Belastungsmarke

Eine Belastungsmarke beruht auf gravitationell bedingter Deformation im unverfestigten Sediment. Diese recht häufige Struktur an der Bankunterseite ist Ausdruck einer Raleigh-Taylor Instabilität, die durch eine inverse Dichteverteilung verursacht wird. Auslöser ist eine schockartige Fluidisierung des Sediments.

Inhaltsverzeichnis

Begriffsklärung

Belastungsmarken in einem Steinbruch bei Pressig

Der Begriff Belastungsmarke (engl. load cast, manchmal auch load structure) bezieht sich auf die von einer schwereren Oberschicht ausgeübte Belastung, welche in der leichteren Unterschicht zu Verformungen führt, der Marke. Eng verwandt mit Belastungsmarken sind Massenverlagerungen wie beispielsweise “Flammenstrukturen” (engl. flame structures), “Belastungswellen” (engl. load waves) und sogenannte “Anticrests”. Eine extreme Weiterentwicklung sind “Pseudoknollen” (engl. pseudo-nodules) und “Belastungsbälle” (engl. ball-and-pillow structure), die sehr tief (bis zu 6 Meter) in die Unterschicht einsinken können.

Geschichte

Belastungsmarken wurden wissenschaftlich zum ersten Mal 1895 von T. Fuchs beschrieben, der sie damals noch Fließwülste nannte[1] . Es gelang ihm ferner, die Strukturen experimentell zu erzeugen. Spätere wichtige Studien stammen von H. C. Sorby aus dem Jahr 1908, von P. Kukuk aus dem Jahr 1920 und von R. R. Shrock aus dem Jahr 1948.

Beschreibung

Belastungsmarken bilden sich an der Unterseite einer dichteren Oberschicht (bestehend aus Sand, Grobsand oder Kies), welche eine weniger dichte, hydroplastische Unterschicht (bestehend aus Ton, Silt oder Feinsand) überlagert. Die entstehenden Formen sind beulen-, schwielen, sack-, warzen- oder protuberanzartig. Im Profil betrachtet erscheinen sie als aufgereihte, abgeflachte Loben, die in die Unterschicht hineinragen. Die im gleichen Abstand angeordneten Loben besitzen in etwa dieselbe Größe und Gestalt. Zwischen den Loben dringen aus der Unterschicht geringerer Dichte flammenartige Zungen auf. Dreidimensional gesehen ähneln die Loben runden bis länglichen Kissen, die durch enge Vertiefungen voneinander getrennt werden. Die Abfolge aus Loben und Zungen kann durch eine Aneinanderreihung von Halbellipsen, die sich jeweils an den Zungenspitzen gegenseitig berühren, idealisiert werden. Den Halbellipsen kann sodann eine charakteristische Wellenlänge L zugeordnet werden. Diese charakteristische Wellenlänge ist hierbei vom jeweiligen Dichte- und Viskositätsunterschied der beiden Schichten abhängig. Gewöhnlich weist sie Werte zwischen ein paar Millimeter und 10 Zentimeter auf, sie kann aber in Extremfällen bis auf 10 Meter anwachsen !

Vorkommen

Belastungsmarken treten in sehr unterschiedlichen Faziesräumen auf. Am häufigsten sind sie in Turbiditen, aber sie kommen auch in fluviatilen und flachmarinen Environments vor. Gelegentlich werden sie auch in Seesedimenten gefunden. Selbst in geschichteten magmatischen Intrusionen (engl. layered igneous intrusions) und in pyroklastischen Abfolgen können sie beobachtet werden[2]. Sehr gute Beispiele für Belastungsmarken stammen aus der Borrowdale Volcanic Series im Lake District und aus der Bude-Formation im Südwesten Englands.

Entstehung

Warzenartige Belastungsmarken aus dem Hettangium des nördlichen Aquitanischen Beckens

Belastungsmarken entstehen in schlammig-sandigen Ablagerungsbereichen, wenn unterschiedlich mächtige, sandige Auflagerungen den Untergrund verschieden stark eindrücken. Auch größere Gesteinsbruchstücke oder anderes im sedimentbildenden Trübestrom mitgeführtes Material kann diese Druckunterschiede an der Sedimentbasis erzeugen.

Es muss, damit Belastungsmarken überhaupt entstehen können, folglich eine inverse Dichtelagerung vorhanden sein. Derartige inverse Anordnungen sind im Schwerefeld der Erde jedoch instabil, da ihre Potentielle Energie noch kein Minimum aufweist. Belastungsmarken sind ein gutes Beispiel für die Instabilität von Grenzschichten in gestörten Dichteprofilen.[3] Die Instabilität wird als Rayleigh-Taylor Instabilität bezeichnet; ihre Antriebskraft beruht letztendlich auf dem Auftrieb der leichteren Unterschicht.

Diese Instabilität ist aber anfänglich nur potentiell vorhanden; sie bedarf zusätzlich der Fluidisierung des Sediments, um auch tatsächlich in Erscheinung zu treten. Der Fluidisierungsprozess bedeutet für die betroffene Schicht einen beträchtlichen, wenn nicht sogar vollständigen Verlust an inneren Zusammenhalt (engl. yield strength), d. h. die Kraft, die aufgebracht werden muss, um das jeweilige Material zu verformen, geht in diesem Fall gegen Null. Diese sehr wichtige Zusatzbedingung wurde bereits von Sorby im Jahr 1908 erkannt (und später erneut von Shrock im Jahr 1948); sie beide verweisen auf den hydroplastischen Zustand der Unterschicht. Der Fluidisierungsprozess wird meist von schockartigen Bewegungen ausgelöst, wie sie bei Erdbeben auftreten. So konnte Sims 1975 die Entstehung von Belastungsmarken in Seesedimenten mit historischen Erdbebenereignissen in Verbindung bringen [4] .

Bedeutung

Belastungsmarken sind Geopetalgefüge und damit gute Indikatoren der Hangendrichtung des jeweiligen Sediments.

Siehe auch

Literatur

  • J. R. L. Allen: Sedimentary structures. Their character and physical basis. Elsevier, 1984, ISBN 0-444-42232-3.
  • J. R. L. Allen: Principles of Physical Sedimentology. Chapman & Hall, 1985, ISBN 0-412-53090-2.
  • H.-E. Reineck & I.B. Singh: Depositional Sedimentary Environments. Springer-Verlag, 1980, ISBN 0-387-10189-6.

Einzelnachweise

  1. T. Fuchs: In: Denkschrift Akademischer Wissenschaften, Wien. 62, 1895).
  2. P. Thy & J. R. Wilson: Primary igneous load-cast deformation structures in the Fongen-Hyllingen layered basic intrusion, Trondheim region, Norway. In: Geol. Mag.. 117, 1980.
  3. J. M. Anketell et al.: On the deformational structures in systems with reversed density gradients. In: Roczn. Pol. Tow. Geol.. 40, 1970.
  4. J. D. Sims: Determining earthquake recurrence interval from deformational structures in young lacustrine sediments. In: Tectonophysics. 29, 1975.

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