Diagenese, Prozeß der chemischen, physikalischen oder biologischen Umwandlung organischer oder mineralischer Stoffe bis zum Eintreten von druck- und temperaturbedingten Veränderungen.

1) Bei der Bildung von fossilem Brennstoff ist die Diagenese das erste von drei Hauptstadien. Unter anoxischen Bedingungen kann abgestorbene organische Materie im Sediment akkumuliert werden. Hauptquelle dieser organischen Materie sind Phytoplankton, Zooplankton, Landpflanzen und Bakterien. Alle diese Organismen bestehen aus den gleichen Komponenten, den Biopolymeren (Proteine, Lipide, Kohlenhydrate und Lignin in höheren Pflanzen), wobei es aber charakteristische Unterschiede in der relativen Zusammensetzung gibt. Diese sedimentierten Biopolymere werden durch mikrobiologische Aktivität in kleinere Fragmente zersetzt. In marinen Sedimenten wird zunächst eine oxidierende Zone durchlaufen ( Abb. 1 ). In dieser Zone wird der gesamte vorhandene Sauerstoff für die Oxidation der organischen Materie verwandt. Mit zunehmender Tiefe schließt sich eine anaerobe, sulfatreduzierende Zone an. Nachdem ein Großteil des Sulfats reduziert wurde, folgt eine anaerobe, methanproduzierende Zone. In jeder dieser Zonen kommt es durch unterschiedliche Bakterien zu einem teilweisen Abbau der organischen Materie. Dieser mikrobielle Abbau beschränkt sich auf Sedimenttiefen bis ungefähr 0,5 m. Mit zunehmender Tiefe ist das Sediment einem Druck- und Temperaturanstieg ausgesetzt. Dieser Druck- und Temperaturanstieg bewirkt eine Polymerisation und Polykondensation der durch die mikrobiologischen Aktivitäten gebildeten Fragmente. Es entstehen unter Verlust ihrer funktionellen Gruppen immer größere Moleküle, die Huminsäuren und Fulvinsäuren, welche ihrerseits Huminstoffe bilden. Die Huminstoffe werden durch weitere Polykondensation in Geopolymere mit Molekularmassen von 10.000 bis 100.000 amu umgewandelt. Diese Geopolymere werden aufgrund ihrer unterschiedlichen Löslichkeit in gängigen organischen Lösungsmitteln in zwei Klassen aufgeteilt: Der lösliche Anteil wird als Bitumen und der überwiegende unlösliche Anteil als Kerogen bezeichnet. Im letzten Schritt der Diagenese werden weitere heteroatomare Bindungen und funktionelle Gruppen abgespalten, so daß es zu einer Freisetzung von Wasser, Kohlendioxid, Asphaltenen und Harzen kommt. Die Diagenese beginnt sofort nach der Sedimentation des abgestorbenen organischen Materials und läuft bis zu einer Tiefe von einigen 100 m ab. Durch die Zunahme von Temperatur und Druck schließen sich die Katagenese und die Metagenese an.

2) Die Diagenese von Sandsteinen umfaßt alle chemischen und physikalischen Prozesse, die Sande vom Zeitpunkt der Sedimentation bis zum niedrigsten Grad der Metamorphose beeinflussen. Dabei wird das Lockersediment in ein Festgestein umgewandelt (Lithifikation). Die wesentlichsten Umwandlungen betreffen die Reduzierung der Porosität durch Kompaktion und Ausfällung authigener Minerale (Zementation) sowie die Auflösung instabiler Komponenten. Nach dem zeitlichen Verlauf der Diagenese, die i.d.R. mit zunehmender Versenkung des Schichtstapels in einem Sedimentbecken einhergeht, wird zwischen früh- und spätdiagenetischen Prozessen unterschieden. Die Grenze zwischen beiden Stadien wird ungefähr bei 50 m Versenkung und einigen zehn- bis hunderttausend Jahren gezogen. In der Frühdiagenese kann es neben einer Neuordnung des Partikelgefüges (Kompaktion) bereits zur Neubildung von Mineralen im Porenraum oder zu Lösungsprozessen kommen. Im besonderen Maße ist das bei terrestrischen Sanden der Fall, die in ariden Gebieten mit wechselndem Grundwasserstand abgelagert wurden. Die Ausfällung von Salzen, Gips und Carbonaten in den obersten Bodenhorizonten (Caliche) zerstört dabei das Gefüge (Haloturbation), Quarz und Feldspat können angelöst und Kieselgele im aufsteigenden Porenwasser wieder ausgefällt werden (Silcretes). In marinen Sanden ist die Bioturbation der wichtigste frühdiagenetische Prozeß. Die Wühltätigkeit von Organismen führt zur Homogenisierung des Sediments bis zu mehreren Metern Tiefe. Die Schichtung und primäre Ablagerungsgefüge werden zerstört. Durch die Vermischung von Schichten, die unter verschiedenen hydrodynamischen Bedingungen abgelagert wurden, nehmen Sortierung und Porosität ab. Organische Substanz wird über den Metabolismus der grabenden Organismen, aerobe und anaerobe Bakterien und durch den Kontakt mit sauerstoffreichem Wasser abgebaut.

Die späte Diagenese von Sandsteinen wird durch Überlagerungsdruck, Temperatur und Fluidfluß kontrolliert. In der Regel nimmt die Porosität von Sandsteinen mit steigender Tiefe ab, da offene Porenräume mit Mineral-Neubildungen gefüllt werden. Mit zunehmender Versenkung erfolgt zunächst eine Reorganisation des Korngefüges (mechanische Kompaktion), bei der Porenraum durch eine dichtere Packung verkleinert wird. Unter größeren Überlagerungsmächtigkeiten beginnen sich die Klasten an den Kornkontakten zu lösen (Drucklösung). In Abhängigkeit von der Chemie der Porenwässer und der mineralogischen Zusammensetzung der Klasten lösen sich instabilere Komponenten schneller als chemisch stabile Körner. Im besonderen Maße trifft das auf Glas in vulkaniklastischen Sanden und auf Carbonatklasten zu. In reinen Quarzsandsteinen ist eine bevorzugte Lösung kleinerer Körner zu beobachten. Das gelöste Material wird mit dem Porenwasserstrom teilweise abgeführt, in den druckfreien Porenräumen kann es jedoch zur Ausfällung von Gelen oder zur Kristallisation neuer Minerale kommen. Besonders häufig kommt es zum Wachstum von Tonmineralen. Kaolinit bildet charakteristisch gestapelte Einkristalle ("Kaolinit-Bücher"), authigener Illit tritt bei tiefer Versenkung in der Form fasriger und filziger Aggregate auf. Chlorit und Smektitbildung ist seltener und ist auf unreine Sandsteine mit hohen Eisen- und Magnesiumgehalten beschränkt. Meist verlaufen Lösungs- und Fällungsreaktionen gleichzeitig, so daß charakteristische Verdrängungen sichtbar sind.

In Quarz-Sandsteinen bilden sich Zemente aus Quarz, die mit der gleichen kristallographischen Orientierung wie in den Klasten aufwachsen. Diese syntaxialen Anwachssäume sind meist chemisch reiner als die umhüllten Körner und deshalb lichtmikroskopisch (Zahl der festen und fluiden Einschlüsse) oder mit Hilfe der Kathodolumineszenz leicht zu identifizieren. Ähnliche Anwachssäume bilden sich auch um Feldspäte, doch werden diese häufig kaolinisiert oder carbonatisiert (Plagioklas). Als weitere Zementminerale treten häufig Calcit, Dolomit, Anhydrit, Goethit und Siderit auf. Die Reihenfolge der Zementbildung in einem Sandstein ist nicht gesetzmäßig, sondern widerspiegelt Änderungen der Porenwasser-Chemie und die diagenetische Geschichte des Sedimentpakets. Da der Fluidfluß in einem Sedimentbecken maßgeblich von der Tektonik (Störungen, Klüftung) und den Wegsamkeiten der Beckenfüllung abhängt, sind vertikale und laterale Differenzierungen der Zementation die Regel. Bei sehr tiefer Versenkung wird der Porenraum meist vollständig durch Zement gefüllt. In Oberflächennähe erfolgt vielfach die Verwitterung von Zementen (Dezementierung). Besonders Calcit- und Sulfat-Zemente sind von diesem Prozeß im Einfluß von Oberflächenwässer betroffen, während silicatische Zemente erhalten bleiben. Viele Sandsteine in Oberflächennähe weisen deshalb trotz kompakter Erscheinung sekundäre Porosität auf (Grundwasserleiter).

Anders verläuft die Diagenese in vielen lithischen Sandsteinen. Instabile Komponenten (Gesteinsbruchstücke und vulkanisches Glas) werden in Tonminerale umgewandelt (Alteration). Durch die Kompaktion bilden sie gemeinsam mit Ton-Geröllen eine dichte, homogene Matrix, die charakteristisch für Grauwacken ist. Da es nach diesem Prozeß in lithischen Sandsteinen keinen offenen Porenraum mehr gibt, fehlen syntaxiale Anwachssäume an Quarzen und Feldspäten in der Regel. Die häufig beobachtete Neubildung von Zeolithen, die im sedimentären Bereich nicht vorkommen, und die hohe Inkohlung organischer Reste deuten daraufhin, daß die meisten Grauwacken als niedriggradige metamorphe Gesteine betrachtet werden müssen.

Während der Diagenese erfolgt eine sekundäre Veränderung der Schwermineralspektren. In der Regel werden die stabilen Komponenten (Rutil, Turmalin, Zirkon, Magnetit) auf Kosten von instabilen (z.B. Olivin, Pyroxene, Amphibole, Granat) angereichert. Anatas und Turmalin werden häufig authigen gebildet. Gerundete Körner von Turmalin und Zirkon können wie Quarz und Feldspat diagentisch zu idiomorphen Kristallen ergänzt werden (syntaxiale Anwachssäume). Der Grad der Diagenese eines Sandsteins kann nur über Umwege bestimmt werden: Der Inkohlungsgrad (Inkohlung) der organischen Substanz (Vitrinit-Reflexion), die Illit-Kristallinität, Spaltspur-Alter in Apatiten, Homogenisierungs- und Gefriertemperaturen der fluid inclusions sowie die Farbe von Conodonten widerspiegeln die thermische Geschichte eines Sandsteins. Die vollständige Diagenesegeschichte eines Sandsteins ist allerdings meist komplizierter. Die in den Zementen konservierte Reihenfolge der Lösungs- und Fällungsprozesse geben Hinweise auf Änderungen der Porenwasserchemie und die Position im Sedimentbecken. Ein wesentlicher Aspekt der Sandstein-Diagenese ist die Reifung der organischen Substanz. Zellulose und Lignin werden zu polyzyklischen aromatischen Kohlenwasserstoffen abgebaut (Inkohlung). Fette, Wachse und Eiweiße generieren kettenförmige Kohlenwasserstoffe (Erdöl und Erdgas), die aus den Muttergesteinen (Schwarzpelite und Carbonate) in den Porenraum der Speichergesteine einwandern. Durch Öl-Imprägnation werden die Porenwände hydrophobiert. Lösung und Zementation finden unter solchen Bedingungen nicht mehr statt.

3) Diagenese von Tonsteinen: Die wichtigsten Prozesse bei dem Weg von frisch sedimentierten Tonen zu Tonsteinen sind Kompaktion, Porenwasserabgabe und die Veränderung der mineralogischen Zusammensetzung. Frisch sedimentierte Tone weisen ein Kartenhausgefüge mit 70-90% Porosität auf, das aber bedingt durch die geringe Korngröße und hohen Oberflächenkräfte der Tonminerale nur mit einer geringen Permeabilität einhergeht. Der Druck überlagernder Sedimente verursacht eine progressive Abgabe der Porenwässer und eine entsprechende Abnahme der Porosität (Kompaktion), die bei reinen Tonsteinen mit zunehmender Versenkungstiefe einer logarithmischen Kurve folgt. Ab etwa 2000 m Versenkungstiefe ist die mechanische Verdichtung abgeschlosssen. Modifiziert wird die Kompaktion durch die Salinität des Porenwassers, den Carbonatgehalt und die primäre Mineralogie der Tonminerale.

Chemische Veränderungen pelitischer Sedimente setzen bereits kurz nach der Ablagerung ein: Organische Substanzen werden biochemisch abgebaut, Skelett-Opal (Schwammnadeln, Radiolarien, Diatomeen) und Carbonat-Schalen (Coccolithen, Foraminiferen, Mollusken u.a.) werden teilweise oder vollständig gelöst. Unterstützt werden diese Vorgänge durch die Wühltätigkeit mariner Organismen (Bioturbation). Steigender Druck und Temperatur führen ab etwa 1500 m Versenkungstiefe zu tiefgreifenden mineralogischen Veränderungen (chemische Diagenese). Smektit wird über Zwischenschritte (Mixed-Layer-Minerale) in Illit umgewandelt, die Tone verlieren ihre Quellfähigkeit. Im Übergangsbereich zur Metamorphose wird auch Kaolinit in Illit umgewandelt. Das Tonmineral Illit erhöht seinen Ordnungsgrad durch die Aufnahme von Kalium und geht bei Temperaturen über 200ºC (Anchimetamorphose) allmählich in das Schichtsilicat Muscovit über. Die zunehmende Ordnung des Illits ist temperaturabhängig und wird über röntgenographische Untersuchungen als Maß für den Grad der späten Diagenese und niedriggradigen Metamorphose verwendet (Illitkristallinität).

In carbonathaltigen Tonen (Mergel) beginnt bereits kurz nach der Ablagerung die Umverteilung der Carbonatminerale: Kleinere Kristallite werden im Porenwasser gelöst, während größere Kristallite wachsen. Dieser Vorgang ist sehr stark von den Eh- und pH-Bedingungen im Sediment abhängig und kommt erst bei verringertem Porenwasserfluß (abnehmende Permeabilität durch Kompaktion und Mineralwachstum) zum Stillstand. Aus fast homogenen Schlämmen entstehen Kalk-Mergel-Wechselfolgen, Flaserkalke oder Tonsteine mit Carbonat-Konkretionen. Die Zersetzung organischen Materials befördert über die Abbauprodukte H₂S und NH₃ chemische Bedingungen, die Lösung und Fällung der im Porenwasser gelösten Stoffe bewirken. Calcit, Chalcedon, Pyrit und Phosphorit bilden rundliche Anreicherungen (Konkretionen), die häufig organische Reste (Fossilien und Lebensspuren) umschließen.

4) Carbonatdiagenese: Carbonatsedimente bestehen primär aus einem Gemisch von Aragonit, Hochmagnesium-Calcit und Niedrigmagnesium-Calcit. Die ersten beiden CaCO₃-Modifikationen sind metastabil und wandeln sich i.d.R. mehr oder minder schnell in Niedrigmagnesium-Calcit um, alle Modifikationen sind zudem in Wasser relativ leicht löslich. Deswegen sind diagenetische Prozesse in Carbonatsedimenten besonders vielfältig und an verschiedenste diagenetische Environments gebunden. Sie können bereits synsedimentär auf dem Meeresboden beginnen und bis zum fließenden Übergang in die Metamorphose bei erhöhten Druck-Temperatur-Bedingungen andauern. Die Carbonatdiagenese beinhaltet mikrobiell induzierte Mikritisierung, Zementation (Carbonatzemente), Neomorphose, Lösung, Kompaktion einschließlich Drucklösung (Bildung von Stylolithen) und Dolomitisierung. Der Ablauf der Diagenese ist im wesentlichen abhängig von der primären Zusammensetzung des Sediments und seiner Carbonat-Mineralogie, dem Chemismus, der Veränderung und den Austauschraten der Porenwässer, der Versenkungs- und Heraushebunggeschichte und dem Klima. Prinzipiell lassen sich drei diagenetische Environments ( Abb. 2 ) mit unterschiedlichen Diageneseprozessen unterscheiden: a) meteorische Zone, d.h. die Zone mit Süßwassereinfluß, entweder überhalb oder unterhalb des Grundwasserspiegels (vadose Zone, phreatische Zone, meteorische Diagenese), b) die frühdiagenetisch wirksame marine Zone (marin-vados im Strandbereich, marin-phreatisch am Meeresboden sowie bei flacher Versenkung) und c) die spätdiagenetisch wirksame Versenkungszone ("burial zone"). Eine zwischen meteorischer und mariner Zone liegende und bei Schwankungen des Meeresspiegels entsprechend see- oder landwärts wandernde Mischzone ist für Dolomitisierungsphänomene von besonderer Bedeutung. Die Untersuchung diagenetischer Phänomene und Prozesse geschieht mittels petrographischer Analysen (Dünnschliffe, Rasterelektronenmikroskopie, Kathodolumineszenz) sowie der geochemischen Untersuchung von Spurenelementen und stabilen Isotopen (C, O, Sr). Insbesondere mit Hilfe der Kathodolumineszenz lassen sich in der Zementstratigraphie die zeitliche Entwicklung von Diagenesestadien und damit die (gegebenenfalls mehrfache) Versenkungs- und Heraushebungsgeschichte sowie mögliche hydrothermale Beeinflussungen von Carbonatgesteinen verfolgen. [SB,TV,HGH]