Verwitterung  V/S 24318 - Sommersemester 2001 - Prof. Dr. Walter Franke

Definition

Diese Definition ist für praktische Zwecke völlig hinreichend, ihre Grenzen zeigen sich bei Impaktvorgängen ? Aufschmelzung, Verdampfung, selektive Kondensation, diaplektische Gläser, HP-Modifikationen

Physikalische Verwitterung  = Zerkleinerung

( 1 m Länge, 50°C Temperaturdifferenz , Längenänderung 0,5 mm)

Temperatur nimmt nach innen exponentiell ab. Schattenseite!
* Lockerung des Gesteinsverbandes, Abplatzen, Kernsprünge.

Wollsackverwitterung von Graniten:
„Granit-Tektonik“ nach Cloos: Granitplutone zeigen im lokalen Bereich eine Spaltbarkeitkeit nach drei Ebenen, die annähernd rechtwinklig aufeinander stehen. Wahrscheinlich bedingt durch Spannungen, die durch die Umwandlung von Hochquarz-Tiefquarz bei ca. 572° C beim Abkühlen des Plutons auftreten (Kombination von radialen u. axialen  Richtungen.)  Granite sind daher oft Wasserleiter. An der Oberfläche durch Zurundung der Kanten Wollsackverwitterung.
Oft auch plattige Absonderungen parallel zur Oberfläche.

Orthogonale Klüfte werden zuweilen auch bei Qz.freien Plutoniten wie  etwa bei Gabbros beobachtet.

Basalte und Qz.-arme intermediäre Vulkanite, die an der Erdoberfläche schnell abkühlten, zeigen nur dort ein polygonales Rissmuster ? Basaltsäulen.
(Unterschied: Erstarrungstemperatur von Basalt ca. 1000°C, die Erstarrung von Granit liegt im T-Bereich von ca. 780 - 640°C.)

Frostsprengung

- Poren nur zum Teil mit Wasser gefüllt, Oberfläche am kältesten, Wasserdampf kondensiert zu Eis an der kältesten Stelle,* Kristallisationsdruck bei z.B. –5° C etwa 1,3 bar.
  Eislinsen- und Kammeisbildung, Frostaufbrüche, Solifluktionserscheinungen an Hängen. Typische Bildung im humiden u. borealen Klima. (Von Bedeutung in hohen Lagen der Atacama und in der Gobi.)

  In Frostbodenzonen (Gelosol) sog. Kryoturbation :
  Netze eisgefüllter Spalten mit Maschenweite von 0,4 – 10 m, Aufwölbung im Zentrum, Steinringböden.

Salzsprengung:

Aus der Atmosphäre: Regenwasser enthält CaSO4 + NaCl, je ca. 2 bis 3 ppm, Anreicherung nur wenn Verdunstung den Niederschlag überwiegt! (Arides Klima oder Überhänge)
In Küstennähe Transport von NaCl durch Nebel und Gischt.

Biogene Herkunft:  Der Harn von Säugetieren enthält NaCl.

Kristallisationsdruck von Salzen

Salzverwitterung von Bauten:
- Soda als Zementzuschlag reagiert mit Gips aus Putz zu Kalk + Natriumsulfat
- Kalk, bzw. Dolomit reagiert mit Schwefeldioxid der Luft zu Gips, bzw. Magnesiumsulfat

Windschliff – Sand: Saltation + Reptation – Winderosion

Schwerkraft + Wasser:
Transport durch Schichtfluten, bzw. (periodisch fließende) Flüsse, durch Gletscher
Erdrutsche in durchfeuchteten Böden ( nach Niederschlägen von mehr als 200 mm) Bergstürze (Auslöser oft Erdbeben) - Lawinen
Täler: V-, U-Tal, Canon, Moränen, Gletscherschliff

Mechanische Wirkung von Organismen:
z.B.:Wurzeln, Bioturbation: Regenwurm, Ameisen, usw., Windbruch -  black fungii, Schnecke Echinus esculentus mit Magnetit-xx auf der Zunge, Bohrmuschel Polydora ciliata auf Kalk.

Hemmende Wirkung von dichtem Pflanzenwuchs auf Erosion:
 Schutzwälder, Urwälder, Tundravegetation, Schilfgürtel, Mangrovenwälder
Indirekte Wirkung: Überweidung (black locust) - Savanne-Wald (homo sap./Feuer/Elefant)

Chemische Verwitterung  nur wenn Wasser vorhanden !

Silikate + Oxide * Auflösung in Wasser, meist sofort Bildung neuer, thermodynamisch beständiger Minerale
Hängt ab von pH und Konzentrationen der gelösten Stoffe
also von Wassermenge und ev. vorhandenen Säuren (CO2 + org. Säuren)
Luftgesättigtes Regenwasser hat pH von ca. 5,5 bis 6, sog. „saurer Regen“ durch Schwefeldioxid aus Verbrennungsabgasen, kann auch lokal durch Exhalationen von Vulkanen verursacht werden.

Typische Neubildungen : Schichtsilikate (Tonminerale), FeOOH, Hämatit, Gibbsit

bei höherem pH und hoher Konzentration von Alk.+ Erdalk.-Ionen =
Dreischichtminerale: Illit wenn überwiegend Al+K vorhanden, mit Mg Smectite, Montmorillonit, mit Mg+ Fe(II) manchmal auch Chlorit, selten Palygorskit (fast nur bei höherer Salinität) (Humid bis Arid)

bei niedrigem pH und allgemein niedrigen Konzentrationen = Zweischichtminerale
Kaolinit, Halloysit, Allophane, Imogolit (Humid bis Tropisch)

bei extrem niedriger Kieselsäurekonz. ( kleiner 1 ppm) = Gibbsit (Tropisch)

Natürlich stets auch abhängig vom Ausgangsgestein!! Eventuell durch Klimawechsel überprägt.

Fe 3+        * FeOOH, überwiegend als Goethit, seltener Lepidokrokit, nur bei extrem
                       schneller Bildung durch Oxidation von 2-wertigem Fe als Ferrihydrit.
                       Bei höherer Bodentemperatur entsteht Hämatit ? Roterde.
                       Aus dem Verhältnis Goethit/Hämatit  kann auf die Bodentemperatur
                       geschlossen werden. Der Anteil an organisch gebundenem Fe(II) kann in
                       Böden bis zu 50% des gesamt-Fe erreichen.
                       Glaukonit
Mn            ? unter aeroben Bedingungen Oxide, bzw. Hydroxide des 3,bzw. 4 wertigen Mn.
Al3+         * Tonminerale;  wenn viel Wasser da ist auch Al(OH)3, ev. AlOOH
Si              * teils Tonminerale , Überschuß kolloidal abtransportiert, Bildung von flint
                      (Feuerstein), bzw. Chalcedon, sedimentär gebildeter Quarz.
Ti              ? Anatas ist eine Neubildung, Rutil entstammt dem Ursprungsgestein .
Mg (Fe2+) zusammen mit Al * Tonminerale
Ca, Na, K   *  teils in Tonmineralen als austauschbare Ionen (K bevorzugt gebunden,
                         bedeutend für Pflanzenwuchs) , Überschuß als Hydroxid * + CO2 * Calcit ,
                         bzw. Hydrogencarbonat abgeführt. Ca aus Silikatverwitterung bindet CO2
                         dauerhaft!!

Boden (soil):

Organische Substanz (Humus) in mitteleuropäischen Böden meist zwischen 1 und 30% - In Moorböden teils sehr viel höher. Im humiden Klima geht ein Teil der organischen Substanz durch mikrobiellen Abbau vorwiegend von Zellulose und Lignin in Huminstoffe über. Dies sind hochmolekulare verknüpfte aromatische Ringe mit funktionellen Gruppen, vor allem OH und COOH-Gruppen. Deshalb Säurecharakter, also Kationenaustauscher, zusätzlich können Metalle als Komplexe (Chelate) gebunden werden. Huminstoffe meist dunkel gefärbt.
In vielen tropischen Böden vorwiegend Kaolinit mit extrem geringer Austauschkapazität und wenig Huminstoffen!

Wüstentypisch:

Sehr stabile, schwerlösliche und teils säureresistente Minerale mit trigonaler Struktur. Treten als Verwitterungsprodukte vorwiegend von Karbonatiten auf.- Isotyp mit Jarosit.

Crandallit  CaHAl3 * (OH)6 / (PO4)2 *  theoretisches Endglied, rein nicht existent

Goyazit      SrHAl3 * (OH)6 / (PO4)2 *

Florencit    CeAl3   * (OH)6 / (PO4)2 *

In das Gitter werden auch eingebaut U, Th, Nb, seltene Erden, Ba, Pb und AsO4. Die Arsenate sind selbst in heißen conc. Säuren unlöslich, wurden als Endlagermatrix für radioaktive Abfälle vorgeschlagen.

Bei der Verwitterung von Sulfidmineralen treten auf

Jarosit        KFe3 ? (OH)6 (SO4)2 ?     gelb-braun, fällt aus bei ca. pH 2, nimmt erhebliche Mengen von

Schwermetallen wie Cu, Pb, Zn auf, K kann durch H3O, Na und NH4 ersetzt werden.
Alunit ist die entsprechende Al-Verbindung. Bei den Mineralen der Beudantit-Gruppe ist im Anion Sulfat + (Phosphat oder Arsenat) vertreten. Typisch in der Oxydationszone von Erzen.

Die Phosphate, bzw. basischen Phosphate fast aller mehrwertigen Kationen sind schwerlöslich, sie finden sich deshalb häufig als Verwitterungsminerale. Typischer und bekannter Vertreter ist der Pyromorphit.
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Alle primären Uranminerale enthalten vierwertiges Uran und sind extrem schwerlöslich:
Uraninit UO2 , Coffinit USiO4 und Brannerit (Uran-Titan-Oxid)
Der wesentliche Schritt der Verwitterung dieser primären Uranerze ist die Oxydation, die ist annähernd temperaturunabhängig!
Das dabei gebildete sechswertige Uran liegt als UO2 2- Ion vor, es bildet mit fast allen Anionen Komplexe, die Karbonato-Komplexe sind leicht löslich! Das Uranyl-Ion ist hantelförmig gebaut, es passt in kein anderes Kristallgitter; deshalb bilden sich eigene Uranyl-Minerale (ca. 100 Stück bekannt) die sich oft durch grelle Farben auszeichnen, meist gelb. Am häufigsten sind die sogenannten Uranglimmer. Dies sind keine Silikate sondern Phosphate : UO2 + PO4 bilden zweidimensionale Schichten, dazwischen sitzt Wasser + Kationen.
Sek. Uranminerale, die keine Übergangsmetallkationen enthalten, zeigen UV-Fluoreszenz.

Primärer Schritt der Verwitterung von Sulfiden ist ebenfalls eine Oxydation. Hier meist Mitwirkung von Bakterien, fast der gesamte Schwefelkreislauf an der Erdoberfläche wird bakteriell bewirkt.!!
Die Rolle von Mikroorganismen bei der Gesteins- und Baustoffverwitterung  wird erst seit etwa 30 Jahren erforscht. Sie besiedeln praktisch alle Hohlräume und Klüfte bis zu erheblichen Tiefen. Einige Species produzieren starke Säuren wie Schwefel- und Salpetersäure und können eine rasche Verwitterung von Calcit-haltigen Gesteinen und Beton im anaeroben Bereich bewirken. Die bakteriell bedingte Oxydation von Eisen in Sauerstoff-freien Lösungen ist belegt.- FeS, Pyrit und Markasit werden biogen im sedimentären Bereich gebildet, bzw. bei Änderung der pH-Werte und des Sauerstoffangebots wieder abgebaut. Kleine Pyrit-“Schornsteine“ im Schwarzen Meer. - Einige Autoren sind der Ansicht, dass die Bildung von Mn-, bzw. Eisenoxid-Krusten im ariden Klima durch Mikroorganismen verursacht werden. - Die Spezialisierung von Mikroorganismen ist zuweilen erstaunlich; so fand man kürzlich in Silberminen Bakterien, die Silbernitrat als Stickstofflieferant abbauen und metallisches Silber abscheiden, obwohl Ag-Ionen sonst meist extrem bakterizid sind. - Anaerobe thermophile Archebakterien haben teils Lebensoptima bei 140°C (Unter erhöhtem Druck.)

Verwitterungsgeschwindigkeit  OV

Länge pro Zeit    Größenordnung 1*m/a = 1m in 1 Mio a  ? Bubnoff unit (geomorphologischer Begriff, fasst chem. und physikalische Verwitterung zusammen! Die berichteten Abtragungsraten für Ebenen liegen meist zwischen 10 und 90 Bubnoff-Einheiten.)

Die chemische Verwitterung ist in dieser Dimension der am langsamsten ablaufenden Vorgang in der Natur!! Vergleich mit Hebung/Senkung und Plattentektonik.

Zwischen 1940 und heute wurden mehrere hundert experimentelle Arbeiten zur chemischen Verwitterung publiziert. Die Ergebnisse lassen sich so zusammenfassen:

Karbonate (Calcit, Dolomit, Magnesit), sowie Sulfate lösen sich stöchiometrisch auf, Dies ist bei Silikaten anfangs nicht der Fall. Bei Kontakt der Silikatoberfläche mit Wasser werden die zwei. und ein-wertigen Ionen an der Oberfläche sehr schnell durch H3O+ Ionen ersetzt. Dies betrifft aber nur etwa eine Tiefe von einer halben Elementarzelle!! Das Fortschreiten der Reaktion erfordert einen diffusiven Transport von H+ aus der Lösung durch die gestörte Schicht zum Kristall und umgekehrt eine Diffusion der verdrängten Kationen von der Gitteroberfläche durch die gestörte Schicht in die umgebende Lösung. Beim Fortschreiten der Reaktion werden auch Al und andere dreiwertige Ionen durch H+ ersetzt.
Es bildet sich auf dem Gitter eine kationen-verarmte Schicht aus, die vorwiegend aus SiO2 besteht. (cation depleted layer)
   Der gestörte Gitterbereich besteht im wesentlichen aus den SiO4 - Tetraedern in dem der Struktur des Minerals entsprechenden Vernetzungszustand. Die freien Tetraedersauerstoffe, die im Gitter ehemals ein-, zwei- oder drei-wertige Kationen koordinierten, sind in OH-Gruppen übergegangen. Schliesslich lösen sich Orthokieselsäure H4SiO4 oder Polykieselsäuren von der Störschicht ab und gehen in Lösung. Im neutralen bis saurem Bereich sind solche Kieselsäuren nicht beständig, sie kondensieren zu kolloidal löslichen, kugelförmigen SiO2-Teilchen mit einem Durchmesser von 5 - 80 nm.
   Eine stöchiometrische Auflösung ist dann erreicht, wenn die Reaktion des Kristallgitters mit dem diffusiv herantransportierten H+ gerade soviel neue Störschicht pro Zeit schafft, wie an der Grenzfläche Störschicht/Lösung abgebaut wird. Bei Normaltemperatur und im neutralen bis saurem Bereich ist dies im Experiment meist nach etwa 30 Tagen erreicht.
   Die Störschichten wurden auf Feldspäten und eisenfreien Ketten- und Bandsilikaten mit modernen physikalischen Methoden auch direkt nachgewiesen. Sie haben im neutralen Bereich eine Dicke von 3 bis 3 Elementarzellen, mit sinkendem pH wird die Schicht dicker und kann dann 10 bis 15 Elementarzellen erfassen.

Die Ergebnisse der experimentellen Arbeiten vergangenen Jahrzehnte können wie folgt zusammengefaßt werden. In der graphischen Darstellung mit dem Logarithmus der Auflösungsgeschwindigkeit als y-Achse und dem pH-Wert als x-Achse ergibt sich ein flaches, fast pH-unabhängiges Minimum im Bereich etwa pH 5 bis 7. Sowohl im alkalischen, als auch im sauren Bereich schließt in dieser Darstellung ein etwa linearer Anstieg an. Die Steigung der Geraden im Bereich pH 5 bis 2 ist von Mineral zu Mineral unterschiedlich, sie beträgt 1 bis 3 Zehnerpotenzen. Diese Steigung ist am geringsten bei Muskowit, am höchsten bei Olivin.
Eine abweichende  Darstellung ergibt sich bei der Quarzauflösung, hier zeigt sich ein flaches, annähernd pH-unabhängiges Minimum im sauren Bereich, an den sich ab etwa pH 7 ein flacher Anstieg im alkalischen Bereich anschließt.
In Porenzwischenräumen kann auch ein alkalischer pH von 8 bis 10 erreicht werden!

Unter den gesteinsbildenden Silikaten ist Plagioklas am häufigsten, er verwittert relativ schnell. Seine Verwitterungsgeschwindigkeit hängt vom Anorthitgehalt ab, bei 20°C, pH 5,5 liegt seine Verwitterungsgeschwindigkeit entsprechend bei 0,15 (Albit) bis etwa 9 ?m/a .

Noch erstaunlicher als diese sehr geringen Werte ist der erhebliche Unterschied zwischen leicht und schwer verwitternden Mineralen. Sieht man einmal von extrem schwer verwitternden Mineralen wie Quarz, Topas, Turmalin und Beryll ab, so erstreckt sich der Bereich zwischen den langsam verwitternden Mineralen (Alkalifeldspäte, Muskowit) und den schnell verwitternden Mineralen (Calcit, Olivin) über fast vier Zehnerpotenzen!!

Die vorstehend geschilderten Ergebnisse von Experimenten können nicht ohne weiteres auf die natürliche Verwitterung übertragen werden. In der Natur gibt es Trockenperioden, weder ist der pH-Wert noch die Temperatur stets gleich; in der Lösung vorliegende ein-, zwei- und dreiwertige Ionen verlangsamen die Auflösung. Alle diese Faktoren bewirken, dass die wirkliche Verwitterungsgeschwindigkeit fast immer beträchtlich niedriger ist. So fand man bei der Untersuchung der Auflösungsrate von Kalken in Japan in der Natur nur Werte im Bereich von 1 bis 30% der Labordaten!

Andererseits kann die biologische Aktivität von Mikroorganismen zu lokaler Säurebildung führen und durch eine Erniedrigung des pH auf Werte zwischen 2 und 4 die Verwitterungsrate je nach Mineral um den Faktor 10 bis 1000 steigern.
Organische Stoffe können durch Komplexbildung manche Kationenkonzentrationen erniedrigen und dadurch die Verwitterung beschleunigen. Erst 1999 wurde die komplexierende Wirkung einiger Polyalkohole für Kieselsäure nachgewiesen.

Insbesondere die Verwitterung von Sulfiden wird durch die Tätigkeit von Mikroorganismen (Thiobacillus ferrooxydans) bewirkt und dadurch stark beschleunigt.

Einige Mikroorganismen (Blau- und Grünalgen) benötigen nur Mineralstoffe + Kohlendioxid + Licht. Sie gehören zu den Erstbesiedlern von frisch gebildetem vulkanischen Gestein.

Fazit:

- Die Abtragungsraten liegen bei Normalbedingungen (ca. 20°C , pH 5 bis 6 )
   zwischen 0,07 (Muskowit) und 24 ?m/a (Olivin).  (Calcit hat 175 ?m/a)

- Nur die wechselseitige Wirkung von physikalischer und chemischer Verwitterung
  erklärt die tatsächliche Verwitterung!

- Die chem. Verwitterung wirkt nicht nur an der Erdoberfläche; sie beginnt, sobald die
  Kristalloberfläche mit Wasser in Kontakt kommt.
 In vielen Fällen ist eine Abgrenzung der Verwitterung von hydrothermaler bis telethermaler
 Alteration kaum möglich. ( Kaolinisierung, Chloritisierung, Sericitisierung)

- Der Einfluss der Biosphäre auf die exogenen Vorgänge wird auch von
  Geowissenschaftlern häufig unterschätzt. Dies gilt insbesondere für den Einfluss von
  Mikroorganismen.
  
Feldbeobachtungen zeigen eine schnellere Verwitterung im feucht-tropischen Klima. Es ist anzunehmen, dass dies sowohl auf das höhere Wasserangebot, als auch auf die höheren Temperaturen und eventuell höhere biologische Aktivität zurückzuführen ist. - Labordaten:  Steigerung der Verwitterungsgeschwindigkeit von Silikaten von etwa 10% pro Grad° C .