher und entwickelt sich zu einem Vorlandbecken. Gleichzeitig entsteht durch die tektonische Hebung ein Gebirgsgürtel innerhalb der darüber liegenden Platte, aus dem erhebliche Materialmengen erodiert und anschließend in das Becken transportiert werden. Dieser Erosionsschutt, der aus einer aktiv wachsenden Gebirgskette stammt, wird als Molasse bezeichnet und weist entweder eine flache marine oder eine kontinentale Fazies auf.

Gleichzeitig kann die zunehmende Masse des sich entwickelnden Gebirgsgürtels eine isostatische Absenkung in der dem Gebirgszug gegenüberliegenden Region der übergeordneten Platte auslösen. Der durch diese Senkung gebildete Beckentyp wird als Back-Arc-Becken bezeichnet, das typischerweise durch eine Auffüllung mit flachen Meeresablagerungen und Molasse gekennzeichnet ist.

Einfluss astronomischer Zyklen

Faziesvariationen und andere lithologische Merkmale innerhalb von Sedimentgesteinssequenzen weisen häufig ein zyklisches Muster auf. Diese Zyklizität entsteht durch periodische Schwankungen der Sedimentversorgung und der vorherrschenden Sedimentumgebung. Ein erheblicher Teil dieser zyklischen Veränderungen ist auf astronomische Zyklen zurückzuführen. Zu den kurzperiodischen astronomischen Zyklen gehören Phänomene wie der tägliche Tidenhub oder die zweiwöchentliche Springflut. Auf einer breiteren zeitlichen Skala werden zyklische Veränderungen des Klimas und des Meeresspiegels durch Milankovitch-Zyklen angetrieben, die periodische Änderungen in der Ausrichtung der Rotationsachse der Erde und/oder ihrer Umlaufposition um die Sonne darstellen. Es wurden mehrere unterschiedliche Milankovitch-Zyklen identifiziert, deren Dauer zwischen etwa 10.000 und 200.000 Jahren liegt.

Selbst geringfügige Änderungen in der axialen Ausrichtung der Erde oder der Dauer der Jahreszeiten können tiefgreifende Auswirkungen auf das globale Klima haben. Ein bemerkenswertes Beispiel ist die Reihe von Eiszeiten, die in den letzten 2,6 Millionen Jahren (dem Quartär) stattfanden und von denen allgemein angenommen wird, dass sie durch astronomische Zyklen ausgelöst wurden. Klimaveränderungen wiederum können sich auf den globalen Meeresspiegel auswirken und dadurch den verfügbaren Unterkunftsraum in Sedimentbecken beeinflussen sowie die Sedimentversorgung aus bestimmten Regionen verändern. Folglich besitzen subtile Variationen der astronomischen Parameter die Fähigkeit, erhebliche Veränderungen in der Sedimentumgebung und den gesamten Sedimentationsmustern hervorzurufen.

Sedimentationsraten

Die Geschwindigkeit der Sedimentablagerung variiert je nach geografischer Lage erheblich. Beispielsweise kann es in einem Wattkanal zu einer Ansammlung von mehreren Metern Sediment innerhalb eines einzigen Tages kommen, während auf dem Tiefseeboden typischerweise nur wenige Millimeter Sediment pro Jahr abgelagert werden. Grundsätzlich kann zwischen normaler, schleichender Sedimentation und Ablagerung infolge katastrophaler Prozesse unterschieden werden. Letzteres umfasst verschiedene abrupte und außergewöhnliche Ereignisse wie Massenbewegungen, Bergstürze oder großflächige Überschwemmungen. Katastrophale Prozesse können zur sofortigen Ablagerung erheblicher Sedimentmengen führen. In bestimmten Sedimentumgebungen kann der Großteil der gesamten Sedimentgesteinssäule aus katastrophalen Ereignissen stammen, auch wenn die Umgebung im Allgemeinen ruhig ist. Im Gegensatz dazu zeichnen sich andere sedimentäre Umgebungen überwiegend durch eine kontinuierliche, normale Sedimentation aus.

Häufig verläuft die Sedimentation langsam. In Wüstenumgebungen beispielsweise lagert der Wind selektiv siliziklastisches Material (wie Sand oder Schlick) in bestimmten Gebieten ab, oder eine episodische katastrophale Überschwemmung eines Wadi kann zur plötzlichen Ansammlung erheblicher Mengen an Schuttmaterial führen; In den meisten dieser Landschaften herrscht jedoch im Allgemeinen die Äolische Erosion vor. Das letztendlich gebildete Sedimentgesteinsvolumen hängt nicht nur von der Menge des zugeführten Materials ab, sondern auch von seinem Konsolidierungsgrad. Darüber hinaus wird durch Erosion häufig ein Großteil des abgelagerten Sediments relativ bald nach seiner Ansammlung entfernt.

Stratigraphie

Sedimentgesteine werden in unterschiedlichen Schichten, sogenannten Schichten oder Schichten, abgelagert, wobei sich jede nachfolgende Schicht horizontal über älteren ansammelt, was dem Prinzip der Überlagerung entspricht. Die stratigraphische Abfolge enthält häufig Diskontinuitäten, die als Diskordanzen bezeichnet werden. Dabei handelt es sich um Intervalle, in denen entweder keine neuen Sedimente abgelagert wurden oder zuvor gebildete Sedimentschichten über den Meeresspiegel angehoben und anschließend erodiert wurden.

Diskordanzen werden nach der Ausrichtung der Schichten unmittelbar oberhalb und unterhalb der Diskontinuität kategorisiert:

• Eine Winkelabweichung tritt auf, wenn ältere darunter liegende Schichten geneigt und erodiert wurden, bevor jüngere, horizontal ausgerichtete Schichten abgelagert wurden.
• Eine Nichtkonformität liegt vor, wenn ältere Schichten, die aus magmatischen oder metamorphen Gesteinen bestehen, keine Schichtung aufweisen und an jüngere Schichtschichten angrenzen.
• Eine Diskordanz ist durch eine parallele Schichtung zwischen den älteren und jüngeren Gesteinsschichten gekennzeichnet.

Sedimentgesteine sind wichtige Aufbewahrungsorte für die historischen Daten der Erde und enthalten häufig Fossilien, die die erhaltenen Überreste der antiken Flora und Fauna darstellen. Kohle wird beispielsweise als Sedimentgestein klassifiziert. Die Zusammensetzung von Sedimenten bietet Einblicke in ihre ursprünglichen Ausgangsgesteine. Die beobachteten Variationen zwischen aufeinanderfolgenden Schichten weisen auf Umweltveränderungen über geologische Zeiträume hin. Die Fähigkeit von Sedimentgesteinen, Fossilien zu konservieren, beruht auf ihrer Entstehung unter Temperaturen und Drücken, die nicht ausreichen, um organische Überreste zu vernichten, eine Eigenschaft, die sie von den meisten magmatischen und metamorphen Gesteinen unterscheidet.

Herkunft

Provenienz bezeichnet den Prozess der Rekonstruktion der Entstehung von Sedimenten. Jedes auf der Erdoberfläche freigelegte Gestein unterliegt einer physikalischen oder chemischen Verwitterung, die zu seinem Zerfall in feinkörnigeres Sediment führt. Alle drei Primärgesteinsarten – magmatisches, sedimentäres und metamorphes Gestein – können als Quelle für Sedimentdetritus dienen. Das Ziel von Sedimentherkunftsuntersuchungen besteht darin, die gesamte Sedimentgeschichte zu rekonstruieren und zu interpretieren und ihren Weg von den ursprünglichen Muttergesteinen innerhalb eines Quellgebiets bis zu seinem endgültigen Ablagerungsort zu verfolgen.

Back-Stripping – Eine geophysikalische Analysetechnik.

• Back-Stripping – Geophysikalische Analysetechnik
• Ablagerung (Geologie) – Die natürliche Ansammlung von Materialien auf einer Landmasse.
• Dunham-Klassifikation – Ein systematisches Klassifizierungsschema für Karbonatsedimentgesteine.
• Wachstumsfehler
• Liste der Mineralien
• Liste der Gesteinsarten
• Sedimenttransport – Die Bewegung fester Partikel, typischerweise angetrieben durch Schwerkraft und Flüssigkeitsmitnahme.
• Shelly-Kalkstein – Eine Kalksteinart, die sich durch eine hohe Fossilienfülle auszeichnet.
• Vulkaniklastika – Geologische Materialien, die aus fragmentiertem Vulkangestein bestehen.
• Caprock

Referenzen

Zitate

Allgemeine und zitierte Referenzen

Grundlegende Sedimentgesteinsklassifizierung, von Lynn S. Fichter, James Madison University, Harrisonburg, Virginia.

• Grundlegende Sedimentgesteinsklassifizierung, archiviert am 23.07.2011 auf der Wayback Machine, von Lynn S. Fichter, James Madison University, Harrisonburg, VI;
• Sedimentgesteinstour: Eine Einführung in Sedimentgesteine, von Bruce Perry, Department of Geological Sciences, California State University in Long Beach.

Kursiver Text