4.11.2.2 Die Prozesse

Chemische Prozesse sind in den Tropen stark ausgeprägt, oder zumindest offensichtlich, aber mechanische Prozesse sind vorhanden und wichtig. Mechanische Prozesse gehen mit chemischen einher, es ist selten, dass der eine ohne den anderen nicht existiert, und sie verstärken sich vielmehr gegenseitig positiv. Die Prozesse werden hier einzeln betrachtet, obwohl sie in Wirklichkeit synergetisch zusammenwirken (siehe auch Kapitel 4.2).

Von den mechanischen Prozessen ist es unwahrscheinlich, dass Eis in den klassisch definierten Tropen eine Rolle spielt, ebenso wie Stress durch Temperaturausschläge unter dem Gefrierpunkt, abgesehen von Klimazyklen, die in höheren Lagen oder in höheren Breiten relevant sein könnten. Es ist umstritten, ob ein Temperaturschock bei hohen Temperaturen relevant ist (siehe Bland und Rolls, 1998; Eppes et al., 2010). Auch wenn in den Tropen nicht die hohen Lufttemperaturen der Wüsten erreicht werden (auch wenn einige nahe daran liegen), können die Oberflächentemperaturen des Gesteins durchaus über 70 °C liegen, insbesondere bei dunkel gefärbtem Gestein (Thomas, 1994). Hohe Temperaturen allein reichen möglicherweise nicht aus, um Sprödbrüche ohne große Temperaturextreme zu verursachen, aber dieses Thema ist in den Tropen nicht gut erforscht worden. Es ist bekannt, dass Brände außerhalb des Regenwaldes während der Trockenzeiten und in Dürreperioden extreme Temperaturen ausüben, die zu Sprödbruch führen können (Goudie et al., 1992; Dorn, 2003). Kristallwachstum in begrenzten Poren oder Brüchen kann eine Ursache für die mechanische Verwitterung in den Tropen sein. Normalerweise werden schnell wachsende Mineralien wie Salze, Kalzit und Gips leicht aufgelöst und vom Regen weggespült. In der aggressiven chemischen Umgebung sorgt jedoch die rasche Freisetzung von Elementen wie Natrium, Kalzium und Kalium aus den gesteinsbildenden Mineralien dafür, dass bei Gelegenheit neue Mineralien nachwachsen können. Diese Chance bietet sich in Trockenzeiten – die plötzlich eintreten können – und Salze haben die Möglichkeit, sich in Hohlräumen, Klüften und Korngrenzen anzusammeln. Die Salzverwitterung spielt eine Rolle bei der körnigen Zersetzung und höhlenartigen Verwitterung von grobkristallinem Gestein, die sowohl in den feucht-trockenen Tropen als auch in ariden Regionen beobachtet werden kann (Young, 1987; Turkington und Paradise, 2005). Saisonal feucht-trockene Tropen sind in der Lage, pedogenen Gips in Böden über Karbonatgesteinen aufrechtzuerhalten (Luzzadder-Beach und Beach, 2008), eine weitere mögliche Quelle der Kristallausdehnung durch hydratisierenden Calcit. Expansive Tone und neogebildete Eisenoxide können ebenfalls Druck ausüben (Nahon und Merino, 1997). Die Wiederausfällung von Siliziumdioxid nach der Auflösung kann für die weitere Öffnung von Korngrenzen und Brüchen im Mikrometerbereich sowie von Gittern und Kristallfehlern im Nanometerbereich verantwortlich sein (Kapitel 4.4).

Die „Druckentlastung“, die manchmal auch als Dilatation oder Schichtung bezeichnet wird, ist die Entlastung des Deckgebirges, die eine Ausdehnung und dann einen Sprödbruch von ehemals verschütteten Gesteinen verursacht. Widerstandsfähige Gesteinskörper, die sich in ihrer Petrologie oder Struktur unterscheiden, überleben Verwitterung und Erosion und werden als kuppelförmige Überreste (Bornhardts, Inselberge, Tors oder andere verwandte Begriffe) freigelegt. Die freiliegenden Außenflächen sind daher anfällig für Druckentlastung, wobei parallel zur Gesteinsoberfläche und senkrecht zur Oberfläche Brüche entstehen, die Platten freigeben. Twidale (1973) vertrat die gegenteilige Meinung, dass die kuppelförmige Fugenbildung der Exposition durch Kompression (und nicht durch Ausdehnung) vorausgeht, so dass kuppelförmige Inselberge aufgrund ihrer Brüche so sind, und nicht, weil die Brüche so sind, weil das Gestein gewölbt ist. Ungeachtet dessen ist der Prozess nicht auf die Tropen beschränkt, obwohl das Phänomen häufig bei gewölbten Gesteinen verschiedener Lithologie in den Tropen beobachtet wird (Abbildung 2, siehe auch Shroder, 1973).

Es ist wichtig zu beachten, dass die mechanischen Verwitterungsprozesse, mit Ausnahme des Kristallwachstums neugeformter Minerale, auf die Oberflächenbedingungen beschränkt sind und von diesen bestimmt werden. Da die Verwitterungsprofile viele Meter dick sein können, sind diese Oberflächenbedingungen und -prozesse nur ein Bruchteil des gesamten Verwitterungssystems (Ahnert, 1976).

Die Kombination aus reichlich vorhandenen Verwitterungsmitteln und höheren Temperaturen gewährleistet das Potenzial für eine aktive chemische Verwitterungsumgebung in den Tropen. Die Endprodukte der Verwitterung – Kaolinit, Gibbsit und Eisenoxide, die in tropischen Böden und Regolith häufig vorkommen – deuten jedoch auch auf eine mögliche chemische Stabilität hin, was den Mangel an Nährstoffen in einigen tropischen Böden erklärt. Einzelheiten der chemischen Verwitterung werden am besten in Yatsu (1988), Nahon (1991) und Taylor und Eggleton (2001) erläutert, hier jedoch mit Betonung der tropischen Relevanz zusammengefasst.

Die entstehende Kieselsäure, H4SiO4, kann in Oberflächen- oder Grundwasser abtransportiert werden, Sie hat aber auch die Fähigkeit, Kieselsäure zu dissoziieren und als neogeformten Quarz oder amorphe Kieselsäure wieder auszufällen, was bei der Zementierung von Sedimenten, der Bildung von Hartkrusten im Regolith oder bei der Aushärtung von Gesteinsbrocken von Bedeutung ist (Conca und Rossman, 1982). Die Lösung von Kieselsäure wird im Allgemeinen als ein im Vergleich zur Auflösungsverwitterung anderer Silikatminerale unbedeutender und langsamer Prozess angesehen. Studien von Schulz und White (1998) und Murphy et al. (1998) zeigen jedoch, dass die chemische Verwitterung von Quarz in einer tropischen Umgebung 25-75 % des gelösten Siliziumdioxids im Porenwasser des Regoliths erzeugt (mehr als alle anderen Silikatminerale). Durch die Lösung entstehen auch kleinere Partikel (siehe Kapitel 4.17; Pye (1983)) führte die tropische Feuchtverwitterung pleistozäner Sanddünen auf die Bildung von Quarz in Schluffgröße zurück, der sich in den B- und C-Horizonten des Bodens zu 10 % des Massensediments anreicherte. Quarzlösung ist auch der Prozess, der für die Entstehung von Kieselsäurekarst verantwortlich ist (siehe Abschnitt 4.11.3.1).

Die meisten Alumosilikatminerale unterliegen der „Auflösung“, auch bekannt als inkongruente Lösung oder Hydrolyse, einem mehrstufigen und parallelen Prozess, an dem Säuren beteiligt sind. Der allgemeine Prozess umfasst den Angriff von Wasser und Säure, wobei ein Ton, möglicherweise andere neu gebildete Mineralien, Kationen in Lösung und Kieselsäure entstehen. Wasser selbst ist ein schwacher H+-Protonendonator, aber Säuren sind viel effizienter. Kohlensäure ist das übliche und allgegenwärtige saure Verwitterungsmittel, und zwar über Regenwasser, das mit atmosphärischem CO2 angereichert ist, oder über Bodenwasser, das mit CO2 aus der Bodenluft angereichert ist (dessen Konzentration im Vergleich zur Atmosphäre um mehr als zwei Größenordnungen höher ist, Ugolini und Sletten, 1991). Organische Säuren, die aus dem organischen Zerfall sowie aus biotischen Funktionen (z. B. Pflanzenwurzeln) stammen, sind ebenfalls wichtig (Ugolini und Sletten, 1991) und in einigen Fällen möglicherweise sogar dominant (Wasklewicz, 1994).

Was die Lösung von der Auflösung unterscheidet, hängt vom Ausgangsmaterial (Mineral) ab, aber auch von der Zufuhr von Wasser als Verwitterungsmittel oder Verwitterungsmedium, das auf unterschiedliche Schwankungen der tropischen Feuchtigkeit reagiert. Taylor und Eggleton (2001) erklären, dass es während der inkongruenten Auflösung Zwischenstufen des dynamischen Gleichgewichts gibt. Sättigung und Mineralneubildung fänden in Zeiten der Wasserbegrenzung statt, ein vorübergehendes chemisches Gleichgewicht. Die Zufuhr von neuem Wasser verjüngt das System, stellt ein chemisches Ungleichgewicht her, und die verbleibenden primären Mineralien sowie die neu gebildeten Mineralien werden angegriffen.

Darüber hinaus dehydratisiert Goethit und bildet Hämatit. Eisenoxide wie Goethit und Hämatit sind stabil und verbleiben im Boden und im Verwitterungsprofil. Diese oxidierten Minerale verleihen tropischen Böden die leuchtend gelben (Goethit), orangefarbenen und roten (Hämatit) Farben.

Hydratisierung ist ein der Oxidation ähnlicher Prozess, bei dem Hydroxid (OH)-Ionen und nicht Sauerstoff in die Mineralmatrix eingebaut werden. Phyllosilikate, einschließlich Tone, zeichnen sich besonders durch Hydratation aus, bei der Hydroxidionen zwischen Silikatschichten eingebaut werden. Yatsu (1988) betrachtete die Hydratation eher als mechanischen denn als chemischen Prozess, ein Argument, das mit dem in Kapitel 4.4 dargelegten übereinstimmt.

Biochemische Prozesse sind heute als wichtig für die Verwitterung anerkannt (Krumbein und Dyer, 1985; Reith et al., 2008) und umfassen eine Reihe von Reaktionen, einschließlich der oben genannten, sowie die Chelatbildung, einen ausschließlich biochemischen Prozess. Ollier und Pain (1996) erläuterten, dass die Oxidation an der Aufnahme von Eisen und anderen Nährstoffen durch die Pflanzen über die Wurzeln beteiligt ist. Der Abbau von Kieselsäure soll durch bakterielle Maßnahmen verstärkt werden (Ollier und Pain, 1996). McFarlane (1987) wies die Bedeutung von Mikroorganismen bei der Entstehung von Bauxit nach.

Chelation ist der Prozess, bei dem Metalle bevorzugt durch organische Moleküle extrahiert werden, die aus der sich zersetzenden Vegetation stammen. Es wird vermutet, ist aber nicht gut erforscht, dass die schnelle organische Zersetzung in Regenwaldböden eine Fülle von chelatbildenden Verwitterungsmitteln hervorbringen könnte. Tropische Böden beherbergen eine immense Vielfalt an Mikroben, die mit der oberirdischen Artenvielfalt einhergeht (Borneman und Triplett, 1997).