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Paläogeothermie

 
     
  Fachbereich mit dem Ziel, Aussagen über die zeitliche Entwicklung oder zumindest über Veränderungen der thermischen Bedingungen (Temperaturmessung, Wärmestromdichte) in der Erdkruste im Laufe der geologischen Vergangenheit zu erhalten. Dabei gibt es zwei Zielrichtungen: zum einen die Rekonstruktion der paläoklimatischen Entwicklung in der jüngsten geologischen Vergangenheit (etwa ab Ende der letzten Eiszeit) und zum anderen die Rekonstruktion der Entwicklung des thermischen Feldes in der Erdkruste im Laufe der geologischen Geschichte.


Bei der Rekonstruktion der paläoklimatischen Entwicklung können klimabedingte Veränderungen der Lufttemperatur im Untergrund nachvollzogen werden. Nimmt die Jahresmitteltemperatur ab, so verringert sich auch die Temperatur im Untergrund, bei einer Zunahme der Lufttemperatur steigt sie an. Temperaturänderungen im Boden beeinflussen auch den geothermischen Gradienten und die Wärmestromdichte. Gut bekannt ist die Abkühlung während der letzten Eiszeit mit einer tiefreichenden Vereisung des Untergrundes (Permafrost), die sich noch heute in Sibirien und Kanada bis zu einer Tiefe von 700 m nachweisen lässt. Die Tiefe, bis zu der klimabedingte Temperaturänderungen eindringen, hängt von der Dauer der Temperaturveränderung an der Erdoberfläche und den gesteinsphysikalischen Eigenschaften des Untergrundes (Wärmeleitfähigkeit, thermische Diffusivität) ab. Die Beeinflussung von Temperatur und geothermischem Gradienten in der Erde der Tiefe z durch eine Temperaturveränderung an der Erdoberfläche, die über einen gewissen Zeitraum wirksam ist, kann theoretisch berechnet werden. Mit diesen Werten können die klimabedingten Temperaturänderungen korrigiert werden (Paläoklimakorrektur), so dass sich eine »normale«, von Klimavariationen unbeeinflusste Wärmestromdichte bestimmen lässt. Umgekehrt ergibt sich die Möglichkeit, durch sehr genaue Messungen von Temperatur und geothermischem Gradienten in thermisch besonders stabilen Bohrungen die Temperaturentwicklung an der Erdoberfläche und damit die paläoklimatische Entwicklung zu bestimmen. Die Abbildung zeigt den Verlauf von Temperatur und geothermischem Gradienten in einigen Bohrungen in Kanada sowie die daraus ermittelte Veränderung der Oberflächentemperatur in den letzten 1200 Jahren. Der Temperaturanstieg oberhalb von ca. 60-80 m Tiefe tritt weltweit und auch in Mitteleuropa in vielen Bohrungen auf. Er wird durch die Klimaerwärmung seit etwa 1850 verursacht. In subpolaren Regionen sind die Effekte der Klimaentwicklung im Spätpleistozän und Holozän in Bohrungen besonders deutlich nachzuweisen. Vertikale, z.T. sprunghafte Änderungen von Temperatur und geothermischem Gradienten sind auch in Deutschland bis in Tiefen von 500 m bis 700 m erfasst worden (zum Beispiel in der Kontinentalen Tiefbohrung, KTB). Da Grundwasserbewegungen mit einem advektiven Wärmetransport besonders in den obersten 1000 m der Erdkruste das thermische Feld ebenfalls deutlich beeinflussen können, ist eine klare Trennung von Paläoklimaeffekt und Advektion schwierig. Wärmestromdichtewerte sollten daher erst für Tiefen unterhalb einer möglichen Beeinflussung durch paläoklimatische Effekte bestimmt werden.


Die Rekonstruktion der Entwicklung des thermischen Feldes in der Erdkruste im Laufe der geologischen Geschichte ist stark von untersuchten Gesteinen abhängig. Für magmatische und metamorphe Minerale und Gesteine wird der Effekt ausgenutzt, dass thermodynamische Gleichgewichte eine deutliche Temperatur-und Druckabhängigkeit zeigen. Sind diese Gleichgewichtsbedingungen vorrangig von der Temperatur abhängig und z.B. aus Laboruntersuchungen gut bekannt, so können sie zur Bestimmung der Temperatur bei der Bildung und Umwandlung von Mineralen und Gesteinen eingesetzt werden (Geothermometer). So ist es beispielsweise möglich, Auftreten und Ausdehnung von Wärmedomen bei der Regionalmetamorphose zu erfassen. Die Ablagerung von Sedimenten erfolgt in der Nähe der Erdoberfläche (z.B. in Flachmeeren) bei niedrigen Temperaturen und Drücken. In Sedimentbecken sinken die abgelagerten, stark porösen und wasserhaltigen Sedimente im Verlauf der geologischen Geschichte in grössere Tiefen und kommen in den Bereich höherer Temperaturen und Drücke. Sie unterliegen einer Kompaktion und werden zunehmend diagenetisch und schliesslich metamorph verändert. Diese Veränderungen können mit Hilfe unterschiedlicher Methoden für die Paläotemperaturbestimmung genutzt werden. Die Untersuchung des Inkohlungsgrades ist die wichtigste Methode zur Bestimmung des paläogeothermischen Regimes in sedimentären Abfolgen. Bei der Sedimentation kommt es verbreitet auch zur Ablagerung organischer Materialien (z.B. Pflanzenreste, Algen, Faulschlamm), die sich bei der Versenkung in grössere Tiefen umwandeln und einer Inkohlung unterliegen. Dieser Prozess vollzieht sich in verschiedenen Stadien von Torf bis Anthrazit, wobei der Anteil an flüchtigen Bestandteilen abnimmt und sich Erdöl und Erdgas bilden können. Entscheidend für die Inkohlung sind die Temperatur und die Zeit ihrer Einwirkung auf das organische Material, während der reine Druckeffekt nur eine geringe Bedeutung hat. Der Inkohlungsvorgang verläuft unter thermischer Zersetzung des Ausgangsproduktes bis zu einem bei einer bestimmten Temperatur asymptomatisch maximal erreichbaren Inkohlungsgrad α. Bei niedrigen Temperaturen wird dieser erst nach sehr langen Zeiten erreicht. Im Verlauf der Inkohlung entstehen aus den verschiedenen pflanzlichen Substanzen durch unterschiedliche chemische Prozesse verschiedene Maceralgruppen. Man unterscheidet Vitrinite (hervorgegangen aus Zellen, Zellfüllungen), Exinite (umgewandelte Sporen, Pollen) und Inertinite (frühzeitig oxidiertes organisches Material). Polierte Oberflächen der Macerale reflektieren Licht. Das mittlere Reflexionsvermögen Rm steigt mit zunehmender Inkohlung an. Bei den Vitriniten ändert sich das Reflexionsvermögen mit zunehmender Temperatur (Inkohlung) sehr gleichmässig. Sie werden daher zur optischen Bestimmung des Inkohlungsgrades genutzt. Für die Bestimmung der Paläotemperatur sind neben dem Inkohlungsgrad Kenntnisse über die zeitliche Entwicklung der Absenkung einer bestimmten Schicht (Absenkungskurve) und über die Zeit, in der eine Schicht einer bestimmten Temperatur ausgesetzt war, erforderlich. Absenkungskurven können aus Bohrungen abgeleitet werden. So vollzog sich die Hauptabsenkung der oberkarbonen Schichten des Namurs in der Norddeutsch-Polnischen Senke (Bohrung Parchim 1) in einer geologisch kurzen Zeitspanne. Der zeitliche Prozess der Inkohlung lässt sich mit der Gleichung von Arrhenius beschreiben:


K=Aexp(-Ea/RT),


wobei K=Reaktionsgeschwindigkeit, A=eine Konstante (Frequenzfaktor, engl. frequency factor),


Ea=Aktivierungsenergie, R=allgemeine Gaskonstante und T=absolute Temperatur. Aus dieser Gleichung hat Lopatin zur Beschreibung der Zeit, in der eine Sedimentschicht einer bestimmten Temperatur unterworfen war, die sog. TTI-Methode (Temperature-Time-Index) entwickelt. Sie geht von einer linearen Beziehung zwischen Inkohlung und Zeit sowie einer exponentiellen Beziehung zwischen Inkohlung und Temperatur aus. Von Waples wurde eine Korrelation zwischen TTI und dem mittleren Reflexionsvermögen von Vitrinit (Rm) hergestellt. Aus dem berechneten TTI kann ein Rm


bestimmt werden, das mit dem tatsächlich gemessenen Rm verglichen wird. Auftretende Differenzen zeigen, dass die angenommene Temperatur-Tiefenverteilung nicht richtig ist. Diese variiert solange, bis man eine optimale Übereinstimmung erhält. Untersuchungen haben weiterhin gezeigt, dass das Quadrat von Rm direkt proportional dem Integral aus Tiefe und Zeit ist:


Rm2∼∫z(t)dt.


Für Bohrungen im Oberrheintalgraben wurde eine Bestimmungsgleichung für den geothermischen
Gradienten ermittelt:
Γ=98,7-14,6 lnI [ºC/km],
wobei: I=1,16·10-3exp(0,068 dT/dz) ist. Auch aus der Tiefenverteilung der Rm-Werte können bereits regionale Unterschiede in der thermischen Beanspruchung der Sedimente abgeleitet werden. In sedimentären Abfolgen verändern sich Tonminerale in Abhängigkeit von Temperatur und Tiefe (Druck). Die Veränderung verläuft von dem quellfähigen Montmorillonit über den nicht quellfähigen Illit bis hin zu Glimmermineralen (Muscovit). Dabei nimmt die sog. Illitkristallinität zu. Diese wird röntgenographisch bestimmt und als Weaver-Index oder als Kübler-Index angegeben. Zwischen 50ºC und 120ºC existieren ungeordnete Illit/Montmorillonit-Wechsellagerungsminerale mit einem Illit-Schichtanteil von <65%. Etwa im Temperaturintervall von 120ºC bis 150ºC treten Illit/Montmorillonit-Wechsellagerungsminerale auf, die einen Illit-Anteil von 65-80% haben. Bei einer Temperatur von ca. 200ºC steigt dieser Anteil auf Werte zwischen 80 und 95%. Der Übergang von Illit zu Muscovit erfolgt bei einer Temperatur von ca. 300ºC. Untersuchungen zu den Beziehungen zwischen Illitkristallinität und Inkohlungsgrad (abgeleitet aus der Vitrinitreflexion) zeigen, dass die Zunahme der Illitkristallinität sehr viel mehr Zeit benötigt als dies für die Inkohlung von organischem Material der Fall ist. So kann eine relativ kurzzeitige Erwärmung zu einem hohen Inkohlungsgrad, aber nur zu einer vergleichsweise niedrigen Illitkristallinität führen. Inkohlungsgrad und Illitkristallinität können somit nicht unmittelbar miteinander verglichen werden. Beide Parameter geben unterschiedliche Informationen.


Für paläoökologische Untersuchungen können die Temperaturbedingungen bei der Bildung von sedimentärem Kalk in Meerwasser auf der Grundlage der Temperaturabhängigkeit des Sauerstoffisotopenaustausches zwischen Wasser und Calcit rekonstruiert werden. Es wird vorausgesetzt, dass die Isotopenzusammensetzung eines »Paläoozeans« mit der des heutigen Ozeanwassers identisch ist. Dann lässt sich die Temperatur bei der Sedimentation eines kalkhaltigen Sedimentes nach folgender Beziehung bestimmen:


t [ºC]=16,5-4,3(δ-A)+0,14(δ-A)2; δ=δ18O-Wert des Calcit in der PDB-Skala, A=δ18O-Wert des Wassers in der SMOW-Skala (Standard mean ocean water). Bei der Bildung eines Minerals werden kleine Mengen von Flüssigkeit in dem Wirtsmineral eingeschlossen. Sie werden als Flüssigkeitseinschlüsse bezeichnet. Das Medium eines Einschlusses ist während der Mineralbildung eine homogene Phase (z.B. Flüssigkeit). Infolge der Volumenverminderung der Flüssigkeit bei der nachfolgenden Abkühlung bildet sich in dem Einschluss eine Gasblase. Durch Erhitzen der Proben mit Hilfe eines Mikroskop-Heiztisches kann festgestellt werden, bei welcher Temperatur die Gasblase verschwindet und sich wieder ein homogenes Medium in dem Einschluss bildet. Die Homogenisierungstemperatur TH stellt die niedrigstmögliche Bildungstemperatur für das Wirtsmineral dar.


Spaltspuren entstehen in Mineralen bei dem Zerfall des 238U-Isotops. Bei niedrigen Temperaturen behalten sie ihre ursprüngliche Länge. In Abhängigkeit von Temperatur und Zeit verkürzt sich die Spaltspur bis sie schliesslich vollständig verschwindet. Die Spurlänge kann daher als Temperaturindikator genutzt werden. Der Temperaturbereich von der beginnenden Verkürzung der Spaltspuren bis zu ihrem Verschwinden wird als partielle Ausheil-Zone (PAZ) bezeichnet. Für das Mineral Apatit liegt die PAZ zwischen 60ºC und 120ºC. Die Spaltspuren-Thermometrie kann in kristallinen Gesteinen und Sedimenten eingesetzt werden. Magnetische Körner können unterhalb der Curie-Temperatur Tc bei Anwesenheit eines magnetischen Feldes eine Thermoremanenz erwerben.


Die Temperatur, bei der ein Mineralkorn die Remanenz während einer Abkühlung in einem magnetischen Feld angenommen hat, wird Blocking-Temperatur genannt. Die totale bei Zimmertemperatur gemessene thermoremanente Magnetisierung (TRM) ist die Summe aller partiellen Thermoremanenzen (PTRM), die in höheren Temperaturbereichen gebildet wurden. Bei sedimentären Gesteinen erfolgt die Aufprägung einer PTRM während der Absenkung in grössere Tiefen und damit in Bereiche höherer Temperaturen. Der Nachweis einer Thermoremanenz erfolgt mit Hilfe der thermischen Entmagnetisierung, wobei die Maximaltemperatur (unterhalb von Tc) ermittelt wird, der das Gestein bei der Absenkung unterworfen war. Im Paläozoikum und Mesozoikum treten verbreitet Lebewesen auf, von denen nur mikroskopisch kleine, zahnartige Reste erhalten sind, die als Conodonten bezeichnet werden. Diese Conodonten sind in der Geologie für die Datierung und stratigraphische Einordnung sedimentärer Schichten von grosser Bedeutung. Sie bestehen im wesentlichen aus Calciumphosphat, das gegenüber physikalischen und chemischen Änderungen der Umgebung sehr stabil ist. Für die Paläogeothermie ist die Conodontenfarbe von Bedeutung. Sie geht von einem hellen Gelb über verschiedene Brauntöne bis zu Schwarz. Als Ursache wurde die Inkohlung von organischem Spurenmaterial in den Conodonten erkannt. Die Inkohlung ist abhängig von der Temperatur und der Zeit, der die Conodonten dieser Temperatur ausgesetzt waren. Die Veränderung der Conodontenfarbe wird in dem Farbveränderungindex (CAI=Color alteration index) angegeben. Literatur: [1] ALLEN, P.A. und ALLEN, J.R. (1990): Basin Analysis - Principles & Applications. -Blackwell Scientific Publications. [2] BUNTEBARTH, G. und Stegena, L. (1986): Methods in Palaegeothermics. In: BUNTEBARTH, G. und Stegena, L.: Palaogeothermics - Evaluation of geothermal conditions in the geological past. - Lecture Notes in Earth Sciences, Vol. 5. Berlin, Heidelberg, New York. [3] CERMAK, V. (1971): Underground temperature and inferred climatic temperature of the past millenium. - Palaegeography, Palaeoclimatology, Palaeooecology, 10, 1-19.


[4] COYLE, D.A. und WAGNER, G.A. (1995): Spaltspuren - ein Beitrag zur postvariszischen Tektonik und Abtragung des KTB-Umfeldes. - Geowissenschaften 13, 142-146.

PaläogeothermiePaläogeothermie: Veränderung von Parametern bei der Diagenese und schwachen Metamorphose und deren Beziehungen zur Temperatur.
 
 

 

 

 
 
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