letztmals geändert am 20.12.2003

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INFÜHRUNG

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DIE

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ESTEINS

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AGERSTÄTTENKUNDE

Mafischer Gang in mergeligen Sedimenten (Lagen aus Marmor und boudinierten Hornsteinen) Münze als Größenvergleich; südliches Adamello-Gebiet, italienische Alpen

H.-G. S

TOSCH

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NSTITUT

FÜR

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INERALOGIE

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EOCHEMIE

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NIVERSITÄT

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Inhaltsverzeichnis

Seite

Einleitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .1Literaturhinweise . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .1Einige Definitionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4Charakteristika von Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4Gesteine und Mineralvergesellschaftungen als thermodynamische Systeme . . . . . . . . . . . . . . .7Arbeitsmethoden der Petrologie und Lagerstättenkunde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .9

Geländearbeit und Probenahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .9Probenaufbereitung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .9Gesteins- und Mineralanalytik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .10Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde. . . . . . . . . . . . . . . . . . .10

Der geodynamische Rahmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11Die interne Struktur der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11Magmatismus und Plattenbewegungen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13

Magmatische Gesteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17Zur Klassifikation von Magmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17

Klassifikation auf der Basis des Mineralbestandes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17modaler und normativer Mineralbestand . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17IUGS-Klassifikation für Plutonite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18QAPF-Klassifikation für Vulkanite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .20

Klassifikation auf der Basis der chemischen Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21Klassifikation für Vulkanite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .21Klassifikation für Plutonite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25

Chemische Zusammensetzung von Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .26Physikochemische Eigenschaften von Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28

Struktur von Silikatschmelzen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28Viskosität von Silikatschmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30Dichte von Silikatschmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .33Diffusion in Silikatschmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35Kinetik des Kristallwachstums . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .37

Phasendiagramme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39Vorbemerkungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39Einkomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39Zweikomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .41Dreikomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .51P–T-Diagramme. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .71Die Bedeutung des Redoxverhältnisses . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

Magmatittypen und ihre Entstehung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .80Gesteine des oberen Erdmantels . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .80Ozeanbodenvulkanismus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .87Magmatismus an Subduktionszonen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .96Ozeaninselvulkanismus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .102Flutbasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .105Lagenintrusionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .110Magmatismus kontinentaler Riftzonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .117Kimberlite und verwandte Magmatite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .126Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .130

I

Inhaltsverzeichnis

Seite

Metamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147Konzept der Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147

Definition des Begriffs. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147Historische Entwicklung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147Metamorphosearten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .148Bestimmende Faktoren der Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149

Temperatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149Druck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .151Fluide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .153Gesteinszusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .153

P,T-Verlauf einer Metamorphose. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .154Klassifikation und Terminologie metamorpher Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .155Hinweise auf Gleichgewichte in Metamorphiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157Metamorphe Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .158

Graphische Darstellung metamorpher Paragenesen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .161Metamorphe Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .169

einige Grundbegriffe aus der Thermodynamik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .169(dis)kontinuierliche und Kationenaustauschreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .172Geothermometrie und Geobarometrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .173

Petrogenetische Netze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .173kontinuierliche Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .174Kationenaustauschreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .176Solvusthermometer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .177Isotopenthermometer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .177Thermobarometrie durch Berechnung vieler Reaktionsgleichgewichte . . . . . . . . . .178

Konstruktion von Phasendiagrammen nach der Methode von Schreinemakers . . . . . . .178Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .183

Metamorphose pelitischer Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .183Pelite bei niedrigsten Metamorphosegraden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184Mitteldruckmetamorphose von Peliten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184Niedrigdruckmetamorphose von Peliten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .192Hochdruckmetamorphose von Peliten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .194P–T-Bedingungen der Metamorphose von Peliten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .195

Die Metamorphose mafischer Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .197Darstellung der Zusammensetzung von Metabasiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .197Metabasite bei niedrigsten Metamorphosegraden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .198Metabasite bei der Mitteldruckmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .200Metabasite bei niedrigen Drücken . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .204Hochdruckmetamorphose von basischen Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .204P–T-Bedingungen der Metamorphose von Basiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .205Ozeanbodenmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .207

Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209Allgemeine Bemerkungen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209Vorstellungen zur Bildung von Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .213

Magmatische Kristallisation und Segregation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .213Hydrothermale Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .214Metamorphe Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .217Oberflächennahe Prozesse. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .217

II

Inhaltsverzeichnis

Seite

Lagerstättentypen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .218Plattentektonischer Zusammenhang . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .218Lagerstätten in Verbindung mit Magmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .219

Lagerstätten an konstruktiven Plattengrenzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .219Lagerstätten im Zusammenhang mit Inselbögen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .226Mineralisation an aktiven Kontinentalrändern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .228

Vorbemerkungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .228Porphyrische Cu-und Mo-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .228Sn-W-Lagerstätten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .232Skarnlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .236

Orthomagmatische Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .239Lagerstätten im Zusammenhang mit Alkaligesteinskomplexen . . . . . . . . . . . . . . . .240

Sedimentäre Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .242Schichtgebundene Pb-Zn-Lagerstätten vom Mississippi-Valley-Typ . . . . . . . . . . . . .242Sedimentäre Uranvererzungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .243Sedimentäre Goldlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .244Kupferschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .246BIFs und Eisensteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .247Residuale Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .249Evaporite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .250Phosphoritlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .250Mn-Knollen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .252Gashydrate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .256

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261Gesteins- und Mineralanalytik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261

Röntgenfluoreszenzanalyse [RFA] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261Atomabsorptionsspektrometrie [AAS] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .262Flammenphotometrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .263ICP-Analytik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .263Neutronenaktivierungsanalyse [NAA] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .264Isotopenverdünnungsanalyse [ID]. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .265Mikroanalytische Verfahren . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .265

Transmissions- oder Durchstrahlelektronenmikroskopie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .266Rasterelektronenmikroskopie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .266Elektronenstrahlmikrosondenanalytik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .267Ionenstrahlmikrosondenanalytik. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .267

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .269Quench- und Gasmischöfen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .269Hydrothermalapparaturen, außenbeheizt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .269Hydrothermalapparaturen, innenbeheizt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .270Stempel-Zylinder-Pressen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .270Diamantzellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .271Ultrahochdruckpressen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .273Schockröhre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .273

Die CIPW-Norm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .274

Isotopengeochemie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279Radiogene Isotopensysteme – Rb-Sr als Beispiel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279Stabile Isotope – 18O/16O als Beispiel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .282

Formulierung metamorpher Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .287

Definition einiger Begriffe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .289

III

Einführung in die Gesteins- und Lagerstättenkunde

1.0 Einleitung

1.1 Literaturhinweise• R. Altherr (1992) Einführung in die Gesteins- und Lagerstättenkunde, Skript zur Vorlesung,

322 Seiten

• H. Blatt & R.J. Tracy (1996) Petrology – Igneous, Sedimentary, and Metamorphic, W.H.Freeman & Company, New York, 529 Seiten [ca. 85 US-$] –

ein umfassendes Lehrbuch, das sowohl Anfängern als auch Fortgeschrittenen einigesbietet;

• G.C. Brown, C.J. Hawkesworth & R.C.L. Wilson [Herausgeber] (1992) Understandingthe Earth, Cambridge University Press, Cambridge, 551 Seiten [30 £] –

ausgewählte Kapitel verschiedenster Teile der Geowissenschaften;

• K. Bucher & M. Frey (2002) Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer-Verlag, Berlin,341 Seiten [50 €] –

völlig überarbeitete Fortführung von H.G. Winklers Buch aus den sechziger Jahren – alsEinführung in die metamorphe Petrologie streckenweise etwas zu anspruchsvoll;

• J.R. Craig, D.J. Vaughan & B.J. Skinner (2000) Resources of the Earth – Origin, Use andEnvironmental Impact, Prentice-Hall, Upper Saddle River/U.S.A., 520 Seiten [79 US-$] –

leicht zu lesendes Buch, das Lagerstätten und ihre Nutzung sowie die damit verbunde-nen Umweltauswirkungen behandelt;

• G.H. Eisbacher (1996) Einführung in die Tektonik, Spektrum Akademischer Verlag, Hei-delberg, 310 Seiten [40 €] –

neben der Tektonik werden in diesem Bestseller in Kapiteln über Geodynamik auchAspekte der Petrologie behandelt;

• A.M. Evans (1993) Ore Geology and Industrial Minerals, Blackwell Scientific Publications,Oxford, 390 Seiten [ca. 65 DM] –

gut lesbare Darstellung der heutigen Vorstellungen zur Bildung von Lagerstätten; auchin einer älteren (vergriffenen) deutschen Auflage bei Enke erschienen;

• W.K. Hamblin & E.H. Christiansen (2001) Earth’s Dynamic Systems, Prentice Hall,Englewood Cliffs/N.J., 7. Auflage, 766 Seiten [84 US-$] –

vergleichbar den Büchern von Press/Siever und Skinner/Porter

• P.C. Hess (1989) Origin of Igneous Rocks, Harvard University Press, Cambridge/Mass. &London, 336 Seiten [ca. 95 US-$] –

besser geeignet für Fortgeschrittene;

• J.R. Holloway & B.J. Wood (1988) Simulating the Earth. Experimental Geochemistry, Har-per Collins Academic, London, 196 Seiten [vergriffen] –

gut lesbare Beschreibung der Methoden der experimentellen Petrologie [46 US-$];

• V. Jacobshagen, J. Arndt, H.-J. Götze, D. Mertmann & C.M. Walfass (2000) Einfüh-rung in die geologischen Wissenschaften, Ulmer, Stuttgart, 432 Seiten –

Versuch einer integrierten Darstellung von Geologie, Mineralogie und Geophysik[30 €];

• P. Kearey & F.J. Vine (1996) Global Tectonics, Blackwell Scientific Publications, Oxford,344 Seiten [28 £] –

moderne und gut lesbare Darstellung der Plattentektonik;

1

Literaturhinweise

• S. Matthes (2001) Mineralogie – eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie undLagerstättenkunde, Springer Verlag, Berlin, 6. Auflage, 507 Seiten [33 €] –

der Titel sagt schon alles; leider das einzige deutschsprachige aktuelle Buch auf diesemGebiet; nicht ohne Einschränkungen zu empfehlen;

• A. Nicolas (1995) Die ozeanischen Rücken, Springer Verlag, Berlin, 200 Seiten [28 €] –

mit Graphiken, die so eindrucksvoll gestaltet sind, daß mir das Buch gleich zu Beginndes WS96/97 nach seiner Vorstellung abhanden kam; auch für den interessierten Laienverständlich

• A. R. Philpotts (1990) Principles of Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall,Englewood Cliffs / New Jersey, 498 Seiten –

für Anfänger zu anspruchsvoll; vergriffen

• F. Pirajno (1992) Hydrothermal Mineral Deposits, Springer Verlag, Berlin, 709 Seiten[257 DM, vergriffen] –

modernes Werk der Lagerstättenkunde, auch hilfreich als Nachschlagewerk;

• C.C. Plummer & D. McGeary (1999) Physical Geology, 8. Auflage, Wm. C. BrownPublishers / Times Mirror, Dubuque/Iowa (USA), 539 Seiten [85 US-$] –

ein weiteres der schön illustrierten Bücher für Anfänger des Studiums der Geowissen-schaften; das Buch kommt zudem daher mit einem 160seitigen „Art Notebook“ mitdem Buch entnommenen farbigen Abbildungen (gedacht zur Ergänzung durch in derVorlesung gemachte Notizen) sowie einer interaktiven CD-ROM „Plate Tectonics“,wobei sich die Interaktivität jedoch weitgehend auf die Möglichkeit beschränkt, Filmezu starten und zu stoppen;

• P.J. Potts (1992) A Handbook of Silicate Rock Analysis, Blackie, Glasgow & London, 622Seiten [45 £] –

ein Handbuch der analytischen Geochemie; gut als Nachschlagewerk;

• F. Press & R. Siever (1997) Understanding Earth, W.H. Freeman & Company, New York,3. Auflage, 752 Seiten [ca. 77 US-$] –

vergleichbar dem Buch von Skinner & Porter; das Buch kommt mit einer CD-ROM; indeutscher Übersetzung der ersten Auflage erschienen als Allgemeine Geologie, SpektrumAkad. Verlag, Heidelberg 1995, 602 Seiten, [50 €]

• P.C. Ragland (1989) Basic Analytical Petrology, Oxford University Press, 369 Seiten [ca.25$] –

ein Buch mit dem Schwerpunkt auf Phasendiagrammen für Magmatite;

• L.A. Raymond (1995) Petrology – the Study of Igneous, Sedimentary and MetamorphicRocks, John Wiley & Sons (früher: Wm. C. Brown Publishers / Times Mirror, Dubuque/Iowa (USA)) –

ein umfassendes Buch mit vielen Literaturverweisen zur Weiterführung und mit kur-zen Fallstudien; obwohl das Werk für jede/n etwas bietet, ist es eher für das Haupt-studium zu empfehlen 742 Seiten [ca. 110$];

• F.N. Rhines (1956) Phase Diagrams im Metallurgy, McGraw-Hill, 340 Seiten –

die Grundlagen der petrologischen Phasenlehre stammen letztlich aus der Metallurgie;daher sind solche Bücher durchaus brauchbar;

• F.J. Sawkins (1990) Metal Deposits in Relation to Plate Tectonics, Springer-Verlag, Heidel-berg, 461 Seiten [148 DM, vergriffen] –

Darstellung vieler einzelner Lagerstätten, geordnet nach ihrer geotektonischenStellung;

• H.-U. Schmincke (2000) Vulkanismus, Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt,264 Seiten, [40 €] –

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Einleitung

leicht zu lesende und sehr schön illustrierte Neuauflage des renommierten deutschenVulkanologen, auch für interessierte Laien empfehlenswert;

• G. Sen (2001) Earth’s Materials: Minerals and Rocks, Prentice Hall, Upper Saddle River,New Jersey, 542 Seiten –

Versuch einer allumfassenden Darstellung von Mineralogie und Petrologie, relativleicht lesbar, aber auch relativ reich an Fehlern [76 US-$];

• B.J. Skinner & S.C. Porter (2000) The Dynamic Earth, John Wiley & Sons, New York,618 Seiten [55 €] –

ein schön illustriertes Werk, das viele Aspekte der Geologie und Petrologie beleuchtet;gutes Buch für Anfänger;

• B.J. Skinner, S.C. Porter & D.B. Botkin (1995) The Blue Planet - An Introduction to EarthSystem Science, John Wiley & Sons, New York, 552 Seiten –

die Flut schön gestalteter Bücher ergießt sich weiter auf die Leserschaft; dieses Werkspannt einen Bogen von der Astronomie über Geologie und Meteorologie bis zur Geo-ökologie [78.90 US-$, ca. 190 DM];

• E.J. Tarbuck & F.K. Lutgens (2000) Earth Science, 9. Auflage, Prentice-Hall, UpperSaddle River / New Jersey, 672 Seiten [ca. 83 US-$] –

unter den vielen Büchern für den Beginn eines geowissenschaftlichen Studiums dasderzeit am attraktivsten aufgemachte

• M. Wilson (1989) Igneous Petrogenesis, Kluwer Academic Publishing, 466 Seiten –

stark geochemisch ausgerichtet; für Anfänger zu anspruchsvoll [ca. 87.50 €];

• W. Wimmenauer (1985) Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine,Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg [39.95 €]

gutes petrographisches Nachschlagewerk;

• J.D. Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology, Prentice Hall,Upper Saddle River, New Jersey/USA [92 US-$]

umfassende und leicht verständliche Darstellung magmatischer und metamorpherGesteine und Prozesse; sehr empfehlenswert! Auf seiner Homepage stellt Herr Winteraußerdem seine Petrologie-Vorlesung in Form von Powerpoint-Dateien zur Verfügung;diese Dateien enthalten sehr viele der Zeichnungen und Fotos in Farbe, die im Buchnur in schwarz/weiß enthalten sind: http://www.whitman.edu/geology/winter/

• B.W.D. Yardley (1989) An Introduction to Metamorphic Petrology, Longman Earth ScienceSeries, Harlow/Essex, 248 Seiten [£ 14.95] –

wie der Titel schon sagt… 1997 ist das Buch auch in deutscher Übersetzung im Spek-trum Akademischer Verlag, Heidelberg, unter dem Titel Einführung in die Petrologiemetamorpher Gesteine zum Preis von 49.95 € erschienen.

Zur Erstellung dieses Skripts wurden viele der zitierten Werke in irgendeiner Weise benutzt.Dieses Skript geht in Teilen sicherlich über den Stoff einer Anfängervorlesung hinaus undmag Ihnen daher auch später noch zum Nachschlagen dienen.

Sie werden in Ihrem Studium nicht um die Lektüre englischsprachiger Bücher und Fachartikel her-umkommen und sollten daher die Scheu davor möglichst früh ablegen. Da Fachliteratur mit einemrecht beschränkten Wortschatz auskommen kann, ist sie eher leichter zu lesen als Unterhaltungs-literatur. Unter den in der Literaturliste aufgeführten englischsprachigen Büchern sind die reichillustrierten Werke von Plummer & McGeary, Press & Siever, Skinner & Porter oder Tarbuck &Lutgens sicherlich besonders gut zum Selbststudium geeignet. Allerdings decken sie den in dieserVorlesung behandelten Stoff nur zu einem kleinen Teil ab.

Die Preise entsprechen zumeist Verlagsangaben. Da Bücher in den USA keiner Preisbindung unter-worfen sind, können die Preise zwischen den Händlern erheblich schwanken. Gerade bei Fach-büchern kann der Bezug über den normalen Buchhandel erheblich preiswerter sein als über denInternethandel.

3

Einige Definitionen

1.2 Einige Definitionen• Gesteine sind vielkörnige Mineralaggregate (selten natürliche Gläser), die in eigenstän-

digen geologischen Körpern auftreten. Im Unterschied zu Mineralen sind sie von Naturaus heterogen.

Die große Mehrzahl der Gesteine wird aus mehreren Mineralarten aufgebaut; solcheGesteine sind polymineralisch; Gesteine, die nur aus einer Mineralart bestehen (z.B.Kalke) sind monomineralisch.

Auch Aggregate aus Mineraloiden können den Gesteinen zugerechnet werden (z.B. Koh-len).

Neben den Festgesteinen werden auch Lockergesteine wie Sande oder gar Schlämme zuden Gesteinen gezählt.

Nach der Art der Entstehung unterscheidet man Magmatite (Plutonite, Vulkanite), Sedi-mente und Metamorphite. In dieser Vorlesung werden Sedimente nicht behandelt.

• Lagerstätten sind geologische Körper, in denen ein chemisches Element (oder mehrereElemente) erheblich über den geochemischen Durchschnitt angereichert ist (sind).

Als Rohstoff bezeichnet man alle nutzbaren Materialien der Erde (Wasser, Kohle, Erdöl/-gas, Salze, Erze, Gesteine und andere).

Die Nutzbarkeit einer Lagerstätte hängt natürlich nicht nur von der Konzentration desRohstoffs ab, sondern auch von wirtschaftlichen, politischen, technischen oder kultu-rellen Gegebenheiten und Voraussetzungen.

• Magmen bestehen aus flüssigem Material (Schmelze) plus festen Bestandteilen und evtl.einer fluiden Phase (Blasen). Magmen ohne feste Anteile sind selten. Die meisten Mag-men sind silikatisch; in seltenen Fällen treten sulfidische oder karbonatische Magmenauf. Feste Bestandteile können Kristallisate der Magmen sein (Phänokristen (auchPhänokristalle) einzelne kleine Kristalle; Kumulate: größere Einkristalle oder Kristall-aggregate) oder Fremdmaterial (Megakristalle: größere Einkristalle unbekannten Ent-stehungsortes; Xenolithe: Bruchstücke von Nebengestein, das beim Aufstieg derMagmen zerbrochen und mitgerissen wurde; als neutraler Begriff wird von Einschlußgesprochen, wenn man sich über den Ursprung nicht klar ist). Lava ist ein glasig odermikrokristallin erstarrtes Magma.

• Petrologie ist die Sparte der Geowissenschaften, die sich mit der Beschreibung, Klassifi-zierung, dem Vorkommen und den Theorien zur Entstehung von Gesteinen beschäf-tigt. Dabei bedient man sich chemischer, mineralogischer, physikalischer,geophysikalischer, mathematischer und strukturgeologischer Methoden. Als rein be-schreibender Zweig wird die Gesteinskunde oder Petrographie noch von der Petrologieabgetrennt; sie hat die Entstehung und Veränderung von Gesteinen zum Schwerpunkt.

Die Untersuchung von Sedimenten wird oft ebenfalls als eigenständiger Zweig abge-trennt (Sedimentpetrographie oder -petrologie), vornehmlich deswegen, weil die hierangewandten Methoden sich wesentlich von denjenigen unterscheiden, die man zumStudium von Magmatiten und Metamorphiten heranzieht. Sedimente bilden sich ander Erdoberfläche und sind der direkten Untersuchung leicht zugänglich. Das Studiumrezenter Sedimentation kann dann begründete Rückschlüsse auf die Bildung von Sedi-menten in der geologischen Vergangenheit ermöglichen. Im Gegensatz dazu vollzie-hen sich die Bildung von Schmelzen und die Metamorphose in Tiefen, die der direktenBeobachtung i.a. nicht zugänglich sind. Das gilt auch für die Kristallisation vonSchmelzen als Plutonite.

1.3 Charakteristika von GesteinenZur Beschreibung von Gesteinen und die sich daran anschließende Erstellung von Model-len zur Entstehung (genetische Modelle) sind folgende Gegebenheiten und Eigenschaftenvon Bedeutung:

4

Einleitung

• Geologisches Auftreten und Alter:

Ein Gestein ist stets im Rahmen seiner geologischen Umgebung zu betrachten. Es istalso zu untersuchen, mit welchen anderen Gesteinen das betrachtete Gestein vor-kommt und wie die Verbandsverhältnisse zu den Nebengesteinen aussehen (primär:intrusiv – sedimentär; sekundär: tektonisch). Schließlich ist wichtig, wie der geodyna-mische Rahmen aussieht, in dem das interessierende Gestein auftritt.

Altersdaten (geochronologische Daten) sind zur Einpassung von Gesteinsverbänden inden geodynamischen Rahmen unentbehrlich. Relative Altersdaten können bei Sedi-menten in der Regel rein stratigraphisch ermittelt werden; absolute Altersdaten sindbei Sedimenten meist nur mit paläontologischen oder magnetstratigraphischen Ver-fahren erhältlich; zur Datierung von Magmatiten und Metamorphiten bieten sich geo-chronologische Methoden an, die auf dem radioaktiven Zerfall von Kernarten(Isotopen) einiger Elemente beruhen (z.B. 40K, 87Rb, 238U).

• Chemische Zusammensetzung:

Nach der Konzentration unterscheidet man Hauptelemente (> 1 Gew.%), Nebenelemente(ca. 0.1 – 1 Gew.%) und Spurenelemente (< 0.1 Gew.% º < 1000 Gew. ppm, wobei „ppm“für parts per million steht). Selten spricht man von Ultraspurenelementen, wenn dieGehalte unterhalb von 1 ppm (= 1000 ppb º parts per billion, wobei „billion“ im ameri-kanischen für 109 steht) liegen.

Die Gehalte an Haupt- und Nebenelementen werden, zumindest für gewöhnliche (d.h.silikatische) Gesteine, traditionell in der folgenden Reihe in Gew.% mit abnehmenderWertigkeit des Kations (bis zum K2O) angegeben:

SiO2 — TiO2 — Al2O3 — Fe2O3 — FeO — MnO — MgO — CaO — Na2O — K2O — P2O5— H2O — CO2

Gelegentlich wird der H2O-Gehalt noch in H2O+ und H2O

– aufgeteilt. Mit dem letzte-ren ist das adsorptiv gebundene Wasser gemeint, das durch Trocknung bei » 105 °Centfernt werden kann, mit dem ersteren das kristallchemisch (z.B. in Glimmern oderAmphibolen) gebundene H2O, das erst bei z.T. erheblich höheren Temperaturen freige-setzt wird.

Für die Auflistung der Spurenelemente gibt es keine als verbindlich anzusehende Rei-henfolge. Sinnvoll wäre z.B. eine Gruppierung in sich geochemisch ähnlich verhal-tende Elemente, z.B. (Sr, Ba), (Cr, Co, Ni), (Zr, Hf), (Y, Seltene Erden), in der Reihenfolgezunehmender Kompatibilität für einen bestimmten Magmenbildungsprozeß oder ein-fach mit zunehmender Ordnungszahl.

Der Chemismus eines magmatischen Gesteins, eventuell auch nur einige Elemente,kann wichtige Hinweise auf die Genese liefern. Bei Metamorphiten läßt der Chemis-mus oft Rückschlüsse auf die Art des Ausgangsgesteins (Edukt) zu.

• Mineralogische Zusammensetzung:

Zu unterscheiden ist zwischen dem Modalbestand und dem normativen Mineralbestand.

Der Modalbestand gibt die in einem Gestein tatsächlich vorhandenen Mengenanteileder einzelnen Minerale wieder. Er kann in Volumenprozent oder in Gewichtsprozentangegeben werden. Man unterscheidet Hauptgemengteile (> einige Prozent), Nebenge-mengteile (wenige Prozent) und Akzessorien (< 1%). Im ersteren Fall basiert der Modal-bestand auf einer optischen Bestimmung (der Auszählung eines Gesteinsdünnschliffesunter dem Mikroskop). Wenn die chemische Zusammensetzung des Gesteins und allervorhandenen Minerale bekannt ist, läßt sich der Modalbestand auch errechnen. Da dieEingangsdaten Gewichtsprozent sind, erhält man den Modalbestand ebenfalls inGewichtsprozent. Für Minerale, die sich in ihrer Dichte stark von der Dichte desGesteins unterscheiden (v.a. Akzessorien wie Magnetit, Ilmenit, Chromit, Rutil) kön-nen die Unterschiede zwischen Volumen- und Gewichtsprozent beträchtlich sein.Wenn die Dichten der Minerale bekannt sind, lassen sich natürlich Gewichts- in Volu-menprozent umrechnen (Vorsicht aber bei Mischkristallreihen wie Olivin, Pyroxenen,

5

Charakteristika von Gesteinen

Amphibolen, Feldspäten, bei denen die Dichten in Abhängigkeit von der chemischenZusammensetzung systematisch variieren!).

Bei Magmatiten, selten bei Metamorphiten, spielt daneben auch der normative Mineral-bestand eine Rolle, der aus der chemischen Analyse des Gesteins nach geeigneten Vor-schriften errechnet wird. Der normative Mineralbestand ist ein fiktiverMineralbestand, der lediglich angibt, welche Minerale in einem Gestein unterbestimmten Voraussetzungen hätten kristallisieren können. Die bekannteste dieserNormen, die CIPW-Norm, wird später noch vorgestellt.

• Gefüge:

Das Gefüge eines Gesteins ist die Art des Zusammentretens der Mineralkörner und evtl.sonstiger Bestandteile (Glas, Gesteinsfragmente). Das Gefüge eines Gesteins ist für dieInterpretation seiner Kristallisationsgeschichte wichtig. Ein isotropes Gefüge entsteht,wenn ein Gestein unter allseitig gleichem Druck kristallisiert; die Minerale werdendann statistisch ungeregelt wachsen. Wenn dagegen einseitig gerichteter Druck auf einGestein während des Mineralwachstums einwirkt, wird es verformt; es entstehen dannanisotrope Gefüge durch die vorzugsweise Einregelung einer Reihe von Mineralen (z.B.blättrige oder stengelige Minerale).

Im Idea l fa l l kanndurch eine Gefügeana-lyse die Kristallisati-onsfolge der Mineraleeines Gesteins erarbei-tet werden. Zum Bei-sp ie l schl ießenGranate beim meta-morphen Wachstumoft bereits vorhandeneandere Minerale ein;Pyroxene entmischenbei langsamer Abküh-lung in Plutoniten undMetamorphiten Kom-ponenten, die bei derniedrigeren Tempera-tur nicht mehr im Kri-s ta l lg i t te r ge lös twerden können(Orthopyroxen entmischt z.B. die Ca-Komponente als diopsidischen Klinopyroxenoder Cr als Spinell). Metamorphe Kristallisation bei weitgehender Abwesenheit vonH2O führt in Plutoniten, aber auch in Metamorphiten, oft zur Ausbildung von Relikt-gefügen, bei dem Reste des ursprünglichen Gefüges und Mineralbestandes noch zuidentifizieren sind. Unter sich langsam ändernden Druck- und Temperatur-bedingungen können manche Minerale oder Mineralparagenesen instabil werden undunter Ausbildung von Reaktionsgefügen reagieren. Als Beispiel sei die Phasentransforma-tion von Al2SiO5 angeführt (siehe Abbildung 1): Bei niedrigen Drücken und Tempera-turen ist Andalusit die stabile Phase, bei hohen Drücken Disthen und bei hohenTemperaturen und mittelhohen Drücken der Sillimanit. Der häufigste Typ derGesteinsmetamorphose beschreibt in einem P–T-Diagramm1–1 einen Pfad im Uhr-zeigersinn als Funktion der Zeit. Auf dem absteigenden Metamorphosepfad (Druckent-lastung und/oder Abkühlung) kann das Gestein dabei vom Stabilitätsfeld des Disthensin das des Sillimanits geraten. Im Gesteinsdünnschliff kann dies des öfteren durch die

1–1. Der Druck wird stets als „P“, die Temperatur als „T“ abgekürzt.

10

8

6

4

2

00 200 400 600 800 1000

T [8C]

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AndalusitSillimanit

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divariantes Feld

Tiefe [km]

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erMetamorphosepfad

ABBILDUNG 1 P–T-Diagramm von Al2SiO5. Die Angaben invari-ant, univariant und divariant beziehen sich auf die Anzahl an Frei-heitsgraden nach der Phasenregel (siehe GL 2, Seite 8)

6

Einleitung

Bildung von Sillimanitnadeln an den Rändern von Disthen erkannt werden. Überprä-gungen eines Gesteins nach seinem eigentlichen Bildungsprozeß – verursacht insbe-sondere durch Einwanderung von fluiden Phasen – führt zur Bildung sekundärerMinerale, die sich oft von Rissen durch das Gestein oder von individuellen Mineral-körnern ausgehend bilden.

1.4 Gesteine und Mineralvergesellschaftungen als thermodynamische SystemeAlle geologischen Prozesse, die zur Bildung von Gesteinen und Lagerstätten führen oderderen Veränderungen bewirken, haben Transport von Energie und in der Regel auch vonMaterie und die Umwandlung verschiedener Energieformen zur Ursache. Diese Prozessekönnen daher thermodynamisch beschrieben und modelliert werden. Die Thermo-dynamik lehrt uns dabei, welche geologischen Prozesse möglich sind und welche nicht. Obeine Reaktion aber tatsächlich abläuft, ist eine Frage der Kinetik.

Die Thermodynamik kann nur auf sogenannte Gleichgewichtszustände angewandt werden.Darunter versteht man einen Zustand, der bei gleichbleibenden äußeren Bedingungenbeliebig lange besteht. Bei natürlichen Gesteinen und Mineralparagenesen kann manallenfalls die Abwesenheit von Ungleichgewichtsphänomenen feststellen und damit dasVorliegen von Gleichgewicht wahrscheinlich machen; Laborexperimente lassen sich dage-gen so auslegen und kontrollieren, daß Gleichgewichtseinstellung nachgewiesen werdenkann. Da die Geschwindigkeiten chemischer Reaktionen, von Diffusionsvorgängen oderauch des Wärmetransportes stark temperaturabhängig sind, stellen sich Gleichgewichte inGesteinen bei höheren Temperaturen rascher ein als bei niedrigen Temperaturen. Zudemsind Mineralreaktionen häufig mit Volumenänderungen verbunden und infolge dessenauch druckabhängig. Die an oder nahe der Erdoberfläche befindlichen Gesteine und Mine-rale sind oft durch eingefrorene (Un)Gleichgewichtszustände charakterisiert, die höherenDrücken und Temperaturen entsprechen und dadurch erst die Rekonstruktion von P–T-Geschichten für Gesteine ermöglichen.

In der Thermodynamik wird immer nur der Teil des Ganzen betrachtet, der nötig ist, umdie interessierenden Energie- und Stofftransportvorgänge zu beschreiben. Dieser gedank-lich oder im Experiment tatsächlich abgegrenzte Teil des Ganzen ist das thermodynamischeSystem. Alles außerhalb ist die Umgebung des Systems. Je nachdem, ob zwischen dem Systemund seiner Umgebung Energie- und/oder Stoffaustausch besteht oder nicht, unterscheidetman isolierte Systeme (weder Austausch von Energie noch Materie zwischen System und derUmgebung), geschlossene Systeme (nur Austausch von Energie) und offene Systeme (Aus-tausch sowohl von Energie als auch von Materie). Geologische Systeme sind oft offeneSysteme. Je nachdem, welcher Aspekt interessiert, können einzelne Minerale, Mineralpara-genesen, Gesteinsstücke, Gesteinskomplexe oder auch große geodynamische Einheiten alsSystem definiert werden.

Als Phase bezeichnet man alle homogenen Teile eines thermodynamischen Systems, dieeinheitliche chemische, strukturelle und physikalische Eigenschaften aufweisen. In einemSystem sind verschiedene Phasen durch Grenzflächen voneinander getrennt, an denensich verschiedene Eigenschaften sprunghaft ändern werden. Ein einphasiges System wirdals homogen, ein mehrphasiges als heterogen bezeichnet. Phasen können fest, flüssig odergasförmig (inklusive überkritisch) sein. In den Geowissenschaften treten feste Phasen alsMinerale, Schmelzen, Lösungen und Gase auf; Lösungen und Gase bei höheren P–T-Bedin-gungen (einschließlich der überkritischen) werden i.a. als Fluide bezeichnet.

Als Komponenten bezeichnet man die voneinander unabhängigen chemischen Bestand-teile, die für den Aufbau eines Systems im Gleichgewicht unbedingt erforderlich sind. Wel-che Bestandteile jeweils zu einer Komponente zusammengefaßt werden dürfen oder garmüssen, ist nicht von vornherein festgelegt; die Wahl der Komponenten hängt von demjeweils gestellten Problem und vom Zustand des Systems ab.

7

Gesteine und Mineralvergesellschaftungen als thermodynamische Systeme

Durch äußere Bedingungen wie P und T wird ein System in einen bestimmten Zustand ver-setzt, das heißt, einzelne Eigenschaften des Systems (z.B. Molvolumina der Phasen) neh-men diskrete, für diese P–T-Kombination charakteristische Werte an. Mit Hilfe solcherZustandsvariablen lassen sich Zustandsfunktionen definieren. Im EinkomponentensystemSiO2 ist z.B. die Dichte als Zustandsfunktion nur von den Zustandsvariablen P und Tabhängig. Welche Eigenschaft als Zustandsfunktion und welche als Zustandsvariable anzu-sehen ist, ist weitgehend frei wählbar.

Wenn der Zahlenwert einer Zustandsfunktion oder -variablen von der Masse des betrach-teten Systems abhängt, nennt man sie extensiv; ist sie von der Masse unabhängig, heißt sieintensiv. Intensive Zustandsvariable sind z.B. P und T sowie die chemische Zusammenset-zung des Systems1–2; eine intensive Zustandsfunktion ist die Dichte. Zu den extensivenZustandsfunktionen zählen das Volumen und die innere Energie eines Systems. ExtensiveZustandsgrößen können in intensive überführt werden, indem man sie auf eine Massen-einheit bezieht; aus dem Volumen wird so das Molvolumen oder das spezifische Volumen.

Der Zustand eines Systems ist durch die intensiven Größen bestimmt – i.a. durch P, T undX. Alle anderen Größen lassen sich daraus ableiten. So ist z.B. festgelegt, welche Phasen inwelcher Zusammensetzung (bei Mischkristallen, Schmelzen, Lösungen, Fluiden) im Systemvorhanden sind oder welche Dichte eine Phase fester Zusammensetzung hat. Für jedeKombination von P, T und X gibt es genau einen stabilen Zustand, der als stabiles Gleichge-wicht bezeichnet wird.

Für die Petrologie kann jeder homogene Gesteinskörper als thermodynamisches Systembetrachtet werden. Der Modalbestand des Gesteins und die chemische Zusammensetzungaller Mineralphasen sind dabei abhängig von den intensiven Größen P, T und XGestein, also

Modalbestand, Mineralchemie = ƒ(P,T,X) [GL 1]

Wenn dieser Zusammenhang quantitativ bekannt ist, kann man z.B. bei bekanntemModalbestand, XMinerale und XGestein auf P und T der Bildung des Gesteins zurückschließen.Eine Aufgabe der Petrologie und Lagerstättenkunde ist es, diesen Zusammenhang durchNaturbeobachtung, Experiment und theoretische Ansätze zu ermitteln.

Im Gleichgewichtszustand eines isolierten oder geschlossenen Systems gilt die GibbsschePhasenregel:

F = Ko – Ph + 2 [GL 2]

mit F = Varianz (Zahl der Freiheitsgrade), Ko = Zahl der Komponenten und Ph = Zahl derPhasen. F gibt die Zahl der unabhängigen intensiven Größen an, die frei variierbar sind,ohne den Gleichgewichtszustand des Systems zu ändern. In der Petrologie sind dies vorallem P und T. Man betrachte das Einkomponentensystem Al2SiO5 (siehe Abbildung 1,Seite 6). Innerhalb des Stabilitätsfeldes jeder der drei Phasen kann P und T in gewissenGrenzen verändert werden, ohne daß das Stabilitätsfeld der jeweiligen Phase verlassen wird(F = 1 – 1 + 2); dies sind die divarianten Felder des Systems. Entlang den drei Reaktionskur-ven sind jeweils zwei Phasen nebeneinander stabil, Andalusit und Disthen, Andalusit undSillimanit oder Sillimanit und Disthen. Wenn die Temperatur als Freiheitsgrad gewählt undverändert wird, steht der Druck nicht mehr als Freiheitsgrad zur Verfügung, sondern istexakt durch die Lage der Reaktionskurven bei der neuen Temperatur bestimmt. Wennumgekehrt P als Variable gewählt wird, ist T durch die Lage der Reaktionskurven festgelegt.Entlang diesen Reaktionskurven besteht also nur ein Freiheitsgrad (F = 1 – 2 + 2); die Kurvensind univariant. Schließlich existiert in diesem System noch ein invarianter Punkt, der Tripel-punkt, in dem alle drei Phasen stabil nebeneinander existieren können; hier besteht keinFreiheitsgrad mehr (F = 1 – 3 + 2).

1–2. im folgenden als „X“ bezeichnet

8

Einleitung

1.5 Arbeitsmethoden der Petrologie und LagerstättenkundeZiel der Petrologie und Lagerstättenkunde ist das Verständnis der geologischen Systeme, indenen Gesteine und Lagerstätten entstehen. Bei der Bearbeitung eines Gesteinskomplexesoder einer Lagerstätte wird i.a. folgendermaßen vorgegangen:

Zunächst sollte die geologische Umgebung des zu untersuchenden Objektes bekannt sein.Anschließend erfolgt eine Probenahme; die Proben werden im Labor petrographisch undgeochemisch untersucht. Da innerhalb eines Gesteinskomplexes Gesteine mit unterschied-licher Aussagekraft auftreten, sind Erfahrung und theoretische Kenntnisse für eine sinn-volle Probenahme wichtig. Bei der Laborbearbeitung sollte man sich möglichst auf dieErzeugung von Daten beschränken, von denen erwartet werden kann, daß sie zur Lösungdes gestellten Problems beitragen.

1.5.1 Geländearbeit und Probenahme

Art und Durchführung der Probenahme, Auswahl der Proben sowie ihre Anzahl undMenge (Volumen) hängen vom Material selbst und der Problemstellung ab. Über dasUntersuchungsziel und die verfügbaren Methoden sollte man sich vor der Geländearbeitim klaren sein. Eine gute Vorbereitung einschließlich dem Literaturstudium spart Zeit undGeld. Die Punkte der Probenahme sind möglichst exakt in eine topographische Karte ein-zutragen. Eine sorgfältige Beschriftung der Proben und eine Beschreibung des Geländebe-fundes sind für das Gelingen des Projektes unerläßlich. Die täglichen Aufzeichnungen soll-ten sobald wie möglich (z.B. abends) nacharbeitet werden, um sicherzustellen, daß keinewichtigen Aspekte der Geländearbeit vergessen werden.

Das zu entnehmende Probenmaterial sollte möglichst frisch sein und in der Menge sobemessen werden, daß es repräsentativ für das Gestein ist, sofern chemische Analysen zumachen sind. Bei grobkörnigen Gesteinen (Plutonite, hochgradige Metamorphite) ist dafüreine wesentlich größere Menge nötig (mindestens einige kg) als bei feinkörnigen (z.B. Vul-kanite, Tone). Das ist vor allem für Spurenelementanalysen von Belang, da solche Elementeunter Umständen quantitativ in Akzessorien sitzen. Bei metamorphen Gesteinen, beidenen in der Regel die Erhellung der P–T-Geschichte von Interesse ist, kommt es zudemdarauf an, Proben zu entnehmen, in denen fazieskritische Minerale enthalten sind, die nichtunbedingt im Handstück mit der Lupe zu erkennen sind.

Schließlich ist sicherzustellen, daß die Proben weder bei der Entnahme noch bei der Ver-packung und Aufbewahrung und nachfolgenden Weiterverarbeitung kontaminiert wer-den, wenn sie der chemischen Analyse zugeführt werden sollen.

1.5.2 Probenaufbereitung

Am Anfang einer petrologischen Untersuchung wird in der Regel (mit der Ausnahme vonfeinkörnigen Gesteinen) die Herstellung und Bearbeitung von Dünnschliffen für dieDurchlichtmikroskopie oder von Anschliffen für die Auflichtmikroskopie (von Erzminera-len) stehen. Die meisten mineralogischen Institute verfügen über ein eigenes Labor undFachkräfte für die Ausführung dieser Arbeiten.

Für die chemische Analyse müssen die Proben weiter aufbereitet werden. Verwitterungsrin-den, Klüfte und Blasen sind ggf. abzusägen oder abzuschleifen. Mit einer Gesteinsquetschewird das Material anschließend auf Größen von wenigen cm gebracht. Mit einem Gerätwie dem Backenbrecher können solche Bruchstücke auf Größen von unter 1 cm gebrachtwerden. Dabei ist allerdings peinlichst darauf zu achten, daß dieses Gerät vor der Benut-zung sauber ist.

Sollen Gesamtgesteinsanalysen angefertigt werden, muß das Material noch aufgemahlenwerden, evtl. nachdem die Menge mittels Probenteiler auf einige 100g reduziert wurde.Zum Aufmahlen dienen Gesteinsmühlen mit Einsätzen aus Achat oder Wolframkarbid. Dieletzteren ermöglichen in Scheibenschwingmühlen erheblich höhere Drehzahlen unddamit wesentlich kürzere Aufmahlzeiten. In beiden Fällen muß man sich im klaren sein,

9

Arbeitsmethoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

daß der Mahlprozeß zu einer Kontamination der Proben führen muß. Bei der Untersu-chung von Silikatgesteinen wird man das Einschleppen kleiner Mengen (einige 100 ppm)von SiO2 aus dem Achat problemlos in Kauf nehmen können. Sollen Spurenelemente oderErze analysiert werden, ist zu bedenken, daß Wolframkarbid stets Kontaminationen von Wund Co erzeugt und, je nach Art des Wolframkarbids, auch von Ta. Sollen diese Elementein gewöhnlichen Silikatgesteinen analysiert werden, wird man auf die Verwendung derWolframkarbideinsätze verzichten müssen.

Zur Herstellung von Mineralseparaten wird die Probe durch vorsichtiges Zerkleinern undwiederholtes Absieben auf definierte Korngrößenintervalle gebracht (z.B. 0.2 – 0.5 mm).Mit Hilfe eines Magnetscheiders können aus diesen Korngrößenfraktionen Konzentratevon Mineralen unterschiedlichen Fe-Gehaltes gewonnen werden. Oft wird man nichtumhin kommen, aus diesen Konzentraten optisch saubere Körner unter dem Binokularauszulesen. Blättchenförmige Minerale können alternativ auf einem vibrierenden schräggestellten Tisch von den übrigen Mineralen quantitativ abgetrennt werden.

Detaillierte Informationen zur Aufbereitung von Gesteinen können bei Ney (1986) nach-geschlagen werden1–3.

1.5.3 Gesteins- und Mineralanalytik

Zur Herstellung von chemischen Analysen von Gesteinen und Mineralen steht eineAnzahl von Methoden zur Verfügung, die universell einsetzbar sein können oder nur fürbestimmte Zwecke und/oder Elemente geeignet sind und die außerdem sehr unterschied-lich aufwendig sein können. Da zudem die Anschaffungskosten solcher Geräte z.T. erheb-lich sind, verfügt ein geowissenschaftliches Institut jeweils nur über eine mehr oder weni-ger kleine Anzahl der geeigneten Geräte. Fast alle Verfahren erfordern eine geeignetePräparation der Proben, z.B. durch Auflösen in Säuren, Aufschmelzen mit einem Flußmit-tel, Untermischen eines „inneren Standards“, Herstellung von polierten Dünnschliffen.Weitere Ausführungen zu einigen wichtigen Methoden sind in Kapitel 5.1 auf Seite 261 zufinden.

1.5.4 Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

In der experimentellen Petrologie und Lagerstättenkunde werden stofflich definierteSysteme unter kontrollierten Drücken und Temperaturen untersucht, um Informationenüber die Stabilität von Mineralen und Mineralparagenesen, ihre Bildung und ihren Abbauzu erhalten. Dazu werden entweder vereinfachte Modellsysteme benutzt, die weniger che-mische Komponenten enthalten als natürliche Gesteine, oder auch natürliche Gesteine.Die Experimente werden im Normalfall in einem abgeschlossenen System durchgeführt,das dadurch erreicht wird, daß man die Probe in kleine Edelmetallkapseln einschweißt, dieim Idealfall nicht an der Reaktion teilhaben. Die Apparaturen, mit denen die Experimenteunternommen werden, sind je nach Anforderungen (P, T, Fluide) unterschiedlich aufge-baut. Die zu untersuchende Probe wird den gewünschten Druck- und Temperatur-bedingungen ausgesetzt, bis sich ein Gleichgewicht eingestellt hat (hoffentlich!) undanschließend abgeschreckt („gequencht“, vom englischen to quench), um die eingestelltenGleichgewichte einzufrieren. Bei langsamer Abkühlung und/oder Druckentlastung würdesich das System an die veränderten P–T-Bedingungen teilweise anpassen und somit denWert des Experiments entscheidend vermindern. Die abgeschreckten Phasen werdenanschließend mit mikroanalytischen Verfahren (siehe Seite 261) analysiert. Im Idealfallsollte die Probe bei währenden hohen Drücken und Temperaturen untersucht werden; diesist leider nur in seltenen Fällen möglich. Einige experimentell Methoden sind in Kapitel5.2 auf Seite 269 näher beschrieben.

1–3. P. Ney (1986) Gesteinsaufbereitung im Labor, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart, 157 Seiten

10

Einleitung

1.6 Der geodynamische RahmenDie Bildung von Gesteinen und Lagerstätten sollte nicht betrachtet werden, ohne den geo-dynamischen Rahmen zu berücksichtigen. Tholeiitische Basalte bilden sich z.B. in derRegel an ozeanischen Spreizungszentren, Granite in Kollisionszonen, Eklogite und Blau-schiefer in und porphyrische Kupferlagerstätten über Subduktionszonen. Es wird daher imfolgenden häufig die Frage zu stellen sein, weshalb bestimmte Gesteine und Erze in einerbestimmten geotektonischen Umgebung zu finden sind.

1.6.1 Die interne Struktur der Erde

Die Ausbreitung seismischer Wellen in der Erde liefert uns Informationen über ihren tiefenAufbau, welcher der direkten Beobachtung und Beprobung nicht mehr zugänglich ist. Seis-mische Wellen werden durch Erdbeben erzeugt, aber auch künstlich durch Sprengungen.Es ist zwischen Scherwellen (Transversalwellen) und Kompressionswellen (Longitudinalwel-len) zu unterscheiden. Die letzteren breiten sich in der festen Erde rascher aus und errei-chen daher seismische Stationen als erste; aus diesem Grund werden sie auch als Primärwel-len (kurz: P-Wellen) bezeichnet, die langsameren Schwerwellen als Sekundärwellen (S-Wellen). Die zeitliche Differenz, mit der beide Wellen eine seismische Station erreichen, istproportional der Entfernung des Bebens.

Abbildung 2 zeigt ein Profil der P-Wellengeschwindigkeiten durch die Erde. Darin sindeinige markante Sprünge zu erkennen. Ein erster Sprung tritt unter den Kontinenten ineiner Tiefe von durchschnittlich 35 – 40 km auf, unter den Ozeanen bereits in 5 – 10 kmTiefe unter dem Meeresboden; er trennt Erdkruste von Erdmantel. Dieser scharfe Sprungwird nach seinem Entdecker Mohorovicic-Diskontinuität oder kurz Moho genannt. Sie ist einechemische Diskontinuität, bei der die Gesteine der Erdkruste von den dichteren Mg,Fe-rei-chen Gesteinen des Erdmantels (olivinreiche Gesteine: Peridotite) abgelöst werden. Invariablen Tiefen zwischen ca. 50 und 250 km und dabei unter den Ozeanen und kontinen-talen Riftzonen markanter ausgebildet als unter Kratonen sinkt die P-Wellengeschwindig-keit (vp) etwas ab (low velocity zone); dies wird der Anwesenheit von Teilschmelzen zuge-schrieben. Erdkruste + der oberste Teil des Erdmantels bis zur low velocitiy zone werden alsLithosphäre bezeichnet; ihre Gesteine reagieren auf Verformung mit Bruch. Als Astheno-sphäre bezeichnet man den Teil des Erdmantels darunter, in dem die Gesteine auf Verfor-mung plastisch reagieren sollten, im wesentlichen der Bereich verminderter P-Wellenge-schwindigkeiten. Der tiefere Bereich des Erdmantels wird zuweilen als Mesosphärebezeichnet; hier sollten die Gesteine infolge des höheren Druckes wieder eine größeremechanische Festigkeit aufweisen. Der Bereich der Mesosphäre bis in ca. 670 km Tiefegehört zum oberen Erdmantel, der tiefere Bereich stellt den unteren Erdmantel dar. DerBereich zwischen » 400 und 750 km wird auch Übergangszone genannt, weil dort mehrerePhasentransformationen ablaufen, bei denen sich die Minerale des obersten Erdmantels indichtere Phasen des tieferen Erdmantels umwandeln.

In zwei Bereichen der Mesosphäre steigt vp sprunghaft an – in ca. 400 km Tiefe und an derGrenze zwischen oberem und unterem Erdmantel in rund 670 km Tiefe. Ob diese beidenZonen durch Phasenübergänge oder chemische Änderungen oder eine Kombination ausbeiden hervorgehen, ist naturgemäß nicht mit letzter Sicherheit zu sagen. Für die Diskon-tinuität in ca. 400 km Tiefe wird ein reiner Phasenübergang als Ursache bevorzugt: DieOlivinstruktur wird instabil, und es bildet sich eine dichtere spinellähnliche Struktur aus,die dieselbe chemische Zusammensetzung mit Kationen derselben Koordination durchSauerstoff hat, als Mineral Wadsleyit genannt:

Olivin (Mg,Fe) Si O - Spinell (Mg,Fe) Si O2VI IV

4 2VI IV

4® b

11

Der geodynamische Rahmen

ABBILDUNG 2 Ausbreitungsgeschwindigkeit seismischer P-Wellen in der Erde1–4. Die grobeEinteilung in Kruste, Mantel, äußeren und inneren Kern ist an den Geschwin-digkeitssprüngen abzulesen. Die S-Wellengeschwindigkeiten steigen bis zurGrenze unterer Erdmantel / äußerer Erdkern ungefähr parallel den P-Ge-schwindigkeiten an, liegen aber nur zwischen ca. 4 und 7 km/sec.

Dabei erhöht sich die Dichte des ehemaligen Olivins um rund 8%. In etwa 500 – 530 kmTiefe wandelt sich diese Phase in ein Mineral mit echter Spinellstruktur um, den g-Spinell(das Mineral Ringwoodit), bei dem sich die Koordination der Kationen ebenfalls nichtändert; die mit dieser Umwandlung verbundene Dichteerhöhung beträgt nur »2%. Außer-dem erfolgt mit steigendem Druck schon ab etwa 300 km Tiefe ein allmählicher Übergangvon Pyroxenen in Minerale mit Granatstruktur, indem sich die Pyroxene im bereits vor-handenen Granat lösen. In diesen komplex zusammengesetzten Granaten sitzt ein Teil desSi (bis zu einem Viertel) sechsfach koordiniert auf den Gitterplätzen, die im Pyrop (demGranat des obersten Erdmantels) durch Al besetzt sind. Ein großer Teil der Hochdruckexpe-

1–4. nach P. Strobach (1991) Unser Planet Erde, Gebrüder Borntraeger, Berlin, 253 Seiten

P-Wellengeschwindigkeit [km/s]

Tief

e [k

m]

Dru

ck [

GPa

]

6000

6371

5000

4000

3000

2000

1000

0

1412108642

361

350

300

250

200

150

100

50

0

innerer Kern

äußerer Kern

unterer Erdmantel

obererErdmantel

Asthenosphäre

LithosphäreErdkruste

Eisen und Nickel

Eisen und Eisenoxid

Silikate und Oxide

Zerfall von Spinell und Granat inMg-Perowskit, Ca-Perowskit und Mg-Wüstit

Pyroxen ® Granat (Majorit)Olivin ® Spinellstruktur

12

Einleitung

rimente, die unser Verständnis vom tiefen Aufbau der Erde wesentlich erweitert hat, wurdevon dem 1993 verstorbenen A.E. Ringwood und seiner Arbeitsgruppe an der AustralianNational University in Canberra durchgeführt1–5. Die „Pyroxene“ mit Granatstruktur hei-ßen nach einem Mitarbeiter Ringwoods Majorit; sie haben die Zusammensetzung

. Für die seismische Diskontinuität bei » 670 – 700 kmwird ein Phasenübergang von Mg,Fe-Silikaten in der Spinellstruktur nach solchen in derPerowskitstruktur sowie in Magnesiowüstit angenommen:

Dabei erhöht sich die Dichte um ca. 10%. Falls oberer und unterer Erdmantel getrennteKonvektionszellen ausbilden, kann diese Diskontinuität auch noch mit einer chemischenÄnderung verbunden sein. Die Vorstellung, daß die 670 km-Diskontinuität eine chemischeDiskontinuität darstellt, wird von einigen Geophysikern bevorzugt, die argumentieren,daß diese Grenze wegen der guten Reflexion der seismischen Wellen sehr scharf sein muß(£4 km), während sich die experimentell ermittelten Phasentransformationen über »20 kmvollziehen1–6. Ungefähr parallel zu dieser Umwandlung, aber über einen erheblich weite-ren Druckbereich ausgeschmiert (in bereits ca. 580 km Tiefe beginnend und bis in »720 kmTiefe reichend), wandeln sich die Granate um, indem sich aus ihnen zunächst eine CaSiO3-Phase in Perowskitstruktur entmischt und später eine MgSiO3-Phase in Ilmenitstruktur, diein 670 km Tiefe dann wieder Perowskitstruktur annimmt. Beide Perowskitphasen könnenerhebliche Mengen an Al lösen, so daß wahrscheinlich keine separate Al-reiche Phase vor-handen ist. Die Assoziation aus Perowskiten und Magnesiowüstit ist wohl über den gesam-ten unteren Erdmantel stabil, und die seismischen Daten erfordern keine weiteren wichti-gen Phasenumwandlungen im tiefen Erdmantel.

In ca. 2885 km ist die Grenze zwischen Erdmantel und äußerem Erdkern anzusetzen. Die P-Wellengeschwindigkeiten sinken an dieser Gutenberg-Diskontinuität drastisch, und die S-Wellen pflanzen sich gar nicht fort. Daher muß der äußere Kern flüssig sein. Der innere Kern(unterhalb von 5140 km) ist wieder fest. Der Kern ist aus Fe-Ni zusammengesetzt, wobeizusätzlich noch einige Prozent eines leichten Elementes (möglicherweise Sauerstoff oderSchwefel) vorhanden sein sollten. Die Grenze unterer Mantel – äußerer Kern ist eine che-mische und zusätzlich auch eine thermische Diskontinuität. Das liegt daran, daß der Wär-metransport innerhalb des flüssigen äußeren Kerns infolge von Konvektion sehr viel effek-tiver ist als im festen unteren Erdmantel. Für den Temperatursprung an der Gutenberg-Diskontinuität werden Werte um mehrere hundert °C angenommen. Die unterste Schichtdes Erdmantels, D''-Schicht genannt, scheint eine turbulente Lage von sehr variabler Mäch-tigkeit zu sein (maximal wenige 100 km); hier liegt eine mögliche Quelle der Flutbasalteund des Ozeaninselmagmatismus.

1.6.2 Magmatismus und Plattenbewegungen

Nach den Vorstellungen der Plattentektonik besteht die rigide Lithosphäre der Erde aus gro-ßen und kleineren Platten, die sich – durch Konvektionsströme im Erdmantel angetrieben– relativ zueinander mit Geschwindigkeiten von einigen Zentimetern pro Jahr bewegen(maximal »20 cm/a im Fall des Ostpazifischen Rückens. Diese Platten umfassen auch denoberen Teil der Asthenosphäre (den Kiel) und bewegen sich relativ zum größten Teil derAsthenosphäre. Die derart definierte Lithosphäre wird auch thermische Lithosphäre genanntim Gegensatz zur zuvor definierten rigiden mechanischen Lithosphäre. Unterhalb der Litho-sphäre bestehen Konvektionszellen im Erdmantel, wobei nicht zu entscheiden ist, ob obe-rer Erdmantel (oberhalb der 670 km-Diskontinuität) und unterer Erdmantel separat odergemeinsam konvektieren.

1–5. z.B.: A.E. Ringwood (1975) Composition and Petrology of the Earth’s Mantle, McGraw-Hill, NewYork, 618 Seiten.1–6. D.L. Anderson (1989) Theory of the Earth, Blackwell Scientific Publications, Oxford, 366 Seiten.

(Mg, Fe,Ca) (Mg,Al,Si) Si O3VIII

2VI

3IV

12

Spinell (Mg,Fe) Si O Perowskit (Mg,Fe) Magnesiowüstit (Mg,Fe)O2VI IV

4VIII–XII® +

13

Der geodynamische Rahmen

ABBILDUNG 3 Ausschnitt aus der Reliefkarte der Erde (http://www.ngdc.noaa.gov/).

Die Lithosphärenplatten können drei Arten von Bewegungen relativ zueinander ausfüh-ren. Wenn sie sich voneinander fortbewegen, wie z.B. am Mittelindischen Rücken untenlinks in Abbildung 3, spricht man von konstruktiven Plattengrenzen; hier dringt heißer asthe-nosphärischer Erdmantel zunächst im festen Zustand nach oben, schmilzt partiell auf undbildet neue Lithosphäre. An destruktiven Plattengrenzen bewegen sich die beiden Platten auf-einander zu. Wenn sie unterschiedlich dicht sind, wird die schwerere vernichtet, indem sieunter die leichtere subduziert wird, z.B. südwestlich von Sumatra (Abbildung 3), wo dieLithosphäre des Indischen Ozeans unter die Eurasische Platte abtaucht. Weiter im Nordengeht die Ozean–Kontinent-Kollision in eine Kontinent–Kontinent-Kollision über (aberauch dort wurde, bevor die beiden Kontinente kollidierten, ozeanische Kruste der Indi-schen Platte subduziert). Da die beteiligten Platten kontinentale Kruste tragen, sind sie spe-zifisch leicht, und keine von ihnen kann in große Tiefen abtauchen. Statt dessen ist dashöchste Gebirge der Erde an der Nahtstelle der Platten entstanden. Schließlich könnenPlatten gegeneinander parallel verschoben werden (Transformstörungen im ozeanischenund Blattverschiebungen im kontinentalen Bereich) wie entlang der berühmten SanAndreas-Störung in Kalifornien.

Konstruktive Plattengrenzen sind mit der Bildung großer Mengen basaltischer Magmenverbunden; daher sind die Ozeanböden – gegebenenfalls unter einer Sedimentschicht –von basaltischen Gesteinen erfüllt. Destruktive Plattengrenzen zeichnen sich im Fall vonOzean–Ozean- und Ozean–Kontinent-Kollisionen durch basaltischen, andesitischen unddazitischen Magmatismus aus (sowohl in Form von Vulkanismus als auch durch die Platz-nahme entsprechender Plutonite in der Tiefe); dazu tragen abtauchende Platte und Man-telkeil sowie die Kruste darüber in variablen Verhältnissen bei. Im Fall von Kontinent–Kon-tinent-Kollisionen ist der Magmatismus durch Intrusion von Graniten dominiert. Zudemwerden in den Kollisionszonen Gesteine deformiert und in metamorphe Gesteine umge-

14

Einleitung

5

4

3

2

wandelt. Mit Parallelverschiebungen von Platten sind keine nennenswerten Mengen anMagmenbildungen verbunden. Bei Temperaturen unterhalb einiger 100 °C reagierenGesteine auf Spannung durch Bruch. An destruktiven Plattengrenzen und Blattverschie-bungen werden auf diese Weise – z.T. starke – Erdbeben ausgelöst.

ABBILDUNG 4 Die Hawaii–Emperor-Kette von Ozeaninseln. Zahlen neben den Inseln unduntermeerischen Bergen stellen ihre Alter in Millionen Jahren [Ma] dar. Dermarkante Knick der Kette bei ca. 45 Ma wurde lange der Änderung im Be-wegungssinn der pazifischen Platte nach der vollständigen Vernichtung ei-ner heute nicht mehr existenten Platte im Norden zugeschrieben (Kula-Platte). Die Analyse der Magnetisierung von Basalten hat jedoch ergeben,daß die ältesten untermeerischen Berge (ca. 80 Ma) viel weiter nördlich ent-standen sind jüngere Berge (ca. 50 Ma), mithin daß der Plume selbst in die-se Zeit rasch (mit ca. 4cm pro Jahr) nach Süden gewandert ist; dieBewegungen von Plume und Platte haben sich demnach überlagert1–7. DieFront des aktiven Vulkanismus befindet sich derzeit südlich der Hawaii-Hauptinsel in einem submarinen Vulkan, dem Loihi Seamount.

1–7. J. A. Tarduno et al. (2003) The Emperor seamounts: Southward motion of the Hawaiian hotspotplume in the Earth’s mantle. Science 301, 1064–1069

155°156°157°158°

19°

20°

21°

22°

0°

0°

0°

0°170° 180° 170° 160° 150°

159°

160°

NIIHAU

KAUAI4.9 5.1

OAHU

Honolulu

3.72.6

MOLOKAI

LANAI

KAHOOLAWE

1.91.8

MAUI

1.3 1.3

>1.00.8

0.43

0.38

0.15

0.01

0.004LOIHI

HAWAII0 50 100 150 km

DIE ACHT HAUPTINSELNDES HAWAII-ARCHIPELS

Aleuten-graben

LanaiMolokai

NiihauMaui

Hawaii

Oahu

KauaiNihoa

Necker 10.3

Ausschnitt

Suiko-Seamount

Nintoku-Seamount

59.6

56.2

Jingu-Seamount55.4

Daikakuji-Seamount42.4

Midway 27.2

Pearl &Hermes-Riff

20.6 Laysan 19.9

La Perouse-Pinnacle

12.0

Yurayaku-Seamount43.4

-

Ojin-Seamount

55.2

-

Koko-Guyot48.1

- -

15

Der geodynamische Rahmen

Weit entfernt von Plattengrenzen kann es innerhalb von Platten auch zur Bildung vonMagmen – überwiegend basaltischer Zusammensetzung – kommen, als deren Ursache ausgroßen Tiefen (der Mantel-/Kerngrenze oder der Grenze zwischen oberem und unteremErdmantel) aufsteigendes Material angesehen wird, sogenannten Plumes. Lineare Kettenvon Ozeaninseln und submarinen Bergen, z.B. die Hawaii–Emperor-Kette im Pazifik (Abbil-dung 4) oder der Ninetyeast Ridge im Indik parallel des 90. Längengrades (in Abbildung 3in der Mitte unten) mit systematischer Altersabfolge werden hot spots zugeschrieben, hypo-thetischen stationären Quellen heißen Mantelmaterials. Die ursächliche Verbindung zwi-schen Hot Spots und Plumes ist naheliegend.

Abbildung 5 zeigt schematisch den Zusammenhang zwischen Plattentektonik und Mag-menbildung.

ABBILDUNG 5 Cartoon, der wichtige Orte der Magmenentstehung zeigt1–4: BasaltischerVulkanismus kennzeichnet konstruktive Plattengrenzen (ozeanische Rük-ken), aber auch Kollisionszonen zweier ozeanischer Platten (Inselbögen). AlsQuelle des Hot Spot-Vulkanismus von Ozeaninseln und ozeanischen Pla-teaus wird hier die Mantel/Kern-Grenze angenommen. Das setzt voraus,daß sich Material aus der subduzierten Platte an dieser Grenze ansammeltund irgendwann gravitativ instabil wird.

16

Magmatische Gesteine

2.0 Magmatische Gesteine

Magmatische Gesteine entstehen durch Abkühlung und Verfestigung der in tieferen Teilender Erdkruste oder im Erdmantel gebildeten Magmen. Nach Ort und Geschwindigkeit derMagmenerstarrung unterscheidet man

• Plutonite (Tiefengesteine); sie entstehen, wenn das Magma in größerer Tiefe (mindestenseinigen 100 m) unter der Erdoberfläche steckenbleibt. Infolge der relativ langsamenAbkühlung kristallisiert das Magma mehr oder weniger grobkörnig aus. Solche Körpernennt man Plutone. Sie können verschiedenste Formen und Größen annehmen undwerden dann z.T. mit Spezialnamen bezeichnet.

• Vulkanite (Effusivgesteine); sie werden gebildet, wenn das Magma an die Erdoberflächeaustritt und rasch erkaltet. Infolge der raschen Abkühlung erstarrt es feinkristallin odergar glasig. Das aus einem Krater oder einer Spalte geflossene Magma nennt man Lava,unabhängig davon, ob noch geschmolzen oder bereits fest ist. Zu den Vulkaniten wer-den auch am Meeresboden ausgeflossene Magmen gerechnet, die durch den Kontaktmit dem Meerwasser abgeschreckt werden und ebenfalls feinkörnig bis glasig erstarren.

• Subvulkanite (Ganggesteine); sie stehen zwischen Plutoniten und Vulkaniten und kühlenrelativ rasch ab, weil sie (a) meist gering mächtige Körper bilden und (b) oberflächen-nah intrudieren. Oft werden sie die Förderkanäle von Vulkaniten darstellen. Infolgeder raschen Abkühlung sind sie in der Regel feiner kristallin als Plutonite, aber gröberals Vulkanite ausgebildet.

2.1 Zur Klassifikation von MagmatitenMagmatite lassen sich meist auf nur acht Hauptbestandteile zurückführen: SiO2, TiO2,Al2O3, FeO und Fe2O3, MgO, CaO, Na2O und K2O. Die meisten der gesteinsbildendenMinerale, die aus diesen Komponenten zusammengesetzt sind, bilden Mischkristallreihen(Feldspäte, Pyroxene, Amphibole, Olivin, Glimmer, Spinelle), so daß sie in Anpassung anden Pauschalchemismus sehr unterschiedliche chemische Zusammensetzungen anneh-men können. Das führt dazu, daß viele Magmatite aus nicht mehr als vier Hauptmineralenzusammengesetzt sind.

Klassifikationen von Magmatiten basieren sowohl auf der Hauptelementzusammenset-zung als auch auf den Hauptmineralen. Im Gelände ist eine chemische Klassifikationnatürlich meist nutzlos, weil man kaum ein fahr- oder gar tragbares Labor dabei hat. Wenndie Gesteine genügend grob kristallisiert sind, ist dagegen der Mineralbestand für denGeübten mit Hilfe einer Lupe zu identifizieren; unter Umständen sind sogar die Mengen-verhältnisse der Hauptminerale abzuschätzen.

Die grobe Zusammensetzung eines Gesteins kann durch verschiedene äquivalente Bezeich-nungen angegeben werden. Gesteine, die reich an Quarz, Feldspäten oder Feldspatvertre-tern sind, heißen felsisch, während Gesteine mit einem hohen Anteil an Mg,Fe-Mineralenals mafisch bezeichnet werden. Gesteine ohne felsische Anteile sind ultramafisch. FelsischeGesteine sind SiO2-reich (sofern sie keine Feldspatvertreter enthalten), mafische GesteineMg,Fe-reich. Veraltete Bezeichnungen für felsisch, mafisch und ultramafisch sind sauer,basisch und ultrabasisch. Eine einfache Geländeansprache ist oft auf Grund der Farbzahlmöglich, die den prozentualen Anteil an dunklen (Mg,Fe-reichen) Gemengteilen wieder-gibt. Helle Gesteine heißen leukokrat, dunkle Gesteine melanokrat.

2.1.1 Klassifikation auf der Basis des Mineralbestandes

2.1.1.1 modaler und normativer Mineralbestand

Die mineralogische Zusammensetzung eines Gesteins wird als Modalbestand bezeichnet.Wird er am Dünnschliff mit einem Point Counter ausgezählt oder von einem Foto mittelsBildverarbeitungsprogramm errechnet, wird das Resultat in Volumenprozent angegeben;wenn der Modalbestand aus der chemischen Zusammensetzung von Gesamtgestein und

17

Zur Klassifikation von Magmatiten

Mineralen errechnet wurde, erhält man das Ergebnis in Gewichtsprozent. An sehr feinkör-nigen Gesteinen kann natürlich optisch kein Mineralbestand mehr ermittelt werden, weildie einzelnen Körner mikroskopisch nicht mehr sicher identifizierbar sind. Wenn einGestein erhebliche Glasanteile hat oder gar glasig erstarrt ist, kommt man nicht um einechemische Analyse herum. Schwierigkeiten können sich auch bei sehr grobkörnig erstarr-ten Gesteinen ergeben, weil in einem Dünnschliff dann nur wenige Körner und unterUmständen nicht von allen Mineralen enthalten sind, was keine sichere Ermittlung derMengenverhältnisse der Minerale erlaubt.

Mit einem modernen RFA-Gerät läßt sich der Hauptelementchemismus in kürzerer Zeitbestimmen, als man für die Auszählung des Mineralbestandes benötigt. Dieser Pauschal-chemismus des Gesteins kann verwendet werden, um einen hypothetischen Mineralbe-stand zu errechnen – den normativen Mineralbestand, der im Idealfall dem Modalbestandnahekommen sollte.

Im folgenden wird die Einteilung der Magmatite vorgestellt, die auf Vorschlägen der Inter-national Union of Geological Sciences (IUGS) Subcommission on the Systematics of Igneous Rocksberuht und die bereits in den „Übungen zur Mineral- und Gesteinsbestimmung“ unter denNamen Streckeisen-Diagramm und QAPF-Diagramm eingeführt wurde. Sie legt den Modalbe-stand der Gesteine zugrunde. Ein Verfahren, das es erlaubt, auf der Grundlage der chemi-schen Analyse Normminerale zu errechnen (CIPW-Norm), findet sich im Anhang (Seite 274);es wird vor allem für die Unterteilung SiO2-untersättigter basaltischer Vulkanite benötigt.

2.1.1.2 IUGS-Klassifikation für Plutonite

Die Klassifikation für Plutonite ist weniger kontrovers als die für Vulkanite, weil die Mine-rale der Plutonite im Dünnschliff meist relativ einfach identifiziert werden können undGläser in der Regel keine Rolle spielen, so daß diese Gesteine durch ihren Mineralbestandgut charakterisiert sind. Die Klassifikation geht vom Modalbestand der häufigeren Mine-rale aus, die in 5 Gruppen eingeteilt werden:

• Q = Quarz

• A = Alkalifeldspat; eingeschlossen ist Albit mit bis zu 5 Mol% Anorthitkomponente[An<5].

• P = Plagioklas mit An>5 plus Skapolith

• F = Feldspatvertreter, also Nephelin, Sodalith, Analcim, Leucit, Pseudoleucit, Kalsilit(Kaliophilit), Nosean, Hauyn und Cancrinit

• M = mafische Minerale: Olivin, Pyroxene, Amphibole, Glimmer, Monticellit, Melilith,Opakminerale; Akzessorien wie Zirkon, Apatit, Titanit, Epidot, Allanit (Orthit), Granat,Karbonat

Gesteine mit <90% mafischen Mineralen (Ultramafite) werden mit Hilfe der Anteile an Q,A, P und F unterteilt; Gesteine mit mehr als 90% mafischen Anteilen werden auf derGrundlage der mafischen Hauptminerale klassifiziert. Weil sich die Anwesenheit vonQuarz und Feldspatvertretern gegenseitig ausschließt, kann man die Gesteine mit M <90%mit Hilfe von zwei Dreiecksdiagrammen klassifizieren – QAP und FAP, die aus Bequemlich-keitsgründen zusammengesetzt werden (aber nicht müssen) und das QAPF-Diagramm bil-den (siehe Abbildung 6). Quarzübersättigte Gesteine sind am Aufbau der Erdkruste wesent-lich stärker beteiligt als quarzuntersättigte Gesteine. Granite, Granodiorite, Tonalite undTrondhjemite werden zusammen auch als Granitoide bezeichnet. Eine weitere großeGruppe von Plutoniten ist weder quarzüber- noch quarzuntersättigt und wird vornehmlichaus den Mineralgruppen der Feldspäte, Pyroxene, Amphibole und Glimmer aufgebaut(Syenite, Monzonite, Diorite, Gabbros). Gabbros und Diorite werden auf Grund der Zusam-mensetzung ihrer Feldspäte unterschieden: Diorite enthalten Plagioklase mit einem Anor-thitgehalt von weniger als 50 Mol% (An<50); die Plagioklase der Gabbros haben An>50. DieFarbzahl von Dioriten liegt typischerweise unterhalb von 40 (d.h. <40% dunkle Minerale),die der Gabbros über 40. Die mafischen Minerale in Gabbros sind meist Pyroxene, während

18

Magmatische Gesteine

die der Diorite durch Amphibole und Glimmer dominiert sind. Schließlich kommen Dio-rite meist assoziiert mit Granitoiden vor, während Gabbros eher neben Pyroxeniten odergar Anorthositen vorkommen.

ABBILDUNG 6 QAPF-Diagramm [Streckeisen-Diagramm] für Plutonite

Plutonite, in denen Mg,Fe-reiche Minerale dominieren (die der Gabbro-Gruppe), enthaltenin der Regel wenig bis keine Alkalifeldspäte und fallen im QAPF-Diagramm daher an die Pla-gioklasecke. Sie lassen sich sinnvoll weiter unterteilen mit Hilfe von Dreiecksdiagrammenmit den Ecken Plagioklas – Pyroxen – Olivin (Abbildung 7) für mafische Gesteine und Oli-vin – Orthopyroxen – Klinopyroxen für ultramafische Gesteine (Abbildung 8). ZusätzlicheUnterteilungen sind für amphibolreiche Mafite und Ultramafite definiert worden; sie sindebenfalls in den beiden Abbildungen aufgeführt.

Foidsyenite

Trondhjemite Tonalite

Alka

lifel

dspa

tgra

nite

Foidolithe

Foidmonzodioriteund -gabbros

[Essexite]

Foid-plagisyenite

foidführende Monzo-diorite und -gabbros

foidführendeMonzonite

foidführendeSyenite

Monzodiorite, -gabbrosMonzoniteSyenite

Quarz-monzodioriteund -gabbros

Quarz-monzonite

Quarz-syenite

foidführendeAlkalifeldspat-

syenite

Alkalifeldspat-syenite

Quarz-Alkalifeldspat-

Syenite

foidführendeDiorite, Gabbros,

Anorthosite

Foiddiorite und-gabbros [Theralite]

Diorite, Gabbros,Anorthosite

Quarzdioriteund -gabbros

Grano-diorite

Granite

' ' ''

*

*

* *

quarzreicheGranitoide

90%

60%

20%

5%

10% 35% 65% 90%

10%

60%

F

A P

Q

k l m n

o

d

j

b

e

c

f

f

f

gg

g

h

h

h

i

ii

10*

10'

1a

1b

19

Zur Klassifikation von Magmatiten

ABBILDUNG 7 Unterteilung von mafischen Plutoniten

2.1.1.3 QAPF-Klassifikation für Vulkanite

Eine der Einteilung der Plutonite analoge Klassifizierung für Vulkanite kann nur vorge-nommen werden, wenn der Modalbestand annähernd quantitativ zu ermitteln ist. DieseVoraussetzung ist allerdings häufig nicht gegeben, zumal wenn die Grundmasse mikro-kristallin oder glasig erstarrt ist. In diesem Fall ist eine chemische Einteilung vernünftiger,die anschließend besprochen wird. Das QAPF-Diagramm für Vulkanite mit weniger als90% dunklen (Mg,Fe-reichen) Mineralen ist in Abbildung 9 dargestellt.

Pl

Px Ol

plagioklasführende ultramafische Gesteine

Olivingabbronorite

Gabbronorite Troktolithe

Anorthosite(Plagioklasite)

10%10%

35%35%

65%65%

90%90%Anorthosite

Ultramafite

(Mela-)

(Leuko-)

Gabbroide

a.

Opx Cpx

nach Pl nach Pl

plagioklasführende Pyroxenite

Gabbronorite

Cpx-Norite Opx-GabbrosNor

ite

Gabbros

10%10%

b.

Pl

Px Hbl

Anorthosite,Plagioklasite

GabbronoriteHornblende-

gabbros

plagioklasführendeHornblendepyroxenite

plagioklasführendePyroxenhornblendite

plagioklasführendePyroxenite

plagioklasführendeHornblendite

Pyroxen-Hornblende-Gabbronorite

10%10%

35%35%

65%65%

90%90%Anorthosite

ultramafischeGesteine

(Mela-)

(Leuko-)

Gabbroide

c.

20

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 8 IUGS-Klassifizierung von ultramafischen Plutoniten

2.1.2 Klassifikation auf der Basis der chemischen Zusammensetzung

2.1.2.1 Klassifikation für Vulkanite

Als brauchbares Unterscheidungskriterium für Vulkanite und Subvulkanite gilt ihr Verhält-nis der Alkalien (Na2O + K2O) zum SiO2-Gehalt [Gew.%]. Die Auftragung dieser Kompo-nenten gegeneinander ist als TAS-Diagramm bekannt (total alkalis – silica)2–1.

2–1. M.J. LeBas, R.W. LeMaitre, A. Streckeisen & B. Zanettin (1986) A chemical classification of volcanicrocks based on the total alkali – silica diagram, J. Petrol. 27, 745-750

Opx Cpx

OlDunite

Wehrlite

Lherzolithe

Harzburgite

Olivinortho-pyroxenite

Olivinklino-pyroxenite

Websterite

Ortho-pyroxenite

Klino-pyroxenite

Olivinwebsterite

Hornblendepyroxenite Pyroxenhornblendite

Px Hbl

OlDunite

Pyroxen-peridotite

Olivin-pyroxenite

PyroxeniteHorn-

blendite

Olivin-Pyroxen-

Hornblendite

Olivin-Hornblende-Pyroxenite

Pyroxen-Hornblende-

Peridotite

Olivinhorn-blendite

10% 10%

40% 40%

50%

90% 90%

10% 10%

40% 40%

90% 90%

Peri

dot

ite

Peri

dot

ite

Pyro

xen

ite

Pyro

xen

ite

und

Hor

nb

len

dit

e

a.

b.

21

Zur Klassifikation von Magmatiten

Um ein Gestein in dieses Diagramm einzutragen, wird die chemische Analyse nach demAbzug von H2O und CO2 auf 100% umgerechnet. Gesteine, die mehr als 2% H2O+ (inMineralen oder Gläsern gebundenes Wasser) und mehr als 0.5% CO2 enthalten, gelten alssekundär verändert; bei ihrer Eintragung ins TAS-Diagramm muß man daher besondereVorsicht walten lassen.

ABBILDUNG 9 IUGS-Klassifizierung von Vulkaniten

Einige seltene Mg-reiche Vulkanite sind nicht ins TAS-Diagramm einzutragen, sondernwerden folgendermaßen benannt:

1. Ein Komatiit hat MgO > 18%, SiO2 < 53%, Na2O + K2O < 1% und TiO2 < 1%;

2. ein Meimechit weist MgO > 18%, SiO2 < 53%, Na2O + K2O < 1% und TiO2 > 1% auf;

Alka

lirhy

olith

e

RhyolitheRhyodazite

(Quarzlatite)Dazite

Quarzandesite

Alkali-trachyte

Trachyte Latite Latitbasalte

tholeiitischeBasalte,Andesite

Alkaliandesite,Alkalibasalte

Latitandesite

Phonolithe

tephritischePhonolithe

phonolithischeTephrite

Basanite, Tephrite

Nephelinite,Leucitite etc.

phonolith.Foidite

tephrit.Foidite

90%

60%

10%

10% 35% 65% 90%

5%

20%

60%

a

b d e

f jihg

k l m n

3a 3b

15b15a

15c

F

A P

Q

22

Magmatische Gesteine

3. wenn MgO > 18%, SiO2 < 53% und Na2O + K2O zwischen 1% und 2%, wird das Gesteinals Pikrit bezeichnet;

4. wenn MgO > 8% und SiO2 > 53%, heißt das Gestein Boninit;

5. wenn der Vulkanit (oder auch Plutonit) zu mehr als 50% aus Karbonaten besteht, wirdes Karbonatit genannt;

6. Kimberlit ist ein phlogopitreiches ultramafisches Gestein, das in der Regel serpentini-siert und karbonatisiert ist;

7. ein Lamproit ist ein K-reiches mafisches Gestein (K2O > 3%, K2O/Na2O > 2) mit > 3%MgO und niedrigen Gehalten and Ca und Al.

ABBILDUNG 10 TAS-Diagramm für Vulkanite; gelbe (bzw. hellgraue) Felder: SiO2-untersät-tigte [= foidhaltig], blaue (mittelgraue) Felder: SiO2-gesättigte [kaum Quarzoder kaum Foide führend], rote (dunkelgraue) Farben: SiO2-übersättigte [=mit Quarz] Gesteine.

In allen übrigen Fällen können die chemischen Analysen der Vulkanite jetzt ins TAS-Dia-gramm eingetragen werden. In diesem Diagramm sind der Einfachheit halber die Begren-zungslinien der einzelnen Felder Geraden; Abbildung 10 zeigt zusätzlich zu den Feldern dieKoordinaten, die als Eckpunkte dienen. Gesteine, die ins Feld der Trachybasalte fallen, kön-nen noch näher als Hawaiit bezeichnet werden (wenn Na2O – 2% > K2O) oder als K-reicherTrachybasalt (wenn Na2O – 2% < K2O). Im Feld der basaltischen Trachyandesite werdennach demselben Kriterium Mugearite (Na-reich) von Shoshoniten (K-reich) unterschiedenund im Feld der Trachyandesite Benmoreite (Na-betont) von Latiten (K-betont). Vulkanite,die ins Feld der Foidite fallen, lassen sich nach dem vorherrschenden Foidmineral als Meli-lithit, Nephelinit oder Leucitit bezeichnen. Im Feld der Basalte lassen sich nephelinnorma-tive (CIPW-Norm) Alkalibasalte von hypersthen- oder quarznormativen subalkalischenBasalten abtrennen. Tephrite werden von Basaniten auf Grund des normativen Olivinge-halts unterschieden, der bei den Tephriten unterhalb von 10% liegt.

16

14

12

10

8

6

4

2

0

8070605040

Pikro-basalt

Basalt

Foidit

basalt.Andesit

Andesit

Dazit

RhyolithBasanit[Ol>10%]

Tephrit[Ol<10%]

Trachy-basalt

basalt.Trachy-andesit

Trachy-andesit

Trachyt[Qtz<20%]]

Trachydazit[Qtz>20%]

phono-lithischerTephrit

tephritischerPhonolith

Phonolith

% SiO2

% N

a 2O

+ %

K2O

41;3

45;5

45;3

41;7

45;9.4

48.4;11.5

52.5;14

57.6;11.7

61;13.5

53;9.3

49.4;7.3

52;5

57;5.9

63;7

69;8

ultramafisch mafisch intermediär felsisch

23

Zur Klassifikation von Magmatiten

Von Rhyolithen und Daziten las-sen sich noch deren peralkalischeVertreter abtrennen2–2. Comenditesind darunter Al-reicher und Fe-ärmer als Pantellerite (Abbildung11). Trachyte und Trachydazitewerden nach dem normativenQuarzgehalt unterschieden (Tra-chyt < 20%, Trachydazit > 20%).

Insgesamt entspricht die Eintei-lung nach dem TAS-Diagrammweitgehend derjenigen nach demQAPF-Diagramm.

Für Vulkanite oberhalb von Sub-duktionszonen ist als Ergänzungnoch ein Diagramm in Gebrauch,in dem der Gehalt an K2O gegenden SiO2-Gehalt aufgetragen wird(Abbildung 12). Gesteine der K-armen Suite kommen vor allem in Inselbögen vor, während K-reiche Vulkanite vornehm-lich in aktiven Kontinentalrändern, aber auch im Spätstadium der Entwicklung von Insel-bögen zu finden sind.

ABBILDUNG 12 K2O–SiO2-Diagramm für Vulkanite von Subduktionszonen (subalkalische Rei-he, d.h. keine Foide enthaltend)

2–2. Ein Magmatit heißt peralkalisch, wenn der molekulare Anteil von Na + K den Anteil von Al über-steigt, d.h. wenn mehr Alkalien vorhanden sind als zur Bildung von Feldspäten oder Feldspatver-tretern nötig ist, so daß Alkaliamphibole oder Alkalipyroxene gebildet werden.

0 122 4 6 8 103

7

11

15

19

% Gesamteisen als FeO%

Al 2

O3

comenditische Trachyte,comenditische Rhyolithe

(= Comendite)

pantelleritische Trachyte,pantelleritische Rhyolithe

(= Pantellerite)

ABBILDUNG 11 Al2O3 – FeO-Diagramm zur Unterschei-dung zwischen Comenditen und Pantelleriten

K-armerTholeiit

basalt.K-armerAndesit

K-armerAndesit

K-armerDazit

K-armerRhyolith

Basalt

basalt.Andesit

Andesit

Dazit

RhyolithK-reicherbasalt.Andesit

K-reicherAndesit

Latit

Shosho-nit

Absarokit

Banakit Klassifikation vonSubduktions-

zonenvulkaniten

48 53 58 63 68 73 78

% SiO2

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

% K

2O

K-armeKalkalkaliserie

Kalkalkali-serie

K-reicheKalkalkaliserie

Shoshonit-serie

24

Magmatische Gesteine

Differentiat ionsser ien vonBasalt über Andesit nach Rhyolith(subalkalische Vulkanite, sieheauch TAS-Diagramm) lassen sichschließlich noch in eine tholeiiti-sche Serie und in eine kalk-alkalische Serie mit Hilfe desAFM-Diagramms unterteilen. Indieses Dreiecksdiagramm wer-den die Gewichtsprozente derAlkalien (Na2O + K2O, Kompo-nente A), des Gesamteisens (FeO+ 0.90´Fe2O3 als Komponente F)und des MgO (Komponente M)der Gesteine eingetragen, nach-dem die Summe von A + F + M =1 gesetzt wurde (Abbildung 13).In diesem Diagramm zeichnetsich der tholeiitische Trendzunächst durch eine starkeAnreicherung des Eisens aus,bedingt dadurch, daß zunächstnur Mg,Fe-Silikate aus demMagma kristallisieren (Olivin,Pyroxene), wobei die Kristalli-sate stets ärmer an Fe sind als diekoexistierende Schmelze. Beimkalkalkalischen Trend dagegenist diese Fe-Anreicherung dadurch unterdrückt, daß schon frühzeitig neben den Mg,Fe-Sili-katen Fe,Ti-Oxide kristallisieren. Eine definierte Grenzlinie zwischen beiden Fraktionie-rungstrends kann nicht angegeben werden, lediglich eine ungefähre Lage. Da man zudemin Gesteinskomplexen in der Regel nur einen Ausschnitt aus einer vollständigen Fraktio-nierungssequenz vorliegen hat, wird die Entscheidung, welche Gesteinssuite vorliegt, mitHilfe des AFM-Diagramms oft gar nicht möglich sein.

Ein Begriff, der bei der Beschreibung von Fraktionierungstrends gerne verwendet wird, istder des Mg-Wertes (auch Mg#, oder Mg-Zahl) genannt. Darunter versteht man das moleku-lare Verhältnis von Mg zu Fe, errechnet aus der chemischen Analyse zu MgO/(MgO + FeO+ Fe2O3), wobei die Oxidprozente zuvor durch die Molgewichte zu dividieren sind (derFe2O3-Gehalt durch das Molgewicht von FeO1.5!). In den Mg’-Wert geht nur das zweiwertigeEisen ein. Da das Fe in Gesteinen sekundär oxidiert sein kann, bedient man sich bei basal-tischen Magmen oft der Annahme, daß ursprünglich 85 – 90% des Eisens in diesen Vulka-niten zweiwertig war – was für frische Basalte zutrifft – und errechnet den Mg’-Wert unterdieser Annahme. Aus dem AFM-Diagramm läßt sich ablesen, daß im Frühstadium des tho-leiitischen Entwicklungstrends die Mg- oder Mg’-Zahl infolge der Ausscheidung von Mg–Fe-Silikaten stark sinkt, während sie beim kalkalkalischen Trend durch gekoppelte Kristal-lisation von Mg–Fe-Silikaten und Fe–Ti-Oxid nur wenig oder gar nicht fällt.

2.1.2.2 Klassifikation für Plutonite

Eine Einteilung der Plutonite auf Grund ihrer chemischen Zusammensetzung wird in derRegel nicht durchgeführt. Gelegentlich findet ein dem TAS-Diagramm für Vulkanite ähn-liches Diagramm Verwendung (Abbildung 14). Falls die mineralogische Zusammensetzungnicht bekannt ist, kann man sich unter Umständen behelfen, indem man aus dem Che-mismus die CIPW-Norm errechnet. Falls der Plutonit unter niedrigen Drücken kristallisiertist, werden die normativen Anteile von Quarz, Feldspäten oder Feldspatvertretern nähe-rungsweise den tatsächlichen Anteilen dieser Minerale im Gestein entsprechen.

A(Na2O+K2O)

M(MgO)

F(FeOtotal)

kalkalkalischer Trend

tholeiitischer Trend

ABBILDUNG 13 AFM-Diagramm für Magmatite. Die dickeKurve gibt die ungefähre Grenze zwischen tholeiitischemund kalkalkalischem Trend an. Die beiden mit Pfeilen verse-henen Kurven geben Beispiele für den tholeiitischenEntwicklungstrend bzw. den kalkalkalischen Entwicklungs-trend an.

25

Zur Klassifikation von Magmatiten

ABBILDUNG 14 TAS-Diagramm für Plutonite; die rote (dicke) Linie trennt subalkalische vonalkalischen Magmen.

2.1.3 Chemische Zusammensetzung von Gesteinen

Mit Hilfe der bisher vorgestellten Einteilungsprinzipien lassen sich Magmatite benennen.Bei der Entstehung von Magmen durch partielle Aufschmelzprozesse und ihrer Differenzie-rung entstehen Gesteine mit einer mehr oder weniger kontinuierlichen Variation ihrerZusammensetzung. Viele solcher Variationen lassen sich bequem in X–Y-Diagrammen dar-stellen, in der zwei chemische Komponenten oder Gruppen von sich geochemisch ähnlichverhaltenden Elementen gegeneinander aufgetragen werden (Harker-Diagramme). Fraktio-nierungstrends werden sich in derartigen Auftragungen durch deutliche Korrelationen zuerkennen geben. So sinken bei der fraktionierten Kristallisation von Basalten die Gehaltevon Ca oder Cr ungefähr parallel zum Mg-Gehalt, weil neben Olivin auch Minerale wieKlinopyroxen und Oxide kristallisieren. Die Gehalte an K und Na steigen an, weil Plagio-klase Ca bevorzugt über die Alkalien als Funktion der Temperatur einbauen.

Als Maß für den Fraktionierungsgrad eines Magmas wurden früher noch einige Indizesbenutzt, die hier nur der Vollständigkeit halber noch erwähnt werden:

1. Differentiationsindex nach Thornton & Tuttle (DI) – er errechnet sich als Summe derCIPW-Normminerale Q + OR + AB + NE + LC + KP, also der spät kristallisierendenMinerale;

2. der Larsen-Index (LI) ergibt sich zu 1/3 SiO2 + K2O – FeO –MgO – CaO;

3. Kalkalkaliindex nach Peacock – er ist für eine Gesteinssuite definiert als der SiO2-Gehalt(Gewichtsprozent), bei welchem der CaO-Gehalt dem Gehalt an Alkalien (Na2O + K2O)entspricht; liegt dieser Index unter 51, dann wird die Gesteinsserie alkalisch genannt,bei Werten zwischen 56 und 61 als kalkalkalisch und bei höheren Werten als Ca-be-tont.

IjolitGabbro

Syenodiorit

Syenit

Syenit

Nephelin-syenit

Alkali-granit

Granit

Diorit

Quarz-diorit

Grano-diorit

Gabbro

alkalisch

subalkalisch

70605040% SiO2

16

14

12

10

8

6

4

2

0

% N

a 2O

+ K

2O

ultrabasisch basisch intermediär sauer

26

Magmatische Gesteine

Tabelle 1 soll dazu dienen, eine Vorstellung über die chemische Zusammensetzung ver-schiedener Gesteinstypen zu erhalten. Dabei hat man sich jedoch zu vergegenwärtigen,daß für jeden Gesteinstyp eine beträchtliche Variation aller Komponenten normal ist.

TABELLE 1: Chemische Zusammensetzung ausgewählter Vulkanite und Plutonite

Perido

tit a

a. weltweiter Durchschnitt für Spinellperidotite

Ko

matiit b

b. Ontario/Kanada

Kim

berlit c

c. Südafrika

Lamp

roit d

d. Westaustralien

Basan

it e

e. Oahu/Hawaii

MO

RB

f

f. Basalt vom Mittelatlantischen Rücken

OIB

g

g. Ozeaninselbasalt/Hawaii

Basalt h

h. weltweiter Durchschnitt für Gesteine der Kalkalkalireihe

An

desit h

Dazit h

SiO2 44.2 45.8 35.2 48.1 41.8 51.2 50.4 50.1 59.2 67.2

TiO2 0.13 0.3 2.3 8.1 2.4 1.0 2.7 1.0 0.7 0.5

Al2O3 2.1 7.3 4.4 6.0 12.4 15.2 13.5 17.1 17.1 16.2

Fe2O3m 6.0 3.7 3.4 2.9 2.0

FeO 8.3 11.2 9.8 1.5 9.4 9.2 11.1 7 4.2 1.8

MgO 42.2 26.1 27.9 10.7 13.2 8.1 7.0 7.1 3.7 1.5

CaO 1.9 7.6 7.6 2.8 11.1 12.8 11.7 10.6 7.1 3.8

Na2O 0.27 0.7 0.3 0.5 2.8 2.0 2.4 2.5 3.2 4.3

K2O 0.06 0.1 1.0 9.6 0.5 0.12 0.6 0.8 1.3 2.1

P2O5m 1.1 0.6 0.1 0.2 0.2 0.2

CO2m 3.3

H2Om 7.4

Mg# 0.901 0.806 0.835 0.734 0.649 0.611 0.529 0.557 0.492 0.426

Rh

yolith

h

Co

men

dit i

i. durchschnittlicher Rift-Comendit bzw. Pantellerit

Pantellerit i

Pho

no

lithj

j. Kenia-Rift

Trachyt j

An

orth

osit k

k. Ontario/Kanada

Quarzd

iorit l

l. Sierra Nevada- und Peninsular-Batholithe/Kalifornien

Gran

od

iorit l

Gran

it l

Ton

alit l

SiO2 75.2 75.1 73.6 57 61.1 48.7 55.3 67.8 71.7 62.5

TiO2 0.2 0.5 0.4 0.6 0.7 0.04 0.9 0.5 0.2 1.0

Al2O3 13.5 12.0 8.8 20.7 16.5 29.5 17.4 15.6 14.9 17.1

Fe2O3m 1.0

FeO 1.1 2.3 6.6 4.6 8.3 0.33 7.0 3.0 1.5 4.5

MgO 0.5 0.3 0.02 0.5 0.4 0.6 3.8 1.1 0.4 1.8

CaO 1.6 0.2 0.3 1.5 1.5 14.2 7.1 3.5 1.9 5.5

Na2O 4.2 4.5 5.9 8.6 5.7 3.8 3.6 3.8 4.0 3.9

K2O 2.7 4.9 4.2 6.2 5.0 0.3 1.5 3.7 4.2 1.7

P2O5m 0.1 0.03

Mg# 0.308 0.189 0.005 0.162 0.079 0.764 0.492 0.395 0.322 0.416

27

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

2.2 Physikochemische Eigenschaften von Magmen

2.2.1 Struktur von Silikatschmelzen

Die wesentlichen Baueinheiten von Silikatmineralen finden sich auch in den ähnlichzusammengesetzten Schmelzen wieder. In beiden Fällen besteht das Gerüst aus SiO4-Tetra-edern, die in unterschiedlichem Maße miteinander vernetzt sind. Sauerstoffe, die zweiTetraeder miteinander verbinden, heißen brückenbildend, Sauerstoffe, die nur einem Tetra-eder zugehören, sind nicht brückenbildend. Die verschiedenen Arten von Silikatmineralen,die aus dem unterschiedlichen Vernetzungsgrad resultieren, sind in Abbildung 15 skizziert.

ABBILDUNG 15 Strukturtypen von Silikatmineralen. Die Zahlen „1“ und „1/2“ stehen für dieAnteile, zu denen die Sauerstoffe zu diesem oder dem benachbarten Tetra-eder gehören; dies ist nur für jeweils ein Tetraeder je Struktur dargestellt.

Monomer: 4 nicht brückenbildendeSauerstoffe je Tetraeder;Mineralgruppe: Nesosilikate;Beispiele: Olivin, Zirkon, Granat

1

11

1

1(senkrechtzur Ebeneder Projek-tion)

1

1

11

1

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

1/2

Dimer: 3 nicht brückenbildende und0.5 brückenbildende Sauerstoffe jeTetraeder;Mineralgruppe: Sorosilikate;Beispiel: Melilithe

Ketten und Ringe: 2 nicht brücken-bildende und 2´0.5 brückenbildendeSauerstoffe je Tetraeder;Mineralgruppen: Inosilikate (links dar-gestellt), Ringsilikate;Beispiele: Pyroxene, Beryll

Blätter: 1 nicht brückenbildendes und 3´0.5 brückenbildende Sauerstoffe je Tetraeder;Mineralgruppe: Phyllosilikate; Beispiel: Glimmer

Gerüste: kein nicht brückenbildendes und 4´0.5 brückenbildende Sauerstoffe je Tetraeder;Mineralgruppe: Tektosilikate; Beispiele: Quarz, Feldspäte

28

Magmatische Gesteine

Eine nützliche, aber nicht unbedingt exakte Einteilung der Kationen in Silikatkristallenund Schmelzen ist die in Netzwerkbildner und Netzwerkwandler. Si und Kationen, die Si inden Tetraedern zu substituieren vermögen (Al3+, Fe3+, B3+, Ti4+), sind die Netzwerkbildner.Kationen, die zum Ladungsausgleich eingebaut werden, bilden nicht brückenbildende Bin-dungen mit den Sauerstoffen O2– der Tetraeder aus; sie verhindern also den Ausbau vonvernetzten Tetraedern und wirken daher netzwerkwandelnd.

Für den Grad der Vernetzung eines Gitters benutzt man auch den Begriff der Polymerisation.Orthosilikate sind niedrig vernetzt, Tektosilikate sind hoch vernetzt. Der Polymerisations-grad erweist sich als nützlich bei der Betrachtung der Struktur von Silikatschmelzen.

Die Informationen über die Struktur von Schmelzen stammen vorwiegend aus der Unter-suchung von Silikatgläsern, von denen angenommen wird, daß ihre Struktur derjenigenvon abgeschreckten („gequenchten“) Gläsern entspricht. Gläser sind röntgenamorph, d.h.die Anordnung ihrer Atome weist keine Periodizität auf, die „Netzebenenabständen“ vonca. »8 Å (entsprechend 5 Si–O-Bindungslängen) oder weniger entspricht. Mit Hilfe vonspektroskopischen Methoden (Infrarot-, Ramanspektroskopie) lassen sich andererseitseinige Aussagen über die in Gläsern vorliegenden Nahordnungen machen, da die Frequen-zen der Si–O-Schwingungen unter anderem von der Anzahl von (nicht) brückenbildendenSauerstoffen in den SiO4-Tetraedern abhängen. Die Ramanspektroskopie zeigt z.B., daß dashäufigste in Diopsidgläsern vorkommende SiO4-Tetraeder zwei nicht brückenbildende Sau-erstoffe enthält, also die Einheit einer Silikatkette, wie sie auch den Diopsid selbst auszeich-net. Daneben kommen in dieser Schmelze aber auch noch Strukturen vor, die monomeren,über drei Sauerstoffe vernetzten (wie in Phyllosilikaten) und über vier Sauerstoffe vernetz-ten SiO4-Tetraedern (wie in Gerüstsilikaten) entsprechen. Beim Aufschmelzen des Diopsidswird demnach ein Teil der Silikatketten zerstört. Leider geben diese Daten keinen Auf-schluß darüber, wie die Tetraeder in größeren Bereichen angeordnet sind. So könnten z.B.die Tetraeder mit zwei nicht brückenbildenden Sauerstoffen Teile von „unendlich“ ausge-dehnten Ketten wie in Kettensilikaten sein, oder sie könnten als mehr oder weniger konti-nuierliche Abfolge von kurzen und langen Ketten existieren.

Die physikalischen Eigenschaften von Schmelzen (oder Gläsern) hängen aber auch wesent-lich vom Verhältnis der netzwerkwandelnden zu den netzwerkbildenden Kationen ab. Diessei am Beispiel einer SiO2-Schmelze illustriert, der Netzwerkwandler zugefügt werden. EineSiO2-Schmelze besteht aus einem Netzwerk vollständig polymerisierter SiO4-Tetraeder. Einesolche Schmelze hat eine sehr hohe Viskosität, was aus dem stark kovalenten Charakter derSi–O–Si-Schmelze resultiert; ihre Dichte ist relativ niedrig, was sich aus dem offenen SiO2-Netzwerk ergibt; außerdem ist die thermische Ausdehnung sehr gering, weil die Struktur inallen drei Richtungen des Raumes sehr rigide ist. Fügt man zu dieser Schmelze das Oxideines einwertigen Metalls M2O zu, wird die Schmelze durch Bildung von nicht brücken-bildenden Bindungen depolymerisiert; es stellt sich ein Gleichgewicht ein nach

Si–O–Si + M–O–M 2 Si–O–M

Je nach Menge des zugefügten M2O können die SiO4-Tetraeder nun ein oder mehr nichtbrückenbildende Sauerstoffe enthalten. Ramanspektroskopische Untersuchungen habengezeigt, daß die Zugabe kleiner Mengen von M2O vor allen Dingen die Strukturelementevon Phyllosilikaten in den SiO2-Gläsern erzeugt. Deren Anteil erreicht ein Maximum um67 Mol% SiO2 in der Schmelze. Wenn der SiO2-Gehalt der Schmelze weiter absinkt, nimmtder Anteil an Ketten, dimeren und monomeren SiO4-Einheiten zu. Unterhalb von 50 Mol%SiO2 (entsprechend dem Verhältnis in Pyroxenen) nimmt der Anteil an monomeren unddimeren Einheiten auf Kosten der Ketten zu. Unterhalb von 33 Mol% SiO2 ist die Depoly-merisierung fast vollständig, so daß neben den monomeren Einheiten nur noch einigeDimere und kurze Ketten in der Schmelze vorliegen. In solchen extrem SiO2-armenSchmelzen müssen auch Bindungen zwischen netzwerkmodifizierenden Kationen unter-einander vorkommen. Fügt man einer SiO2-Schmelze gleiche molare Anteile an Al3+ undM+ zu, wirkt M+ nicht netzwerkwandelnd, sondern dient zum Ladungsausgleich (analog zuAlkalifeldspäten); das dreidimensionale Gerüst aus (Si,Al)O4-Tetraedern bleibt erhalten.

º

29

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

Parallel mit der Depolymerisierung von SiO2-Schmelzen geht eine starke Abnahme der Vis-kosität, weil die starken Si–O–Si-Bindungen durch schwächere nicht brückenbildende M–O–Si-Bindungen ersetzt werden. Das Netzwerk mit der offenen Struktur und den festenBindungen bricht zusammen und bewirkt einen Anstieg der Dichte und der thermischenAusdehnung der Schmelze. Auch Eigenschaften wie Ionen- und elektrische Leitfähigkeitnehmen mit der Anzahl der nicht brückenbildenden Bindungen zu.

Die in der Natur auftretenden Silikatschmelzen enthalten natürlich noch zwei-, drei- undhöherwertige Kationen außer Si4+, Al3+ und Fe3+ treten in Silikatschmelzen zum Teil in vier-facher Koordination durch Sauerstoff auf, sofern ein- und zweiwertige Ionen den Ladungs-ausgleich besorgen; sie können also netzwerkbildend sein. In Analogie mag man an dieAlkalifeldspäte denken, bei denen AlO4-Tetraeder Teile des dreidimensionalen Netzwerksbilden, während Na und K in großen Hohlräumen sitzen und den Ladungsausgleich her-stellen. In peralkalischen Schmelzen liegt das gesamte Al in vierfacher Koordination durchSauerstoff vor und wirkt damit gemeinsam mit Si netzwerkbildend.

Die Rolle anderer höherwertiger Kationen in Schmelzen ist nicht ganz klar. Es gibt jedochHinweise, daß z.B. P5+, Zr4+, Ti4+ oder Nb5+ weder Netzwerkbildner noch Netzwerkwandlersind, sondern mit dem Si in Konkurrenz um die netzwerkwandelnden Kationen stehen. Soscheint z.B. die Zugabe von P2O5 zu einer Silikatschmelze die Einstellung eines Gleichge-wichts der Art

2 Si–O–Ca + P–O–P 2 P–O–Ca + Si–O–Si

zu bewirken. Per Saldo wird dadurch der Polymerisationsgrad des Silikatanteils derSchmelze erhöht.

2.2.2 Viskosität von Silikatschmelzen

Vorgänge wie das Aufsteigen oder Absinken von Kristallen in einem Magma, der Mechanis-mus der Magmeneruption, Keimbildung und Kristallwachstums, thermische Konvektionoder Magmensegregation vom Ort der partiellen Aufschmelzung können nicht verstandenwerden ohne Kenntnis und Verständnis der Viskosität des Magmas. Die Viskosität einerSchmelze läßt sich im Prinzip aus der chemischen Zusammensetzung bei gegebener Tem-peratur und gegebenem Druck relativ genau errechnen. Die Anwendbarkeit solcher Datenist jedoch bescheiden und beschränkt sich auf stagnierende Magmen bei Temperaturenoberhalb des Liquidus. Solche Bedingungen sind in der Natur nur selten gegeben, weil dieMagmen meist mit einem oder mehreren Mineralen gesättigt sind und außerdem durchenge Gänge fließen. Die rheologischen (fließmechanischen) Eigenschaften solcher Mag-men sind aber sehr verschieden von denen einfacher Schmelzen.

Die Viskosität ist ein Maß für den inneren Widerstand, den eine Flüssigkeit einer angeleg-ten Scherspannung entgegensetzt. Sie reagiert auf die Scherspannung mit Deformation (Flie-ßen). Die Viskosität h ist definiert als die Rate, mit der die Deformation vonstatten geht,wenn eine Scherspannung s [N/m2] von außen angelegt wird:

[GL 3]

wobei [s–1] für die Deformationsrate steht. Die Einheit der Viskosität ist damit [Pa s]; meistwird aber die cgs-Einheit Poise [P = dyne ´ s ´ cm–2] verwendet, wobei 1 P = 0.1 Pa s ist.

Wenn die Viskosität unabhängig von der Deformationsrate ist, sagt man, die entspre-chende Schmelze zeige ein Newton-Verhalten. In einer Auftragung von s gegen erhältman eine Gerade, die durch den Ursprung verläuft und deren Steigung h ist (Abbildung16). Ein Basaltmagma oberhalb des Liquidus verhält sich ungefähr wie eine Newton-Flüs-sigkeit. SiO2-reiche Schmelzen wie die von Rhyolithen zeigen nicht nur eine sehr vielhöhere Viskosität, sondern zeigen auch das Verhalten nicht newtonischer Flüssigkeiten,selbst Hunderte von Graden oberhalb des Liquidus. Bei niedrigen Deformationsraten (oderScherspannungen) erhält man in der Auftragung von s gegen eine Gerade, die durch

º

h s e= /.

e.

e.

e.

30

Magmatische Gesteine

den Ursprung geht. Bei höheren Deformationsraten nimmt die Steigung der Kurve unddamit auch die Viskosität jedoch ab. Das heißt, daß die Viskosität abnimmt, wenn eine sol-che Schmelze schneller fließt. Derartigen Schmelzen schreibt man ein pseudoplastischesVerhalten zu. Der Übergang von Newton- zu pseudoplastischem Verhalten vollzieht sichwohl bei SiO2-reichen Magmen wie Daziten.

ABBILDUNG 16 Abhängigkeit der Scherspannung von der Deformationsrate für verschiede-ne Flüssigkeiten. Die Steigung der Kurven entspricht der Viskosität.

Abbildung 17 zeigt die Abhängigkeit derViskosität trockener Silikatschmelzenvom Pauschalchemismus, der in ersterNäherung durch den SiO2-Gehalt wie-dergegeben werden kann. Für weit ver-breitete Magmen zeigt sich dabei einelineare Abhängigkeit zwischen log hund SiO2. Diese Korrelation kann fol-gendermaßen verstanden werden: DasFließen des Magmas wird durch „Zerbre-chen“ der Struktur der Schmelze unddas Aufbrechen und die Umorganisa-tion von Bindungen verursacht. Diestärksten Bindungen sind die von Si–O–Si, gefolgt von den (netzwerkbildenden)Al–O–Al-Bindungen; die schwächstenBindungen sind die nicht brückenbil-denden Bindungen der ein- und zwei-wertigen Kationen. Die Schmelzen mitden meisten starken Bindungen – alsodie SiO2-reichen – sollten folglich demFließen den höchsten Widerstand entgegensetzen, d.h. die höchste Viskosität aufweisen,die Schmelzen mit den wenigsten starken Bindungen den geringsten Widerstand. Bei 1000°C hat eine trockene Rhyolithschmelze eine Viskosität von »108 Poise, was in etwa der Kon-

nicht-N

ewton-Flüssigkeit

nicht-Newton-Flüssigkeit

?Deformationsrate «

Sch

ersp

ann

ung

s

Newton-Flüssigkeit

Bingham-Flüssigkeit

s = h3«?

s = s0 + h3«?

« = C3sh

?

Scher-festig-keit s0H

50

2

60 70Gewichts-% SiO2

Log

(Vis

kosi

tät)

[Po

ise]

4

6

8

Oliv

inba

salt

10

Basa

lt

And

esit

Daz

it

Rhyo

lith

1000°C

1200°C

1400°C

Viskosität trockener Schmelzen

ABBILDUNG 17 berechnete Viskositäten trockenerSilikatschmelzen bei 1 atm

31

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

sistenz von kaltem Asphalt entspricht. Damit wird verständlich, daß derartige Schmelzennicht fließfähig sind. Diese Situation ändert sich allerdings drastisch durch Zugabe vonWasser. 4 Gew.% H2O senken die Viskosität dieser Schmelze um ca. 3 Zehnerpotenzen, weildas Wasser die Ausbildung von nicht brückenbildenden Si–O–H-Bindungen bewirkt. Aller-dings sei angemerkt, daß ein Teil des Wassers physikalisch in Form von H2O-Molekülen inder Schmelze gelöst wird; in dieser Form wirkt es nicht netzwerkwandelnd.

Natürliche Magmen bestehen in der Regel aus Schmelze und Kristallen und enthalteneventuell noch Gasblasen. Die Viskositäten solcher Suspensionen sind viel höher als dieViskositäten reiner Schmelzen. Die Viskosität einer Basaltschmelze sinkt mit steigenderTemperatur, bedingt wohl durch ein „Aufweichen“ der Bindungen in der Schmelze (undnicht durch fundamentale Änderungen in ihrer Struktur). Die meisten Viskositätsdatenergeben dabei für Temperaturen oberhalb der Liquiduskurve eine Arrhenius-Beziehung desTyps

h = A´eE/RT [GL 4]

ABBILDUNG 18 Oben: Infolge ihrer niedrigen Viskosität können Basaltlaven weit von ihremFörderkanal fließen und große Areale bedecken; das Bild zeigt den Schild-vulkan Trölladyngja auf Island (ca. 10 km Durchmesser) mit den für diesenVulkantyp charakteristischen flachen Hängen (Foto: Kristin Schönau). Un-ten: Im Gegensatz dazu sind rhyolithische Laven sehr viel zäher und kaumfließfähig, was zu ihrem Zerreißen bei ruckartiger Bewegung führt, wie hieran einem Obsidianstrom in Landmannalaugar/Island zu sehen.

32

Magmatische Gesteine

wobei A (präexponentieller Faktor, auch h0 genannt) und E (Aktivierungsenergie – eineenergetische Barriere, die überwunden werden muß, um einen Prozeß ablaufen zu lassen)Konstanten sind. Bei Temperaturen unterhalb des Liquidus steigt h viel stärker mit 1/T anals darüber. Bei T » 1130 °C ist die scheinbare Viskosität eines Basaltmagmas mit einemAnteil von 20 Vol.% suspendierten Kristallen um ca. zwei Größenordnungen höher als die(extrapolierte) Viskosität einer reinen Basaltschmelze bei dieser Temperatur. Vermutlichverhält sich der Schmelzanteil des Magmas nach wie vor wie eine Newton-Flüssigkeit, unddie hohen Viskositäten werden durch die rigiden Kristalle verursacht, die das Fließen desMagmas erschweren. Möglicherweise spielen auch Oberflächenspannungen zwischenSchmelze und Kristallen oder Gasblasen eine Rolle.

Solche Suspensionen zeigen noch eine weitere ungewöhnliche Eigenschaft: In einer Auf-tragung von s gegen zeigt sich, daß die Kurve nicht durch den Ursprung verläuft, son-dern die s-Achse bei einem positiven Wert schneidet; die Magmen zeigen ein Bingham-Ver-halten (Abbildung 16). Damit gilt für die Beziehung zwischen s und für Bingham-Flüssigkeiten:

Der Achsenabschnitt ist die Scherfestigkeit („yield strength“, „yield stress“). Sie muß über-wunden werden, um das Magma überhaupt in Bewegung zu bringen. Anders ausgedrücktkann man auch sagen, daß das Magma ein Gewicht tragen kann, das seiner Scherfestigkeitentspricht. Diese Scherfestigkeiten können sehr groß sein. So zeigen Rechnungen, daßXenolithe von mehreren Metern Durchmesser von einem Magma mit einer Scherfestigkeitvon 105 dyne/cm2 in Suspension gehalten werden können; derartige Scherfestigkeiten sindfür partiell kristallisierte Basaltmagmen bestimmt worden.

2.2.3 Dichte von Silikatschmelzen

Die Dichte trockener Silikatschmelzenhängt vom Verhältnis Netzwerkbildnerzu Netzwerkwandlern ab. Silikatschmel-zen mit hohen Gehalten an SiO2, Al2O3und den entsprechenden Oxiden zumLadungsausgleich haben niedrigereDichten als SiO2-arme und FeO-, MgO-und CaO-reiche Schmelzen. Dabeibesteht eine nahezu lineare Beziehungzwischen der Dichte r und dem SiO2-Gehalt der Schmelze (Abbildung 19).

Die Dichte von Silikatschmelzen kannman berechnen aus

[GL 5]

Darin steht Xi für den Molenbruch derMetalloxide, Mi für deren Formelge-wicht und Vi für das partielle Molvolumen, das gegeben ist durch

[GL 6]

Es beschreibt die Volumenänderung der Schmelze, wenn ein infinitesimal kleiner Anteilder Oxidkomponente (Mole dni) der Schmelze zugefügt wird, während P, T und die Anteilealler anderen Komponenten (nj) konstant gehalten werden. Die Größen der partiellen Mol-volumina hängen ganz allgemein von der Pauschalzusammensetzung der Flüssigkeit ab.

e.

e.

s s h e= +0.

50 60 70Gewichts-% SiO2

Dic

hte

[g

/cm

3]

2.0

2.2

2.4

2.6

2.8

Bas

alt

An

des

it

Daz

it

Rh

yolit

h

Oliv

inb

asal

t

Dichten trockener Magmenbei 13008C und 1 atm

ABBILDUNG 19 berechnete Abhängigkeit derDichten von Magmen vom SiO2-Gehalt

r = å

åX M

XVi i

i i

VVni

i P T nj

=æèç

öø÷

¶¶

, ,

33

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

Im Fall von Silikatschmelzen läßt sich Vi der meisten Komponenten aber als Konstante fürdie Mehrzahl an Magmenzusammensetzungen ansehen. Die partiellen Molvolumina derwichtigsten Komponenten sind tabelliert und können verwendet werden, um die Mol-volumina und damit die Dichten natürlicher Silikatschmelzen oft innerhalb von 1% genau(im Vergleich zu experimentell bestimmten Werten) zu errechnen.

Um mit Tabelle 2 die Dichte von Silikatschmelzen zu errechnen, muß folgendermaßen vor-gegangen werden:

1. Aus der chemischen Analyse müssen die Gewichtsprozente der Oxide durch Divisiondurch die Grammformelgewichte und Normierung auf 100% in Molprozente umge-rechnet werden; man erhält Xi für jede Komponente.

2. Jedes Xi wird mit dem Grammformelgewicht multipliziert, und daraus wird dann åXiMi errechnet.

3. Jedes Xi wird mit seinem partiellen Molvolumen multipliziert, um damit åXiVi zu er-rechnen.

4. Dann wird die Dichte aus Division von åXiMi durch åXiVi ermittelt.

Das partielle Molvolumen von SiO2variiert nicht mit der Temperatur inner-halb des experimentellen Fehlers. Dar-aus läßt sich ableiten, daß die Dichtentrockener SiO2-reicher Schmelzen wiedie von Rhyolithen sich nur wenig mitder Temperatur ändern. Außerdem zeigtdie Tabelle, daß die partiellen Molvolu-mina von MgO und FeO nahezu iden-tisch sind. Da aber das Grammformel-gewicht von FeO [71.85] fast doppelt sohoch ist wie das von MgO [40.31], wirdsich die Substitution von MgO durchFeO in einer deutlichen Dichteerhö-hung der Schmelze bemerkbar machen.

Während man die Dichte der verschie-densten Silikatschmelzen nach demskizzierten Prinzip relativ leicht als Funktion der Temperatur errechnen kann, ist dies nichtmöglich als Funktion des Druckes. Die Kenntnis der Druckabhängigkeit ist aber wichtig für

TABELLE 2: Partielle Molvolumina [cm3] von Komponenten in Silikatschmelzena

a. S.A. Nelson & I.S.E. Carmichael (1979) Partial molar volumes ofoxide components in silicate liquids, Contrib. Mineral. Petrol. 71,117–124

1250°C 1300°C 1400°CSiO2 27.3 27.2 27.2

TiO2 21.7 22.0 22.6

Al2O3 35.5 35.7 36.2

FeO 12.3 12.4 12.6

MgO 11.8 11.9 12.1

CaO 15.2 15.5 16.2

Na2O 27.5 27.9 28.6

K2O 43.7 44.3 45.5

0 5 10 15Druck [kbar]

2.6

2.7

2.8

2.9

Dic

hte

[g

/cm

3 ]

Olivintholeiit

Tholeiitbasalt

Alkalibasalt

ABBILDUNG 20 Dichten trockener Basaltschmel-zen als Funktion des Drucks

34

Magmatische Gesteine

die Kenntnis, wie magmatische Prozesse in der Tiefe ablaufen. Die Kompressibilität vonSchmelzen ist zwar klein, aber nicht vernachlässigbar. Basaltmagmen haben bei 1 atmDichten zwischen ca. 2.60 und 2.70 g/cm3. Die Dichte der tiefen kontinentalen Kruste,zumindest unterhalb von ca. 40 km, dürfte auch bei den dort herrschenden Temperaturenhöher sein als 2.70 g/cm3. Wenn die Dichte von Basaltmagmen unabhängig vom Druckwäre, hieße dies, daß solche Magmen generell in der Kruste aufsteigen würden. Die experi-mentelle Bestimmung der Dichte eines tholeiitischen Magmas (Kilauea-Basalt) hat abergezeigt, daß dieses Magma bei 1 atm eine Dichte von 2.61 g/cm3 hat, bei 10 kbar [1 GPa],entsprechend einer Tiefe von ca. 35 km aber eine Dichte von 2.74 g/cm3. Damit wird diesesMagma in dieser Tiefe eine vergleichbare oder höhere Dichte haben als die Gesteine derUnterkruste und damit die Möglichkeit haben, an der Kruste/Mantel-Grenze zu intrudie-ren und sich dort auszubreiten. Dieser Vorgang ist als crustal underplating bekannt; überseine Wichtigkeit herrscht derzeit keine Klarheit.

2.2.4 Diffusion in Silikatschmelzen

Die Ionendiffusion in Silikatschmelzen bestimmt die Kinetik von magmatischen Prozessenwie fraktionierte Kristallisation, Schmelzvorgänge oder Magmenmischung. Vor allen Din-gen wird das Kristallwachstum aus Silikatschmelzen von der Diffusion von Material zumKristallkeim bestimmt; sie ist daher der geschwindigkeitsbestimmende Schritt für Größen-wachstum, Zonierung und Gesamtzusammensetzung der Minerale in Magmatiten.

Zu unterscheiden ist zwischen der Selbstdiffusion, der Tracerdiffusion und der chemischen Dif-fusion. Unter Selbstdiffusion wird die Diffusion einer chemischen Spezies in einem homo-genen Material ohne chemische Gradienten verstanden. Triebkraft dieser Diffusion ist diekinetische Energie der diffundierenden Teilchen. Wenn eine Schmelze überall dieselbeZusammensetzung hat, aber z.B. in verschiedenen Partien ein verschiedenes Verhältnis derSr-Isotope 87Sr/86Sr, dann wird die Selbstdiffusion des Sr dafür sorgen, daß diese Isotopen-unterschiede mit der Zeit verschwinden. Bei der Tracerdiffusion ist die Bewegungsrichtungder diffundierenden Partikel entlang dem Konzentrationsgefälle eines Spurenelementes(das als Tracer dient). Die Konzentration dieses Tracers ist so gering, daß sie keinen Einflußauf die Diffusion von Hauptkomponenten ausübt. Das 1. Ficksche Gesetz beschreibt die ein-dimensionale (in einer Richtung sich vollziehende) Tracerdiffusion:

[GL 7]

Darin ist J der Fluß des Spurenelementes [g/(cm2´s)], D der Diffusionskoeffizient [cm2/s], Cdie Konzentration des Spurenelementes und X ist ein Maß für die Entfernung [cm] entlangdes Diffusionsweges. ¶D/¶X ist dann der chemische Gradient. Diese Gleichung gilt für dieDiffusion jedes Elementes, dessen Fluß unabhängig ist von allen übrigen diffundierendenSpezies. Die Diffusion vollzieht sich in der Richtung, in der ¶C/¶X sinkt, d.h. in Richtungabnehmender Konzentration.

Unter chemischer Diffusion versteht man den Fluß eines Hauptelementes. Wie bei der Tra-cerdiffusion muß auch hier ein Konzentrationsgefälle vorliegen. Anders als bei jener kannaber bei der chemischen Diffusion ein Element einen nicht zu vernachlässigenden Einflußauf ein anderes Element ausüben. So kann z.B. die Diffusion von Al (in Form von AlO4-Tetraedern) in einer Silikatschmelze von einem Fluß eines anderen niedriger geladenen Ele-mentes begleitet sein, das den Ladungsausgleich bewerkstelligt. Die chemische Diffusionwird durch eine modifizierte Form der obigen Gleichung beschrieben:

[GL 8]

Darin sind Ji, Cj, X und Dij der Fluß, die Konzentration, Entfernung bzw. Diffusionskoeffi-zient. Die tiefgestellten Indices weisen auf den Unterschied zur Tracerdiffusion hin: Ange-

J D

CX

= - ´ ¶¶

J D

C

Xi ijj

j

n

= - ´=

嶶1

35

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

nommen, es lägen n = 3 unabhängige Komponenten mit variablen Konzentrationen in derSchmelze vor (j, k, l), dann ergäbe sich für die chemische Diffusion der Komponente j:

Die drei ¶C/¶X-Terme in dieser Gleichung beziehen sich auf die chemischen Gradientender drei Komponenten. Die drei Terme D(¶C/¶X) geben an, wie der Fluß einer Komponente(j) von den Konzentrationsgradienten der anderen Elemente (k,l) abhängt. In derartigenMehrkomponentensystemen kann der Fluß jeder Komponente auch entgegen dem Kon-zentrationsgefälle verlaufen, d.h. von Regionen mit niedriger Konzentration zu Regionenmit hoher Konzentration.

Die Größe der Diffusionskoeffizienten hängt ab von der Art der Diffusion, von der Tempe-ratur, dem Druck und der Zusammensetzung der Schmelze. Die Temperaturabhängigkeitgehorcht dabei einer Arrhenius-Gleichung

[GL 9]

mit dem präexponentiellen Faktor D0 [cm2/s], der Aktivierungsenergie Q [cal/mol], derGaskonstanten R [cal/(mol´K] und der absoluten Temperatur T. D0 und Q hängen von derArt der diffundierenden Spezies und der Schmelze ab. In logarithmierter Form

ergibt sich die Gleichung einer Geraden mit Steigung –Q/R, wenn man log D gegen die rezi-proke Temperatur aufträgt. Da Q positiv ist, ist die Steigung der Geraden negativ, d.h. Dsteigt exponentiell mit T.

Über die Druckabhängigkeit von D ist sehr wenig bekannt. Die spärlichen Daten deutendarauf hin, daß D nur geringfügig mit P variiert.

Experimentelle Daten scheinen zudem anzuzeigen, daß Ca rascher diffundiert als Al oderSi. Falls sich diese Beobachtung verallgemeinern läßt, ließe das darauf schließen, daß netz-werkmodifizierende Kationen auf andere Art diffundieren als netzwerkbildende. Außerdemliegt der Schluß nahe, daß Kationen mit niedriger Wertigkeit rascher diffundieren alshöherwertige Kationen.

Diffusionskoeffizienten werden experimentell erst in den letzten Jahren häufiger bestimmt.Für Silikatschmelzen liegt D bei Temperaturen zwischen 1300 und 1400°C typischerweisezwischen etwa 10–6 (Selbstdiffusion von O in Basaltschmelze) und 10–10 cm2/s (Diffusionvon Al und Si in Jadeitschmelze). Diffusionskoeffizienten in Kristallen liegen noch umeinige Zehnerpotenzen niedriger, z.B. um 10–15 cm2/s für die Diffusion von Sr in syntheti-schem (reinem) Diopsid.

Mit Hilfe der Diffusionskoeffizienten lassen sich Diffusionswege abschätzen nach der Nähe-rungsformel

[GL 10]

Daraus läßt sich z.B. errechnen, daß ein Sr-Ion in Diopsid in 1 Jahr eine Strecke von nur

zurücklegt und in einer Basaltschmelze auch lediglich

J D

C

XD

CX

DCXi jj

jjk

kjl

l= - ´ - ´ - ´¶¶

¶¶

¶¶

D D e Q RT= ´ -0

/

log log /D D Q RT= -0

x D t» ´

x » ´ ´ ´ ´ = ´- -10 60 60 24 365 1 8 1015 4. cm

x » ´ ´ ´ ´ =-10 60 60 24 365 1 87 . cm

36

Magmatische Gesteine

Diffusion ist daher ein ineffektiver Weg, um Konzentrationsgradienten in Schmelzen abzu-bauen. Viel wichtiger sind Konvektionsvorgänge, die z.B. durch lokale Temperatur- oderDichteunterschiede hervorgerufen werden.

2.2.5 Kinetik des Kristallwachstums

Prozesse der Kristallisation von Schmelzen, die Bildung von Gasblasen, oder die Entmi-schung unlöslicher Teilschmelzen werden durch Keimbildung und Wachstumsverhaltenbestimmt. Die Keimbildung wird von einer Reihe von Variablen gesteuert, die längst nichtalle gut überschaut werden. Von größter Wichtigkeit sind dabei sicherlich die Viskositätder Schmelze, Ionendiffusion, Temperatur sowie die Abkühlgeschwindigkeit.

Bei den Keimbildungsmechanismen wird zwischen homogener und heterogener Keimbildungunterschieden. Die erstere verläuft spontan und wird durch zufällige Temperaturschwan-kungen innerhalb der Schmelze hervorgerufen. Die heterogene Keimbildung wird durchdie Anwesenheit einer anderen Phase in der Schmelze bewirkt. In der Praxis wird kaumzwischen beiden Mechanismen unterschieden werden können.

Nach der Theorie der homogenen Keimbildung errechnet sich die Keimbildungsrate zu

[GL 11]

K ist eine Konstante und DG die freie Energie der Aktivierung dieses Prozesses; die letzterekann verstanden werden als eine energetische Barriere, die zur Bildung von festen, flüssi-gen oder gasförmigen Keimen überwunden werden muß. Diese Barriere tritt auf, weil dieGrenzfläche zwischen Keimen und umgebender Schmelze unvorteilhaft für die gesamtefreie Energie des Systems Kristall – Schmelze ist. Unter Annahme kugelförmiger Kristall-keime errechnet sich die Gibbssche freie Energie der Aktivierung der Keimbildung zu

[GL 12]

Darin steht r für den Radius des Keims, DGO ist die Grenzflächenenergie je Flächeneinheitund DGV die freie Energie je Volumeneinheit. Bei Temperaturen unterhalb des Liquidus istDGV negativ, während die Grenzflächenenergie stets positiv ist. DG der Gleichung durch-läuft daher als Funktion von r ein Maximum, und es gibt eine kritische Größe der Keime,bei welcher der Volumenterm den Oberflächenterm überkompensiert. Sobald diese Größeerreicht ist, findet weiteres Wachstum spontan statt, weil es zu einer Minimierung derfreien Energie führt. Keime, die kleiner sind als die kritische Größe sind dagegen anfälliggegen Wiederauflösung. Der kritische Radius der Keime ergibt sich aus der obigen Gleichungdurch Differenzieren:

In welcher Weise rkritisch von der Zusammensetzung der Schmelze und der Kristalle abhängt,ist unklar. Die Temperaturabhängigkeit ist zumindest qualitativ zu verstehen: Der Oberflä-chenterm ist nur wenig abhängig von der Temperatur, während der Volumenterm umsonegativer wird, je größer der Grad der Unterkühlung der Schmelze wird2–3. Wenn DGV alsodirekt proportional der Unterkühlung DT ist, muß der kritische Radius umgekehrt propor-tional zu DT sein, also

rkritisch µ 1/DT [GL 13]

2–3. Unterkühlung ist die Temperaturdifferenz zwischen der augenblicklichen Temperatur derSchmelze und der Liquidustemperatur.

dNdt

K e G RT= ´ - D /

D D DG r G r GV= +4 20

43

3p p

d G

drr G r Gkritisch kritisch V

DD D

( )= + =8 4 00

2p p

r G Gkritisch V= -2 0D D/

37

Physikochemische Eigenschaften von Magmen

Demnach sinkt die kritische Größe der Keime mit dem Ausmaß der Unterkühlung einerSchmelze. Schmelzen, die stark unterkühlt werden können, werden oft (aber nicht not-wendigerweise) irgendwann eine Vielzahl sehr kleiner Keime ausbilden und zu einem fein-körnigen bis dichten Gestein erstarren.

Außer vom kritischen Radius ist die Keimbildung noch von der Abkühlgeschwindigkeit derSchmelze abhängig; je schneller die Schmelze abkühlt, desto niedriger ist die Temperaturder Keimbildung. Der diffusive Transport von Material an den Ort der Keimbildung istdabei der Faktor, der bestimmt, ob ein Keim die kritische Größe erreicht oder nicht. Da dieDiffusion exponentiell mit fallender Temperatur abnimmt, wird ein großes DT der Unter-kühlung nicht unbedingt die Keimbildung positiv beeinflussen. In der Tat können diehoch viskosen sauren Silikatschmelzen auch völlig glasig erstarren, wenn sie an Luft abge-schreckt werden (Obsidian). Um Basaltschmelzen glasig erstarren zu lassen, ist eine nochraschere Abkühlung erforderlich, wie sie insbesondere beim Ausfließen von Basaltschmelzean den Meeresboden vorkommt.

Die Temperaturerniedrigung der Keimbildung bei hohen Abkühlraten scheint von derStruktur der Minerale abzuhängen. Olivin und Oxidminerale wie Ilmenit oder Spinell kei-men am raschesten, gefolgt von Pyroxenen, während die Nukleation von Quarz undFeldspäten sehr träge verläuft. So sind trockene Granitschmelzen jahrelang bei Temperatu-ren unterhalb des Liquidus gehalten worden, ohne daß Kristallisation irgendwelcher Mine-rale beobachtet worden wäre. Silikate mit einem hohen Verhältnis von Netzwerkwandlernzu Netzwerkbildnern bilden also rascher Keime aus; das mag damit zusammenhängen, daßdie Diffusionsgeschwindigkeiten der netzwerkwandelnden Kationen in Silikatschmelzenhöher sind als die der netzwerkbildenden.

In Abbildung 21 sind die Er-gebnisse von Kristallisations-experimenten an einem luna-ren Ferrobasalt dargestellt, derbei verschiedenen Abkühlge-schwindigkeiten kristallisiertwurde. Bei sehr langsamer Ab-kühlung (Gleichgewichtsbe-dingungen) kristallisierte zu-nächst Plagioklas [1180 °C],gefolgt von Olivin [1160 °C]und Pyroxen [1140 °C]. BeiAbkühlraten von 2 °C/h kri-stallisierten Plagioklas undOlivin dann zusammen bei1150 °C, gefolgt von Pyroxe-nen bei 1130 °C. Bei einer ex-trem hohen Abkühlrate von500 °C/h kristallisierte zuerstOlivin [1100 °C], gefolgt von Pyroxen [1080 °C] und erst zum Schluß Plagioklas [1050 °C].Unter experimentellen Bedingungen haben demnach große Abkühlraten bewirkt, daß dieLiquidustemperaturen herabgesetzt wurden (die ersten Minerale scheiden sich bei niedri-gerer Temperatur aus), daß die Solidustemperaturen ebenfalls erniedrigt wurden (die Kri-stallisation ist bei niedrigerer Temperatur beendet) und daß die Ausscheidungsfolge verän-dert wurde.

Hohe Abkühlraten, wie sie in Vulkaniten vorkommen können, führen dazu, daß die Mine-ral/Schmelze-Verteilungskoeffizienten gegen 1 gehen, d.h. daß die Minerale bezüglich dersie aufbauenden Elemente eine ähnliche Zusammensetzung haben wie die Schmelze derUmgebung. Das Ergebnis sind zonierte Kristalle, die nicht im Gleichgewicht mit derSchmelze gewachsen sind, sondern die Elemente eingebaut haben, die verfügbar waren.

0.51200

1 5 10 50 100 500Log(Abkühlrate) [8C/h]

Tem

per

atur

[8C

]

1000

1100

900

Ol in

Fe-Ti-Oxide in

SiO2 in

Pyroxen in

Pl in

Plagioklas + Olivin inOl in

Pl in

ABBILDUNG 21 Abkühlexperimente für einen Fe-reichenMondbasalt. Verschiedene Abkühlraten produzieren eine un-terschiedliche Ausscheidungsfolge der Minerale

38

Magmatische Gesteine

2.3 Phasendiagramme

2.3.1 Vorbemerkungen

Phasendiagramme dienen der modellhaften Darstellung magmatischer (aber auch meta-morpher) Systeme. Sie basieren im Normalfall auf experimentellen Untersuchungen, las-sen sich aber bei Vorliegen guter thermodynamischer Daten zumindest teilweise auchberechnen.

Der Zustand eines Systems im Gleichgewicht ist durch die intensiven Variablen P, T und Xeindeutig definiert. (Partielle) Aufschmelzung von Gesteinen und Kristallisation von Mag-men werden durch eine Änderung dieser Zustandsvariablen bewirkt. Eine genügend großeTemperaturerhöhung verursacht stets die Aufschmelzung; die dazu notwendige Wärme-menge ist dem System von außen zuzuführen. Analog wird eine (langsame) Temperaturab-nahme im Normalfall ein Magma zur Kristallisation veranlassen; dabei wird Kristallisati-onswärme frei. Druckerhöhung wird bei gegebener Temperatur und chemischerZusammensetzung die dichtere Phase stabilisieren, im Normalfall also das Gestein gegen-über der Schmelze. Allein durch adiabatische Druckentlastung kann demnach ein genü-gend heißes Gestein eine Teilschmelzung erleiden. Die Änderung der chemischen Zusam-mensetzung eines Systems kann den Schmelzpunkt im Prinzip in beiden Richtungenverschieben.

Um Mehrstoffsysteme darzustellen, müssen Vereinfachungen oder Beschränkungen vorge-nommen werden:

• Die Darstellung der Pauschalzusammensetzung eines Einkomponentensystems (Ein-stoffsystem) ist ein Punkt; in einem Phasendiagramm können P und T in einem X–Y-Plot in der Ebene aufgetragen werden.

• Die Pauschalzusammensetzung eines Zweikomponentensystems (Zweistoffsystem)kann entlang einer Linie dargestellt werden; die Variablen P, T und X spannen einendreidimensionalen Raum auf.

• Die Zusammensetzung eines Dreistoffsystems kann in einem Dreiecksdiagramm veran-schaulicht werden. Zusammen mit einer weiteren Variablen (P oder T) ergibt sich einPrisma (T–X bei konstantem P oder P–X bei konstanter T).

• Zur Darstellung der Zusammensetzung eines Vierstoffsystems kann ein Tetraederbenutzt werden. Weitere Variable lassen sich nicht mehr anschaulich darstellen

Zur vereinfachten ebenen Darstellung von Mehrstoffsystemen dienen Schnitte und Projek-tionen. In Zweistoffsystemen kann man X–Y-Auftragungen der Art P–X (isothermer Schnitt),T–X (isobarer Schnitt) und P–T (isoplether Schnitt) machen. Eine Projektion wird benutzt, umKoordinaten im Raum in der Ebene darzustellen, indem das Lot auf die Ebene gefällt wird.Kurven im Raum werden dabei normalerweise Kurven in der Ebene, und Flächen im Raumwerden Flächen in der Ebene. Projektionen bieten sich z.B. an, um in einem Dreikompo-nentensystem Isothermen im Konzentrationsdreieck für einen konstanten Druck einzutra-gen. Solche Projektionen ähneln Höhenlinien in topographischen Karten.

2.3.2 Einkomponentensysteme

Solche Systeme lassen sich leicht in der Ebene darstellen, weil als Variable nur P und T auf-treten. Abbildung 22 zeigt ein Einstoffsystem, in dem nur eine feste Phase auftritt. Aus derGibbsschen Phasenregel läßt sich ableiten, daß innerhalb des Existenzbereichs von S oderL oder V (eine Phase) zwei Freiheitsgrade bestehen, d.h. P und T lassen sich beide unabhän-gig voneinander variieren, ohne daß der Stabilitätsbereich der Phase verlassen wird.

Entlang der Sublimationskurve, der Siedekurve oder der Schmelzkurve stehen jeweils zwei Pha-sen miteinander im Gleichgewicht; wenn T verändert wird, können zwei Phasen nur imGleichgewicht verbleiben, wenn P ebenfalls verändert wird; es besteht nur noch ein Frei-heitsgrad. Die drei Kurven schneiden sich schließlich in einem Punkt, dem Tripelpunkt, andem drei Phasen koexistieren und der bezüglich P und T exakt festgelegt ist, so daß kein

39

Phasendiagramme

Freiheitsgrad mehr besteht. Die Steigung der drei Kurven relativ zueinander ist durch dieBedingung festgelegt, daß die metastabilen Verlängerungen in das Phasenfeld hineinrei-chen müssen, das entlang des stabilen Teils der Kurve nicht auftritt. So muß z.B. die meta-stabile Verlängerung der Sublimationskurve in dem Beispiel (Koexistenz von S und V) indas Feld der flüssigen Phase laufen.

In einem Einkomponenten-system können mehrere festePhase auftreten und mehrereTripelpunkte. Im System Al2SiO5treten mit Andalusit, Sillimanitund Disthen bekanntlich dreifeste Phasen auf ; im SiO2-System gar sechs (Abbildung 23,die Höchstdruckphase Stishovitist hier nicht eingetragen).

Die Steigung der Reaktionskur-ven läßt sich mit Hilfe vonthermodynamischen Daten ausder Clapeyron-Gleichung errech-nen:

[GL 14]

DS steht hier für die (molare)Entropiedifferenz der Reaktionund DV für die (molare) Volu-menänderung [Endzustandminus Ausgangszustand]. BeimÜbergang vom festen in denflüssigen Zustand und vom flüs-s igen in den gas förmigenZustand nimmt die Entropie(der Unordnungsgrad) zu. DasMolvolumen einer Schmelze istin der Regel höher als das des Festkörpers und das der Gasphase viel höher als das derSchmelze. Für den Phasenübergang fest ® flüssig sind daher sowohl DS als auch DV positiv

P

T

Schm

elzk

urve

Siedekurve

Sublimatio

ns-

kurve

fest (S)flüssig (L)

gasförmig (V)

Tripelpunkt

ABBILDUNG 22 Schematische Darstellung ei-nes Einstoffsystems im P–T-Diagramm. Die alsGeraden eingetragenen Phasengrenzen sindnormalerweise gekrümmte Kurven, sofernSchmelzen oder Fluide an der Reaktion teil-haben. Gestrichelt eingetragen sind die meta-stabilen Verlängerungen der Schmelz-, Siede-und Sublimationskurve.

0

5

10

15

20

25

?

30

0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000

Coesit

Tiefquarz

Hochquarz

Schm

elze

Cristobalit

Tridymit

Temperatur [8C]

Dru

ck [

kbar

]

Stabilität derSiO2-Minerale

ABBILDUNG 23 Das Einstoffsystem SiO2. Stishovit (mit Si insechsfacher Koordination durch O) wird erst oberhalb vonca. 80 kbar stabil. Die Reaktionskurve Tiefquarz Hoch-quarz schneidet die Reaktionskurve Coesit Tiefquarz beiknapp 1300 °C und 34 kbar, bildet dort also einen weiterenTripelpunkt.

ºº

dP dT S V= D D

40

Magmatische Gesteine

und daher die Steigung der Kurve ebenfalls2–6. Die Steigungen der Sublimations- und derSiedekurve sind wesentlich flacher als die der Schmelzkurve, weil bei den Übergangen indie Gasphase DV sehr groß ist und die Änderung der Entropie überkompensiert. Bei denPhasenübergängen fest ® gasförmig und flüssig ® gasförmig ist DV vergleichbar groß (weildie Gasphase ein sehr viel größeres Molvolumen hat als feste und flüssige Phase); die Entro-piedifferenz beim fest ® gasförmig-Übergang ist jedoch erheblich größer als diejenige beimÜbergang von flüssig nach gasförmig, so daß die Steigung der Sublimationskurve (in derNähe des Tripelpunktes) größer ist als die der Siedekurve.

2.3.3 Zweikomponentensysteme

Fügt man einem Ein-komponentensystemA eine Komponente Bzu, die mit A unter Bil-dung von Mischkri-stallen (solid solution)vollständig mischbarist, dann geht die uni-variante Kurve S–L(vergleiche Abbildung22) in zwei divarianteF lächen über, aufdenen die Phasen Lund S nebeneinanderauftreten. Die Flächenschließen ein Volu-men ein, das ungefährdie Form eines an denbeiden begrenzendenSeiten A und B zuge-nähten Kissens hat(Abbildung 24). Ana-log konstruiert manRäume, in denen S+Vbzw. L+V miteinandervorkommen. DerRaum, in demSchmelze und Gas-phase miteinanderauftreten, endet an derkritischen Linie (Ver-bindungsl inie zwi-schen den beiden kriti-schen Punkten cA undcB in der Abbildung) und öffnet sich in Richtung auf die Verbindungslinie zwischen denbeiden Tripelpunkten TA und TB des Systems. An dieser Verbindungslinie treffen sich diedrei Zweiphasenräume, und es koexistieren die drei Phasen S (A–B-Mischkristalle), L und V.In Silikatsystemen ist diese Linie allerdings bedeutungslos, da die Tripelpunkte der Kompo-nenten weit unterhalb des Atmosphärendrucks liegen.

2–6. Eine Ausnahme ist z.B. H2O: Eis schwimmt bekanntlich auf dem Wasser, d.h. DV ist negativ unddamit die Steigung der Reaktionskurve fest ® flüssig.

Zusammensetzung

Tem

perat

ur

Tem

perat

ur

A B

VV + S

aA

aB

TB

TA

bA

cB

cA

V

S

LD

ruck

Tem

perat

u

Tem

pe

V + S aB

TA

S

T

cA

L

bB

L + S

ABBILDUNG 24 Schematische Darstellung eines Zweikomponenten-systems A–B in den Koordinaten P–T–X. Innerhalb des Systems ist nurjeweils die obere oder vordere Fläche eines der drei Zweiphasenräumeausgewiesen. Die Zweiphasenräume enden an einer univarianten Li-nie, die TA und TB verbindet.

41

Phasendiagramme

Im Normalfall legt man in der mag-matischen Petrologie Schnitte senk-recht zur Druckachse durch ein sol-ches System, um die Beziehungenzwischen der Zusammensetzung (X)und T für den Bereich zu veranschau-lichen, in dem Schmelze und Festkör-per vorkommen. Abbildung 25 zeigteinen solchen isobaren Schnitt für dasAlbit–Anorthit-System. Oberhalb derLiquiduskurve existiert nur Schmelze,unterhalb der Soliduskurve nur einPlagioklasmischkristal l ; diesenBereich nennt man auch den Subsoli-dus. Zwischen Liquidus- und Solidus-kurve koexistieren Schmelze und Pla-gioklasmischkristall. Eine Konode isteine Verbindungslinie zwischeneinem Punkt auf dem Liquidus undeinem Punkt auf dem Solidus (hier:bei konstanter Temperatur); die End-punkte der Konode geben die Zusammensetzung der koexistierenden Phasen an.

Im folgenden wird am Beispiel dessel-ben Systems die Kristallisation einerSchmelze erläutert. Dabei ist zu unter-scheiden zwischen Gleichgewichtskri-stallisation und fraktionierter Kristalli-sation. Im ersteren Fall verbleiben alleKristalle während des gesamten Kri-stallisationsvorganges in Kontakt mitder Schmelze, d.h. es findet keinerleimechanische Trennung zwischenfester und flüssiger Phase statt. Beigegebener Temperatur ergibt dieZusammensetzung des Kristallisats,gewichtet mit ihrem relativen Anteil,plus der Schmelze, ebenfalls gewichtetmit ihrem re la t iven Ante i l amGesamtsystem, die Zusammensetzungdes Systems, und alle Kristalle (dersel-ben Mineralart) sind chemisch homo-gen und von identischer Zusammen-setzung. Chemisch zonierte Mineraletreten hierbei also nicht auf. Am End-punkt der Kristallisation (Schmelzanteil = 0) haben alle Kristalle dieselbe Zusammenset-zung, welche die Schmelze vor Beginn der Kristallisation hatte (Schmelzanteil = 1). Gege-ben sei eine Schmelze der Zusammensetzung I (An50, Abbildung 26) und T = 1500 °C. BeimAbkühlen erreicht die Schmelze bei ca. 1450 °C den Liquidus, und die Kristallisationbeginnt. Die Zusammensetzung des ersten Plagioklases, der mit dieser Schmelze im Gleich-gewicht steht (P1), entspricht ungefähr An81. Bei fortschreitender Abkühlung ändert dieSchmelze ihre Zusammensetzung entlang der Liquiduskurve in Richtung auf die Albitecke.Unter den Bedingungen der Gleichgewichtskristallisation steht diese Schmelze zu jedemZeitpunkt im Gleichgewicht mit homogenen Plagioklasmischkristallen, deren Zusammen-setzung sich durch Einzeichnen von Konoden auf der Soliduskurve ablesen läßt. SchmelzeL2 steht z.B. im Gleichgewicht mit Plagioklasen der Zusammensetzung P2. Die Mengenan-

Solid

usku

rveLiq

uiduskurve

1600

1500

1400

1300

1200

11001118

0 20 40 60 80 100

Gew.% AnAlbit[Ab]

Anorthit[An]

T [8

C]

1553

L

L + Pl

Pl

[Subsolidus]

[Hyperliquidus]

Konode[„tie line“]

ABBILDUNG 25 Das System Albit–Anorthit bei 1 atm

1600

1500

1400

1300

1200

11001118

0 20 40 60 80 100Ab An

T [8

C]

1553

L

L + Pl

Pl

Gew.% An

I

I'

L1

L2 P2

P1

L3 P3

LPl

F

HH

ABBILDUNG 26 Gleichgewichtskristallisation einerSchmelze im System Albit–Anorthit

42

Magmatische Gesteine

teile an Schmelze bzw. Kristallen lassen sich in Analogie zum Hebelgesetz ablesen. Für 1400°C ergibt sich z.B.:

[GL 15]

wobei L für den Anteil an Schmelze und S für den Anteil an Plagioklas, für die Strecke

zwischen L2 und I' und für die zwischen I' und P2 steht. Da L + S = 1 ist, erhält man:

[GL 16]

Bei 1400 °C besteht das System demnach aus ca. 60% Schmelze und 40% Plagioklasmisch-kristallen. Die Kristallisation ist vollständig beendet, wenn die homogenen Plagioklase dieZusammensetzung der Ausgangsschmelze haben (Punkt P3, entsprechend An50). Das ist beietwa 1280 °C der Fall. Die letzte Schmelze, die mit diesen Plagioklasen im Gleichgewichtsteht, entspricht ungefähr An15.

Man wird nur selten (insbesondere in Lagenintrusionen) erwarten können, daß solcheidealen Gleichgewichtsbedingungen in der Natur verwirklicht sind, denn die Schmelzemuß außerordentlich langsam abkühlen, damit sich die bereits vorhandenen Plagioklasedurch Ionendiffusion wieder vollständig in das der jeweils neuen Temperatur entspre-chende Gleichgewicht setzen können.

Beim anderen extremen Modell, demder fraktionierten Kristallisation, wirddavon ausgegangen, daß jeder gering-ste Anteil an Kristallen sofort von derSchmelze entfernt wird; Gleichge-wicht besteht nur momentan zwi-schen der Schmelze und den jeweili-gen Kristal len. Damit kann dieSchmelze viel weiter die Liquidus-kurve hinabwandern als bei derGleichgewichtskristallisation. DasPrinzip ist in Abbildung 27 skizziert.Eine Schmelze der ZusammensetzungAn50 werde rasch von 1500 auf 1400°C abgekühlt und bei dieser Tempera-tur einige Zeit gehalten. Es kristallisie-ren Plagioklase der ZusammensetzungP1 aus (An70), und es verbleibt eineSchmelze L1 (An36). Diese Plagioklasewerden vollständig von der Schmelzegetrennt. Dann werde die Schmelzerasch auf 1300 °C abgekühlt und bei dieser Temperatur wieder gehalten. Es kristallisierenPlagioklase P2 (An54) und hinterlassen eine Schmelze L2. Treibt man diesen Prozeß in klei-neren Temperaturintervallen weiter, kann die letzte Schmelze eine reine Albitschmelzesein, aus der Plagioklas der Zusammensetzung Ab100 kristallisiert. Bei der fraktionierten Kri-stallisation werden demnach Mischkristalle mit einer weiten Variation der Zusammenset-zung erzeugt. Rasche Abkühlung von Schmelzen an oder nahe der Erdoberfläche kommtder fraktionierten Kristallisation nahe. Die Kristalle werden jedoch nicht von der Schmelzesepariert, sondern bezüglich ihrer Zusammensetzung zoniert, weil sich infolge von lang-samer Diffusion ein Gleichgewicht nur zwischen Kristalloberflächen und der Schmelze derUmgebung einstellen kann. Solche zonierten Kristalle treten z.B. bei Feldspäten, Pyroxe-nen oder Olivin auf. Bei Olivinen und Pyroxenen sind die Kristalle Mg-reicher als diejeweils koexistierende Schmelze und folglich die Kristallkerne Mg-reicher als die Ränder.

L L I' S I'P2 2´ = ´

L I'2

I'P2

LI'P

L I' I'P und S

L I'

L I' I'P2

2 2

2

2 2

=+

=+

1600

1500

1400

1300

1200

11001118

0 20 40 60 80 100Ab An

T [8

C]

1553

L

L + Pl

Pl

Gew.% An

I

L1 P1

L3

L4

L2 P2

P3

P4

ABBILDUNG 27 Fraktionierte Kristallisation am Bei-spiel des Plagioklassystems

43

Phasendiagramme

Das Plagioklassystem läßt sich auchbenutzen, um das Prinzip von Gleich-gewichts- und fraktioniertem Schmel-zen zu erläutern. Gleichgewichtsauf-schmelzung liegt vor, wenn über dengesamten Aufschmelzprozeß hinwegdie Minerale im Kontakt mit derSchmelze bleiben und sich mit ihrvollständig ins Gleichgewicht setzen;alle Phasen sind und bleiben che-misch homogen. Diese Art der Auf-schmelzung ist exakt die Umkehrungder Gleichgewichtskristallisation undentspricht Abbildung 26 von untenher betrachtet (Start bei Punkt F).Beim fraktionierten Aufschmelzen wirdjedes Schmelzinkrement vom festenResiduum entfernt. Zur Illustrationdieser Art der Aufschmelzung dieneAbbildung 28. Aufschmelzung vonPlagioklas der ZusammensetzungAn50 beginnt bei 1280 °C mit der Bil-dung einer Schmelze der Zusammensetzung An14. Wird diese Schmelze dem System entzo-gen und der Plagioklas weiter aufgeheizt, dann wird z.B. eine Schmelze L2 erzeugt usw. ImEndeffekt können auf diese Weise Plagioklase der Zusammensetzung An100 übrig bleiben,die schließlich bei 1553 °C kongruent aufschmelzen, d.h. eine Schmelze derselben Zusam-mensetzung bilden. Im Prinzip werden bei der fraktionierten Aufschmelzung eines solcheneinfachen Systems Teilschmelzen erzeugt mit einer kontinuierlichen Variation der Zusam-mensetzung. In der Natur wird man diesen extremen Fall der fraktionierten Aufschmel-zung wohl nicht antreffen, weil nicht beliebig kleine Schmelzanteile vom festen Residuumabgetrennt werden können. Prozesse, die dem Modell der Gleichgewichtsaufschmelzungnahekommen, wird man dort erwarten, wo große Volumina an Schmelze erzeugt werden(z.B. unter den mittelozeanischen Rücken).

In vielen Zweikomponentensystemen besteht im Subsolidusbereich keine vollständige,sondern nur eine teilweise oder praktisch keine Mischbarkeit der Endkomponenten. Sol-che Systeme bilden ein binäres Eutektikum. Das System Albit – SiO2 stellt ein Beispiel dafürdar (Abbildung 29).

Wir betrachten die Abkühlung einer Schmelze mit der Zusammensetzung L1. Sobald dieTemperatur auf T1 gefallen ist, beginnt am Liquidus die Kristallisation von SiO2 in derHochtemperaturform des Cristobalits. Dadurch verändert sich die Zusammensetzung derSchmelze; sie wird mit abnehmender Temperatur ständig albitreicher, und ihre Zusam-mensetzung läßt sich jeweils am Liquidus ablesen. Bei T2 wandelt sich der Cristobalit poly-morph in Tridymit um. Das Mengenverhältnis von SiO2-Phase zu Schmelze läßt sich wie-der nach dem Hebelgesetz errechnen. Bei T3 ergibt sich der Anteil an festem SiO2 zu m/(m+n) und der Schmelzanteil zu n/(m+n). Die Kristallisation endet bei T4, der Temperaturdes Eutektikums, bei der Liquidus und Solidus zusammenfallen. Unmittelbar oberhalb desEutektikums beträgt der Anteil der Schmelze n’/(m’+n’); dieser Anteil kristallisiert bei derTemperatur des Eutektikums aus unter Bildung von Albit und Tridymit im eutektischenVerhältnis, also k/(k+m’+n’) Tridymit und (m’+n’)/(k+m’+n’) Albit. Der gesamte Albitanteilergibt sich damit zu n’/(m’+n’)´(m’+n’)/(k+m’+n’) = n’/(k+m’+n’), und der gesamte Anteilan Tridymit muß (k+m’)/(k+m’+n’) sein.

Beim Aufschmelzen eines solchen Systems entsteht unabhängig von der Pauschalzusam-mensetzung bei der Temperatur des Eutektikums stets die erste Schmelze (eutektischeSchmelze); lediglich der Schmelzanteil ist variabel. Ein Gestein, daß exakt die Zusammen-

1600

1500

1400

1300

1200

11001118

0 20 40 60 80 100Ab An

T [8

C]

1553

L

L + Pl

Pl

Gew.% An

I

L1 P1

L2

L3

L4

L5

L6

P2

P3

P4

P5

P6

ABBILDUNG 28 Fraktionierte Aufschmelzung, erläu-tert am Beispiel des Plagioklassystems

44

Magmatische Gesteine

setzung des Eutektikums hat, würde vollständig aufschmelzen. Welchen weiteren Verlaufder Pfad der Aufschmelzung nimmt, hängt von der Lage der Pauschalzusammensetzungrelativ zum Eutektikum ab; liegt die Pauschalzusammensetzung links des Eutektikums,wird der Aufschmelzpfad den linken Liquidus hochwandern (im Beispiel den des Albits),liegt er rechts des Eutektikums, geht der Aufschmelzpfad den rechten Liquidus entlang.

ABBILDUNG 29 Das System Albit – SiO2 in einem isobaren Schnitt

Eine zusätzliche Komplikation ergibt sich, wenn in dem System ein Peritektikum existiert,wie das z.B. im System Forsterit – SiO2 der Fall ist (Abbildung 30). Hier schmelzen Forsteritund Cristobalit kongruent, d.h. unter Bildung einer Schmelze mit derselben Zusammenset-zung wie die festen Phasen. Zusätzlich tritt jedoch Enstatit (genauer: Protoenstatit, in derAbbildung als Pen gekennzeichnet) auf, der inkongruent schmilzt unter Bildung von Forste-rit plus einer SiO2-reicheren Schmelze. Im Beispiel der Abbildung 30 wird wieder zwischenGleichgewichts- und Ungleichgewichtskristallisation unterschieden.

Zunächst wird die Abkühlung einer Schmelze der Zusammensetzung A1 in diesem Systembetrachtet. Die Zusammensetzung dieser Schmelze liegt zwischen der von Forsterit und dervon Enstatit, d.h. unter Gleichgewichtsbedingungen muß diese Schmelze zu einem Pha-sengemisch von Forsterit und Protoenstatit kristallisieren. Bei der Abkühlung trifft dieSchmelze bei ca. 1815 °C auf den Liquidus und beginnt Forsterit auszuscheiden; die Rest-schmelze wird bei der Abkühlung immer SiO2-reicher. Bei 1557 °C erreicht sie Punkt P (denperitektischen Punkt), an dem die Kristallisation enden muß. Das System besteht hier aus »62% Forsterit und 38% Schmelze, und die Schmelze ist etwas SiO2-reicher als Enstatit. Dasheißt, die Schmelze kann hier nicht vollständig zu Enstatit kristallisieren, sondern durchdie Reaktion

Mg2SiO4 + SiO2 (Schmelze) 2 MgSiO3

muß ein kleiner Teil des Forsterits wieder aufgelöst und zu Enstatit umgesetzt werden.Unmittelbar unterhalb der Temperatur des Peritektikums wird das System aus ca. 58% For-sterit und 42% Enstatit bestehen. Eine Schmelze der Zusammensetzung A2 wird beim Auf-treffen auf den Liquidus Olivin ausscheiden. Bei Erreichen des peritektischen Punktes Pwird aller Olivin mit der Restschmelze zu Enstatit umgesetzt.

Schmelzen mit einer Pauschalzusammensetzung zwischen der von Enstatit und dem Peri-tektikum, z.B. A3, erreichen Punkt P mit einem großen Verhältnis von Schmelze zu Forste-rit; durch die peritektische Reaktion wird der gesamte Forsterit unter Bildung von Proto-

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100NaAlSi3O8

AAss

E BBss

% SiO2SiO2

1000

1118±3

1200

1400

1600

8C

L

E

Albit + Tridymit

Solidus (eutek-tische Linie)

Liquidus

Tridymit + L

Cristobalit+ L

Albit + L

T1L1

L1

L2

L3

T2

T3

T4b d

a

ck m' n'

m n

º

45

Phasendiagramme

enstatit verbraucht. Es verbleibt noch ein kleiner Anteil an Schmelze, aus der sich beiweiterer Abkühlung zunächst Protoenstatit ausscheidet. Die Restschmelze erreicht bei 1543°C den eutektischen Punkt E des Systems und kristallisiert vollständig unter Bildung vonProtoenstatit plus Cristobalit.

ABBILDUNG 30 Das System Mg2SiO4 – SiO2 (als Teil des Systems MgO – SiO2) bei 1 atm. EinPeritektikum ist in einem Mehrstoffsystem daran zu erkennen, daß es derPunkt ist, bei dem die Zusammensetzung der Schmelze nicht zwischen derZusammensetzung von zwei koexistierenden festen Phasen liegt, sondernan einer Seite. Das rechte Teildiagramm zeigt die Druckabhängigkeit von Li-quidus, Eutektikum und Peritektikum. Oberhalb von 5 kbar schmilzt Enstatitkongruent auf. Dargestellt sind die Liquidusoberflächen von Forsterit, Ensta-tit und Cristobalit.

Alle Schmelzen mit einer Zusammensetzung zwischen der von Enstatit und von SiO2 errei-chen den eutektischen Punkt. Eine Schmelze A4 z.B., deren Zusammensetzung exakt derdes Eutektikums entspricht, erreicht bei 1543 °C den Liquidus, der hier vom Solidusberührt wird, und kristallisiert schlagartig und vollständig zu Enstatit plus Cristobalit.

In diesem System tritt als weitere Besonderheit noch ein Bereich auf, in welchem beihohen Temperaturen und SiO2-reichen Zusammensetzungen zwei nicht vollständig mit-einander mischbare Schmelzen existieren. Dieser Bereich wird Solvus genannt. Die Zusam-mensetzungen der koexistierenden Schmelzen in diesem Bereich und ihre Mengenanteilelassen sich an Konoden und mit Hilfe des Hebelgesetzes ablesen. Solche Entmischungenim flüssigen Zustand äußern sich darin, daß Tröpfchen von einer der beiden nicht misch-baren Schmelzen sich absondern und, je nach spezifischem Gewicht, aufschwimmen oderabsinken. Falls genügend Zeit zur Verfügung steht, können sich die Tröpfchen zusammen-ballen und separate Lagen bilden.

Perfekte fraktionierte Kristallisation in einem solchen System endet immer – unabhängigvon der Zusammensetzung der Ausgangsschmelze – am Eutektikum. Z.B. wird fraktionierte

P

19001890

1800

1700

1600

1557

150040

Tem

per

atur

[8C

] T

P

50 60 70 80 90 100

1543

Gewichts-% SiO2

SiO2

En

En

Fo + Pen

Fo + En

En + LEn + SiO2

Fo

Fo

1695

1713

Pen + Cr

Pen + L

Cr + L

Solvus (2 Schmelzen)

Fo + L

Fo + L

E

E

P

A2

L Ass Bss

A1

A3 A4

LFo + L P

0.5 GPa

Cr + L

PP

46

Magmatische Gesteine

Kristallisation der Schmelze A1 zur Ausscheidung und Abtrennung von Forsterit führen.Wenn die Restschmelze das Peritektikum erreicht, hat sie keine Möglichkeit, mit Forsteritunter Bildung von Enstatit zu reagieren. Es wird vielmehr Enstatit kristallisieren und eineSiO2-reichere Restschmelze hinterlassen, die sich bei weiterer Abkühlung zum Eutektikumbewegt.

Das Aufschmelzen eines Gesteins mit einer Zusammensetzung zwischen der von Forsteritund Enstatit setzt mit der Bildung der peritektischen Schmelze bei 1557 °C ein. Dabei wirdunter Gleichgewichtsbedingungen aller Enstatit unter Bildung von Forsterit und Schmelzeverbraucht. Die Zusammensetzung der Schmelze bleibt bei dieser Temperatur konstant; ihrAnteil wird vom Mengenverhältnis Enstatit zu Forsterit im Ausgangsgestein bestimmt. Beiweiterer Temperaturerhöhung wandert die Zusammensetzung der Schmelze entlang desLiquidus und koexistiert mit Forsterit, bis die Schmelze die Zusammensetzung des Aus-gangsgesteins angenommen hat.

Eine wichtige Erkenntnis bleibt aus der Betrachtung des Aufschmelzverhaltens von Syste-men mit Eutektikum und/oder Peritektikum festzuhalten: Die Zusammensetzung derersten Schmelze hängt nicht (zumindest in gewissen Grenzen) vom Modalbestand des Aus-gangsgesteins ab. Große Mengen von Schmelze konstanter Zusammensetzung können ameutektischen und am peritektischen Punkt erzeugt werden.

Frakt ionier te Auf -schmelzung von Gestei-nen mit einer Zusam-mensetzung zwischenForsterit und Enstatitbeginnt ebenfalls amperitektischen Punktunter Bildung von For-sterit plus Schmelze. Dadie Schmelze kontinu-ierlich entfernt wird,wird im Endeffekt dergesamte Enstatit fort-reagiert. Damit ist derAufschmelzvorgangbeendet, weil nur nochForsterit vorliegt, dererst bei sehr viel höhe-rer Temperatur auf-schmilzt.

Im System Mg2SiO4 –SiO2 tritt bei Drucker-höhung eine wichtigeÄnderung ein (rechterTeil von Abbildung 30).Bei ca. 5 kbar wird ausdem Peritektikum einEutektikum, d.h. derEnstatit schmilzt kon-gruent , und dasursprüngliche System zerfällt in zwei separate eutektische Systeme, Mg2SiO4 – MgSiO3 undMgSiO3 – SiO2. Der Schmelzpunkt des Enstatits ist zur thermischen Barriere geworden. DieKristallisation von Schmelzen im Teilsystem Mg2SiO4 – MgSiO3 endet nun am eutektischenPunkt dieses Teilsystems, und die Kristallisation von Schmelzen im System MgSiO3 – SiO2ist am Eutektikum dieses Systems abgeschlossen.

700

1068

1254

1280

1526

1700

NaAlSiO4(Ne)

NaAlSi3O8(Ab)

SiO2(Qtz)

700

867

1062

1470

1713

Cg + L

Ne + L

L + Ab

Cg

Ne

Ne + Ab

Ab + L

1118

Ab + Tr

Ab + Qtz

L + Tr

L + Cr

L

Schriftgranit2 1

20 6040 80 Gew.%

T [8

C]

ABBILDUNG 31 Das System NaAlSiO4 (Nephelin - Ne) – SiO2 (Quarz- Qtz, Tridymit - Tr, Cristobalit - Cr). Als intermediäre Phase tritt Albit(Ab) auf. Als weitere Phase existiert bei hohen Temperaturen der ku-bische Carnegieit (Cg) als polymorphe NaAlSiO4-Phase.

47

Phasendiagramme

Als weiteres Beispiel für ein System mit thermischer Barriere ist NaAlSiO4 – SiO2 in Abbil-dung 31 dargestellt. SiO2-untersättigte Schmelzen im Teilsystem Nephelin – Albit könnendurch Kristallisation nicht ins SiO2-übersättigte Teilsystem Albit – SiO2 gelangen undumgekehrt. Am linken Ende des Phasendiagramms wird außerdem ersichtlich, daß Nephe-lin nicht reines NaAlSiO4 ist, sondern SiO2-reicher ist, als es der Formel des Endglieds ent-spricht. Die gestrichelten Linien zeigen an, daß die exakten Phasengrenzen nicht bekanntsind.

Häufiger als bei Schmelzen (vergleiche Abbildung 30) treten Entmischungserscheinungenbei festen Phasen in Gestalt eines Solvus auf. Bekannt sind die Solvi bei Diopsid und Ensta-tit oder bei den Feldspäten. Die Lage des Solvus ist druckabhängig. Da Solidus und Solvusin der Regel eine verschieden starke Druckabhängigkeit zeigen, kommt es bei erhöhtemDruck in mehreren Systemen zu einem Schnittpunkt zwischen Solvus und Solidus. Dies istim linken Teil von Abbildung 32 schematisch dargestellt. Skizze a) zeigt ein Zweistoff-system bei niedrigem Druck; der Solvus liegt weit unterhalb des Solidus. Bei Temperaturenunterhalb des kritischen Punktes K existieren zwei Mischkristalle, einer der reich an Kom-ponente A ist, und ein zweiter, der B-reich ist; oberhalb des kritischen Punktes, aber unter-halb des Solidus, herrscht vollständige Mischbarkeit zwischen A und B. Skizze b) stellt dar,daß bei irgendeinem höheren Druck der Solidus den Solvus gerade berührt. Bei weitererDruckerhöhung (Skizze c) wird der obere gekappte Teil des Solvus metastabil, so daß in die-sem Bereich Mischkristalle mit einer Schmelze koexistieren. Die Koexistenz von zweiMischkristallen (Ass, Bss) mit einer Schmelze macht das System isobar invariant (2 Kompo-nenten – A,B; 3 Phasen); am Liquidus entwickelt sich ein peritektischer Punkt.

ABBILDUNG 32 Links: Schematische Darstellung der Veränderung der Lage von Solvus undSolidus in Abhängigkeit vom Druck. „K“ ist der kritische Punkt des Solvus; beiTemperaturen oberhalb dieses Punktes besteht keine Mischungslücke mehr.Rechts: Das System MnO – FeO bei 1 atm.

Das System MnO – FeO stellt ein Beispiel mit Schnittpunkt zwischen Solvus und Solidusdar. Die Mischbarkeit zwischen beiden Komponenten wird von einem Solvus unterbro-chen, der den Solidus bei 1430 °C berührt. An der linken Seite existieren MnO-reicheMischkristalle, an der rechten Seite FeO-reiche. Eine Schmelze der Zusammensetzung Xerreicht bei L1 den Liquidus, an dem MnO-reiche Mischkristalle (S1) mit Schmelze L1 koexi-stieren. Bei Abkühlung unter Gleichgewichtsbedingungen werden die Mischkristalle FeO-reicher durch Reaktion mit der Schmelze, die ebenfalls FeO-reicher wird. Am peritektischenPunkt P reagieren die MnO-reichen Mischkristalle mit der Schmelze unter Bildung vonFeO-reichen Mischkristallen der Zusammensetzung S3. Die Reaktion verläuft unter diesenisobar-invarianten Bedingungen solange, bis MnOss vollständig aufgebraucht ist. Die Rest-

AB

(a)

A ss

B ss

B ss

(b)

T

P

1785

1430

MnO FeO(d)

FeOss

MnOss + FeOss

MnOss

MnOss + L

FeOss + L

LX

PS1

S2

S5

S4

L1

L4

S3

T [8C]

Ass

Ass

Bss

Bss

K

48

Magmatische Gesteine

schmelze entwickelt sich entlang des FeOss-Solidus, bis bei L4 alle Schmelze verbraucht ist;die letzte Schmelze bildet FeOss der Zusammensetzung S4, entsprechend der Pauschalzu-sammensetzung X. Bei weiterer Abkühlung existieren FeO-reiche Mischkristalle, bis amPunkt s6 der Solvus erreicht wird. Jetzt beginnen die FeO-reichen Mischkristalle MnO-rei-che Mischkristalle zu entmischen, deren Zusammensetzung an der linken Seite des Solvusabgelesen werden kann. Bei weiterer Abkühlung werden die FeO-reichen Mischkristallekontinuierlich Fe-reicher und die MnO-reichen immer Mn-reicher.

In den bislang betrach-teten Systemen mitvollständiger Mischkri-stallbildung lagen allePunkte auf dem Liqui-dus zwischen denSchmelzpunkten derEndglieder. Bei Syste-men, d ie in ihremMischungsverhaltenstark vom idealen Ver-ha l ten abweichen,erreicht der Liquidusallerdings oft ein Mini-mum zwischen denEndgliedern, z.B. beiden Melilithen (Abbil-dung 33). In solchenSystemen l iegt d ieZusammensetzung derSchmelze stets näherdem Minimum als diekoexistierenden Mischkristalle, unabhängig davon, von welcher Seite man sich dem Mini-mum nähert. Im Minimum haben Schmelze und Kristalle dieselbe Zusammensetzung. EinMinimum ähnelt einem Eutektikum insofern, als daß es die niedrigst mögliche Temperaturmarkiert, bei der eine Schmelze existiert; es unterscheidet sich vom Eutektikum jedochdarin, daß am Minimum nur zwei Phasen koexistieren. Gehlenit und Åkermanit bildeneine solche vollständige Mischkristallreihe mit Minimum. Der Liquidus erreicht ein Mini-mum bei 1385 °C, das einer Zusammensetzung von 72 Mol% Åkermanit entspricht. EineSchmelze der Zusammensetzung x erreicht bei l1 den Liquidus und scheidet Mischkristalleder Zusammensetzung s1 aus. Unter Gleichgewichtsbedingungen reagieren diese Mischkri-stalle bei Abkühlung des Systems fortwährend mit der Schmelze, bis sie bei s2 die Zusam-mensetzung der Ausgangsschmelze erreicht haben; der letzte Schmelzrest hat die Zusam-mensetzung l2. Fraktionierte Kristallisation wird demgegenüber größere Mengen anMischkristallen mit Zusammensetzungen nahe dem Minimum erzeugen. In der Tat habendie natürlichen Melilithe Zusammensetzung in der Nähe dieses binären Minimums; sieenthalten allerdings zusätzlich noch mäßige Mengen an Fe und Na.

In seltenen Fällen bildet der Liquidus in Zweikomponentensystemen auch ein intermediä-res Maximum aus. Beispiele von petrologischer Bedeutung sind allerdings nicht bekannt.

Die Alkalifeldspäte zeigen ein weiteres Beispiel für ein System mit Minimum, eines das vomTyp her weiter verbreitet ist. Bei Gegenwart von viel Wasser kann zudem ein Schnittpunktvon Solvus und Solidus auftreten, der noch einen weiteren Typ binärer Phasenbeziehun-gen am Liquidus bildet (Abbildung 34).

Bei niedrigem Druck schmilzt Kalifeldspat inkongruent unter Bildung von Leucit und SiO2-reicher Schmelze; weder die Zusammensetzung des Leucits noch die der Schmelze kann indiesem Phasendiagramm dargestellt werden, so daß das System der Alkalifeldspäte nicht

1300

1400

1500

1600

Ca2Al2SiO7Gehlenit

T [8

C]

Ca2MgSi2O7Åkermanit

Gew.%20 40 60

Melilithss

80

Ge-reichess + L

Åk-reichess + L

L

L1

L2S2

S1

X

ABBILDUNG 33 Das System Gehlenit – Åkermanit

49

Phasendiagramme

N

binär ist. Bei hohen Drücken schmilzt der Kalifeldspat dagegen kongruent, und das Systemist binär. Bei einem Druck von 5 kbar liegt der trockene Solidus weit über dem Solvus (lin-ker vorderer Teil der Abbildung); die Kristallisation im trockenen System vollzieht sichdaher ähnlich wie bei den Melilithen. Unter Gleichgewichtsbedingungen endet die Kristal-lisation mit der Bildung eines homogenen Mischkristalls, der die Zusammensetzung derAusgangsschmelze hat. Wenn dieser Feldspat eine Zusammensetzung hat, die im Bereichdes Solvus liegt (bei fraktionierter Kristallisation werden solche Feldspäte stets gebildet),tritt bei Abkühlung und Auftreffen auf den Solvus perthitische oder antiperthitische Ent-mischung auf.

ABBILDUNG 34 Das System Albit – Kalifeldspat. Links: Der Effekt von H2O auf die Lage vonSolvus und Solidus ist schematisch für einen Druck von 5 kbar dargestellt.Das Minimum M des trockenen Systems wird zu einem Eutektikum oberhalbdem kritischen Wassergehalt C in der Schmelze. Rechts: Phasendiagrammder Alkalifeldspäte für H2O-gesättigte Bedingungen bei 5 kbar.

Fügt man diesem System Wasser zu, wird der Liquidus erniedrigt. Wasser ist weder in derStruktur der Feldspäte löslich, noch treten in diesem System OH-haltige Minerale auf.Daher ist, obwohl das System nun ternär ist, die vereinfachte Darstellung in einem Zwei-komponentensystem statthaft. Bei P = 5 kbar ist die Schmelze wassergesättigt, und dieLiquidustemperatur wird nicht weiter erniedrigt. Jedes zusätzliche Wasser bildet eine sepa-rate überkritische Phase. Durch Erhöhung des Gesamtdrucks kann allerdings eine weitereH2O-Löslichkeit in der Schmelze erreicht werden. Die Wasserzugabe hat keinen Einfluß aufdie Lage des Solvus, so daß es infolge der Erniedrigung des Liquidus bei einem bestimmtenH2O-Gehalt zu einem Schnittpunkt mit dem Solvus kommt (C im linken Teil von Abbil-dung 34). Da jetzt zwei feste Phasen mit einer Schmelze koexistieren, muß eine eutektischeoder peritektische Beziehung existieren, die im rechten Teil der Abbildung dargestellt ist.Unter Gleichgewichtsbedingungen wird eine Schmelze x bei l1 den Liquidus erreichen undKalifeldspat der Zusammensetzung s1 ausscheiden. Die Kristallisation ist beendet, wenn dieKalifeldspäte die Zusammensetzung der Ausgangsschmelze erreicht haben (s2). Bei weitererAbkühlung erreichen die Mischkristalle den Solvus, wo der Kalifeldspat einen albitreichenFeldspat entmischt. Unter Bedingungen der fraktionierten Kristallisation würde dieSchmelze x das Eutektikum erreichen (desgleichen eine Schmelze y bei Kristallisation unterGleichgewichtsbedingungen), an dem alle verbleibende Schmelze unter Bildung einesalbitreichen und eines kaliumreichen Feldspats verbraucht wird. Beide Feldspäte werdenbei weiterer Abkühlung Entmischungslamellen des jeweils anderen Feldspats entwickeln.

500

600

700

800

900

200

10

40

Abss + KFspss

L + KFspss

Abss + L

Abss

Abss

L (+ H2O)L (+ H2O)L

Hypersolvus Subsolvus

KFspss

KFspss

L1S1

S2

L2

S5

S3

S4

S'5

S'3

S'4

E

E

C

M

60 80KAlSi3O8KAlSi3O8

NaAlSi3O8

aAlSi3O8

Gew.%Gew.%

T [8

C]

Gew.% H2O

in Schmelze

(b)

Y X

a

bss

i3O8

C

M

Gew.%

in Sch

50

Magmatische Gesteine

2.3.4 Dreikomponenten-systeme

Obwohl durch Zwei-stoffsysteme sämtli-che Typen der Auf-schmelzung inMultikomponenten-systemen illustriertwerden können,simulieren sie dasSchmelzverhaltennatür l icher Mag-men nur unzuläng-l i ch . Durch dre iKomponenten kön-nen dagegen wich-t ige natür l i cheSysteme bereits hin-reichend dargestelltwerden. So lassensich z.B. viele Gra-nite bereits durchdie Phasen Quarz,Albit und Kalifeld-spat modellieren.

Ternäre Sys temehaben vier unabhän-gige Variable – Tem-peratur, Druck undzwei der drei Kom-ponenten (Die dritteergibt sich aus derMassenbilanz.). DieKomponenten wer-den im Konzentrati-onsdre ieck dar -gestellt. Als dritteunabhängige Varia-ble wird meist dieTemperatur gewählt,d.h. die Phasendia-gramme werden iso-bar dargestellt.

Der einfachste Fallvon Dreistoffsyste-men sind solche, beidenen die Kompo-nenten A und B, Aund C sowie B und Cjeweils vollständigeMischkristallreihenbilden, da das Drei-stoffsystem dannebenfalls durch voll-

A

B

C

Zusammensetzung

Zusamm

ensetzung

Mischkristalle ABCss

Liquidusisotherme

L + Misch-kristalle

binärer (B–C) Solidus

binärer (B–C) Liquidus

Tem

per

atur

ternäre Liquidus-fläche

binärer (A–C) Solidusbinärer (A–C) Liquidusbinärer (A–C) Liquidusbinärer (A–C) Liquidusbinärer (A–C) Liquidus

A

B

C

Zusammensetzung

Zusamm

ensetzung

Solidus-isotherme

L + Misch-kristalle

Mischkristalle ABCssTem

per

atur

ternäre Solidus-fläche

ABBILDUNG 35 Dreistoffsystem mit vollständiger Mischkristallbildungder drei Komponenten für konstanten Druck; im unteren Teildiagrammist die ternäre Liquidusfläche entfernt, so daß der Blick auf die ternäreSolidusfläche frei wird; die drei binären Liquiduskurven (zwischen A undB, A und C sowie B und C) sind in beiden Abbildungen gezeigt.

51

Phasendiagramme

ständige Mischkristallbildung ABCss charakterisiert ist. Ein derartiges System ist in Abbil-dung 35 skizziert. Auf der transparent ausgewiesenen Liquidusfläche sind einige Isother-men als durchgezogene Linien eingetragen, auf der Solidusfläche als gestrichelte Linien;jeweils eine Isotherme ist in einer Projektion auf das Konzentrationsdreieck dargestellt.Man beachte die unterschiedliche Krümmung, die zustande kommt, weil die Liquidus-fläche nach oben und die Solidusfläche nach unten durchgebogen ist. Da solche Systemeperspektivisch nicht einfach darzustellen bzw. zu sehen sind, verwendet man oft Projektio-nen der Liquidus- und Solidusisothermen auf die Ebene des Konzentrationsdreiecks oderisotherme Schnitte; für die letzteren resultieren Darstellungen, wie sie in Abbildung 36gezeigt sind.

Die Phasenre-gel läßt sichauf ein solchesSystem folgen-dermaßen an-wenden: ImBereich ober-halb der Liqui-dusfläche bzw.unterhalb derSolidusflächeexistiert einePhase – L bzw.ABCss. Es lie-gen demnachF = 3 + 2 – 1 = 4Freiheitsgradevor; da P be-reits festgelegtwurde, verblei-ben 3 Fre i -he i t sgrade .Man kanndemnach Tund die Zu-sammenset -zung frei aus-wählen (d ieZusammenset-zung von zweiKomponenten kann gewählt werden; der Anteil der dritten Komponente ergibt sich alsDifferenz zu 1). In den Zweiphasenräumen kann man, nachdem P festgelegt ist, noch über2 Freiheitsgrade verfügen; demnach können z.B. T und der Anteil einer Komponente oderdie Zusammensetzung des Systems frei gewählt werden. Legt man sowohl P als auch T fest,dann besteht im Stabilitätsbereich von L + ABCss noch ein Freiheitsgrad. Dieser kann nurnoch dadurch vergeben werden, daß man den Anteil einer Komponente festlegt. Die Ge-rade, die diesem Anteil im Konzentrationsdreieck entspricht, schneidet den Liquidus (oderden Solidus) in einem Punkt. Die Zusammensetzung des koexistierenden Mischkristalls(bzw. der koexistierenden Schmelze) ist durch die von diesem Punkt ausgehende Konodeeindeutig festgelegt.

T3

A

C

B

ABCss

A

C

B

T3

A

C

B

T2

L

ABss

A

C

B

T2

Solidus

Liquidus

L + ABss

A

C

B

T1

A

C

L

B

T1

Bss

Liquidus

SolidusL + B

ss

ABBILDUNG 36 Obere Reihe: Skizzierung von Isothermen; in den beiden lin-ken Abbildungen wurde die Temperatur so gewählt, daß Liquidus und Solidusgeschnitten werden; T3 (rechte Skizze) liegt unterhalb des Solidus. UntereReihe: isotherme Schnitte für T1, T2 und T3 wie in den oberen Diagrammenangedeutet; Konoden verbinden zugehörige Zusammensetzungen vonSchmelze und Mischkristallen. Bss sind B-reiche Mischkristalle, ABss Mischkri-stalle reich an A und B; natürlich sind die übrigen Komponenten ebenfalls inden Kristallen vertreten, wie an den Konoden abgelesen werden kann.

52

Magmatische Gesteine

Gleichgewichtskristallisation ineinem derartigen einfachenDreistoffsystem beginnt, wenndie Schmelze bei Abkühlung dieLiquidusfläche erreicht; sie endetbei der Temperatur, bei der dieKristalle die Zusammensetzungder Ausgangsschmelze erreichthaben. In der Projektion auf dieKonzentrationsebene ergebensich dabei gekrümmte Pfadesowohl für die Schmelze als auchfür die Mischkristalle; alle Kono-den verlaufen durch den Punktder Pauschalzusammensetzungdes Systems (Abbildung 37).Unter den Bedingungen der frak-tionierten Kristallisation kanndagegen die Restschmelze dieZusammensetzung der niedrigstschmelzenden Komponenteerreichen (C in der Abbildung),und die Konoden verlaufen nichtmehr durch den Punkt der Pau-schalzusammensetzung.

Komplexere Dreistoffsy-steme entstehen, wenn inden begrenzenden Zwei-stoffsystemen Eutektika vor-handen sind. Ein einfachesBeispiel zeigt Abbildung 38,in dem keinerlei Mischkri-stallbildung zwischen denKomponenten besteht. DasHinzufügen einer drittenKomponente zu e inemZweistoffsystem bewirktdann eine Schmelzpunkt-erniedr igung. Von denkotektischen Punkten derZweistoffsysteme gehenkotektische Linien aus, diesich im Innern des Drei-stoffsystems im ternärenEutektikum treffen, bei dembei Abkühlung die letzteSchmelze in diesem Systemauftritt. Teil (a) der Abbil-dung zeigt das System per-spektivisch mit eingetrage-nen Isothermen auf denLiquidusflächen (manschaut von hinten auf dieLiquidusfläche der Phase C),

S1

S2S3

S4

Solidus

S1

S2S3

S4

S1

S2S3

S4

Solidus

S1

S2S3

S4

SolidusL1L2

L3

L4

L1

T1

T2

T3

T4L2

L3

L4

A B

C

LX

S

L + S

S1

S2S3

S4

Liquidus

ABBILDUNG 37 Kristallisationspfad einer Schmelze L mitkoexistierenden Mischkristallen S.

B

EABC

EAB

E AC

EBC

B

A

A

Tem

per

atur

C

C(a) (c)

E

EAB

EBC

E

B

E AC

E

B

(d)

B A

C

B + A + L

B + C + L

C +

A +

L

L

L + C

L + B L + A

xl

(b)

BA

C

E

E

C

E

C

E

E

E

C

B

A

ABBILDUNG 38 Isobares Dreikomponentensystem ohne Misch-kristallbildung; EABC = ternäres Eutektikum im Innern des Sy-stems, EAB, EAC, EBC = binäre Eutektika an den Seiten.

53

Phasendiagramme

die in Teil (b) auf die X-Ebene projiziert sind. Teil (c) zeigt eine Projektion der kotektischenLinien und Teil (d) einen isothermen Schnitt bei einer Temperatur zwischen der des nied-rigsten binären (A–C) und des ternären Eutektikums. In diesem Schnitt treten drei Drei-phasendreiecke als Schnitte durch zwischen einen und drei Dreiphasenräume auf (hier:drei), die in solchen Systemen zwischen den Temperaturen der begrenzenden binären unddes ternären Eutektikums existieren (siehe auch unten und Abbildungen 39 und 41).

Als nächstes wird ein Dreistoff-system betrachtet, das nebeneinem Solvus zwei binäre Eutek-tika enthalten soll (zwischenden Phasen A–B und C–B),während zwischen den PhasenA und C vollständige Mischbar-keit besteht. Die Entstehungeines solchen Systems kannman sich folgendermaßen vor-stellen (Abbildung 39): Fügtman zu einem Zweistoffsystemmit Eutektikum einen kleinenAnteil einer dritten Kompo-nente hinzu, dann wird ausdem eutektischen Punkt diekotektische Linie. In diesemBeispiel ist angenommen, daßsich C bei Temperaturen desbinären Eutektikums von A–Bvollständig löst; dann wirddurch Hinzufügen von C dieErstarrungstemperatur desSystems herabgesetzt, d.h. diekotektische Linie wandert vombinären Eutektikum in A–Babwärts. Komponente C wirdsich im Normalfall auch in denMischkristallen Ass und Bss lösen, jedoch in geringerem Umfang als in der Schmelze. Dannwerden die darstellenden Punkte Ass und Bss entlang der eutektischen Linie zu niedrigerenTemperaturen hin wandern. Aus der eutektischen Linie Ass–L–Bss wird so ein (isothermes)Dreiphasendreieck (three-phase triangle) Ass–L–Bss. Durch Zusammenfügen solcher Dreieckefür alle Temperaturen, bei denen die kotektische Linie geschnitten wird, erhält man einenDreiphasenraum, vergleiche Abbildung 41).

Ein X–T-Modell des vollständigen Dreistoffsystems ist in Abbildung 40 vorgeführt. Dabeiwurde angenommen, daß die kotektische Linie von der Temperatur des binären Eutekti-kums A–B kontinuierlich zum Eutektikum B–C fällt. Genauso wäre möglich, daß die kotek-tische Linie von beiden binären Eutektika ins Innere des Dreistoffsystems hin fällt, so daßinnerhalb des Systems eine minimale Schmelztemperatur existiert.

Zur anschaulicheren Darstellung ist das Dreikomponentensystem der Abbildung 40 inAbbildung 41 in „explodierter“ Form aufgetragen, so daß die Form der verschiedenenRäume sichtbar wird. Das Dach des Solvus fällt von der A–B-Seite zur C–B-Seite hin ab, weildie kotektische Linie in derselben Richtung geneigt ist. Der Dreiphasenraum L + ACss (einB-armer Mischkristall) + B (ein B-reicher Mischkristall) liegt dem Dach des Solvus auf; erexistiert zwischen der Temperatur der Eutektika A–B und B–C. Auf der A–B-Seite und der B–C-Seite konvergiert der Dreiphasenraum zu einer Linie – der binären eutektischen Linie.Den beiden Oberflächen liegen die Zweiphasenräume L + ACss bzw. L + B auf; der Drei-phasenraum hat demnach nur drei Oberflächen, die alle von Zweiphasenräumen begrenzt

A

Ass + Bss

L

T

Ass Bss

L + Ass L + Bss

C

B

L + a + b

ABBILDUNG 39 Entstehung eines Dreistoffsystems mit ko-tektischer Linie aus einem Zweistoffsystem mit Eutektikumund Solvus; das gelbe Dreieck entspricht einer Temperatur.

54

Magmatische Gesteine

werden. Entlang der Kanten (bzw. in Schnitten an Ecken) grenzen Einphasenräume an denDreiphasenraum.

Im oberen Teil von Abbildung 42sind durch dasselbe System einigeSchnitte angedeutet, die im unterenTeil im Detail dargestellt sind. BeiTemperatur T1 (unterhalb des Liqui-dus von B, aber oberhalb der kotekti-schen Linie) existieren zwei Zwei-phasenfelder (L + ACss bzw. L + B),die voneinander durch das Feld derSchmelze getrennt sind. Im Schnittbei T2 wird die kotektische Linienahe der Seite A–B geschnitten, d.h.nahe dieser Seite taucht ein Dreipha-sendreieck auf, dessen eine Ecke aufder kotektischen Linie liegt, also dasL-Feld berührt, während die beidenanderen Ecken das Stabilitätsfeld derbeiden Mischkristalle berühren, diein diesem System vorkommen. DieEcke eines solchen Dreiecks, die aufder kotektischen Linie liegt, weiststets in Richtung fallender Tempera-tur. Die metastabilen Verlängerun-gen von Liquidus und Solidus, diedas Dreiphasendreieck an dessenSpitzen berühren, laufen dabeijeweils entweder paarweise in dasDreiphasendreieck hinein (an der L-Spitze) oder nicht hinein (an denbeiden übrigen Spitzen); dies ist nurim Dreiecksdiagramm für T2 darge-stellt. Die Seiten eines Dreiphasen-dre iecks werden durch Fe lderbegrenzt, in denen zwei Phasenkoexistieren. Mit fallender Tempera-tur wandert das Dreiphasendreieckauf die B–C-Seite zu, bis es bei Errei-chen der minimalen Schmelztemperatur in diesem System (der des Eutektikums B–C) zueiner Linie degeneriert (zwischen T4 und T5). Bei Anwendung der Phasenregel auf ein Drei-phasenfeld ergibt sich F = 3 + 2 – 3 = 2; die beiden Freiheitsgrade wurden bereits durch dieFixierung von P und T vergeben, d.h. die Zusammensetzung aller drei koexistierenden Pha-sen ist in einem solchen Schnitt eindeutig festgelegt und an den Ecken der Dreiecke abzu-lesen. Bei niedrigeren Temperaturen existieren nur noch feste Phasen, also B-arme Misch-kristalle entlang der A–C-Seite, B-reiche Mischkristalle nahe der B-Ecke des Systems und einZweiphasengemisch der beiden dazwischen.

Im hier nicht dargestellten Fall eines Dreistoffsystems, in dem die kotektische Linie vonbeiden Seiten ins Innere des Systems fällt, existieren zwei Dreiphasenräume. Für jede Tem-peratur zwischen dieser minimalen Schmelztemperatur des Systems und der Temperaturdes niedrigeren der beiden binären Eutektika gäbe es zwei Dreiphasendreiecke L + ACss1 +B1 sowie L + ACss2 + B2, wobei „1“ für einen A-reicheren und „2“ für einen C-reicherenMischkristall steht. In einem Dreistoffsystem mit drei begrenzenden binären Eutektika undeinem ternären Eutektikum existieren drei Dreiphasenräume (Abbildung 38).

A B

C

Liquidusflächen

Solidus-fläche

Solidusfläche

Oberflächen desDreiphasenraumes

Solvus-flächeSolvus-

fläche

L + B

L + ACss

L + ACss

ACss + B

ACss

OberDreiph

L + B

Liquidusfl

Solvus-flä h

L + ACss

L + ACss

ABBILDUNG 40 Modell eines Dreistoffsystems beikonstantem Druck mit vollständiger Mischbarkeit derKomponenten A und C und Mischungslücken zwi-schen A und B sowie zwischen C und B. ACss stelltMischkristalle dar, die reich an Komponenten A und Csind, aber auch etwas B enthalten. B steht für einen B-reichen Mischkristall mit nur kleinen Anteilen an A undC. Ein Dreiphasendreieck ist ebenfalls gezeigt. Bei kon-stanter Temperatur koexistieren Schmelze mit einerZusammensetzung, die auf der kotektischen Linie ander Spitze des Dreiecks abzulesen ist, und die beidenMischkristalle, deren Zusammensetzung den beidenanderen Ecken des Dreiecks (auf den Schnittlinien zwi-schen Solidus und Solvus) entspricht.

55

Phasendiagramme

ABBILDUNG 41 Dasselbe System wie in Abbildung 40, aber in „explodierter“ Form. DasSystem besteht aus zwei Einphasenräumen, drei Zweiphasenräumen und ei-nem Dreiphasenraum. Die Numerierung dient zur Identifizierung gemeinsa-mer Kanten in benachbarten Volumina. Im Dreiphasenraum sind fünfDreiphasenecke gestrichelt eingetragen; jedes entspricht einer definiertenTemperatur. Die Hypotenuse der Dreiecke liegt auf der unteren Fläche desDreiphasenraumes und auf dem Solvus (dort ebenfalls gestrichelt eingetra-gen). Die Katheten der Dreiecke liegen auf den beiden oberen Flächen undauf den Unterseiten der beiden Zweiphasenräume L + ACss bzw. L + B; siesind auch dort gestrichelt ausgewiesen.

16161616

A

1

10

10

11

14

14

13

13

15 12

12

8

2

2

3

3

9

9

3

45

56

7

5

B

C

1

2 72 7

1

4

5

62 72 7

1

5

6

1

16

8

2

34

9

162

34

ACss

ACss + B

L + ACss + B

L + ACss

L + B

B

11

56

Magmatische Gesteine

Eines der wich-tigsten ternärenSysteme in derPetrologie – dasSystem Diopsid –Albit – Anorthit –fällt in die in denvorigen Diagram-men erläuterteKategor ie ; e inUnterschied be-steht ledigl ichdarin, daß zwi-schen Diops idund Albit bzw.zwischen Diopsidund Anorthi tkeine nennens-werte Mischbar-keit besteht. Die-ses Sys temumfaßt zweiwichtige in Basal-ten vorkom-mende Mineral-gruppen undkann als verein-fachtes basalti-sches System be-trachtet werden.Das isobare Sy-stem und einigeProjektionen aufdie Konzentrati-onsebene sind inAbbi ldung 43dargestellt. Anor-thit und Albit bil-den bekanntlicheine vollständigeMischkr i s ta l l -reihe. Durch Hin-zufügen vonDiopsid zu einerSchmelze i r -gendwo auf demPlagioklasliqui-dus wird dessenTemperatur er-niedrigt. DieseTemperaturer -niedrigung setzt sich fort, bis die Schmelze an Diopsid gesättigt ist. Die Sättigung erfolgtentlang der kotektischen Linie, welche die Grenze zwischen den Feldern des Plagioklasesund des Diopsids bildet. Da der Liquidus des Plagioklases kein Minimum aufweist, fällt die

AB

C

T1

AB

C

T2

AB

C

T3

AB

C

T4

AB

C

T5

A B

C

L+B

B B

B B

BA B

C

A B

C

ACss ACss+L

ACss+B

LAC ss

+L+B

L+B

ACssACss+L

ACss+BACss+L+B

LACss

ACss +L

LL+B

C

BA

L+B

ACss

ACss

+L

ACss+B

LAC ss+L

+B

A B

C

ACss

ACss+B

T1 T2 T3

T4 T5

ABBILDUNG 42 Dasselbe Modell wie in Abbildung 40. In den oberen fünfZeichnungen sind in das dreidimensionale Modell Isothermen als gestri-chelte Dreiecke eingetragen, und zwar für Temperaturen oberhalb der ko-tektischen Linie (T1), auf der kotektischen Linie (T2 – T4) und unterhalb desSolvus (T5). Wo Zweiphasenräume geschnitten werden, sind die Schnitt-linien durch gestrichelte Kurven dargestellt, und Dreiphasendreiecke für T2,T3 und T4 sind mit durchgezogenen Linien ausgewiesen. Die fünf Dreiecks-diagramme unten zeigen diese isothermen Schnitte in der Aufsicht.

57

Phasendiagramme

kotektische Linie vom Diopsid-Anorthit-Eutektikum kontinuierlich zum Diopsid-Albit-Eu-tektikum hin ab.

ABBILDUNG 43 Das System Diopsid – Albit – Anorthit bei 1 bar in perspektivischer Darstel-lung (a) und in Projektionen auf die Konzentrationsebene (b – d). (b) Pro-jektion der kotektischen Linie. (c) Erläuterung eines Kristallisationspfades un-ter Gleichgewichtsbedingungen [A = Ausgangsschmelze, l i , s i =koexistierende Schmelzen und Kristallisate]; drei Dreiphasendreiecke sindhervorgehoben, darunter das erste und das letzte, die bei Abkühlung vonSchmelze A auftreten. Die Schmelzzusammensetzung ändert sich entlangeines Pfades, der bei A beginnt und bei l4 endet (liquid line of descent). (d)Erläuterung eines Kristallisationspfades unter Bedingungen der fraktionier-ten Kristallisation.

Mit Hilfe von Teil (c) der Abbildung 43 soll im folgenden die Kristallisation einer SchmelzeA unter Bedingungen des Gleichgewichts erläutert werden. Wenn die Schmelze den Liqui-dus erreicht, beginnt die Ausscheidung von Plagioklas, der reicher an Anorthitkomponenteist als die Schmelze. Die Zusammensetzung dieses Plagioklases kann leider einem solchen

Di

Diopsid

Ab

(b)An

Plagioklas

Di

(a)

1392

10751118

1553

1275

Ab

An

1118

A

1118

A

1118

A

iii

(c)

Diopsid

Albit AbGew.%

Anorthit20 40 60 80

40 505560 65 70 75 80 85

A

l2l3

s3

l4

95

l1

Pl1Pl2Pl3Pl4

90

(d)

Di

Gew.%An20 40 60 80

40 505560 65 70 75 80 85

A

9590

Pauschalzusammensetzung derKristallisate, die entlang der

kotektischen Linie gebildet werden

Tem

per

atur

[8C

]

Di + L

Ab + L

Plss + L

58

Magmatische Gesteine

Diagramm nicht direkt entnommen werden, da dazu die Lage der Konoden bekannt seinmuß. Eine mögliche Hilfskonstruktion wäre, aus der Zusammensetzung der Schmelze denDiopsidanteil herauszurechnen und mit der resultierenden (und wieder auf 100% umge-rechneten) Zusammensetzung aus dem binären Ab–An-System den zu dieser Schmelzegehörenden Mischkristall abzulesen. In Abbildung 43 sind allerdings zur Hilfe in das Dia-gramm dünne Linien eingetragen, die auf dem Liquidus des Plagioklases Schmelzzusam-mensetzungen verbinden, die mit Plagioklasen der durch die Zahlen an den Linien gegebe-nen Zusammensetzungen im Gleichgewicht stehen (Die Linien sind keine Isothermen!).Diese Linien zeigen an, daß sich aus der Schmelze zuerst ein Plagioklas der Zusammenset-zung An80 ausscheidet. Die Schmelze wandert bei weiterer Abkühlung auf die kotektischeLinie zu; durch vollständige Gleichgewichtseinstellung werden die Plagioklase dabeiimmer reicher an Albitkomponente. Der Pfad, den die Schmelze zur kotektischen Linie ein-schlägt, ist gekrümmt; er kann folgendermaßen konstruiert werden: Wenn der Plagioklasz.B. eine Zusammensetzung An75 hat, muß die Gleichgewichtsschmelze eine Zusammen-setzung irgendwo auf der mit „75“ markierten Linie liegen. Außerdem muß diese Schmelzeauf einer Geraden durch den Plagioklas An75 und den Punkt der Pauschalzusammenset-zung A liegen, womit ihre Zusammensetzung mit l1 eindeutig bestimmt ist. Auf analogeWeise läßt sich abschätzen, daß die Schmelze bei Erreichen der kotektischen Linie mit Pla-gioklas von knapp 70% Anorthitkomponente im Gleichgewicht steht (mit Pfeilen ver-sehene Linie, bei l2 endend).

Sobald die kotektische Linie erreicht ist, beginnt zusätzlich die Kristallisation von Diopsid,und die Restschmelze wandert die kotektische Linie hinab. Die Zusammensetzung der dreikoexistierenden Phasen – Diopsid, Plagioklas und Schmelze – kann jeweils an den Eckender Dreiphasendreiecke abgelesen werden. Da Diopsid keinerlei Mischkristallbildung mitPlagioklas zeigt, liegt die eine Ecke dieses Dreiecks immer beim Diopsid fest. Beim erstenAuftreten der drei Phasen bei Kristallisation einer Schmelze der Ausgangszusammenset-zung A koexistiert Diopsid mit Plagioklas An»69 und Schmelze der Zusammensetzung l2. Beiweiterer Abkühlung stehen dann z.B. Diopsid mit einer Schmelze l3 und Plagioklas derZusammensetzung An65 im Gleichgewicht. Die Pauschalzusammensetzung der bis zueinem Zeitpunkt unter Gleichgewichtsbedingungen ausgeschiedenen Kristallisate mußirgendwo auf der rückwärtigen Begrenzung des zugehörigen Dreiphasendreiecks liegen,also auf der Verbindungslinie durch Diopsid und den jeweiligen Plagioklas. Der Punkt isteindeutig bestimmt als Schnittpunkt dieser Linie mit einer Geraden durch die zugehörigeSchmelze l3 und die Pauschalzusammensetzung A des Systems und liegt bei s3.

Im Zuge fortschreitender Abkühlung wird eine Spitze des Dreiphasendreiecks entlang derkotektischen Linie auf die Albit–Diopsid-Seite des Systems hin wandern; die zweite Seitewird entlang der Albit–Anorthit-Seite in Richtung auf die Albitecke wandern. Die Kristalli-sation ist beendet, sobald die Rückseite des Dreiphasendreiecks durch A geht; die Rest-schmelze wird zu einem Gemisch aus Diopsid und Plagioklas der Zusammensetzung An55kristallisieren. Die Zusammensetzung des Plagioklases kann an der entsprechenden Eckedieses letzten Dreiphasendreiecks abgelesen werden.

Dieser Idealfall der Kristallisation ist sicherlich nur annähernd bei sehr langsam abkühlen-den Magmen in der Tiefe verwirklicht. Daher wird nun noch das andere Extrem skizziert,das der fraktionierten Kristallisation, die am ehesten in rasch abkühlenden Magmen vor-kommen wird. Diesem Fall entspricht Teil (d) von Abbildung 43.

Aus einer Schmelze der Ausgangszusammensetzung A kristallisiert zunächst wieder Plagio-klas mit An80. Dadurch verarmt die Schmelze an Anorthitkomponente. Bei weiterer Abküh-lung reagiert die Restschmelze nicht mehr mit den bereits ausgeschiedenen Plagioklasen,sondern kristallisiert ständig albitreichere Plagioklase aus, die jeweils nur im momentanenGleichgewicht mit der Schmelze stehen. Die Schmelze verarmt rascher an Anorthitkompo-nente als im Fall der vollständigen Gleichgewichtskristallisation, und ihr Entwicklungs-pfad auf die kotektische Linie ist weniger gekrümmt als jener. Außerdem verläuft eine Ver-bindungslinie durch die Schmelze und den zugehörigen Plagioklas nicht durch den Punkt

59

Phasendiagramme

A, sondern links davon, weil der Schmelze die zuvor ausgeschiedenen anorthitreicherenPlagioklase durch mechanische Abtrennung oder zoniertes Wachstum entzogen sind.Wenn die Restschmelze die kotektische Linie erreicht, ist sie Na-reicher als im Fall derGleichgewichtskristallisation. Entlang der kotektischen Linie kann sie bis zum Ende auf derAlbit–Diopsid-Seite fraktionieren.

Ophitische Texturen basaltischer Gesteine, bei denen Plagioklasleisten in große Klinopyro-xene eingebettet sind, werden als Produkt der kotektischen Kristallisation dieser Mineraleangesehen. Über weite Bereiche der Kristallisation entlang der kotektischen Linie scheidensich Pyroxene und Plagioklase in einem Mengenverhältnis von ca. 40:60 aus. Am Ende derkotektischen Linie nahe der Albitecke nimmt dieses Verhältnis zugunsten der Pyroxenedeutlich zu. Das Verhältnis der momentan ausgeschiedenen Kristalle ergibt sich jeweils alsSchnittpunkt der Tangente an den Punkt der Schmelze auf der kotektischen Linie mit derVerbindungslinie Diopsid – Plagioklas; für vier Punkte ist dies in Abbildung 43d ausgewie-sen, durch die eine Kurve konstruiert ist.

Eine weitere Variante eines Dreikomponentensystems ergibt sich, wenn eines der begren-zenden binären Systeme ein Peritektikum aufweist; dieser Punkt setzt sich dann in dasDreistoffsystem als peritektische Linie oder Reaktionskurve fort2–7, die auf einer eutektischenLinie an einem Reaktionspunkt endet. Ein Beispiel dafür zeigt Abbildung 44 mit dem SystemForsterit – Anorthit – SiO2. Zur Vereinfachung wird davon ausgegangen, daß das Systemternär ist. Tatsächlich ist es pseudoternär, weil die Zusammensetzung des entlang der For-sterit–Anorthit-Linie kristallisierenden Spinells nicht in diesem System dargestellt werdenkann. Die drei begrenzenden binären Systeme Forsterit – Anorthit, Forsterit – SiO2 und SiO2– Anorthit weisen keine Mischkristallbildung auf.

Entlang der peritektischen Linie, die sich vom binären peritektischen Punkt des SystemsForsterit – SiO2 bis zum ternären peritektischen Reaktionspunkt P zieht, reagiert Forsteritkontinuierlich mit der Schmelze unter Bildung von Enstatit. Solche Kurven werden in derRegel mit einem Doppelpfeil versehen, der in Richtung fallender Temperatur weist; eutek-tische Kurven werden mit nur einem Pfeil ausgestattet. Die peritektische Linie stellt keinTemperaturtal auf der Liquidusfläche dar! Oberhalb liegt die steile Ausscheidungsflächevon Forsterit, unterhalb die sanft geneigte Liquidusfläche von Enstatit. Wo die letztere aufdie Liquidusfläche von SiO2 trifft, liegt eine kotektische Linie, die zum ternären Eutekti-kum E führt. Wo die Forsterit–Enstatit-Grenze die Liquidusfläche des Anorthits schneidet,liegt P; hier koexistiert Schmelze mit diesen drei festen Phasen; P stellt einen isobar-invari-anten Punkt dar. Eine Schmelze, die P erreicht, kann sich nur zum ternären Eutektikum hinentwickeln, wenn zuvor der gesamte Forsterit durch Verbrauch von Schmelze in Enstatitumgewandelt wurde.

Eine Schmelze der Zusammensetzung A der Skizze unten links wird bei der Abkühlungunter Gleichgewichtsbedingungen die Liquidusfläche von Olivin erreichen und reinenForsterit kristallisieren. Die Restschmelze wandert daher radial von der Forsteritecke desSystems fort und erreicht die peritektische Linie im Punkt l1. Hier beginnt der Verbrauchvon Olivin durch Reaktion mit der Restschmelze unter Bildung von Enstatit. Die Rest-schmelze erreicht den peritektischen Punkt. Zu diesem Zeitpunkt ergibt sich die Zusam-mensetzung der Kristallisate bei Sp (in der Verlängerung der Geraden durch P und A); denAnteil der noch verbleibenden Schmelze erhält man aus dem Hebelgesetz als Strecke Sp–Azu Sp–P. Da die Pauschalzusammensetzung A innerhalb der Verbindungslinien durch For-sterit, Enstatit und Anorthit liegt, muß die Restschmelze in P vollständig verbraucht wer-den und in den peritektischen Verhältnissen diese drei Minerale ergeben (Forsterit mitnegativem Vorzeichen, d.h. Auflösung). Die zuerst ausgeschiedenen Forsteritkristalle auseiner Schmelze ähnlich A werden idiomorph sein; sobald die Reaktionskurve erreicht ist,

2–7. Reaktionskurven werden im englischen Sprachgebrauch auch zum Teil als kotektische Linienbezeichnet; diese sind dann allerdings zu qualifizieren als coprecipitational im Fall der kotektischen Li-nien im engeren Sinn und resorptional im Fall von peritektischen Linien.

60

Magmatische Gesteine

werden sie rundlich und erhalten einen randlichen Saum von Enstatit. Solche Reaktions-texturen lassen sich in tholeiitischen Lagenintrusionen beobachten (Kumulattexturen).

ABBILDUNG 44 Das System Forsterit – Anorthit – SiO2 bei 1 bar. Die Kristallisation von Spinell[Sp] in einem kleinen Bereich (nur in der Skizze unten rechts ausgewiesen)zeigt, daß das System pseudoternär ist. Protoenstatit [Pren] ist die bei hohenTemperaturen kristallisierende MgSiO3-Phase. In den beiden anderen Skiz-zen ist anstelle von Protoenstatit der identisch zusammengesetzte Enstatitausgewiesen. In den beiden unteren Skizzen sind die liquid lines of descent(von den Punkten A, B und X ausgehend) in rot dargestellt und mit denkleinsten Pfeilen versehen; kotektische Linien sind mit dicken Pfeilen mar-kiert und peritektische Linien durch Doppelpfeile.

Punkt B liegt innerhalb der Verbindungslinien Enstatit – SiO2 – Anorthit; eine Schmelzedieser Ausgangszusammensetzung muß daher unter Gleichgewichtsbedingungen letztlichzu dieser Paragenese kristallisieren. Da B jedoch auf der Liquidusfläche von Olivin liegt,wird die Schmelze zunächst Forsterit ausscheiden und sich dadurch radial von derForsteritecke des Diagramms entfernen. Sie trifft aber sehr rasch (bei l2) auf die peritekti-

2 Schmelzen

En + SiO2

SiO2

En + L

Fo + En

Forsterit

Tem

per

atur

Fo + L

PE

Enstatit

Anorthit

L + SiO2

l1

l2

l4

l3

sP

sE

P

A

B

E

Fo En2 Schmelzen

An

SiO2 Fo En

An

SiO2

2 Schmelzen

L + CrL + Cr

L + Tr L + Tr

Pren

+ L

En +

L

Sp +

L

Fo + L

Fo + L

An + LAn + L

1444

1475 P, 1270

E, 12

201368

1713

1553°C

1695

1695

1543

1557

1890

X

61

Phasendiagramme

sche Linie, auf der sich Enstatit auszuscheiden und Forsterit aufzulösen beginnt. Sobald dieRestschmelze l3 erreicht hat (Schnittpunkt zwischen der Reaktionskurve und der Verlänge-rung der Verbindungslinie durch Enstatit und B), ist der gesamte Forsterit zu Enstatit rea-giert; die Zahl der Freiheitsgrade erhöht sich (isobar) von 1 auf 2, so daß die Restschmelzedie isobar univariante Kurve verlassen kann. Auf der Liquidusfläche von Enstatit wird nurdieses Mineral ausgeschieden (In der Natur sollten unter diesen Bedingungen idiomorpheOrthopyroxene kristallisieren), so daß sich die Restschmelze radial von der Enstatiteckeentfernt. In l4 trifft sie dann auf die Linie, die den Schnittpunkt der Liquidusflächen vonEnstatit und Anorthit bildet; folglich kristallisieren jetzt beide Minerale nebeneinander,und die Schmelze erreicht das ternäre Eutektikum E. Zu diesem Zeitpunkt haben die Kri-stalle eine Gesamtzusammensetzung, die sich als Schnittpunkt der VerbindungslinienEnstatit – Anorthit und E – B ergibt (sE). Die verbleibende Menge an Schmelze entsprichtdem Verhältnis der Strecken sE – B zu sE – E.; sie kristallisiert in den Verhältnissen vonPunkt E zu einem feinkörnigen Gemenge aus Anorthit, Enstatit und Tridymit.

Wenn bei der magmatischen Kristallisation Reaktionsbeziehungen dieser Art existieren,kommt es oft zur Entwicklung von Ungleichgewichten. Z.B. kann der Olivin dadurch derReaktion mit der Restschmelze entzogen werden, daß er einen Anwachssaum von Ortho-pyroxen erhält. Fraktionierte Kristallisation einer Schmelze X (untere Skizze rechts inAbbildung 44) führt zunächst zur Ausscheidung von Olivin. Die Restschmelze entwickeltsich direkt von der Forsteritecke weg und erreicht die peritektische Linie, auf der die Aus-scheidung von Enstatit beginnt. Da per Definition alle zuvor ausgeschiedenen Olivine derweiteren Reaktion mit der Schmelze entzogen sind, findet allerdings keine Reaktion Forste-rit + Schmelze Enstatit statt. Die Restschmelze wird daher nicht der peritektischen Linieentlang wandern, sondern sich direkt von der Enstatitecke entfernen und auf der Schnitt-linie der Liquidusflächen von Anorthit und Enstatit landen und sich dann auf dieser kotek-tischen Kurve ins ternäre Minimum bewegen.

Die Aufschmelzung eines Gesteins innerhalb eines Systems mit Peritektikum hat einenüberraschend anmutenden Aspekt: Wenn ein Gestein aus Anorthit, Enstatit und Olivinaufgeschmolzen wird, dann bildet sich die erste Schmelze am peritektischen Reaktions-punkt. Wenn diese Schmelze jetzt vom residualen Gestein entfernt wird – kristallisiert siedann wieder zu einem Gemisch dieser drei Minerale? Die Antwort ist nein, denn am Reak-tionspunkt ist Olivin nicht mehr stabil. Der Reaktionspunkt liegt innerhalb der Verbin-dung Anorthit – Enstatit – SiO2. Die Schmelze wird daher unter Kristallisation von Anorthitund Enstatit bis zum ternären Eutektikum wandern, wo sie zu einem Gemisch aus diesendrei Phasen kristallisiert.

Eine Frage, die sich bei Analyse eines Systems wie des in Abbildung 44 gezeigten vielleichtstellt, ist die nach der Unterscheidung zwischen kotektischen und peritektischen Linien,wenn nur die Lage der Kurven, aber nicht ihr Typ bekannt ist. Nach dem Theorem von Alke-made muß der in Richtung fallender Temperatur weisende Pfeil auf jeder derartigen Kurvevon einer Verbindungslinie zwischen den beiden festen Phasen, die entlang der Kurve imGleichgewicht stehen, oder deren Verlängerung wegweisen. Wenn der Pfeil direkt von derVerbindungslinie fortweist, dann handelt es sich bei der Kurve, auf welcher der Pfeil steht,um eine kotektische Linie. Weist der Pfeil dagegen von einer Verlängerung der Verbin-dungslinie fort, dann ist die Kurve mit dem Pfeil eine peritektische Linie.

Im Fall der beiden Dreiecksdiagramme in Abbildung 44 stehen entlang der rechten unterenKurve, die zum ternären Eutektikum E führt, die beiden Minerale (Proto-)Enstatit und Cri-stobalit (bzw. Tridymit) im Gleichgewicht. Die auf dieser Kurve angebrachten Pfeile weisendirekt von der Verbindungslinie zwischen Enstatit und SiO2 fort, und die Kurve muß folg-lich eine kotektische Linie sein. Für die Kurve links davon, entlang der Forsterit und (Proto-)Enstatit im Gleichgewicht stehen, weisen die Pfeile aber ebenfalls auf die Verbindungsliniezwischen Enstatit und SiO2 bzw. auf eine Verlängerung der Verbindungslinie zwischen For-sterit und Enstatit; die Kurve muß folglich eine peritektische Linie sein. Entlang der Kurvezwischen dem ternären Peritektikum P und dem ternären Eutektikum E stehen Anorthit

º

62

Magmatische Gesteine

und Enstatit im Gleichgewicht. Der Pfeil auf der Kurve weist direkt von der Verbindungsli-nie zwischen diesen beiden Mineralen fort, und die Kurve ist daher eine kotektische Linie.

ABBILDUNG 45 Hypothetische Dreikomponentensysteme ohne Mischbarkeit zwischen denPhasen. Kotektische Linien, Reaktionskurven, ternäre Eutektika und Reakti-onspunkte können nach dem Alkemade-Theorem identifiziert werden. Zwi-schen A und C bzw. B und C existiert jeweils ein binäres Eutektikum, vondem aus kotektische Linien ins Innere des Systems in Richtung fallenderTemperatur verlaufen. Zwischen A und B tauchen wegen der Existenz einerintermediären Verbindung A2B oder A3B2 zwei Eutektika oder ein Eutektikumund ein Peritektikum auf – wie sich aus dem Alkemade-Theorem erschließenläßt.

Einige schwieriger zu interpretierende Dreistoffsysteme sind in Abbildung 45 gezeigt. Zwi-schen den Komponenten A und B (die gleichzeitig Phasen des Systems sind) möge eineweitere Verbindung existieren. Im linken Diagramm stehen entlang der linken unterenKurve, die in P endet, A und A2B im Gleichgewicht; die Pfeile auf der Kurve weisen direktvon einer Verbindungslinie zwischen A und A2B fort, und die Kurve ist folglich eine kotek-tische Linie. In Punkt P stehen A, A2B und C im Gleichgewicht; P liegt aber außerhalb einesDreiecks durch diese drei Phasen, und folglich muß P ein ternäres Peritektikum sein (PhaseA wird aufgelöst). In der mittleren Zeichnung stehen in Punkt E1 die Phasen A, A3B2 und Cim Gleichgewicht. E1 liegt innerhalb eines durch diese drei Phasen beschriebenen Dreiecksund ist daher ein ternäres Eutektikum. Aus analogen Gründen ist E2 ebenfalls ein ternäresEutektikum. Das bedeutet, auf der Kurve, welche die beiden ternären Eutektika verbindet,muß ein Temperaturmaximum existieren, und dies wird im Schnittpunkt mit der Verbin-dungslinie zwischen C und A3B2 sein. Für die linke untere Kurve, die in E1 endet und ent-lang der A und A3B2 im Gleichgewicht stehen, weisen die Pfeile allerdings nur von einerVerlängerung der Verbindung zwischen diesen beiden Phasen fort, und es muß sich umeine Reaktionskurve handeln; im Schnittpunkt mit der Verbindungslinie zwischen C undA3B2 darf hier aber kein Temperaturmaximum existieren.

Der komplizierteste (und unwahrscheinlichste) Fall schließlich ist in der rechten Skizzedargestellt. In Punkt P stehen A, A2B und C im Gleichgewicht; da P außerhalb des durchdiese drei Phasen beschriebenen Dreiecks liegt, handelt es sich um ein ternäres Peritekti-kum, in welchem Phase A verbraucht wird. Die linke untere Kurve, die in P endet, ist starkgekrümmt. Im unteren Teil weisen die Pfeile von einer Verbindungslinie zwischen A2B undB fort, im oberen Teil aber von einer Verbindung zwischen A und A2B. Das bedeutet, daßdie Kurve im unteren Teil eine Reaktionskurve ist, im oberen Teil aber eine kotektischeLinie. Der Wechsel auf der Kurve vollzieht sich dort, wo eine Tangente an sie genau durchA2B verläuft (in der Zeichnung dünn gestrichelt eingetragen.

Ein ternäres System, in welchem eines der begrenzenden binären Systeme Mischkristall-bildung mit einem Minimum aufweist, hat entweder ein ternäres Minimum oder ein ter-näres Eutektikum. Das System SiO2 – Albit – Orthoklas stellt ein wichtiges Beispiel dafür da.

P

E

A A2B

C

B

L + B

A + L

C + L

A A3B2

C

B

L + B

A 3B 2

+ L

A + L

C + L

P

E

A A2B

C

B

L + B

A + L

C + L

A2B + LA2B + L

E1 E2

63

Phasendiagramme

Es gilt auch als vereinfachtes Granitsystem; viele Experimente zur Granitgenese wurdeninnerhalb dieses Systems durchgeführt. In Abbildung 46 ist das System bei niedrigemDruck skizziert unter der vereinfachten Annahme, daß Orthoklas kongruent schmilzt – waserst oberhalb von 3 kbar der Fall ist.

ABBILDUNG 46 Das System Albit – Orthoklas – SiO2 bei geringem Druck. Links: perspektivi-sche Darstellung; nicht dargestellt ist das inkongruente Schmelzen vonOrthoklas zu Leucit plus Schmelze. Rechts: Schematische Projektion vonLiquidusisothermen auf die Grundfläche; dünne gestrichelte Kurven ent-sprechen Schmelzzusammensetzungen auf der Liquidusfläche, die mitAlkalifeldspäten mit dem angegebenen Orthoklasanteil koexistieren. Der Kri-stallisationspfad einer Schmelze X ist durch die dicke (rote) Linie für fraktio-nierte Kristallisation gegeben.

Das Liquidusminimum der Alkalifeldspäte setzt sich in das ternäre System als ein U-förmi-ges Tal auf dem Feldspatliquidus fort. Das ternäre Minimum entsteht dort, wo dieses Tal denSiO2-Liquidus (Quarz oberhalb von 0.2 kbar, Tridymit bei 1 bar) schneidet. Quarz und einAlkalifeldspatmischkristall werden demnach unter den meisten natürlichen Bedingungenim ternären Minimum kristallisieren. Kristallisationspfade lassen sich bestimmen, wenndie Lage der Konoden bekannt ist (rechtes Teildiagramm) analog dem Verfahren, wie es fürdas System Diopsid – Albit – Anorthit (Abbildung 43) beschrieben wurde. Eine Schmelze,deren Zusammensetzung auf der Liquidusfläche der Alkalifeldspäte liegt, wird unter Aus-scheidung K-reicherer Feldspäte auf einer gekrümmten Bahn auf das Temperaturtal wan-dern – wo die zusätzliche Kristallisation von SiO2 einsetzt – und im Tal entlang in Richtungauf das Minimum M. Im Fall der Gleichgewichtskristallisation müssen Schmelze undkoexistierende Kristalle dabei stets auf einer Linie liegen, die durch die Ausgangszusam-mensetzung der Schmelze verläuft.

Liquidus und Solvus berühren oder schneiden sich unter diesen Bedingungen nicht. BeiDruckerhöhung steigt die kritische Temperatur des Solvus an; gleiches gilt unter trockenenBedingungen auch für den Liquidus. Zugabe von H2O zum System führt jedoch dazu, daßbei Druckerhöhung die Liquidustemperaturen erniedrigt werden. Zugabe von Wasserändert nichts an der Art der kristallisierenden Minerale, so daß die Phasenbeziehungennach wie vor in einem ternären Diagramm dargestellt werden können, auch wenn dasSystem jetzt quaternär ist.

Albit

Orthoklas

Quarz

SiO2

Albitss + Orthoklasss

Q

Albit Orthoklas

SiO2

5 10 20 30 40 50 60 70 80

M

90

TM = 990°C beiAtmosphärendruck

Ortho

Q

Albitss + Orthoklasss

Q

Alkalifeldspatss

QQQQ

M

X

64

Magmatische Gesteine

Die Phasenbeziehungen im wassergesättigten System sind in Abbildung 47 für 4 kbar undfür 10 kbar dargestellt. Bei 4 kbar fällt das Minimum im H2O-gesättigten System geradeunter die kritische Temperatur des Solvus der Alkalifeldspäte, d.h. anstatt des Mischkristallsscheiden sich nun zwei Feldspäte nebeneinander aus. Dadurch wird aus dem Minimum einternäres Eutektikum. Von diesem Eutektikum gehen drei kotektische Linien aus. Da ihreTemperaturen vom ternären Eutektikum aus ansteigen, wird auf der Linie Albitss – Ortho-klasss irgendwann die kritische Temperatur des Solvus erreicht. Die kotektische Linie hörtauf; ihr „V“ geht in einen U-förmigen Verlauf über, also in ein Minimum, und es existiertnur noch ein Alkalifeldspat. Mit steigendem Druck wandert dieser Endpunkt der kotekti-schen Linie auf die Alkalifeldspatseite zu und erreicht sie schließlich, wie in der Skizze für10 kbar gezeigt.

Natürliche Granitmagmen, die unter wassergesättigten Bedingungen kristallisieren, schei-den auch zwei Alkalifeldspäte nebeneinander aus. Da diese Kristallisation „unterhalb desSolvus“ stattfindet (der Liquidus hat den Solvus geschnitten), heißen solche Granite auchSubsolvusgranite. Aus wasserarmen Magmen kristallisiert dagegen ein Alkalifeldspat aus, dazwischen Liquidus und Solvus eine Lücke in der Temperatur klafft; solche Granite heißendementsprechend Hypersolvusgranite.

ABBILDUNG 47 Ternäre Projektion des wassergesättigten Liquidus im System Albit – Ortho-klas – SiO2 – H2O. Aus dem Minimum des trockenen Systems ist ein Eutekti-kum E geworden, in welchem zwei Feldspäte neben SiO2 kristallisieren. DieZusammensetzungen von Feldspäten, die mit Schmelzen bestimmter Zu-sammensetzung koexistieren, sind durch gestrichelte Linien verbunden. Dierechte Skizze zeigt zusätzlich diese Feldspäte im binären T–X-Diagramm.

Im folgenden werden noch Systeme mit mehreren Mischkristallreihen vorgestellt. Das ter-näre System der Feldspäte (Abbildung 48) ist durch eine kotektische Linie zweigeteilt, diesich vom Eutektikum Anorthit – Orthoklas in das ternäre System erstreckt. Vor dem Errei-chen der Alkalifeldspatseite endet diese Linie an einem kritischen Endpunkt C, der denBeginn des Bereiches vollständiger Mischkristallbildung der Alkalifeldspäte markiert. Bei1 bar liegt der Solvus im trockenen System ca. 200 °C unterhalb des Liquidus. Mit zuneh-mendem Anorthitgehalt des Systems steigt der Solvus und weitet sich aus; an der Anorthit–Orthoklas-Seite ist die Mischbarkeit sehr gering. Der ternäre Solvus hat die Form einer von

Albit AlbitOrthoklas Orthoklas

Orthoklas-Mischkristalle

Orthoklas-Mischkristalle

Quarz Quarz

Albit-misch-

kristalle

Albit-misch-

kristalle

SiO2 SiO2

E

P = 0.4 GPaTE = 650°C

P = 1 GPaTE = 625°C

(a) (b)

TE = 625°C

65

Phasendiagramme

der Anorthit–Orthoklas- zur Albit–Orthoklas-Seite abfallenden Antikline, deren Scheiteldie Spur der kritischen Temperatur ist (K–K’ in Teil b) der Abbildung). Bei K’ erreicht die kri-tische Temperatur des Solvus den Solidus.

ABBILDUNG 48 Schematische Darstellung der Phasenbeziehungen im System Anorthit – Al-bit – Orthoklas bei niedrigem Druck. a: Liquidusoberflächen und kotektischeLinie mit dem kritischen Endpunkt C. b: ternärer Feldspatsolvus; Linie K–K’verbindet kritische Punkte auf dem Solvus bei unterschiedlichen Gehalten anAlkalifeldspat; K ist der binäre kritische Punkt; der gepunktete Teil des Solvusist metastabil bezüglich der Schmelze. c: Isothermen und kotektische Linie;unterhalb von S ist die Kurve eine Reaktionskurve, was auch aus Teil (f) zu er-sehen ist. d: Beispiele für Kristallisationspfade, e – g: pseudobinäre Schnitte

(a) (b)

(c)

An

OrAb

CS

(e) (f) (g)

Pl3 Alk3Pl2 Alk2Pl1 Alk1

An

An

Ab

Ab

Or

Or

(a)

K

K'

C

(d)

An

OrAb

P

A

LX

SC

K'

Tangente an

kotektische

Linie in L

Tangente an kotektischeLinie in S

C

Punkt auf derReaktionskurve

Punkt auf derkotektischen Linie

Pl1

Pl2

Pl3

Alk3 Alk2 Alk1

66

Magmatische Gesteine

durch das Feldspatsystem oberhalb von Punkt S, z.B. entlang einer Verbin-dung Pl1 – Alk1 (e), zwischen S und C, z.B. zwischen Pl2 und Alk2 (f) und linksvon C, z.B. zwischen Pl3 und Alk3 (g).

Bei Temperaturen oberhalb von Punkt C kristallisieren Plagioklas und ein K-reicher Alkali-feldspat entlang der kotektischen Linie. Die Zusammensetzung der Alkalifeldspäte und Pla-gioklase, die in Teil (d) der Abbildung mit einer Schmelze L koexistieren (Dreiphasendrei-eck), wäre A bzw. P; die Verhältnisse, in denen sich diese Feldspäte ausscheiden, wärendurch das Verhältnis der Strecken P–X zu X–A gegeben, wobei X der Punkt ist, an dem eineTangente an die kotektische Linie am Punkt L die Verbindungslinie A–P schneidet. Entlangdes oberen Teils der kotektischen Linie können die Phasenbeziehungen als pseudobinärangesehen werden mit Mischkristallen von Plagioklas und Alkalifeldspat, die aus einerkotektischen Schmelze kristallisieren [Abbildung 48(e)]. Natürlich ist das System nichtbinär, da gemäß dem Dreiphasendreieck die Schmelze reicher an Albit ist als aus der Skizze(e) abzulesen.

Bei der Entwicklung von Schmelzen entlang der kotektischen Linie verschiebt sich derSchnittpunkt der Tangente mit der Plagioklas–Alkalifeldspat-Seite des Dreiphasendreiecks– der die Mengenverhältnisse der momentan ausgeschiedenen Feldspäte angibt – in Rich-tung auf Alkalifeldspäte, bis sie in Punkt S durch die Alkalifeldspatecke auf dem Solvus ver-läuft. Das heißt, Plagioklase können nicht mehr im stabilen Gleichgewicht mit dieserSchmelze sein. Bei Temperaturen unterhalb dieses Punktes existiert zwar zunächst immernoch ein Dreiphasendreieck Schmelze – Plagioklas – Alkalifeldspat, aber die Tangente anden Punkt der Schmelze schneidet die Rückseite des Dreiecks außerhalb der VerbindungPlagioklas – Alkalifeldspat; die Grenze zwischen den Feldern von Plagioklas und Alkalifeld-spat ist daher eine Reaktionskurve (vergleiche auch Alkemade-Theorem, Seite 62), wobeiPlagioklas mit Schmelze zu Alkalifeldspat reagiert [Teil (f) der Abbildung]. Diese Reak-tionsbeziehung erklärt, weshalb in natürlichen Gesteinen Plagioklase oft Ränder vonAlkalifeldspäten zeigen. Unterhalb von S ist die tiefste Temperatur in den pseudobinärenDiagrammen ein Minimum, das im Alkalifeldspatfeld liegt.

Beim weiteren Abstieg von Schmelzen im Temperaturtal nähern sich die Zusammen-setzungen der koexistierenden Feldspäte immer weiter an, bis sie bei der kritischen Tempe-ratur des ternären Solvus (K’) identisch werden – nur noch ein Feldspat kristallisiert (PunktC ist die Zusammensetzung der koexistierenden Schmelze). Zwischen diesem Punkt undder Alkalifeldspatseite des Diagramms gelten die Phasenbeziehungen von Teil (g) der Abbil-dung.

Demnach gibt es im Bereich niedriger Temperaturen des ternären Feldspatsystems dreiMöglichkeiten der Feldspatbildung: Bei höheren Temperaturen kristallisieren Plagioklaseund Alkalifeldspäte nebeneinander. Zwischen den Punkten S und C bildet sich Alkalifeld-spat als Reaktionssaum um Plagioklas, während unterhalb des kritischen Endpunktes C nurein Alkalifeldspat gebildet wird, der auch etwas Ca enthält. Alle drei Bildungsarten kom-men in der Natur vor. Da natürliche Gesteine jedoch in der Regel komplexere Systeme sind,als es durch ein Dreikomponentensystem repräsentiert werden kann, kommen andere Bil-dungsweisen in der Natur ebenfalls vor. In Rapakivi-Graniten findet man z.B. einen Saumvon Oligoklas um Kalifeldspat, der eine umgekehrte Bildungsweise wie in Abbildung 48(f)vermuten läßt.

Die Phasenbeziehungen der Pyroxene lassen sich im System CaSiO3 – MgSiO3 – FeSiO3 dar-stellen. Da die Pyroxene in der Regel Zusammensetzungen in der unteren Hälfte desSystems aufweisen, beschränkt man sich in der Darstellung dann auch auf diesen Teil. Nor-maler Augit ist monoklin und hat Zusammensetzungen zwischen Diopsid CaMgSi2O6 undHedenbergit CaFeSi2O6 und weniger als 50 Mol% CaSiO3-Komponente. Pigeonit ist eben-falls monoklin und hat typischerweise nur um 11 Mol% CaSiO3. Bei hohen Drücken kannPigeonit in seinem Chemismus zwischen dem Mg- und dem Fe-Endglied variieren; untermäßigen bis geringen Drücken (krustale Niveaus) ist seine Zusammensetzung dagegen aufintermediäre Mg/Fe-Verhältnisse beschränkt. Orthopyroxen hat noch weniger CaSiO3-

67

Phasendiagramme

Komponente, unter magmatischen Bedingungen oft zwischen 4 und 5 Mol%. In seinerZusammensetzung kann er von Enstatit MgSiO3 bis Ferrosilit FeSiO3 schwanken. Das Fe-Endglied ist unterhalb von ca. 11.5 kbar allerdings nicht stabil, sondern wird hier zu Fayalitund Quarz abgebaut.

ABBILDUNG 49 a: Variationsbereich der Zusammensetzung natürlicher Pyroxene. Der ver-botene Bereich (forbidden zone) markiert die Zusammensetzungen, unterdenen natürliche Pyroxene unter niedrigen Drücken instabil sind zugunstenvon Ca-Pyroxen, Fe-reichem Olivin und Quarz; diese Zone wird mit zuneh-mendem Druck kleiner und verschwindet oberhalb von ca. 11.5 kbar.b: schematische Darstellung des pseudobinären Systems der Pyroxene naheder Zusammensetzung Enstatit – Diopsid. Das Feld des bei hohen Tempera-turen stabilen Protoenstatits und ein kleines Feld, in dem Olivin inkongruentschmilzt, sind nicht ausgewiesen. c: Orientierung der Entmischungslamellenin langsam abgekühltem Pigeonit, der sich in Orthopyroxen umwandelt; dieEntmischungslamellen von Augit in Pigeonit (und umgekehrt) sind ungefährparallel (001) orientiert, die Entmischungslamellen von Augit in Orthopyro-xen (und umgekehrt) parallel (100).

Wenn man zu den Mg-reichen Pyroxenen FeSiO3 hinzufügt, werden die Schmelztempera-turen erniedrigt, ohne daß jedoch die Phasenbeziehungen untereinander wesentlichbeeinflußt würden. Zur Vereinfachung kann man daher das System Diopsid – Enstatit alsModell des pseudobinären Mg-Fe-Systems für konstante Mg/(Mg+Fe2+)-Verhältnisse benut-zen (Abbildung 49b). Bei niedrigen Temperaturen ist Enstatit orthorhombisch; bei hohenTemperaturen wird er monoklin (Mg-reicher Pigeonit) und kann dann wesentlich mehrDiopsidkomponente lösen. Diopsidischer Klinopyroxen (in Abbildung 49b als Augitss aus-gewiesen) kann nur eine beschränkte Menge an Enstatitkomponente aufnehmen; bei nied-rigen Temperaturen koexistiert er mit Enstatit, bei hohen mit Pigeonit. Dieses(pseudo)binäre Diagramm hat daher zwei Solvi, einen bei niedrigen Temperaturen (Ensta-tit – Diopsid) und einen bei hohen (Pigeonit – Diopsid). Der Hochtemperatursolvus schnei-det den Solidus; oberhalb besteht ein Eutektikum zwischen Pigeonit und Augitss.

Bei langsamer Abkühlung entmischen die Pyroxene die Komponente, die nicht mehr imGitter gelöst werden kann. Dabei entmischen sich diopsidischer Klinopyroxen undPigeonit auf Ebenen, die fast parallel der (001)-Fläche sind; Orthopyroxen und diopsidi-scher Klinopyroxen entmischen sich auf Ebenen, die fast parallel der (100)-Fläche sind.Infolge hoher Diffusionsgeschwindigkeiten bei hoher Temperatur entwickelt Pigeonitzunächst wenige grobe Entmischungslamellen von Augit, und Augit entmischt Pigeonit;da die (100)-Fläche der Klinopyroxene eine Zwillingsebene ist, bilden solche Zwillingedadurch ein charakteristisches Fischgrätenmuster aus. Bei weiterer Abkühlung invertiertder monokline Pigeonit zum orthorhombischen Enstatit. Jetzt entwickeln sich zahlreiche

CaSiO3

Enstatit [En]MgSiO3

Ferrosilit [Fs]FeSiO3

Augit

Pigeonit

Orthopyroxen

Ca-armerAugit verbotener

Bereich

Diopsid[Di]

Hedenbergit[Hd]

Bronzit Hypersthen

(a) (b) (c)

En Di

L

Augss

Op

x ss

Opxss + Augss(100)

Pigss + Augss(001)

Pigss

c

(001)

(100

) Opx

Aug

68

Magmatische Gesteine

feine Lamellen von Augit ungefähr parallel (100). Solche Erscheinungen lassen sich beson-ders gut in den Pyroxenen aus Lagenintrusionen studieren.

Die Phasengrenzen entlang derVerbindung Diopsid – Enstatit ver-schieben sich im ternären Systemum ca. 6 °C je Prozent Anstieg imFe/(Fe+Mg)-Verhältnis zu niedrige-ren Temperaturen hin. Z.B. liegtdie Inversionstemperatur Pigeonitzu Enstatit + Diopsid bei gut 1300°C im Fe-freien System, bei einemMg/(Mg+Fe)-Verhältnis von 0.7jedoch bei nur noch 1100 °C; überdas gleiche Intervall erniedrigt sichdie kritische Temperatur des Pigeo-nit–Augit-Solvus von 1460 °C auf1300 °C (Abbildung 50).

Subalkalische basaltische Magmenhaben oft Temperaturen um 1200°C und Mg/(Mg+Fe)-Verhältnisseüber 0.7. Die Kristallisation kanndann im Existenzbereich vonAugit + Orthopyroxen beginnen(gepunktete Kurve). Im Verlauf derweiteren Magmenentwicklungwird jedoch Pigeonit stabil undkristallisiert anstelle des Ortho-pyroxens. Bei langsamer Abküh-lung wird der Pigeonit schließlichwieder in Orthopyroxen invertie-ren. Die Phasenbeziehungen bei1200 °C sind in Abbildung 51 dargestellt. Pigeonit ist demnach Fe-reicher als der koexistie-rende Enstatit; außerdem ist die kotektische Schmelze, die mit Augit und Pigeonit imGleichgewicht steht, erheblich Fe-reicher als die Pyroxene.

ABBILDUNG 51 Schnitt bei 1200 °C und 1 bar durch das System Diopsid – Hedenbergit – En-statit – Ferrosilit.

0 0.1

Aug + Opx

0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0800

1000

1200

1400

1.0 0.9 0.8 0.7 0.6 0.5 0.4 0.3 0.2 0.1 0

Mg/(Mg + Fe)

Fe/(Fe + Mg)Te

mp

erat

ur [

8C]

Pig

1 Cpx2 Cpx

ABBILDUNG 50 Variation der Temperatur von Phasen-grenzen der Pyroxene mit dem Mg/(Mg+Fe)-Verhältnis.Die gepunktete Linie markiert den typischen Fraktionie-rungspfad eines basaltischen Magmas. Die langgestri-chelte Kurve zeigt die minimale Stabilitätsgrenze vonPigeoniten an, die zusätzliche Hauptelemente (außer-halb des Systems Di – Hd – En – Fs) enthalten. Die ande-re gestrichelte Kurve und der gestrichelte Bereichmarkieren Zusammensetzungen von Pyroxenen bei ho-hen Fe/(Fe+Mg)-Verhältnissen innerhalb des bei gerin-geren Drücken existierenden verbotenen Bereiches.

Di

En Fs

Hd

L

Aug

Pig

Aug + Opx+ Pig

Opx

Aug + Pig + L

Pig +Opx

Aug+ Opx

Aug+ Pig

Pig +

L

Aug

+ L

69

Phasendiagramme

Magmen enthalten natürlich viel mehr Komponenten als die, die im Pyroxentrapez darge-stellt werden. Diese Komponenten verursachen eine Schmelzpunkterniedrigung. Da sieaber meist nur in geringem Umfang oder gar nicht in die Pyroxenstruktur eintreten kön-nen, ändern sie die Phasenbeziehungen der Pyroxene im Subsolidus nicht erheblich, sodaß sich die Pyroxene oft zur Interpretation der Subsolidusgeschichte von Plutoniten (undvon Metamorphiten) eignen. In Abbildung 52 sind die Solvi von Orthopyroxen – Augitund Pigeonit – Augit sowie die Reaktion von Pigeonit zu Orthopyroxen + Augit für 1 barund 15 kbar in das Pyroxentrapez projiziert.

ABBILDUNG 52 Phasenbeziehungen zwischen Augit und Orthopyroxen, Augit und Pigeonitbzw. (im Dreiphasendreieck) zwischen Augit, Pigeonit und Orthopyroxenbei verschiedenen Temperaturen. a: für 1 bar; Konoden sind nur für 1200 °Ceingetragen; b: für 11.5 kbar

Die 1200 °C-Isotherme zeigt, daß bei 1 bar für Fe/(Mg+Fe) > 0.85 Augit und Orthopyroxenentlang dieses Solvus koexistieren. Bei wenig größeren Fe/(Mg+Fe)-Verhältnissen tritt ineinem Dreiphasendreieck zusätzlich Pigeonit in die Paragenese ein, wobei dieser die Fe-reichste Phase ist. In Pauschalzusammensetzungen mit einem noch höheren Fe/(Mg+Fe)steht Pigeonit mit einem zweiten Pyroxen im Gleichgewicht. Der Pigeonit–Augit-Solvuswird mit steigendem Fe/(Mg+Fe) immer kleiner, bis bei einem Wert um 0.6 nur noch einPyroxen existiert, der Ca-arme Augit („subcalcic augite“). Die gestrichelte Kurve markiertwieder die Grenze der „forbidden zone“. Für T = 1100 °C sind die Phasenbeziehungen ähn-lich; die Solvi weiten sich aber aus, so daß Augit einen höheren Ca-Gehalt hat als bei 1200°C und Orthopyroxen sowie Pigeonit einen niedrigeren. Die Solvi lassen sich daher prinzi-piell als Geothermometer verwenden. Ist in dem Gestein nur ein Pyroxen vorhanden, läßtsich allenfalls eine minimale Kristallisationstemperatur angeben. Z.B. liegt Punkt X im obe-

0 10 20 30 40 50 60 70

polythermale Begrenzungdes verbotenen Bereichs

80 90 100

En

Di Hd

Fs

10

20

30

Mol

-%

40

(a) 1atm

800°

900°

1000

°

1100°1200°

700°

700°

600°

600°

500°800°

800°

900°

900°

1000°

1000°

1100°

1100°

500°

Aug+ Opx

1200°

Aug+ Pig

1200°

50 7525

25 25

En

Di Hd

Fs

Mol

-%

(b) 1.5 GPa

1400°

700°600°

800°900°1000°1100°1200°

1300°

1300°1400°1200° 1100° 1000° 900° 800° 700° 600°

X

70

Magmatische Gesteine

ren Teildiagramm auf der 1000 °C-Isothermen; unterhalb dieser Temperatur hätte sichzusätzlich Orthopyroxen ausscheiden sollen.

Bei höherem Druck (unterer Teil der Abbildung 52) verschiebt sich der Augit–Orthopyro-xen-Solvus und damit das Dreiphasendreieck zu Fe-reicheren Zusammensetzungen, undder Augit–Pigeonit-Solvus wird kleiner. Gleichzeitig nimmt der Ca-Gehalt der Pigeonite zu.Der verbotene Bereich ist oberhalb von 11.5 kbar nicht mehr existent. Komponenten wieAl, Ti, Fe3+ oder Na beeinflussen diese Stabilitätsbeziehungen deutlich, weil sie relativ vonPigeonit in geringerem Umfang aufgenommen werden können als von Augit und Ortho-pyroxen. Wenn die Summe dieser Komponenten »2% überschreitet, kann Abbildung 52nur noch mit Einschränkungen zur Temperaturabschätzung verwendet werden.

2.3.5 P–T-Diagramme

P–T-Diagramme werden verwendet, um für feste Zusammensetzung das Auftauchen undVerschwinden von Phasen zu beschreiben. Da die Zusammensetzung festgelegt ist, könnennur Gleichgewichtsreaktionen betrachtet werden. Die Aussagekraft solcher Diagrammewird mit Hilfe von Abbildung 53 diskutiert.

Der Solidus markiert den Beginn der Aufschmelzung bzw. das Ende der Kristallisation; beitrockenen Gesteinen und mäßigen Drücken nimmt seine Temperatur mit P zu, wobei dieSteigung gegeben ist durch die Clapeyron-Gleichung [GL 14], die sich mit TDS = DH zurClausius-Clapeyron-Gleichung umschreiben läßt:

[GL 17]

Darin ist DHF die molare Schmelzwärme, DV die molare Volumenänderung beim Schmel-zen und T die Temperatur in K. Um ein Gestein aufzuschmelzen, muß ihm Energie zuge-führt werden. DHF ist daher immer positiv. Die Volumenänderung beim Aufschmelzen istim allgemeinen ebenfalls positiv. Daher gilt dies auch für dP/dT; typische Werte sind0.1±0.05 kbar pro °C.

Ein Magma beginnt am Liquidus zu kristallisieren; meist ist es ein einziges Mineral, das die-sen Beginn markiert. Die Steigung des Liquidus ist ebenfalls positiv, aber sie ist nicht iden-tisch mit der des Solidus. Die Größe des Kristallisationsintervalls variiert daher mit P. DieKristallisationsfelder der verschiedenen Minerale sind am Beispiel eines tholeiitischenBasalts in Abbildung 53 durch Kurven zwischen Liquidus und Solidus gekennzeichnet. DerName des Minerals mit dem Zusatz „out“ befindet sich stets an der Seite der Kurve, an derdas Mineral aus dem System verschwunden ist. Vielfach wird die „out“-Seite auf der Seitehöherer Temperatur liegen. Die Kristallisationsabfolge für 4 kbar lautet: Plagioklas [1220°C], Plagioklas + Olivin [1190 °C], Plagioklas + Olivin + Ca-reicher Klinopyroxen [1170 °C].An einigen Phasengrenzen steht „out“ auf der Seite der niedrigen Temperatur. Z.B. erreichtdie Kristallisation bei 6 kbar und 1120 °C eine Olivin „out“-Kurve, unterhalb der Olivinnicht mehr stabil ist, weil er mit der Schmelze zu Klinopyroxen reagiert.

Die Art der ausgeschiedenen Minerale hängt natürlich auch vom Druck ab. So kristallisiertOlivin aus dem tholeiitischen Basalt nur unterhalb von 5 – 7 kbar aus. Die Granat „out“-Kurve kreuzt den Solidus bei etwa 12 kbar und den Liquidus bei 28 kbar. Das heißt, daßGranat bei Drücken ³28 kbar am Liquidus kristallisiert, daß er zwischen 28 und 12 kbarspäter kristallisiert und daß er bei niedrigeren Drücken gar nicht mehr auftritt.

Wie bereits bei den Alkalifeldspäten (Abbildung 34) gesehen, werden Solidus und Liquidusdurch die Zugabe von Wasser erniedrigt. In Abbildung 54 ist dies für die Schmelzkurve vonForsterit gezeigt. Die trockene Schmelzkurve hat eine positive Steigung, die in Gegenwartvon überschüssigem H2O eine negative. Die Dampfphase, die mit Forsterit und Schmelzekoexistiert, ist fast reines H2O (mit einigen Prozent Silikatanteil). Bei 10 kbar liegt dertrockene Schmelzpunkt von Forsterit bei 1938 °C. Bei dieser Temperatur müssen die Gibbs-

dPdT

H

T VF=

´´

´ ´=

´ ´( )´

= ´ ´ ´ = ´é

ëêê

ù

ûúú

-

-

-- - - -D

DJ mol

K m mol

kg m s

K mkg m s K Pa K

1

3 1

2 2

31 2 1 1

71

Phasendiagramme

schen freien Energien von Forsterit und Schmelze identisch sein. Wenn diesem Gleichge-wicht ein kleiner Anteil H2O zugefügt wird, löst es sich nur in der Silikatschmelze, derenGibbssche freie Energie dadurch herabgesetzt wird – andernfalls hätte sich das Wasser nichtin der Silikatschmelze gelöst. Dadurch wird GFo > GL. Das ursprüngliche Gleichgewichtzwischen Forsterit und Schmelze ist also zerstört worden, und ein neues Gleichgewichtstellt sich ein, indem die Temperatur erniedrigt wird. Die Temperaturabhängigkeit von Gergibt sich zu (¶G/¶T)P,X = –S, wobei S für die molare Entropie der Phase steht; die tiefgestell-ten P und X bedeuten, daß die Gleichung für konstanten Druck und konstante Zusammen-setzung gilt. S ist positiv und SL > SFo. Eine Temperaturerniedrigung wird daher GL um einengrößeren Betrag erhöhen als GFo, so daß die freien Energien beider Phase bei irgendeinerniedrigeren Temperatur wieder identisch werden.

Je mehr H2O der Schmelzezugefügt wird, desto stärkerwird die Schmelztempera-tur des Forsterits erniedrigt,b i s i rgendwann dieSchmelze an H2O gesättigtist; dies ist bei der Tempera-tur von Punkt E im rechtenTei l von Abbi ldung 54erreicht. Zusätzliches H2Okann dann nur noch alsfluide Phase der Zusammen-setzung F existieren. DieserPunkt (1520 °C bei 10 kbar)liegt auf der Kurve B im lin-ken Teil dieser Abbildung.Das Gleichgewicht auf die-ser Kurve entspricht derReaktion (Mg2SiO4)F o +(H2O)F l u i d (Mg2SiO4,H2O)L., wobei (Mg2SiO4,H2O)L für die wasserhaltigeSchmelze s teht . DiesesGleichgewicht entsprichtalso einer Reaktion zwi-schen Forsterit und H2O.Die Steigung dieser wasser-haltigen Schmelzkurve istnegativ. Da die molareSchmelzwärme positiv ist,muß die negative Steigungaus einem negativen DVresultieren. Es ist einleuch-tend, daß das Volumen vonForsterit + fluider Phase grö-ßer ist als das der wasserhaltigen Schmelze. Bei niedrigen Drücken hat die Steigung dieserSoliduskurve einen kleinen negativen Wert, bei hohen Drücken einen großen. Das liegtdaran, daß die fluide Phase sehr viel stärker kompressibel ist als Schmelze und feste Phase.Mit zunehmendem Druck muß daher die Volumenänderung der Reaktion geringer wer-den, weil das Volumen der fluiden Phase um einen immer geringeren Betrag abnimmt. Beisehr hohen Drükken ändert sich sogar das Vorzeichen von DV, d.h. das Molvolumen vonForsterit + fluider Phase wird kleiner als das der wassergesättigten Schmelze. Bei Drückenoberhalb von vielleicht 30 kbar nimmt dann der Schmelzpunkt H2O-haltiger Gesteine mitdem Druck wieder zu.

1000

0.5

1200 1400 1600Temperatur [8C]

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

Dru

ck [

GPa

]

SOLI

DU

S

LIQ

UID

US

Ol out

Plou

t

Grtou

tGrt

out

Plou

t

SiO 2

out

L

Cpx +

Grt

+ LCpx + Grt + Ct + L

Cpx + Grt + Pl + L

Ol outPl + Ol + L

Pl + L

Px out

Pl +Px +

Ol + L

Cpx +Pl + L

Cpx +

L

ABBILDUNG 53 P–T-Diagramm für trockenes Schmelzen vontholeiitischem Basalt; Cpx = diopsidischer Klinopyroxen, Ct =Coesit, Ga = Granat, Lq = Schmelze, Ol = Olivin, Pl = Plagioklas,Qz = Quarz

º

72

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 54 links: P–T-Diagramm für trockenes Schmelzen (Kurve A) und Schmelzen beiGegenwart von überschüssigem H2O (Kurve B). rechts: T–X-Diagramm bei10 kbar für das System Forsterit – H2O

In einem System mit 75% Forsterit und 25% H2O beginnt die Aufschmelzung bei P = 10kbar bei T = 1520 °C unter Bildung einer Schmelze mit ca. 16% H2O und einer H2O-reichenfluiden Phase. Durch die Reaktion wird der gesamte Forsterit verbraucht. Für ein Gesteinmit nur 1% H2O beginnt die Aufschmelzung bei derselben Temperatur unter Bildung einerSchmelze mit ebenfalls ca. 16% H2O, wobei das gesamte Wasser in die Schmelze eintritt.Oberhalb dieser Temperatur liegen nur noch Forsterit und Schmelze nebeneinander vor.Weitere Temperaturerhöhung führt zum allmählichen Aufschmelzen des Forsterits,wodurch sich natürlich der H2O-Gehalt der Schmelze verringert. Bei ca. 1900 °C ist dergesamte Forsterit aufgeschmolzen, und die Schmelze enthält 1% H2O. Die Schmelzbezie-hungen in diesem System illustrieren das Aufschmelzverhalten natürlicher Gesteine, dieaus H2O-freien Mineralen + einem kleinen Anteil an Wasser bestehen.

Ein anderer Typ des Aufschmelz-verhaltens liegt in Systemen vor,in denen Minerale auftreten, dieH2O im Kristallgitter enthalten.Die Phasenbeziehungen lassensich wieder mittels eines binärenSystems erläutern (Abbildung 55):In einem System MO – H2Omögen zwei Minerale auftreten,ein wasserfreies der Zusammen-setzung MO [A] und ein wasser-haltiges der Zusammensetzung(MO)2´H2O [H]. Im Subsoliduskommen beide Phasen gemein-sam in H2O-armen Gesteinen vor,während unter H2O-reichenBedingungen das Mineral Hneben einer fluiden Phase auf-tritt. Gesteine, in denen A und Hvorhanden sind, beginnen in die-sem Beispiel bei T = 1430 °C auf-zuschmelzen; H schmilzt inkon-gruent unter Bildung von A undeiner wasseruntersät t ig tenSchmelze. Dieses einfache Bei-spiel läßt sich zu der Aussage verallgemeinern, daß in H2O-armen Gesteinen die Auf-

10

1400

Fo + V

20

1300 1500 1700 1900 20 40 602100Temperatur [8C]

Tem

per

atur

[8C

]

Gewichts-%

30

Dru

ck [

kbar

]L + V

FoL

E

SystemFo–H2O System

Fo

BA

80

1520

1600

1700

1800

1938

2000

Fo H2O

Fo + V

L + VFo+ L

L

G

D

F

H

V

I

MO

Tem

per

atur

[8C

]

A + H

A + Lq

1700

1600

1500

1400

Lq

Lq + Vap

Vap

H + Vap

H2O(MO)23H2O

H +Lq

ABBILDUNG 55 Idealisierte Schmelzbeziehungen in ei-nem System mit wasserhaltiger Phase bei festem Druck; A= wasserfreie Phase, H = OH-haltige Phase, Lq = Schmel-ze, Vap = fluide Phase

73

Phasendiagramme

schmelzung erst beginnt, wenn ein OH-haltiges Mineral abgebaut wird; diese Aufschmel-zung findet bei einer höheren Temperatur statt, als es dem H2O-gesättigten Solidus desSystems entspricht.

ABBILDUNG 56 links: P–T-Diagramm für das Aufschmelzen eines tholeiitischen Basalts mitüberschüssigem H2O; Amp = Amphibol, Cpx = Ca-reicher Klinopyroxen,Coe = Coesit, Grt = Granat, Ky = Disthen, Ol = Olivin, Pl = Plagioklas, Qtz =Quarz; rechts: Aufschmelzung von H2O-haltigem tholeiitischem Basalt beiAbwesenheit einer fluiden Phase; im Subsolidus zwischen 2 und 25 kbar istdas gesamte H2O im Amphibol enthalten; die Aufschmelzung beginnt nichtvor dem Abbau des Amphibols.

Die linke Hälfte von Abbildung 56 zeigt ein P–T-Diagramm eines H2O-gesättigten tholeiiti-schen Basalts mit Solidus, Liquidus und den Phasengrenzen einiger Minerale. Beim Auf-schmelzen tritt dann eine freie fluide H2O-Phase auf. Solidus und Liquidus sind gegenüberden Lagen im trockenen System zu erheblich tieferen Temperaturen hin verschoben. Soliegt z.B. der trockene 15 kbar-Solidus bei 1200 °C, der im H2O-gesättigten System aber beinur 640 °C, während unter den gleichen Bedingungen der Liquidus von 1320 °C auf 1070°C erniedrigt wird. Da der Solidus stärker erniedrigt wurde als der Liquidus, ist das Kristal-lisationsintervall im H2O-gesättigten System erheblich größer – um mehr als das Dreifachebei 15 kbar.

Beachtung verdient das weite Feld der Amphibolkristallisation unter H2O-gesättigtenBedingungen, dessen Begrenzung durch die „Amp out“-Kurve gegeben ist. Bei Drückenvon 10 – 20 kbar erstreckt es sich bis fast an den Liquidus. Unterhalb von ca. 2 kbar sowieoberhalb von 20 – 25 kbar ist Amphibol in basaltischen Magmen nicht stabil. Auch diePhasengrenzen der trockenen Minerale sind zu niedrigeren Temperaturen hin verschoben,wobei die Änderung für den Plagioklas besonders bemerkenswert ist. In trockenen Basalt-schmelzen erscheint der Plagioklas bis zu ca. 15 kbar am oder nahe dem Liquidus (verglei-che Abbildung 53). Unter H2O-gesättigten Bedingungen kristallisiert Plagioklas jedochnäher des Solidus, d.h. er ist ein spät kristallisierendes Mineral. Der rechte Teil von Abbil-dung 56 zeigt den Liquidus eines ähnlichen H2O-haltigen Basalts. Zwischen 2 und 26 kbarsoll das gesamte H2O in Amphibol fixiert sein, so daß sich keine freie fluide Phase bildenkann. In diesem Fall wird der Basalt erst aufzuschmelzen beginnen, wenn der Amphibol zueiner trockenen Phase und einer fluiden Phase abgebaut wird, d.h. die „Amp out“-Kurve ist

Amphibol out

600

5

Amp+Cpx+Pl+L

10

15

20

25

30

35

40

800 1000 1200

600

Temperatur [8C]

Temperatur [8C]

Dru

ck [

kb]

Dru

ck [

kb]

Solid

us

Solidus

Liqu

idusKy

out

Coe

out

Qtz

out

Amp+Cpx+L

Pl out

Pl out

Grt out

Amp+Grt+Cpx+L

Amp out

Cpx+Grt+L

Cpx+Grt+Ky+LCpx+Grt+Ky+Coe+L

Ol+Cpx+L

Ol+L

Ol out

Cpx out

Amp out

L

Cpx+L

L

Ol o

ut

800 1000 1200 1400

10

20

30

40

Solid

us

Solidus

Solidus

Liqu

idus

74

Magmatische Gesteine

identisch mit dem Solidus des Gesteins. Die entstehende fluide Phase enthält zwar mehrH2O als der Amphibol, ist aber dennoch H2O-untersättigt. Oberhalb von 26 kbar enthältdas Gestein nur noch trockene Minerale. Unterhalb des Solidus muß das vorhandene H2Odaher als freie fluide Phase existieren. Die erste Schmelze entsteht dann unter H2O-gesät-tigten Bedingungen, wobei wegen des geringen H2O-Gehaltes auch nur kleine Mengen sol-cher Schmelze entstehen können. Falls die Schmelze bei 26 kbar ca. 25 Gew.% H2O lösenkann, das Gestein aber nur 1% H2O enthält, können am Solidus nur 4% H2O-gesättigteSchmelze entstehen. Der Aufschmelzgrad kann erst durch eine Temperaturerhöhung grö-ßer werden, wobei die Schmelze zunehmend stärker H2O-untersättigt wird.

Das System Mg2SiO4 – CaMgSi2O6 – SiO2 eignet sich zur Darstellung der Aufschmelzungvon Gesteinen im Erdmantel. Abbildung 57 zeigt das trockene System zunächst bei 1 bar.In diesem System existieren bei diesem Druck drei Pyroxene – Diopsid, Pigeonit und(Proto)Enstatit, die beschränkt Mischkristalle miteinander bilden (vergleiche auch Abbil-dung 52); das ist durch die durchgezogenen Teile der Verbindungslinie Diopsid – Enstatitmarkiert. Der rechte Teil der Abbildung zeigt die Phasenbeziehungen dicht unterhalb desSolidus mit Konoden zwischen koexistierenden Mineralen. Die Verbindungslinie zwischenDiopsid und Enstatit teilt die Mineralparagenesen in solche mit Olivin und solche mitSiO2, wobei die olivinreichen Paragenesen Peridotite des Erdmantels repräsentieren, diepyroxenreichen mit wenig Olivin für Olivintholeiit (ohne Plagioklas) stehen und die pyro-xenreichen mit wenig Quarz für Quarztholeiit.

ABBILDUNG 57 Das System Forsterit [Fo] – Diopsid [Di] – SiO2 bei 1 bar; Pg = Pigeonit, Cr =Cristobalit, Tr = Tridymit. links: Darstellung von peritektischer und eutekti-schen Linien; R = peritektischer Reaktionspunkt, T = ternäres Eutektikum;rechts: Skizzierung der Subsolidusbeziehungen

In einem Gestein der Pauschalzusammensetzung X (linker Teil von Abbildung 57) bildetsich die erste Teilschmelze am peritektischen Punkt R; sie ist quarznormativ und würde beider Kristallisation zum eutektischen Punkt T wandern. Bei der partiellen Aufschmelzungim Gleichgewicht verbleibt die Schmelze an Punkt R, bis Diopsid aufgebraucht ist. Je nachMineralzusammensetzung des Ausgangsperidotits können auf diese Weise große Mengenan identisch zusammengesetzter Schmelze entstehen. Wenn dasselbe Gestein bei einemDruck von 20 kbar – also tatsächlich unter Bedingungen des Erdmantels – aufgeschmolzenwird, liegt die Zusammensetzung der ersten Schmelze links von der Verbindungslinie zwi-schen Diopsid und Enstatit, also auf der Seite des Olivins (linker Teil von Abbildung 58) imPunkt R. Dies ist aber nach wie vor ein peritektischer Punkt, weil er außerhalb derVerbindungslinien durch Olivin – Enstatit (Punkt b) und Diopsid (Punkt a) liegt2–8. Bei Auf-

Fo

Gewichts-%

SiO21695°

1713°1697°

1695°1557°En 1543°

1890°

50

1697°

1400°1425°

1470±10°

1371±1°

1391.5°C

1388.5°Di

Pg

MM?

Di

1390°

Pr

Pr

Fo

R E

zwei Schmelzen

Cr

TrR

SQ

50

50

T1373°

X

Pige

onit

SiO2Mg2SiO4

CaMgSi2O6

MgSiO3Fo+En

Fo+En+Pig

Fo+Pig+Di

Di+SiO2

Pig+Di+SiO2

Pig+SiO2

Pig+En+SiO2

En+SiO2

Fo+Pig

Fo+D

i

75

Phasendiagramme

schmelzung eines Gesteins der Zusammensetzung m (oder irgendwo innerhalb des durchForsterit – b – a gebildeten Dreiecks) verbleibt die Zusammensetzung der Schmelze solangein R, bis aller Diopsid aufgeschmolzen ist. Diese Teilschmelze ist jetzt allerdings nichtquarz-, sondern olivinnormativ; beim Kristallisieren würde sie entlang der eutektischenLinie unter Ausscheidung von Diopsid und Forsterit bis zum binären Eutektikum dieserbeiden Minerale wandern. Für ein Gestein der Zusammensetzung m können in R ca. 30%Schmelze entstehen, bevor der Diopsid verbraucht ist; die Zusammensetzung des residua-len Peridotits wandert dabei von m nach r.

ABBILDUNG 58 Das System Forsterit [Fo] – Diopsid [Di] – SiO2; links: die Lage der kotekti-schen Linie bei 20 kbar; infolge der Mischkristallbildung der Pyroxene liegtdie Zusammensetzung des Diopsids in Punkt a, die des Enstatits in Punkt b;man beachte, daß entlang der kotektischen Linie, die zwischen Fo und Enbeginnt und bis Punkt S geht, Enstatit kongruent schmilzt (vergleiche Abbil-dung 30, Seite 46); rechts: Phasenbeziehungen bei 20 kbar unter Gegen-wart von überschüssigem H2O bzw. überschüssigem CO2

Im rechten Teil von Abbildung 58 sind die Phasenbeziehungen für das H2O- bzw. CO2-gesättigte System skizziert. Für das H2O-gesättigte System wird die Schmelztemperatur umca. 400 °C erniedrigt. Außerdem ist diese Schmelze wesentlich SiO2-reicher als die untertrockenen Bedingungen gebildete. In einem System, das CO2-gesättigt ist, beginnt die Auf-schmelzung bei nur wenig gegenüber dem trockenen System erniedrigter Temperatur, unddie Schmelzen sind SiO2-ärmer.

Die tatsächlichen Aufschmelzverhältnisse im Erdmantel sind sicherlich wesentlich kom-plexer, weil zusätzliche Komponenten (insbesondere Fe, Al und Na) einen nicht zu ver-nachlässigenden Einfluß auf die Phasenbeziehungen haben. Diese einfachen Betrachtun-gen sollten jedoch gezeigt haben, daß die primären Schmelzen des Erdmantels weltweit

2–8. Wenn eine Schmelze z.B. der Zusammensetzung m abkühlt, wird in R der Enstatit instabil. Beiweiterer Abkühlung kann sich die Schmelze im Temperaturgefälle nur entlang der kotektischen Linieins binäre Eutektikum Forsterit – Diopsid entwickeln, entlang der Enstatit fehlt.

CaMgSi2O6

SiO2

SiO2Mg2SiO4 MgSiO3

Gewichts-%

s

n

m

aR

1640°C

Enst

atit

Dio

psid

20 kb

br

Forst

erit

Kurve auf Liquidus

Kurve auf Solidus

Kristallisations- und Schmelzpfad

Fo14108C En 12958C 10208C

SiQtz

9608C

EnFo

Fo En

Di

Di

12208C

12108C

12408C

Di

für H2O imÜberschuß

für CO2 imÜberschuß

15808C

76

Magmatische Gesteine

recht ähnlich zusammengesetzt sein können; Tiefe der Aufschmelzung und die Gegenwartoder Abwesenheit von Fluiden sind für die beobachteten Unterschiede verantwortlich.

2.3.6 Die Bedeutung des Redoxverhältnisses

Elemente wie Fe, Cr, V, U, S und andere kommen in Gesteinen in verschiedenen Oxidati-onszuständen vor, die durch den Partialdruck (Fugazität2–9) des Sauerstoffs kontrolliert wer-den. Sauerstoff ist zwar die bei weitem häufigste Komponente in Gesteinen und Sili-katschmelzen; der Anteil von dampfförmigem Sauerstoff im Gleichgewicht mit solchenSchmelzen ist allerdings verschwindend gering. Trotzdem können geringe Variationen derO2-Fugazität (ƒO2) erhebliche Änderungen im Mineralbestand hervorrufen und dadurchden magmatischen Fraktionierungspfad beeinflussen (vergleiche Abbildung 13, Seite 25).Änderungen im Mineralbestand als Folge von Änderungen in ƒO2 werden vornehmlichdurch Änderungen im Oxidationszustand des Eisens hervorgerufen. So sind z.B. Hämatitund Magnetit verbunden durch die Reaktion

2 Fe3O4 + 0.5 O2 3 Fe2O3

oder Fayalit und Magnetit durch

3 Fe2SiO4 + O2 2 Fe3O4 + 3 SiO2.

Die Gleichgewichtskonstante der letzten Reaktion läßt sich formulieren als:

[GL 18]

Wenn DG der Reaktion und die Aktivitäten von Magnetit, Quarz und Fayalit bekannt sind,läßt sich K als Funktion der Temperatur errechnen (Die Druckabhängigkeit ist nicht sehrgroß.). Da Quarz stets eine reine Phase ist, ist seine Aktivität = 1, solange er als feste Phasevorhanden ist. Die Aktivitäten von Magnetit und Fayalit müssen in der Regel aus ihrerZusammensetzung ermittelt werden. Nehmen wir vorübergehend an, daß sie ebenfallsreine Phasen sind, dann reduziert sich GL 18 zu

[GL 19]

wobei QFM für Quarz – Fayalit – Magnetit steht. Eine Auftragung von log ƒO2 gegen dieTemperatur für diese und einige andere Reaktionen ist in Abbildung 59 dargestellt.

GL 19 besagt, daß wenn ein Gestein Quarz, Fayalit und Magnetit enthält, sein ƒO2 durchdie Temperatur bestimmt wird. Bei konstanter Temperatur muß ƒO2 dann festgelegt sein;man spricht daher von einem Puffer [QFM-Puffer]. Andere wichtige Puffer sind die in derAbbildung aufgetragenen sowie der Ni–NiO-Puffer (NNO), der zwischen HM und QFM liegt.Die Puffer QFM, MW und NNO werden in der experimentellen Petrologie eingesetzt, umƒO2 einzustellen, da sie den ƒO2-Bereich umfassen, der in natürlichen Gesteinen der Erd-kruste und des oberen Erdmantels beobachtet wird. Die meisten magmatischen Gesteinebilden sich in der Nähe des QFM-Puffers. Durch Reaktionen wie die in Abbildung 59 aufge-tragenen läßt sich ermitteln, welche Minerale miteinander auftreten können und welchenicht. So gibt es keine Bedingungen, welche die gleichzeitige Kristallisation von Hämatitund Fayalit erlauben; Hämatit ist nur bei Bedingungen oberhalb der Kurve für den HM-Puf-

2–9. Bei den hohen Drücken, denen Gase und Fluide in der tieferen Erdkruste und im Erdmantel aus-gesetzt sind, gilt die ideale Gasgleichung nicht, und der reale Druck (Fugazität) ist durch Multiplika-tion des idealen Druckes mit einem Fugazitätskoeffizienten zu korrigieren. Die Fugazität ist demnachder „thermodynamisch wirksame Druck“ eines Gases oder Fluids, ähnlich wie die Aktivität die ther-modynamisch wirksame Konzentration ist.

º

º

Ka a

a O

GRT

Mt Qtz

Fa

=( ) ´ ( )

( ) ´ ¦= -æ

èçöø÷

2 3

32

expD

ln ¦ =O

GRT

QFM

2D

77

Phasendiagramme

fer stabil, Fayalit nur unterhalb der Kurve für den QFM-Puffer. In der Tat findet man dieseMinerale in der Natur nicht nebeneinander vorkommend.

In vielen Fällen ist es prinzipiellmöglich, aus dem Mineralbestandeines Gesteins auf den Sauerstoff-part ia ldruck se iner Bi ldungzurückzuschließen bzw. zumin-dest auf die Bedingungen der letz-ten Gleichgewichtseinstellung.Verschiedene Mineralparagene-sen sind zu diesem Zweck unter-sucht worden, wobei der größteErfolg koexistierendem Magnetitmit Ilmenit beschieden war.

Viele Gesteine enthalten sowohleinen Ilmenit–Hämatit- als aucheinen Magnetit–Ulvöspinell-Mischkristall. Diese Phasen lassensich im Dreieck FeO – TiO2 – O2darstellen (Abbildung 60 links);sie stehen durch folgende Redox-gleichgewichte in Zusammen-hang:

3 Fe2TiO4 [Ulvöspinell] + 0.5 O2 3 FeTiO3 [Ilmenit] + Fe3O4

[Magnetit]

2 Fe3O4 [Magnetit] + 0.5 O2 3 Fe2O3 [Hämatit]

Bei niedrigem ƒO2 ist die Spinell-phase reich an Ulvöspinell undkoexistiert mit einer rhomboedri-schen Oxidphase, die reich anIlmenit ist. Mit zunehmendem ƒO2 erhöhen sich der Magnetitanteil im Spinell und derHämatitanteil im Ilmenit. Die Zusammensetzungen dieser Phasen sind außerdem tempera-turabhängig, während der Druck keine maßgebliche Rolle spielt. Es ist daher möglich,sowohl ƒO2 als auch die Temperatur der letzten Gleichgewichtseinstellung zu bestimmen.Die Zusammensetzung der Phasen, die dazu bekannt sein muß, läßt sich mit der Elektro-nenstrahlmikrosonde messen. Mit diesen Daten lassen sich T (innerhalb von vielleicht ±30°C) und ƒO2 (innerhalb von vielleicht einer Zehnerpotenz) aus dem Diagramm in Abbil-dung 60 rechts als Schnittpunkt von zwei Kurven ablesen, einer für Magnetit – Ulvöspinellund einer anderen für Ilmenit – Hämatit. In der Praxis ergeben sich allerdings Komplika-tionen, z.B. dadurch, daß bei langsamer Abkühlung sowohl die Spinell- als auch die rhom-boedrische Phase Entmischungslamellen ausbilden (Hämatit in Ilmenit und umgekehrt,Ulvöspinell in Magnetit und umgekehrt). Postmagmatische Oxidation kann zur Bildunganderer Phasen führen; so wird die Spinellphase oft zu Magnetit + Ilmenit oxidiert, wobeider letztere Lamellen in der Spinellphase bildet, die Entmischungslamellen ähnlich sind.Da die gegenseitige Löslichkeit zwischen Magnetit und Ilmenit bei magmatischen Tempe-raturen gering ist, weiß man dann zumindest, was den Oxidmineralen geschehen ist. Rech-nerisch läßt sich die ursprüngliche Zusammensetzung des Magnetits dann trotzdem wiederermitteln.

-5

-10

-15

800 900 1000 1100

WI

MW

QFM

HM

1200TEMPERATUR [8C]

LOG

fO

2 [b

ar]

3Fe2O3

2Fe3O4 + 1 /2O

2

ABBILDUNG 59 Abhängigkeit von ƒO2 (dekadischerLogarithmus) von der Temperatur für die Puffer Hämatit –Magnetit [HM], Quarz – Fayalit – Magnetit [QFM],Magnetit – Wüstit [MW] und Wüstit – Eisen [WI]

º

º

78

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 60 links: Variationsbereich der Zusammensetzung von Hämatit–Ilmenit-Misch-kristallen (rhomboedrisch) und Magnetit–Ulvöspinell (kubisch; Magnetit istein „inverser Spinell“, bei dem die Hälfte des dreiwertigen Fe Tetraeder-plätze im Gitter besetzt, die andere Hälfte zusammen mit dem zweiwertigenFe Oktaederplätze); Konoden verbinden koexistierende Phasen; die gestri-chelte Linie markiert Addition von Sauerstoff zu Ulvöspinell; rechts: Projekti-on der Zusammensetzungen von Hämatit–Ilmenit- und Magnetit–Ulvöspinell-Mischkristallen [Mol%] auf die ƒ O2–T-Ebene.

O2FeO

TiO2

FeTiO3

Fe2TiO4

Rutil

(Ilmenit)

(Ulvöspinell)

Fe3O4 (Magnetit)

Fe2O3 (Hämatit)

Spin

ell-

Mis

chkr

ista

lle

rhom

boed

risch

eM

isch

kris

talle

500 600 700 800 900 1000 1100Temperatur [8C]

25

20

15

10

5

-Lo

g10

fO2

Mt 100

Häm10

0

Mt 80U

sp 20

Mt 90

Usp 10

Mt 70Usp 30

Mt 60Usp 40

Mt15Usp85

Häm1Ilm99

Häm15

Ilm85

Häm10

Ilm90

Häm5Ilm

95

Häm3Ilm

97

Mt20Usp80

Mt30Usp70

Mt40Usp60

Mt50Usp50

79

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4 Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.1 Gesteine des oberen Erdmantels

Viele Geowissenschaftler sehen die Gesteine des oberen Erdmantels als Magmatite an,obwohl sie oft metamorphe Gefüge zeigen. Der obere Erdmantel wird an dieser Stellebesprochen, weil er die Quelle basaltischer Magmen ist.

Das Sonnensystem ist durch Kondensation einer Gasmolekülwolke entstanden. Da dieTemperaturen nach Bildung der Sonne vom Zentrum zum Rand des Systems abgenommenhaben, wurden die flüchtigen Komponenten in den äußeren Planeten (Jupiter bis Pluto)konzentriert, die Hochtemperaturkondensate in den inneren Planeten (Merkur bis Mars).Zwischen den Bahnen von Mars und Jupiter befindet sich der Asteroidengürtel, aus demauch die Meteorite stammen. Verschiedene Isotopenuhren (U,Th–Pb, Sm–Nd, Rb–Sr) bele-gen, daß das Alter verschiedener Gruppen von Meteoriten (Chondrite, Achondrite, Eisen-meteorite) um 4.55 Ga2–7 liegt. Per Analogieschluß wird das Alter der Erde als identischdamit angesetzt, obwohl die ältesten bekannten Gesteine nur rund 4 Ga alt sind. EineUntergruppe der Chondrite, die kohligen Chondrite (oder C-Chondrite), enthält die chemi-schen Elemente (mit Ausnahme der gasförmigen und besonders flüchtigen H, He, O, N, Cund einige andere) in denselben Häufigkeitsverhältnissen wie die Photosphäre der Sonne.Da man die Meteorite genauer analysieren kann als die Sonne, bei der man auf spektrogra-phische Methoden beschränkt ist, wird die Durchschnittszusammensetzung der C-Chon-drite mit Ausnahme der flüchtigsten Elemente der „solaren Häufigkeit“ gleichgesetzt (sieheauch Abbildung 61 und Tabelle 32–8). Mit Einschränkungen gilt dies auch für die gewöhnli-chen Chondrite, denen außerdem noch Elemente wie Ge, Ag, Cd, In, Tl oder Bi fehlen. Nachdem Chondritmodell der Erde sollen die Häufigkeitsverhältnisse der wenig bis nicht flüchtigenElemente in der Erde den Elementverhältnissen in chondritischen Meteoriten entspre-chen2–9; die absoluten Gehalte können etwas verschieden sein.

Das fundamentalste Differentiationsereignis, das die Erde erlitten hat, war sicherlich dieSegregation des metallischen Kerns kurz nach Abschluß der Kondensation und einige 107anach Bildung der Eisenmeteorite. Dabei werden neben Fe und Ni auch die anderen sidero-philen Elemente (Co, Platinoide, W) zum großen Teil in den Kern gegangen sein, die litho-philen Elemente (die Verbindungen mit Silikaten eingehen) dagegen nicht in nennenswer-tem Umfang2–10. Sie wurden durch die Kernbildung im anschließend vorliegendenundifferenzierten Erdmantel (oder primitiver Erdmantel) lediglich um etwa das 1.9- – 2.6facheangereichert2–11. Die Schmelzbildungsprozesse in der Erde haben seitdem dafür gesorgt,daß die Elemente, die sich bevorzugt in Teilschmelzen des Erdmantels ansammeln (basal-tische Elemente), aus dem Erdmantel entfernt worden sind; sie bestimmen wesentlich dieZusammensetzung der kontinentalen Kruste. Ob und wo gegebenenfalls noch primitiverErdmantel existiert, ist nicht bekannt. Der Erdmantel, aus dem heute basaltische Teil-schmelzen extrahiert werden, ist weltweit bereits an diesen basaltischen Komponentenverarmt. Mit Hilfe der Häufigkeit der refraktären Elemente im Erdmantel oder unter der

2–7. Ga ist die gebräuchliche Abkürzung für Gigajahre, also Milliarden Jahre.2–8. Eine exzellente Quelle für geochemische Daten aller Art im Internet ist http://EarthRef.org/2–9. Da der Anteil an flüchtigen (und auch bereits an nur mäßig flüchtigen) Elementen in Chondri-ten und inneren Planeten variabel ist, ist es sicherer, die Häufigkeiten relativ zur Häufigkeit einesnicht flüchtigen (refraktären) Bezugselements anzugeben; dazu wird das Si gewählt.2–10. Die Dichte des Erdkerns scheint zu erfordern, daß neben Fe und Ni noch ein kleinerer Anteileines leichten Elementes vorkommt. Diskutiert werden vor allem O und S; im letzten Fall wäre davonauszugehen, daß mit dem S auch chalkophile Elemente in den Kern eingetreten sind.2–11. Da die Masse des Erdmantels ca. 2/3 der Masse der Erde ausmacht, ergibt sich eine Anreiche-rung im Erdmantel um ungefähr das 1.5fache gegenüber der Gesamterde. Tatsächlich liegen die Ge-halte aber 1.9- bis 2.6fach höher als die in den C-Chondriten (wenn man diese ohne die flüchtigenKomponenten C und H2O rechnet). Am Ort der Erdentstehung waren also wohl höhere Gehalte dernicht flüchtigen Elemente vorhanden als am Ort der Kondensation der Meteorite.

80

Magmatische Gesteine

Voraussetzung, daß heutiger Erdmantel + heutige Erdkruste in der Massenbilanz denursprünglichen Erdmantel ergeben, lassen sich Häufigkeitsverhältnisse und Konzentratio-nen im primitiven Erdmantel rekonstruieren (Abbildung 62 und Tabelle 4).

Die uns zur Untersuchung zur Verfügung stehenden Gesteine des Erdmantels sind nichtzahlreich und stammen aus Tiefen von ursprünglich »250 km, vielleicht auch noch darun-ter. Dabei handelt es sich um (a) alpinotype Peridotite (inklusive „Hochtemperaturperido-tite“), (b) Peridotite, welche die Basis von Ophiolithkomplexen (ehemalige ozeanischeKruste) darstellen, (c) Peridotite, die man auf dem Ozeanboden findet und (d) Xenolithe inbasaltischen Gesteinen, Kimberliten und Lamproiten. Diese Peridotite bestehen i.w. ausOlivin, Ortho- und Klinopyroxen sowie einem Al-reichen Mineral (Al,Cr-Spinell, Granat,selten Plagioklas), daneben evtl. noch aus OH-haltigen Mineralen (Amphibol, Phlogopit,Apatit). Erstarrte basaltische Schmelzen und Kumulate, bestehend vor allem aus Granatund Klinopyroxen, sowie subduzierte Ozeankruste machen als Eklogite wohl nur geringeVolumina des Erdmantels aus, können jedoch die Xenolithpopulationen mancher Vor-kommen dominieren.

In Abbildung 63 links sind die Stabilitätsfelder verschiedener Peridotittypen als Funktionvon Druck und Temperatur aufgetragen. Bei niedrigen Drücken ist Plagioklas die Al-haltigePhase, bei mittleren Drücken Spinell und bei hohen Drücken Granat. Die Lage der Phasen-grenzen ist wesentlich vom Pauschalchemismus des Systems abhängig, wie der Vergleichder Grenzen für ein reines Vierphasensystem mit dem natürlichen System zeigt; in derNatur sind dies vor allem die Verhältnisse Cr/Al und Mg/Fe. Die Reaktionen, die den Pha-senumwandlungen zugrunde liegen, lauten vereinfacht2–12:

TABELLE 3: Häufigkeit der Elemente im Sonnensystem (Atome/106 Atome Si)a

a. Meteoritendaten von E. Anders & N. Grevesse (1989) Geochim. Cosmochim. Acta 53, 197 – 214

Element Häufigkeit Element Häufigkeit Element Häufigkeit Element HäufigkeitH 2.79´1010 Cr 1.35´104 Ag 0.486 Yb 0.2479He 2.72´109 Mn 9550 Cd 1.61 Lu 0.0367Li 57.1 Fe 9.00´105 In 0.184 Hf 0.154Be 0.73 Co 2250 Sn 3.82 Ta 0.0207B 21.2 Ni 4.93´104 Sb 0.309 W 0.133C 1.01´107 Cu 522 Te 4.81 Re 0.0517N 3.13´106 Zn 1260 I 0.90 Os 0.675O 2.38´107 Ga 37.8 Xe 4.7 Ir 0.661F 843 Ge 119 Cs 0.372 Pt 1.34Ne 3.44´106 As 6.56 Ba 4.49 Au 0.187Na 5.74´104 Se 62.1 La 0.4460 Hg 0.34Mg 1.074´106 Br 11.8 Ce 1.136 Tl 0.184Al 8.49´104 Kr 45 Pr 0.1669 Pb 3.15Si [1.00´106] Rb 7.09 Nd 0.8279 Bi 0.144P 1.04´104 Sr 23.5 Pm – Po – Ac –S 5.15´105 Y 4.64 Sm 0.2582 Th 0.0335Cl 5240 Zr 11.4 Eu 0.0973 Pa –Ar 1.01´105 Nb 0.698 Gd 0.3300 U 0.0090K 3770 Mo 2.55 Tb 0.0603Ca 6.11´104 Tc – Dy 0.3942 Elemente, die nur aus radioak-

tiven Isotopen bestehen undnicht in der Natur vorkom-men, sind durch „–“ gekenn-zeichnet.

Sc 34.2 Ru 1.86 Ho 0.0889Ti 2400 Rh 0.344 Er 0.2508V 293 Pd 1.39 Tm 0.0378

81

Magmatittypen und ihre Entstehung

1 Anorthit + 2 Forsterit 1 Diopsid + 2 Enstatit + 1 Spinell

sowie 4 Enstatit + 1 Spinell 1 Granat + 1 Olivin.

ABBILDUNG 61 Solare Häufigkeit der Elemente, abgeleitet aus chondritischen Meteoriten.Tc und Pm sind auf der Erde nicht bekannt, weil diese Elemente nur über ra-dioaktive Isotope mit kurzen Halbwertszeiten verfügen.

Plagioklasperidotite werden nur selten gefunden. Die kontinentale Kruste ist typischer-weise 30 – 40 km mächtig und aus basischen bis sauren Gesteinen aufgebaut. Der Erdman-tel beginnt daher unter den Kontinenten erst in einer Tiefe, in der Plagioklas in Peridotitbereits nicht mehr stabil ist. Spinellperidotit ist folglich das normale Gestein im oberstenErdmantel. Unter den Kratonen, in denen die Kruste mächtig und kühl ist, mag sogar Spi-nell fehlen und der obere Erdmantel nur aus Granatperidotit bestehen. Basalte werden imoberen Erdmantel als Eklogit existieren (rechter Teil von Abbildung 63). Eklogit hat eindeutlich höheres spezifisches Gewicht als Peridotit; subduzierte ozeanische Kruste kanneventuell von der abtauchenden Platte abreißen und tief in den Erdmantel einsinken.

Alpinotype Peridotite umfassen vorwiegend Lherzolith (Cpx >5%, Opx >5%, Ol 40 – 90%)und Harzburgit (Cpx <5%, Opx >5%, Ol 40 – 90%) mit untergeordneten Mengen an Dunit(Ol >90%) und Pyroxeniten (Ol <40%) [zur Nomenklatur siehe Abbildung 8, Seite 21]. Siekommen in der Regel als tektonisch an die Erdoberfläche gedrungene Körper vor. Einigezeigen ausgeprägte Kontaktaureolen zum Nebengestein, weswegen man solche Körper frü-her als Hochtemperaturperidotite bezeichnet hat und meinte, sie seien als heiße (>1000 °C)

2–12. Die tatsächlich ablaufenden Reaktionen sind komplexer, weil die Minerale z.T. noch Fe und/oder Cr, Ca, Na als Hauptelemente enthalten.

º

º

0.001

0.01

0.1

1

10

100

1000

10000

100000

1000000

10000000

100000000

1000000000

10000000000

100000000000

Th

U

H

HeLi

Be

BC

N

OF

Ne

NaMg

Al

SiP

S

ClAr

K

CaSc

Ti

VCr

Mn

FeCo

Ni

CuZn

Ga

GeAs

Se

BrKr

Rb

SrY

Zr

NbMo

Tc

RuRh

Pd

AgCd

In

SnSb

Te

IXe

Cs

BaLa

CePrNd

PmSm

Eu

GdTbDy

Ho

ErTm

Yb

LuHf

Ta

WRe

Os

IrPt

Au

HgTl

Pb

Bi

rela

tive

Häu

fig

keit Fe

Be

LiSc

As Y

La

EuLu

Häufigkeit der Elementeim Sonnensystem

[relativ zu 106 Atomen Si]

Seltene Erden

Elemente, die in Roten Riesensynthetisiert werden

entstehen in Molekülwolkendurch Reaktionen mitkosmischer Strahlung

Elemente, die in Supernovae undin Roten Überriesen gebildet werden

entsteht in Sternen der Hauptreihe (z.B. unserer Sonne) durch H-Verbrennung

beim „Big Bang“ entstanden

B

82

Magmatische Gesteine

plastische Massen aufgedrungen. Bekannte „Hochtemperaturperidotite“ sind der Lizard-Komplex in Cornwall (England), Mount Albert in Quebec (Kanada), und Tinaquillo inVenezuela, bekannte alpinotype Peridotite im engeren Sinn natürlich die Komplexe in denitalienischen Alpen wie Finero und Balmuccia in der Ivrea-Zone sowie Baldissero undLanzo; weitere gut untersuchte Peridotitkomplexe sind die von Ronda in Südspanien undLherz in den französischen Pyrenäen.

Solche Gesteine haben Haupt- und Spurenelementgehalte und Elementverteilungsmuster,die denen von primitivem Erdmantel entsprechen, der variable Anteile seiner „basalti-schen Komponenten“ verloren hat. Dies ist in Abbildung 64 für die Verteilung der SeltenenErden [REE = rare earth elements – siehe auch die Bemerkungen auf Seite 84]. gezeigt. Da dieleichten REE (La – Nd) bei partiellen Aufschmelzereignissen im Erdmantel stark bevorzugtüber die schweren REE (Ho – Lu) in die Schmelze eintreten, sollte Erdmantel, der im Laufseiner Geschichte solche Teilschmelzen verloren hat, mehr leichte als schwere REE verlo-ren haben, d.h. die auf die Gehalte in Chondriten oder den primitiven Erdmantel normier-ten REE-Gehalten sollten eine relative Verarmung der leichten über die schweren REE auf-weisen. In der Tat findet man solche Muster, die sich durch einen Verlust an <10%Teilschmelze modellieren lassen, in vielen alpinotypen Peridotiten, aber auch in Ophioli-then und in Xenolithen. Ozeanbodenperidotite scheinen sogar noch größere Aufschmelz-grade erlebt zu haben.

TABELLE 4: Häufigkeit von Elementen in C1-Chondriten und im primitiven Erdmantel [in Gew. ppm, falls nicht anders ausgewiesen]

Oxid C1a

a. E. Anders & N. Grevesse (1989) Geochim. Cosmochim. Acta 53, 197 – 214; der H2O-Gehalt wurde ausder Menge an H (2.02%) für den C1-Chondrit Orgueil errechnet.

Mantelc Elementb

b. Die Anordnung der Elemente erfolgt in der Reihenfolge zunehmender Kompatibilität für die Mineraledes Erdmantels. Cs, Rb, Ba etc. passen nicht in die Strukturen der Mantelminerale und gehen daherbei partiellen Aufschmelzungen praktisch quantitativ in die Schmelze. Die schweren Seltenen Erdenpassen gut in die Kristallstruktur von Granat und mäßig gut in die von Klinopyroxen; je nach dem An-teil an Granat in den Gesteinen des Erdmantels sind diese Elemente daher nur noch mäßig inkompa-tibel bis mäßig kompatibel, so daß ein Teil bei der partiellen Aufschmelzung in den residualenGesteinen des Erdmantels zurückbleibt. Die in den Spalten 5, 6, 8 und 9 dieser Tabelle ausgewiese-nen Gehalte werden oft verwendet, um die Spurenelementgehalte von Magmatiten nach Normie-rung auf diese Werte graphisch darzustellen.

C1c

c. W.F. McDonough & S.S. Sun (1995) Chemical Geology 120, 223 – 253

Mantelc Elementb C1c Mantelc

SiO2 [%] 22.8 45.0 Cs 0.188 0.021 Nd 0.467 1.250

TiO2 [%] 0.073 0.201 Rb 2.32 0.60 Hf 0.1066 0.283

Al2O3 [%] 1.63 4.45 Ba 2.41 6.6 Zr 3.87 10.5

Cr2O3 [%] 0.387 0.384 W 0.095 0.029 Sm 0.153 0.406

MgO [%] 16.0 37.8 Th 0.029 0.0795 Eu 0.058 0.154

FeO [%] 23.3 8.05 U 0.008 0.0203 Ti 445 1205

MnO [%] 0.248 0.135 Nb 0.246 0.658 Gd 0.2055 0.544

CaO [%] 1.29 3.55 Ta 0.014 0.037 Tb 0.0374 0.099

Na2O [%] 0.69 0.36 K 545 240 Dy 0.2540 0.674

K 660 240 La 0.237 0.648 Y 1.57 4.3

H2O [%] 18.0 Ce 0.612 1.675 Ho 0.0566 0.149

Pb 2.47 0.150 Er 0.1655 0.438

Pr 0.095 0.254 Tm 0.0255 0.068

Sr 7.26 19.9 Yb 0.170 0.441

P 1220 90 Lu 0.0254 0.0675

83

Magmatittypen und ihre Entstehung

E–I Bemerkungen zur Geochemie der Seltenen Erden [REE – rare earth elements]Zu den Seltenen Erden gehören die Elemente der Gruppe IIIa des Periodensystems mit denOrdnungszahlen 57 – 71. Es handelt sich dabei um die Elemente:

La (Ordnungszahl 57), Ce, Pr, Nd, Pm, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu.

Das Element Pm hat keine in der Natur vorkommenden Kernarten (Isotope). Die REE zeichnensich durch eine große chemische Ähnlichkeit untereinander aus, weil ihre äußere Elektronen-hülle gleich besetzt ist. Sie treten auf der Erde als dreiwertige Ionen REE3+ auf; nur die ElementeEu und Ce können auch in anderer Wertigkeit vorkommen, und zwar Eu zweiwertig unter redu-zierenden Bedingungen und Ce vierwertig unter oxidierenden Bedingungen. Die geringenchemischen Unterschiede der REE3+ werden durch die Unterschiede in den Ionenradien verur-sacht, die (für Koordination durch sechs Sauerstoffanionen von 0.1032 nm beim La auf 0.0861nm beim Lu fallen. Die REE verhalten sich lithophil, d.h. sie kommen in der Natur gebunden anSauerstoff (oxidisch, silikatisch, phosphatisch) vor, nicht aber an Schwefel oder die Metalle derFe-Gruppe. Sie sind Spurenelemente; ihre Gehalte liegen in fast allen Gesteinen unterhalb voneinigen 100 ppm (0.0X%) und oft weit darunter.

Unter den Hauptelementen von Gesteinen kommen die REE3+ in ihren Radien vor allem dem Ca2+ nahe; man wird daher erwarten, daß sie vor allem in Minerale eintreten, in denen Ca Hauptelement ist (z.B. Plagioklase, Klinopyroxene, Hornblenden, Granate, Epidotminerale, Apatit, Titanit), während sie für andere gesteinsbildende Minerale hoch inkompatibel sein soll-ten (z.B. Quarz, Olivin, Orthopyroxene, Glimmer). Ein Maß für das geochemische Verhalten ist der Verteilungskoeffizient D, der definiert ist als das Konzentrationsverhältnis c eines Spuren-elementes in einem Mineral und einer Schmelze, die mit dem Mineral im Gleichgewicht steht, also Ds/l = cs/cl (s = solid, l = liquid). Für hoch inkompatible Elemente gilt dann D << 1. Für Ca-reiche Minerale können die REE in einigen Fällen Ds/l-Werte von mehr als 1 erreichen; in den meisten Fällen liegen sie aber auch für solche Phasen um oder unter 1, d.h. sie sind meist mäßig inkompatibel.

Elemente mit ungerader Ordnungszahl sind in der Natur seltener als die ihnen im Perioden-system benachbarten Elemente mit gerader Ordnungszahl. Trägt man die REE-Gehalte ineinem Gestein oder Mineral als Funktion der Ordnungszahl auf, resultiert daher eine Sägezahn-kurve, welche die Dateninterpretation erschwert, zumal dann, wenn Daten für verschiedeneProben in einem Diagramm aufgetragen werden. Um geglättete Muster zu erhalten, bedientman sich in solchen Fällen eines Normierungsverfahrens, bei dem man die Konzentrationen inder interessierenden Probe durch die Konzentrationen in einem geeigneten Standardmaterialdividiert. In der Regel werden dafür die Gehalte in chondritischen Meteoriten benutzt. In denBeispielen in diesem Skript werden als Normierungsgehalte benutzt (jeweils in ppm – parts permillion): La 0.310, Ce 0.808, Pr 0.122, Nd 0.600, Sm 0.195, Eu 0.0735, Gd 0.259, Tb 0.0474,Dy 0.310, Ho 0.0718, Er 0.210, Tm 0.0324, Yb 0.209, Lu 0.0322 [nach: W.V. Boynton (1989)In: B.R. Lipin & G.A. McKay (Herausgeber) Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements,Mineral. Soc. Am., Washington, S. 1 – 24]. Die in Tabelle 4 angegebenen Werte für C1-Chondrite sind für alle REE um denselben Faktor von gut 20% niedriger.

In der Petrologie werden die REE gerne benutzt, um Prozesse der magmatischen Differenzie-rung aufzudecken. Dabei kommt es weniger darauf an, die exakten Konzentrationen zu mes-sen und zu deuten; wichtiger ist die Interpretation der Verteilungsmuster. Als kohärente Gruppevon Elemente werden die REE bei natürlichen Prozessen nur wenig, dafür aber vorausschaubaruntereinander fraktionieren. So nimmt z.B. ihre Inkompatibilität für Minerale des oberen Erd-mantels vom La zum Lu hin deutlich ab. Das bedeutet, daß sich bei der partiellen Aufschmel-zung im Erdmantel die leichten REE (La – Nd) stärker in der Teilschmelze anreichern als dieschweren REE (Dy – Lu). Bei geringen Aufschmelzgraden des Erdmantels resultieren dann Ver-teilungsmuster, wie sie in Abbildung 107, Seite 128 für Kimberlite dargestellt sind. Bei hohenAufschmelzgraden, bei denen die Ca-Minerale quantitativ in die Schmelze eintreten, findet inder Schmelze eine Anreicherung um einen konstanten Faktor für alle REE über ihre Gehalte imErdmantel statt, z.B. in Tholeiiten (Abbildung 74, Seite 95). Mit Hilfe von Verteilungskoeffi-zienten für die REE lassen sich Schmelz- und Kristallisationsprozesse modellieren.

84

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 62 Abgeleitete Häufigkeitsverhältnisse der Elemente im ursprünglich unfraktio-nierten Erdmantel; die Werte sind auf die Si-Gehalte des Mantels und dieElementgehalte der C1-Chondrite normiert.

ABBILDUNG 63 links: Stabilitätsfelder von Plagioklas-, Spinell- und Granatlherzolith; die aus-gezogenen Linien markieren die Phasengrenzen im reinen System CaO –MgO – Al2O3 – SiO2; die gestrichelten Linien kennzeichnen die Phasen-grenzen für natürliche Peridotite; rechts: Phasengrenzen für Quarztholeiit;sie zeigen, daß der Übergang von Gabbro zu Eklogit ein breites Stabilitäts-feld von Granulit erfordert, das auch den Bereich der MOHO umfaßt.

0.0001

0.001

0.01

0.1

1

10

Rel

ativ

zu

Si u

nd

C1-

Ch

on

dri

ten

Ti Yb

Lu S

c C

a Al

La M

g H

f Si

Li V

Cr M

n N

a K

Ga

F F

e Rb

Cu

In W C

o N

i Zn

As

P S

b Ge

Cd

I B

r Cl

Ag T

e R

e Os

Ir Au

C Se

S

Zusammensetzung des primitiven(unfraktionierten) Erdmantels

[= heutiger Erdmantel + Erdkruste]

refraktäre Elementesiderophile Elemente

flüchtige Elementeetwas flüchtigeElemente

5 5

10 10

1515

20

20

25

25

30

30

1100 1200

Plagioklas-

lherzolith

1300 1400 1500200 1200

Temperatur [8C]Temperatur [8C]

Dru

ck [

kbar

]

Dru

ck [

kbar

]

Solid

us

Spinell-

lherzolith

Granat-

lherzolith

400 600 800 1000 1400

Solid

us

Eklogit

Granatg

ranulit

GabbroA

B

C

D

85

Magmatittypen und ihre Entstehung

Auch wenn sich im Einzelfall, insbesondere bei Peridotitxenolithen, Komplikationen erge-ben, lassen sich diese Ergebnisse auf andere Vorkommen von Peridotiten übertragen. Derobere Erdmantel ist heute also weltweit an inkompatiblen Elementen (Elemente, die nicht indie Kristallstrukturen von Mineralen passen und folglich bevorzugt in Schmelzen oderFluide eintreten) gegenüber dem primitiven Erdmantel verarmt und wird bereits in dergeologischen Vergangenheit an partiellen Aufschmelzereignissen teilgehabt haben.

ABBILDUNG 64 REE-Verteilungsmuster verschiedener alpinotyper Peridotite2–13. Chondritehaben in einer solchen Auftragung definitionsgemäß normierte Häufig-keiten von 1 für alle Elemente und der primitive Erdmantel Werte zwischen1.9 und 2.6.

Unter normalen Bedingungen ist der obere Erdmantel fest. Abbildung 65 rechts zeigt, wiesich die Temperatur unter den Ozeanen bzw. den Kontinenten mit der Tiefe ändern sollte.Weder die ozeanische noch die kontinentale Geotherme schneidet den trockenenPeridotitsolidus in den obersten 300 km des Mantels. Zur partiellen Aufschmelzung kannes unter den folgenden außergewöhnlichen Bedingungen kommen:

2–13. Die in diesem und allen weiteren REE-Diagrammen verwendeten Normierungsfaktoren sinddie für gewöhnliche Chondrite. Sie liegen um gut ein Viertel (aber für alle Elemente um einen konstan-ten Faktor) über den Gehalten der C1-Chondrite.

0.01

0.1

1

4

0.05

0.1

1

3

Lherz (franz. Pyrenäen)0.05

0.1

1

30.01

0.1

1

4

Lanzo(ital. Alpen)

Ronda(Südspanien)

La Ce Nd Sm EuGd Tb Yb Lu La Ce Nd Sm EuGd Tb Yb Lu

no

rmie

rt a

uf C

ho

nd

ritg

ehal

te

Harzburgit

Dunit

13 Lherzolithe

16 Lherzolithe + Harzburgite

Harzburgit

Harzburgit

5 Lherzolithe

Balmuccia (ital. Alpen)

7 Lherzolithe

86

Magmatische Gesteine

1. Die Geotherme ist lokal thermisch gestört.

2. Heißes Mantelmaterial dringt aus größerer Tiefe auf; durch quasi adiabatische Druck-entlastung kommt es in seichten Niveaus dann zum Schnittpunkt mit dem Solidus.

3. Der Mantel enthält lokal flüchtige Komponenten, insbesondere H2O und/oder CO2,die den Schmelzpunkt erheblich herabsetzen.

Wichtig sind wohl vornehmlich die beiden letzten Mechanismen.

ABBILDUNG 65 links: schematischer Querschnitt durch die obersten 150 km des Erdman-tels; da die Kruste unter den Ozeanen gering mächtig ist, wird dort Plagio-klasperidotit den obersten Teil aufbauen; der oberste Mantel ist durch dieSchmelzextraktion „verarmt“ (an basaltischen Komponenten); unter denKontinenten mag im Lauf der Zeit eine metasomatische Anreicherung an in-kompatiblen Elementen stattfinden; rechts: Bedingungen für partielles Auf-schmelzen im oberen Erdmantel

2.4.2 Ozeanbodenvulkanismus

Die größten Volumina an Magmen auf der Erde werden entlang den ozeanischen Spreizungs-zentren (mittelozeanische Rücken) gefördert [ca. 15 – 20 km3/a] und bauen die Ozeankrusteauf. Solche Spreizungszentren zeichnen sich morphologisch als langgestreckte und breiteGebirgsketten aus (Abbildung 66). Abbildung 67 zeigt die wichtigsten Plattengrenzen aufder Erde, die durch mehr (destruktive Plattengrenzen) oder minder intensive seismischeAktivität (konstruktive Plattengrenzen) gekennzeichnet sind. Unter den mittelozeanischenRücken wallt heißes Asthenosphärenmaterial nahezu adiabatisch auf (Abbildung 68). Ineiner Tiefe von vielleicht 100 km oder auch etwas mehr beginnt die partielle Aufschmel-zung infolge adiabatischer Dekompression; die Aufschmelzgrade werden im Regelfall ca.25% nicht überschreiten (Abbildung 69). In seichten Niveaus segregieren die Teilschmel-zen vom residualen Peridotit und sammeln sich in Magmenkammern dicht (2 – 5 km)unter dem Meeresboden. Periodisch entleeren sich die Magmenkammern, und die Lavenfließen auf den Meeresboden aus. Die magmatische Aktivität ist auf eine Breite von 20 – 30

150

100

50

0

weniger verarmt

mittelozeanischer Rücken Kontinent

5000

150

1000 1500 2000Temperatur [8C]

Tie

fe [

km]

Tie

fe [

km]

300

trockener

Solidus

Solidus

mit

CO

2

Solid

us

mit

H2 O

ozeanischeG

eotherme

Granat

Spinel l

Plagioklas

Schild-geotherme

verarmter Plagioklasperidotit

Kruste

Spinell-peridotit

ursprünglich verarmt,aber später wieder

angereicherterGranatperidotit

Diese “Beulen” existieren, weil die Phasenumwandlungen von Plagioklas- in Spinellperidotit bzw. Spinell- in Granatperidotit eine positive Steigung in einem P–T-Diagramm aufweisen und weil unter den Rücken heißes Material aufsteigt.

87

Magmatittypen und ihre Entstehung

km um die Rückenachsen beschränkt, die Extrusion von Laven sogar auf etwa ein Zehnteldavon. Entlang der mittelozeanischen Rücken existiert eine Vielzahl von Magmenkam-mern, die untereinander nicht verbunden zu sein scheinen; ihre maximale Ausdehnungentlang einer aktiven Spreizungszone ist durch die Abstände zweier Transformstörungengegeben; diese stellen Bereiche dar, unter denen die Magmenproduktion gering oder abwe-send ist.

ABBILDUNG 66 Morphologie des Atlantikbodens mit dem markanten MittelatlantischenRücken. Die Länge aller mittelozeanischen Rücken zusammen beträgt heuteca. 55000 km.

88

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 67 Die wichtigsten Plattengrenzen auf der Erde. Eine Zone intensiver Erd-bebentätigkeit aller Größen und explosiver Vulkanismus zeichnen die Sub-duktionszonen nach. Die Spreizungsraten an den Plattengrenzen reichenvon ca. 18 cm/a an einigen Segmenten des Ostpazifischen Rückens bis »1cm/a am Gakkel-Rücken im Arktischen Ozean (nicht gezeigt).

ABBILDUNG 68 Modell des Aufstiegs von Material unter den mittelozeanischen Rücken

Normalerweise befinden sich die Kämme der Rücken 2 – 4 km unter dem Meeresspiegel.Rücken mit Spreizungsraten von <6 cm/a haben in ihrem Zentrum 400 – 2500m tiefe Täler;Rücken mit hohen Spreizungsraten (>8 cm/a, entsprechend hoher Magmenproduktion)

Hawaii

Island

Tong

a-G

rabe

n

Plattengrenze

aktiver Vulkan

Antarktische Platte

1808 08

708

508

308

08

308

508

708

081808

708

508

308

308

08

508

708

Scotia-P.

Nazca-Platte

Cocos-P.

Karibische P.

PazifischePlatte

OstpazifischerRücken

OstpazifischerRücken

AustralischePlatte

Philip-pinischePlatte

EurasischePlatte Nordameri-

kanischePlatte

Südameri-kanische

Platte

AfrikanischePlatte

EurasischePlatte

Arabische

Platte

IndischePlatte

Juan deFuca-Platte

Mittelatlantischer

Rücken

Mittelatlantischer

Rücken

Mar

iane

n-G

rabe

n

A leuten - Graben

0100 100 200200km kmRücken-achse

Schmelzzone

Lithosphäre Lithosphäre

Teil-

schm

elzeresidualer

Peridotit

aufd

ringe

nder

Erdm

ante

l

89

Magmatittypen und ihre Entstehung

zeigen eine wenig ausgeprägte Topographie an ihren Spreizungsachsen. Gelegentlich tau-chen die Kämme der Rücken an anomalen Rückensegmenten – Bereichen mit anomal hohenMagmenproduktionsraten – über den Meeresspiegel auf. Das ist z.B. dort der Fall, wo dreiPlatten aneinandergrenzen, so im Bereich der Azoren, wo die Afrikanische, die Eurasischeund die Nordamerikanische Platte sich treffen. Als Ursache werden Hotspots diskutiert. Dasmarkanteste Beispiel ist Island, das Gebiet mit der heute neben Hawaii intensivsten vulka-nischen Tätigkeit auf der Erde. Dort laufen im Südwesten zwei Rückensegmente einanderüber >100 km parallel, bevor sie sich im Zentrum der Insel vereinigen.

ABBILDUNG 69 Darstellung der partiellen Aufschmelzung infolge adiabatischer Druckent-lastung unter den mittelozeanischen Rücken

In Abbildung 70 ist ein Querschnitt durch die ozeanische Kruste im Bereich von Tiefsee-becken dargestellt. Die mittlere Tiefe der Ozeane beträgt » 4.5km. Die obersten knapp500m bestehen aus unverfestigtem Sediment (Layer 1), in dem die seismischen vp-Welleninfolge des hohen Wassergehaltes eine sehr niedrige Fortpflanzungsgeschwindigkeithaben. Darunter folgt verfestigtes Sediment mit Beimengungen von klüftigen („fractured“)und Pillow-Basalten, denen hohe Anteile von Wasser und/oder Schichtsilikaten ein eben-falls noch niedriges vp verleihen. Diese Lage wird als 2A bezeichnet. Layer 2B besteht ausPillow-Basalten und „normalen“ Basalten, die meist hydrothermal verwittert sind unddaher Neubildungen von Schichtsilikaten (Tonminerale, Chlorite) aufweisen. Das erklärtdie immer noch niedrigen vp-Werte. Layer 2C schließlich besteht aus den „sheeted dikes“,die eine Übergangszone darstellen zwischen extrusiven und intrusiven Basaltschmelzen.Das gesamte Layer 2 hat eine mittlere Mächtigkeit von » 1.75km. Layer 3A und 3B sindlangsam erstarrte und daher grobkörnig kristallisierte Basaltschmelzen, also Gabbros, diezum Teil metamorphosiert sein können.

Der seismische Erdmantel beginnt dort, wo vp Geschwindigkeiten von 8 km/s überschrei-tet, was im Mittel in einer Tiefe von gut 11 km unter dem Meeresspiegel erreicht ist. Hierwird deutlich, daß die seismische nicht unbedingt mit der petrologischen oder geochemi-schen Moho identisch sein muß. „Normaler“ oberer Erdmantel wird aus Ultrabasiten auf-gebaut, die ihr hohes vp vor allem der Anwesenheit von Olivin verdanken. Bei Gegenwartvon Wasser wird der Olivin bei hohen Temperaturen jedoch in Serpentin umgewandelt.Solche serpentinisierten Ultramafite können lokal niedrige vp-Geschwindigkeiten an derKruste-Mantel-Grenze hervorrufen. Seismisch würden solche Gesteine noch der ozeani-schen Kruste zugerechnet, während sie nach petrologischer und geochemischer Definition

13008C

14008C

15008C

50

40

30

20

10

01100 1500 2000

50

100

150

Temperatur [8C]D

ruck

[kb

] Tiefe [km]

Solidus

Liquidus

0.20.4

0.60.8

90

Magmatische Gesteine

bereits dem Erdmantel angehören. Serpentinisierter Erdmantel mag im Forearc-Bereich vonSubduktionszonen weit verbreitet sein, also in der Oberplatte vor dem vulkanischen Insel-bogen (vergleiche Abbildung 77, Seite 97); dort wird er durch Entwässerung der subduzier-ten Ozeankruste entstehen. An den ozeanischen Spreizungszentren ist nahe der Moho abernicht mit Serpentin zu rechnen, weil dieser oberhalb von 600 °C nicht stabil ist.

Neben den seismischenBefunden und denErgebnissen der Tiefsee-bohrprogramme i s tunser Verständnis vomAufbau der Ozeankrusteauch erheblich geprägtdurch die Untersuchungvon Ophio l i then , be idenen es sich um Frag-mente ehemaliger ozea-nischer Lithosphäre han-delt , die infolge vonSubduktionsvorgängenan kontinentale Krusteangeschweißt oder injunge Kruste der Inselbö-gen eingebaut wurden.Bekannte Beispiele sindder Troodos-Ophiolithauf Zypern, Der Bay ofIslands-Ophiolith aufNeufundland, Semail imOman, Zambales auf denPhilippinen oder derPapua-Neuguinea-Ophiolith.

Abbildung 71 zeigt sche-matische Querschnittedurch eine Reihe vonOphiol i then. SolcheKomplexe sind oft vonSedimenten begleitet, diein tiefem Wasser abgela-gert wurden ( insbes .K iese l schie fer ) . DieAnteile der verschiede-nen Lithologien könnenvon Ophiolith zu Ophio-lith sehr verschiedensein; oft sind auch nichtalle Sequenzen vorhanden. Im Hangenden findet man eine vulkanische Abfolge, beste-hend aus Pillow-Basalten und den „Sheeted Dike“-Basalten, die dem Layer 2 der rezentenozeanischen Kruste entsprechen. Anzeichen intensiver hydrothermaler Verwitterung sinddeutlich und äußern sich wie in rezenter ozeanischer Kruste durch Neubildung von Tonmi-neralen und Chloriten. Darunter folgen die Gabbros, also Layer 3. Die seismische Moho istgreifbar, wo Gabbros von Peridotiten abgelöst werden, die im oberen Teil Kumulatnaturaufweisen und darunter in residualen Harzburgit übergehen. Oft sind die Ultramafiteerheblich bis vollständig serpentinisiert. Diese Umwandlung hat allerdings wohl erst nach

vp [km/s]

Querschnitt durch die ozeanische Kruste

km

4.54.95

11.4

0

<6.9

1.5

2.03.5

5.2

6.1

6.8

7.3

8.1

unverfestigtes Sediment

Gabbros

Gabbros,Metagabbros

verfestigtes Sediment

Basalt

Basaltgänge(sheeted dikes)

serpentinisierte Ultrabasite

PeridotitMoho

1, 2A… = „Layer“

6.7

H2O

3A

2C

1

2B

3B

2A

ABBILDUNG 70 Modell des Aufbaus der Ozeankruste, abgeleitetaus Bohrungen, seismischen Befunden und den Vergleich mitOphiolithen

91

Magmatittypen und ihre Entstehung

der Obduktion des Ophioliths stattgefunden, also nach seiner tektonischen Heraushebungund ist meteorischem Wasser zuzuschreiben.

ABBILDUNG 71 Stratigraphie von Ophiolithen. In einem einzelnen Ophiolith ist die gesamteOzeankruste nur selten erhalten bzw. aufgeschlossen.

TABELLE 5: Typische Hauptelementzusammensetzung (Gew.%) von ozeanischen Basalten und kontinentalen Flutbasalten

MARa

a. „Mid Atlantic Ridge“

EPRb

b. „East Pacific Rise“

IORc

c. „Indian Ocean Ridge“

OITd

d. „Ocean Island Tholeiite“ [Typ Hawaii]

IATe

e. „Island Arc Tholeiite“

CFTf

f. „Continental Flood Tholeiite“

SiO2 50.7 50.2 50.9 50.5 51.9 50.0

TiO2 1.49 1.77 1.19 2.63 0.80 1.00

Al2O3 15.6 14.9 15.1 13.5 16.0 17.1

FeO 9.9 11.3 10.3 9.6 11.1 10.0

MgO 7.7 7.1 7.7 7.4 6.8 7.8

CaO 11.4 11.4 11.8 11.2 11.8 11.0

Na2O 2.66 2.66 2.32 2.28 2.42 2.44

K2O 0.17 0.16 0.14 0.49 0.44 0.27

P2O5 0.12 0.14 0.10 0.28 0.11 0.19

5

4

3

2

1

0

Tief

e [k

m]

Vulkanite

„Sheeted Dikes“

Übergang

isotrope Gabbros

lagige Gabbros

Übergang

lagige Ultramafite

Harzburgite

Sedimente

Inselbogenvulkanite?

?

?

??

?

Bay

of Is

land

s,N

ordz

wei

g, S

üd

Bay

of Is

land

s,N

ordz

wei

g, N

ord

Sem

ail,

W. K

hafif

ah

Sem

ail,

W. J

izi

Troo

dos

(Zyp

ern)

Vour

inos

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riech

enla

nd)

Pap

ua-N

eugu

inea

Min

gs B

ight

Bett

s C

ove

Tort

uga

Sarm

ient

o

92

Magmatische Gesteine

Bei den Ophiolithen handelt es sich zwar um fossile Ozeankruste. Sie wurden aber nichtoder zumindest nicht immer an einem mittelozeanischen Rücken gebildet. So haben z.B.die Basalte des Troodos-Ophioliths die geochemischen Charakteristika von Inselbogen-basalten. Der Ursprung dieses und anderer Ophiolithe liegt daher wahrscheinlich in Back-arc-Becken.

Petrographisch umfassen die Basalte, die an den mittelozeanischen Rücken gefördert wer-den, einen weiten Bereich von Gläsern bis zu vollständig kristallisierten Kumulaten. Fri-sche Gläser haben sich für chemische und petrologische Untersuchungen als besonderswichtig erwiesen, weil sie ehemalige Schmelzen repräsentieren, die im Kontakt zum Meer-wasser abgeschreckt sind und ihre ursprüngliche Zusammensetzung erhalten haben.

Die Laven, die an denmitte lozeanischenRücken gefördert wer-den, sind überwie-gend Tholeiite, dasheißt, sie sind SiO2-gesättigt und habensowohl Klino- als auchOrthopyroxen in ihrerNorm (verg le icheAbbildung 73). Ent-lang von Segmentenmit hohen Magmen-produkt ionsratenkönnen auch alkaliba-saltische Laven oderhöher differenzierteVulkanite bis hin zuRhyolithen auftreten.Unabhängig von ihrerchemischen Zusam-mensetzung bezeich-net man die Basalte alsMORB (mid-ocean ridgebasalt). Frische tholei-itische Gläser habenOlivin, Mg-Cr-Spi-nell, Plagioklas undKlinopyroxen als Ein-sprenglinge früh kri-stallisierter Phasen;diese Abfolge ent -spricht im Experimentder Kristallisation beiniedrigen Drücken.Orthopyroxene sindals Einsprengl ingejedoch nie gefundenworden. Plagioklasebilden die häufigstenEinsprengl inge ,gefolgt von Olivinenund Klinopyroxenen. Der Reichtum an Plagioklas wird darauf zurückgeführt, daß diesesMineral eine Dichte hat, die derjenigen der Schmelze entspricht oder sogar etwas leichter

ABBILDUNG 72 Ein Hotspot – aufwallendes heißes Mantelmaterial –ist die Ursache dafür, daß der Mittelatlantische Rücken in Island überden Meeresspiegel aufragt. Eine aktive vulkanische Zone zieht sichvon SW nach NE quer durch die Insel und markiert wie hier am Thing-vallavatn östlich von Reykjavík die Grenze zwischen der eurasischenund der nordamerikanischen Platte.

93

Magmatittypen und ihre Entstehung

ist, so daß der Plagioklas auf oder in der Schmelze schwimmt und sich anreichert. Laven,die reich an Olivineinsprenglingen (bis zu 30%) sind, heißen Pikrite; möglicherweise sindsie die im Erdmantel entstehenden primären Schmelzen, aus denen die Tholeiite durchfraktionierte Kristallisation hervorgehen (Ausscheidung von Olivin). Dafür spricht zumBeispiel, daß MORBs zu niedrige Mg/Mg+åFe)-Verhältnisse haben (£0.70), um mit Perido-tit des Erdmantels im Gleichgewicht zu stehen (für primäre Schmelzen werden Verhält-nisse von >0.75 erwartet).

ABBILDUNG 73 Das Basalttetraeder mit den Ecken [normative Komponenten] Di (Diopsid fürKlinopyroxene), Ne (Nephelin für Foide), Fo (Forsterit für Olivin) und SiO2nach Yoder und Tilley. Auf der Verbindung zwischen Fo und SiO2 liegt En(Enstatit für Orthopyroxen), und auf der Verbindung zwischen Ne und SiO2liegt Ab (Albit für Plagioklas). Tholeiite fallen in die Teilvolumina I (nahe derFläche Di–Ab–En: Quarztholeiite) und II (Olivintholeiite). AlkalibasaltischeGesteine nehmen das linke Teilvolumen ein. Tholeiite haben demnach so-wohl Ortho- als auch Klinopyroxen in ihrer Gesteinsnorm, während alkali-basaltische Gesteine keinen normativen Orthopyroxen enthalten. Beiniedrigen Drücken wirkt die durch Di, Fo und Ab aufgespannte Fläche(kritische Ebene der SiO2-Untersättigung) als thermische Barriere, d.h. tholeiiti-sche Magmen können durch fraktionierte Kristallisation nicht alkalibasaltischwerden und umgekehrt, weil die genannte Fläche in diesem Vierkomponen-tensystem ein Temperaturmaximum bildet und links und rechts der Flächeseparate ternäre Eutektika existieren. Bei Drücken zwischen ca. 10 und 20kbar, entsprechend Tiefen zwischen 35 und 70 km, ist die Fläche aber keinethermische Barriere mehr, und tholeiitische Schmelzen könnten durch Aus-scheidung von Pyroxenen alkalibasaltisch werden. Eine einfachere Möglich-keit, SiO2-untersättigte Schmelzen im Erdmantel zu erzeugen, ist jedochdurch einen wesentlich geringeren Aufschmelzgrad des Erdmantels als fürdie Tholeiite. Die Teilvolumina sind zur besseren Veranschaulichung rechtsgesondert gezeichnet.

Die primitivsten der tholeiitischen Gläser haben MgO-Gehalte um 10% und Ni-Gehalteum 300 ppm; ihre Olivineinsprenglinge sind reich an Forsterit (um 90 Mol%). Die REE-Muster der meisten MORBs sind ziemlich flach (Abbildung 74) mit einer relativen Verar-mung der leichten über die schweren REE; diese Muster lassen sich als Partialschmelzen

I

Ab

II

AbV

IV

III

Ab

III

AV

IV

III

A

IIII

Ab

III

Ab

I

Ab

I

Ab

I

Ab

I

Ab

I

Ab

DiDi

Di

NeNe

V

IV

SiO2

SiO2

FoFo Fo

EnEn

Ab

III

III

I QuarztholeiiteII OlivintholeiiteIII AlkalivolivinbasalteIV BasaniteV Nephelinite

94

Magmatische Gesteine

nach mittleren Aufschmelzgraden (»10 – 15%) von Erdmantelperidotit modellieren ähn-lich dem, welchen man in alpinotypen Peridotiten findet. Diese Laven werden als N-MORBs (N für „normal“) bezeichnet. Die Isotopenzusammensetzung dieser Basalte zeigtan, daß der Erdmantel, aus dem sie erschmolzen wurden, über lange geologische Zeit hin-durch an inkompatiblen Elementen wie den leichten REE oder an Rb relativ zu Sr verarmtgewesen sein muß.

In Gebieten mit hohen Magmenbildungsraten sind die Laven oft deutlich an den leichtenrelativ zu den schweren REE angereichert, was auf höhere Gehalte des Ausgangsmaterialsan inkompatiblen Elementen schließen läßt; diese Basalte heißen P-MORBs (P für „Plume“)oder – etwas aus der Mode gekommen – E-MORBs (E für „enriched“). Ein Beispiel sind dieAzoren und Island; hier liegt unter dem Mittelatlantischen Rücken zusätzlich ein „Hot-spot“: anomal heißes Material strömt (zunächst im festen Zustand) aus sehr großen Tiefenauf, ähnlich wie unter Hawaii, wo es allerdings keinen mittelozeanischen Rücken gibt(Siehe auch Abschnitt 2.4.4, Seite 102).

Ein Vergleich der Haupt-elementzusammensetzungvon MOR-Basalten der dreiOzeane ist in Tabelle 5 aufSeite 92 gegeben, in die außer-dem typische Analysen der Ba-salte von Ozeaninseln (Ab-schnitt 2.4.4, Seite 102) undInselbögen (Abschnitt 2.4.3)sowie Analysen kontinentalerFlutbasalte (Abschnitt 2.4.5,Seite 105) aufgenommen sind.Die Zusammensetzungen sindziemlich uniform; markantsind die geringen K-Gehaltevon MOR-Basalten, die niedri-gen Ti-Gehalte von Inselbo-genbasalten sowie die hohenTi- und niedrigen Al-Gehalteder Ozeaninselbasalte. DieseUnterschiede lassen sich nichtallein durch unterschiedlicheAufschmelzgrade der Erdman-tels oder durch fraktionierteKristallisation erklären.

La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu

no

rmie

rt a

uf

Ch

on

dri

tgeh

alte

2

10

50

REE in Ozeanbodenbasalten

90% aller MORBs liegeninnerhalb der Konturenvon Feld c; 40% inner-halb der Konturen von

Feld b; a = ungefährerMittelwert für MORB.

a

b

c

ABBILDUNG 74 Verteilung der Seltenen Erden in normalenMOR-Basalten

95

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.3 Magmatismus an Subduktionszonen

Auf einer Erde, deren Oberflä-che in ihrer Größe unverän-derlich ist – einer Erde, dieweder schrumpft noch expan-diert – muß ein Gleichgewichtbestehen zwischen erzeugterund zerstörter Kruste. Die Ver-nichtung ozeanischer Krustefindet bekanntlich in den Sub-duktionszonen statt, wo zweiLithosphärenplatten mitein-ander kollidieren. Kollisionenzwischen zwei ozeanischenPlatten erzeugen die Inselbö-gen, Kollisionen zwischen ei-ner ozeanischen und einerkontinentalen Platte bildenaktive Kontinentalränder. Diemeisten dieser Zonen liegen inder Umrandung des Pazifiks,die Inselbögen am West-, dieaktiven Kontinentalränder amOstrand. Der Pazifik ist einschrumpfender Ozean.

Die abtauchenden Platten sindseismisch sehr aktiv (Wadati-Be-nioff-Zonen). Zunächst ist diesubduzierte Platte erheblichkühler als der normale Mantelder Umgebung; mit der Zeitund mit der Tiefe gleichen sichjedoch die Temperaturen an(Abbildung 76). Die subduzier-ten Platten tauchen zunächstmeist mit relativ geringen Win-keln ab und stellen sich ab »50km Tiefe steiler. Die basaltischeKruste erfährt im Verlauf derSubduktion eine typische Meta-morphosesequenz von der Zeo-lithfazies über die Blauschiefer-fazies bis zur Eklogitfazies (ZurFazieseinteilung hochdruckme-tamorpher Gesteine siehe Ab-bildung 130, Seite 160 sowie Ka-pitel 3.4.2.5 auf Seite 204). Mitdem Erreichen der oberen Stabi-litätsgrenze der Amphibole beica. 25 kbar (»80 km) kommt eszu Entwässerungsreaktionenund damit zum Freisetzen flui-der Phasen, die den Mantelkeilüber der abtauchenden Platte

Häufigkeit verschiedener Magmentypen inSubduktionszonen im Vergleich zu den Anden

BasaltischerAndesit

Basalt Dazit RhyolithAndesit0

20

40

60

80%

Inselbögen(Südwestpazifik)

Anden

ABBILDUNG 75 Häufigkeit verschiedener Typen von Vulkani-ten in Inselbögen und in den Anden

0 100 200 300

0

100

200

300

200°C400

600

600

800

800

1000

1000

Entfernung vom Tiefseegraben [km]

vulk. Front

Aufschmelzbereich vonH20-haltigem Eklogit

Soliduskurve vonH20-haltigem Peridotit

Entwässerungsfront

Bereich der Teil-aufschmelzungim Mantelkeil

H2O-reiche Fluideaus der Ozeankruste

[km]

ABBILDUNG 76 Temperaturverteilung in einer Subdukti-onszone. Die genaue Lage der Geothermen wird natürlichvon Faktoren wie Geschwindigkeit der Subduktion, Alterder subduzierten Platte und Subduktionswinkel abhängen.

96

Magmatische Gesteine

infiltrieren (Abbildung 76) und seinen Schmelzpunkt um einige Hundert Grad herabsetzen(rechter Teil von Abbildung 65, Seite 87). Durch partielles Aufschmelzen entstehen basalti-sche Schmelzen, die in jungen Inselbögen dominierend sind. Vermutlich durch Differen-zierung in geringen Tiefen – innerhalb der Kruste des Inselbogens – entstehen aus diesenMagmen die Andesite, die in reifen Inselbögen und in aktiven Kontinentalrändern dieHauptmasse der Laven bilden. Durch weitere Differenzierung innerhalb der Kruste könnensaure Magmen bis hin zu Daziten und Rhyolithen gebildet werden. Die seltenen Adakite, dassind Andesite bis Dazite mit hohen Sr-Gehalten und positiven Eu-Anomalien2–14 in denREE-Mustern, gelten als Produkte direkter Aufschmelzung der subduzierten Ozeankruste;die Typlokalität liegt auf der Aleuteninsel Adak. Voraussetzung für ihre Bildung scheintSubduktion junger (d.h. noch relativ warmer) ozeanischer Lithosphäre mit geringer Ge-schwindigkeit und kleinem Abtauchwinkel zu sein. Dann findet partielle Aufschmelzungder subduzierten Ozeankruste vor dem durch den Druck kontrollierten Abbau der OH-hal-tigen Minerale statt (vergleiche Lage der „Amp out“-Kurve in Abbildung 56, Seite 74).

Abbildung 75 zeigt die Häufigkeitsverteilung verschiedener Magmentypen in Inselbögenund an einem aktiven Kontinentalrand im Vergleich. Der Magmatismus an Subduktions-zonen dürfte global bei vielleicht 8 – 9 km3/a liegen.

ABBILDUNG 77 Schematische Darstellung der Subduktion der Pazifischen Platte unter Japan

Japan bietet das Bild einer vollständig entwickelten typischen Subduktionszone (Abbil-dung 77); von Ost nach West besteht sie aus:

• dem Tiefseegraben,

• der Forearc-Region, in der sich die Sedimente ansammeln, die von der abtauchendenPlatte abgeschabt werden (am Forearc Ridge) sowie Abtragungsschutt aus dem Inselbo-

2–14. Anomales Verhalten von Eu gegenüber den benachbarten REE (Sm und Gd) deutet darauf hin,daß ein kleiner Teil des Eu in der Schmelze zweiwertig vorlag. In dieser Oxidationsstufe hat es den-selben Ionenradius wie Sr2+ und wird stark vor Sm3+ und Gd3+ (und Eu3+) in Plagioklas eingebaut.Eine positive Eu-Anomalie deutet dann auf die Akkumulation von Plagioklas hin, eine negative aufden Verlust durch Entfernung von ausgeschiedenem Plagioklas.

100

35

0km

Japanisches Meer Japanische Inseln

NNW SSE

Asthenosphäre

Lithosp

häre

Zone partiellerAufschmelzung

von Basaltmagma

partielle Aufschmelzungvon Mantelperidotit

(100 – 200 km)

partielle Aufschmelzunggranitischer Kruste

Hochdruck-metamorphose

MeeresbodenTiefsee-graben

Forearc-Rücken

Forearc-Becken

RandbeckenMeeres-spiegelOzean-kruste

Schelf magmatischer Bogen

Shikoku-Schelf Nankai-Trog Pazifik

z = Zeolithfaziespp = Pumpellyit-Prehnitgl = Glaukophan – Lawsonitecl = Eklogit

Vulkanismus:kalkalkalisch tholeiitisch

zppgl

ecl

Mitteldruck-metamorphose

Niedrigdruckmetamorphose

97

Magmatittypen und ihre Entstehung

gen (im Forearc Basin); Tiefseegraben und Fore-Arc-Region zeichnen sich durch niedri-gen Wärmefluß aus;

• dem eigentlichen Inselbogen; hier steigt der Wärmefluß abrupt an;

• dem Back-Arc-Becken hinter der Subduktionszone.

Back-Arc-Becken müssen nicht unbedingt gebildet werden. Sie entstehen, wenn die Sub-duktion vorübergehend zum Erliegen kommt – wenn Kompression in eine Phase derExtension übergeht. Dann entwickelt sich in solchen Becken ein Spreizungszentrum, dasdem an mittelozeanischen Rücken ähnelt. Dabei haben die Magmen im Frühstadium derEntwicklung weitgehend die Zusammensetzung von Inselbogenmagmen und im spätenStadium, wenn der Abstand zur Subduktionszone größer geworden ist, MORB-Charakter.

ABBILDUNG 78 Die Insel Santorin verdankt ihre Entstehung der Subduktion der afrikani-schen unter die eurasische Platte im Mittelmeer. Die Produkte des explosivenVulkanismus sind vornehmlich Andesite, Dazite und Rhyolithe. Die Abbil-dung zeigt einen Blick auf die östliche Calderawand, in die eine Reihe vonGängen intrudiert ist. Der letzte gewaltige Vulkanausbruch fand auf Santorinvor ca. 3600 Jahren statt mit wahrscheinlich katastrophalen Auswirkungenauf die minoische Hochkultur in diesem Raum.

Der Vulkanismus der Subduktionszonen ist überwiegend subalkalisch (Abbildung 79) undwird untergliedert in eine K-arme Serie, eine Kalkalkaliserie, eine K-reiche Serie und eine(alkalische) shoshonitische Serie (siehe auch Abbildung 12, Seite 24). Alle Serien beginnenmit basaltischen und enden mit dazitischen oder gar rhyolithischen Magmen. Vulkaniteder K-armen Serie bilden sich insbesondere im Frühstadium der Entwicklung eines Insel-bogens; hier dominieren Basalte und basaltische Andesite. Gesteine der Kalkalkaliseriekennzeichnen Inselbögen in einem reifen Stadium der Entwicklung und aktive Kontinen-talränder, an denen eine ozeanische unter einer kontinentalen Platte verschwindet; hierliegt das Häufigkeitsmaximum beim Andesit. Gesteine der K-reichen Serie treten in spätenEntwicklungsstadien von Inselbögen auf, und Shoshonitserien, bei denen basische

98

Magmatische Gesteine

Gesteine wieder dominieren, begleiten gelegentlich das Endstadium der Entwicklung. Zwi-schen einzelnen Reihen kann es Übergänge geben. Ausgewählte Analysen sind in Tabelle 6zusammengestellt; REE-Verteilungsmuster zeigt Abbildung 80. Subduktionszonenbasaltehaben häufig höhere Gehalte an leichten REE und von anderen hoch inkompatiblen Ele-menten wie Ba oder Rb (mit Ausnahme kontinentferner Inselbögen, in Abbildung 80 amBeispiel des Izu–Bonin-Inselbogens dargestellt) und etwas niedrigere Gehalte an schwerenREE als MOR-Basalte. Die höheren Gehalte von Rb und Ba können – zumindest zum Teil –aus einer geringen Menge an subduzierten Sedimenten herrühren. Die höheren Gehalte anleichten REE mögen wesentlich aus der subduzierten Ozeankruste (Fluide aus Basalten ±Sedimenten) stammen. In der Massenbilanz werden die Fluide aus der subduzierten Platteaber nur einen kleinen Anteil an der im Mantelkeil gebildeten Schmelzmenge repräsentie-ren, so daß die Hauptelementzusammensetzung der Schmelzen durch den Erdmantelgeprägt ist.

ABBILDUNG 79 TAS-Diagramm für Subduktionszonen- und Back Arc-Vulkanite. Die Serie desMerapi-Vulkans2–15 in Java umfaßt Gesteine mit intermediären und hohen K-Gehalten, während die Suite aus dem Izu-Bonin-Inselbogen2–16 mit einerAusnahme nur aus K-armen Gesteinen besteht. Die Vulkanite des Lau-Beckens2–17 umfassen sowohl solche mit Inselbogencharakter (aus dem süd-lichen Teil, wo der Abstand zum Tonga-Inselbogen gering ist) und solchemit MORB-Charakter (im mittleren und nördlichen Becken mit größeremAbstand zum Inselbogen).

2–15. R. Gertisser & J. Keller (2003) Journal of Petrology 44, 457–4892–16. C. J. Bryant, R. J. Arculus & S. M. Eggins (2003) G3 Geochemistry Geophysics Geosystems 4,doi10.1029/2002GC000427, 37 Seiten2–17. D. W. Peate et al. (2001) Journal of Petrology 42, 1449–1470

35 40 45 50 55 60 65 70 75 80% SiO2

0

5

10

15

% N

a2O

+ K

2O

Izu–Bonin-Inselbogen

Merapi (Sunda-Inselbogen)

Pikro-basalt

Basalt basalt.Andesit

Andesit

Dazit

Rhyolith

Foidit

Tephrit[Ol<10%]

Basanit[Ol>10%]

phono-lithischerTephrit

tephritischerPhonolith

Phonolith

Trachy-basalt

basalt.Trachy-andesit

Trachy-andesit

Trachyt[Qtz<20%]

Trachydazit[Qtz>20%] alkalisch

subalkalisch

V u l k a n i t e d e r A n d e n

Lau-Back Arc

99

Magmatittypen und ihre Entstehung

ABBILDUNG 80 REE-Muster von Vulkaniten aus Inselbögen und einem Back Arc-Becken. DieHauptelementanalysen dieser Gesteine sind in Tabelle 6 aufgeführt. Der An-desit des Lau-Beckens und der Dazit des Izu–Bonin-Inselbogens sind starkfraktioniert; die negative Eu-Anomalie deutet darauf hin, daß die Ausgangs-magmen Plagioklas kristallisiert und akkumuliert hatten, welcher den Rest-schmelzen verloren ging.

TABELLE 6: Zusammensetzung von Subduktionszonen- und Back Arc-Vulkaniten

Merapi (Sunda-Inselbogen) Izu-Bonin-Inselbogen Lau-Back Arca

a. Die erste Analyse entspricht der eines Basalts mit Inselbogencharakter, die zweite der eines Basaltsmit MORB-Charakter. Der Andesit stammt aus dem zentralen Teil des Beckens, in dem ein Einflußder Subduktionszone auf die Magmenzusammensetzung nicht mehr erkennbar ist.

Basalt Andesit Trachyand. Basalt Andesit Dazit Basalt Basalt AndesitSiO2 51.4 55.5 55.7 51.9 58.8 66.1 50.4 51.4 58.8

TiO2 0.73 0.78 0.69 1.26 0.92 0.67 0.76 1.19 1.56

Al2O3 21.5 18.3 18.5 15.0 15.6 14.3 15.9 14.5 12.7

FeOb

b. Gesamteisen als FeO berechnet

6.80 7.50 6.70 12.5 8.88 6.94 8.87 10.7 11.3

MgO 2.56 3.41 2.28 5.07 3.21 1.62 7.31 7.06 2.63

CaO 7.69 8.44 8.04 10.2 7.71 5.51 12.6 11.1 6.45

Na2O 3.09 3.43 3.97 2.12 3.36 2.91 1.55 2.39 4.21

K2O 1.25 1.71 1.73 0.33 0.34 0.95 0.16 0.06 0.31

P2O5 0.25 0.21 0.24 0.22 0.06 0.09 0.33

1

10

100

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Andesit

Izu-Bonin-Inselbogen:

Dazit

Basaltbasaltischer Andesit

Merapi/Sunda-Inselbogen:

basalt. Trachyandesit

Basalt

südl. Teil (Arc-Typ-Basalt)Lau-Becken (Back-Arc):

zentr. Teil (MORB-Typ-Basalt)zentraler Teil (Andesit)ch

on

dri

tno

rmie

rte

Ge

ha

lte

100

Magmatische Gesteine

Ein charakteristisches Merkmal von Inselbogenmagmatiten sind niedrige Gehalte an eini-gen der high field-strength-Elemente [HFS-Elemente], das sind Elemente mit einem hohen Ver-hältnis von Ladung zu Radius; insbesondere versteht man darunter die Elemente Nb, Ta,Ti, Zr und Hf; die ersten drei darunter sind in Inselbögen in der Häufigkeit unterrepräsen-tiert (Abbildung 81). Der Grund dafür könnte in der Stabilität eines Ti-reichen Minerals inder subduzierten Platte und/oder dem Mantelkeil darüber liegen; allerdings liegt die Sätti-gungsgrenze basaltischer Schmelzen für Titan so hoch, daß man sich keinen residualenRutil in der Quellregion der Basalte vorstellen kann. Dieses Mineral muß den Aufschmelz-prozeß überleben und die genannten Elemente zurückhalten. Die Verarmung an HFS-Ele-menten (relativ zu Elementen, die sich bei partiellen Aufschmelzprozessen im Erdmantelunter trockenen Bedingungen ähnlich verhalten: Nb und Ta relativ zu U, K, La, Ce; Ti rela-tiv zu Eu – Dy) ist auch ein Erkennungsmerkmal der Gesteine der kontinentalen Erdkruste.Das ist nicht verwunderlich, weil Subduktionszonenmagmatismus letztlich neue konti-nentale Kruste bildet, zumindest in der Zeit, für die plattentektonische Prozesse sicherbelegt sind.

ABBILDUNG 81 Erweitertes REE-Diagramm für die Vulkanite, für welche die Seltenen Erdenin Abbildung 80 aufgetragen sind. Die Elemente sind hier von links nachrechts in Richtung abnehmender Inkompatibilität für Aufschmelzprozesseunter den mittelozeanischen Rücken geordnet. Cs ist also das höchst inkom-patible dieser Elemente. Für MORB sollte sich daher ein Muster ergeben,dem „Anomalien“ fehlen. In diesem Diagramm entspricht der Basalt ausdem zentralen Teil des Lau-Beckens von seiner Entstehung am ehesteneinem MOR-Basalt. Die Magmen der Inselbögen und des südlichen Lau-Beckens zeigen stark negative Anomalien bei Nb und Ta – ein charakteristi-sches Merkmal für die Magmengenese in Subduktionszonen. Die geringeHäufigkeit von Sr und Ti im Andesit des Lau-Beckens zeigt die Entfernungdieser Elemente aus dem Restmagma im Verlauf der fraktionierten Kristallisa-tion an (Plagioklas und vielleicht Ilmenit).

1

0.2

10

100

Cs Rb Ba Th U Nb Ta K La Ce Pr Sr P NdSm Zr Hf Eu Ti Gd Tb Dy Y Ho Er TmYb Lu

no

rmie

rt a

uf

pri

mit

ive

n E

rdm

an

tel

Andesit

Izu-Bonin-Inselbogen:

Dazit

Basaltbasaltischer Andesit

Merapi/Sunda-Inselbogen:

basalt. Trachyandesit

Basalt

südl. Teil (Arc-Typ-Basalt)Lau-Becken (Back-Arc):

zentr. Teil (MORB-Typ-Basalt)zentraler Teil (Andesit)

101

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.4 Ozeaninselvulkanismus

Außer an kon-struktiven Plat-tengrenzen ent-steht Ozeankru-s te auch nochinnerhalb vonPlat ten in denOzeaninseln undkleineren Struk-turen, den unterdem Meeresspie-gel befindlichenSeamounts. DieSeamounts sindbesonders häufigim Pazifik, undweltweit gibt essicherlich mehrals 106 davon,von denen abernur ein kleinerTeil mit Ozean-inselvulkanismusassoz i ie r t i s t ,während ein er-heblicher Teil anaktiven Rückengebildet wurde.Vom Volumenher macht derozeanische Intra-plattenmagmatis-mus v ie l le ichtnur 10% der anden mittelozean-i schen Rückengebildeten Mengeaus. Ozeaninselnund Seamountsordnen sich desöfteren auf Reihen an und sind wesentlich jünger als die Ozeankruste, auf der sie sitzen.Ihre Anordnung ist dann meist parallel den Magnetstreifenmustern, so daß die jüngstender Inseln oder Berge einem mittelozeanischen Rücken, die ältesten einer Subduktionszoneam nächsten liegen. Auf diese Weise läßt sich die Wanderung von Platten rekonstruieren.Als Paradebeispiel wird gerne die Hawaii-Emperor-Kette im Zentral- und Nordpazifik ange-führt (Abbildung 82), bei der die ältesten Inseln mit lange erloschenem Vulkanismus amEnde der Kreidezeit entstanden sind, während am anderen Ende auf der Hauptinsel vonHawaii und im Meer südlich (Loihi Seamount) heute Vulkantätigkeit beobachtet wird.

Die bevorzugte Erklärung für die Entstehung der Ozeaninseln ist die Hotspot-Theorie (Abbil-dung 83). Sie geht von einer stationären Magmenquelle im tiefen Erdmantel aus (einenicht unbedingt korrekte Annahme; siehe dazu Seite 15), über welche die Platte hinwegdriftet. Diese Vorstellung ist im oberen Teil von Abbildung 82 illustriert. Danach liegt dieQuelle des Hotspots, z.B. in Form alter subduzierter Ozeankruste, an einer Diskontinuität

aktiverlo-

schenerloschen und

erodiert

Bewegung der Platte

Plume(stationär)

Asthenosphäre

Lithosphäre

160° 180° 160° 140° 120°

160° 180° 160° 140° 120°

10°

20°

30°

40°

50°

60°

10°

20°

30°

40°

50°

60°Nord-

amerika

Ale u ten

Hawaii-„Rücken“Hawaii

Hawaii-Emperor-Knick

jüngerals 2Ma

Emperor Seam

ounts

MeijiSeamount

70

433 = 55–60Ma

45–50Ma431432

4305040

3020

10

ABBILDUNG 82 Die Hawaii–Emperor-Kette im Pazifik; angegeben sind dieAlter der Inseln oder Seamounts.

102

Magmatische Gesteine

tief in der Erde, entweder der in rund 670 km Tiefe oder gar an der Grenze unterer Erdman-tel – äußerer Erdkern. Infolge seiner gegenüber der Umgebung höheren Gehalte an wärme-produzierenden Elementen (K, Th, U) und/oder im Kontakt mit dem mehrere 100 °C (viel-leicht 1000±500 °C!) heißeren äußeren Erdkern heizt sich ein solcher Megalith auf, dehntsich dadurch aus und wird gravitativ instabil, so daß er – in festem Zustand – aufzusteigenbeginnt. Da dieses Material erheblich heißer ist als unter den mittelozeanischen Rückenaufwallender Mantel, beginnt die Aufschmelzung bereits in größerer Tiefe, und diegesamte Schmelzmenge kann lokal wesentlich größer sein. Alternativ könnte die Quelleder Hotspots an der seismischen Grenze bei ca. 670 km liegen. Indizien gibt es sowohl füreinen sehr tiefen als auch für einen Ursprung in 670 km Tiefe2–18. Abschätzungen für diezwischen der Subduktion ozeanischer Kruste und der Bildung von Hotspot-Vulkanismusaus dieser ehemaligen Ozeankruste vergangene Zeit liegen zwischen einigen 100 Ma und 2Ga.

ABBILDUNG 83 Cartoon zur Illustration der Entstehung von Magmatismus an konstruktivenund destruktiven Plattengrenzen sowie innerhalb stabiler ozeanischer Plat-ten; aus welcher Tiefe das Mantelmaterial aufsteigt, ist hypothetisch.

Diese Vorstellung ist für Hawaii in Einklang mit der Isotopengeochemie, die anzeigt, daßdie Inseln nicht (oder zumindest nicht allein) aus demselben Material bestehen wie dieMOR-Basalte der Pazifischen Platte. Unter den großen Ozeaninseln sind die höchstenStrukturen der Erde zu finden (Hawaii-Hauptinsel). Als Folge einer lokal mächtigen Krustekönnen die Magmen extensiv differenzieren. Tholeiitische kommen dabei neben alkali-basaltischen Magmen vor, wobei z.B. im Vulkan Piton de la Fournaise auf Réunion Tholei-ite Alkalibasalte überlagern, während auf den Galápagos-Inseln beide Basalttypen neben-einander auftreten. Auf Hawaii bauen die Tholeiite die großen Schildvulkane auf;Alkalibasalte und Basanite stehen am Schluß der Aktivität eines Vulkans. Volumenmäßigüberwiegen Tholeiite meistens bei weitem alkalibasaltische Gesteine, so z.B. auf Hawaiiund Island, wo die Alkalibasalte auch jünger sind. Dominierend alkalibasaltisch sind z.B.einige Inseln im Südatlantik (Gough, Tristan da Cunha, St. Helena, die früher allerdingseinmal auf dem Mittelatlantischen Rücken gesessen haben mögen), im Südindik (Kergue-len im Kreuzungspunkt zwischen Broken Ridge und Ninety-East Ridge) oder Tahiti im Pazi-fik. Auf diesen Inseln findet man einen SiO2-untersättigten Differentiationstrend bis hin zuPhonolithen. Auf einigen der Kanarischen Inseln, z.B. Gran Canaria beobachtet man einenälteren tholeiitischen Vulkanismus, beginnend vor ca. 15 Ma, der durch innerkrustale Dif-ferenzierung später in einen rhyolithischen, trachytischen und phonolithischen übergehtund nach einer Pause von wenigen Millionen Jahren vor rund 5 Ma mit alkalibasaltischenLaven wieder aufgelebt ist.

2–18. V. Courtillot, A. Davaille, J. Besse & J. Stock (2003) Earth and Planetary Science Letters 205,295–308

670k

m

Subduktions-zoneHotspot

mit Mantel-Plume

mittel-ozeanischerRücken

verarmter MORB-Mantel

angereicherter OIB Mantel

ozeanische Lithosphäre

Erdkern

kontinentale Lithosphäre

103

Magmatittypen und ihre Entstehung

ABBILDUNG 84 Hauptelementvariationen in Hawaii-Tholeiiten im Vergleich zu MORBs

Vergleicht man dieHauptelementzusam-mensetzung der Tho-leiite von Ozeaninselnund mit te lozean-ischen Rücken, stelltman markante Unter-schiede fes t . FürHawaii zum Beispielwerden niedrigere Al-Gehalte und höhereFe-Gehalte bei glei-chem Mg-Anteil beob-achtet (Abbildung 84);der Ti-Gehalt ist eben-falls erheblich höherals in MORB (Tabelle 5auf Seite 92). Der nied-r igere Al -Gehal tkönnte res idualenGranat be im Auf -schmelzprozeß anzei-gen, die höheren Fe-und Ti-Gehalte aufeine unterschiedlicheQuelle im Erdmantelhinweisen oder – imFall des Eisens – auf einen tieferen Ort der Aufschmelzung, weil mit der Tiefe der Anteil an(Mg–Fe-reichem) aufschmelzendem Olivin zunimmt.

Bezüglich inkompatibler Elemente wie den leichten REE sind Ozeaninseltholeiite gegen-über MORBs angereichert (Abbildung 85). Außerdem sind die Gehalte an schweren REEniedriger und mittelschwere bis schwere REE in sich fraktioniert (d.h. normierte Verhält-nisse z.B. von Gd/Yb sind erheblich von 1 verschieden; in diesem Fall sind sie wesentlichgrößer als 1). Das erste Charakteristikum kann als Hinweis auf ein anderes Quellmaterial,z.B. subduzierte Ozeankruste, interpretiert werden; das zweite Charakteristikum gilt alsIndiz dafür, daß die Separation von Schmelze und Restit im Bereich des Stabilitätsfeldesvon Granat stattfand, tiefer also als unter den mittelozeanischen Rücken. Dies wiederum

4

12

20

5 10Gew.% MgO

Ge

w.%

Fe

O

15 20

MOR-Basalte

Hawaii-Tholeiite

MORBs (abgeschreckte Schmelzen= Gesteinsgläser)

85

Gew.% MgO

Ge

w.%

Al 2

O3

MORB-Gläser

16

24

15 2010 25

Hawaii-Tholeiite

MOR-Basalte

2

10

100

cho

nd

ritn

orm

iert

e G

ehal

te

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

246.2m261.7m353.0m398.1m1705.5m2009.8m2615m

Tiefe im HSDP2-Bohrkern:

Hawaii – Mauna Kea-Laven

Alkalibasalte

Tholeiite

J

JABBILDUNG 85 Seltene Erden in basaltischen Gesteinen der BohrungHSDP2 (niedergebracht 1997), die auf der Hauptinsel weitgehendMagmen des Mauna Kea-Vulkans erschloß; die obersten (jüngsten) La-ven sind alkalibasaltisch, der große Rest tholeiitisch.

104

Magmatische Gesteine

zeigt an, daß unter Hawaii und anderen Ozeaninseln heißes Material aus sehr großer Tiefeaufdringt. Unter Island reicht eine Zone mit verminderten Fortpflanzungsgeschwindigkei-ten seismischer Wellen (also vermutlich weniger dichter und heißerer Erdmantel) bis inmindestens 300 km Tiefe, das ist mehr als in der Umgebung des MittelatlantischenRückens. Als weiteres Indiz für eine tiefe Herkunft eines Teils der Ozeaninselbasalte geltenhohe Verhältnisse von 3He/4He (4He entsteht durch Zerfall von U und Th vor allem in derErdkruste, während 3He ein sogenanntes primordiales Isotop ist, das nicht durch natürlicheZerfallsprozesse nachgebildet wird) oder 36Ar/40Ar (40Ar ist durch Zerfall von 40K entstan-den, 36Ar ist primordial).

2.4.5 Flutbasalte

Flutbasalt- oder Plateaubasaltvulkanismus hat im Känozoikum nur einen relativ geringenAnteil an Magmen produziert (» 1–2 km3/a), hat aber im Verlauf der Erdgeschichte lokalriesige Massen an Vulkaniten innerhalb jeweils kurzer Zeit erzeugt. Bekannte Flutbasalt-provinzen sind in Tabelle 7 zusammengestellt und größtenteils in Abbildung 86 verzeich-net. Dieser Vulkanismus steht im Fall der kontinentalen Flutbasalte zum Teil im Zusammen-hang mit dem Auseinanderbrechen kontinentaler Kruste und ist wesentlich durchSpalteneruptionen bestimmt. So haben sich die Paraná-Flutbasalte im Süden von Brasilienund die Etendeka-Basalte in Namibia beim Öffnen des Südatlantiks gebildet. Auch erhebli-che Teile der heutigen Ozeanböden, vielleicht 3–5% sind von Flutbasalten bedeckt, insbe-sondere im Südwestpazifik, z.B. das Ontong Java-Plateau (ONTO in Abbildung 86). Die für

TABELLE 7: Wichtige Flutbasaltprovinzen

Basaltplateau Lokation Alter [Ma]max. Mäch-tigkeit [km]

heutige Fläche [km2]

Keweenawan Lake Superior [USA – Kanada]

1200 – 1050[Proterozoikum]

12 > 105

Sibirische Plattforma

a. M. K. Reichow et al. (2002) Science 296, 1846–1849; S. L. Kamo et al. (2003) Earth and PlanetaryScience Letters 214, 75–91

Nordsibirien 251 [Perm/Trias] 3.5 3.9´106

Karoo Südafrika 206 – 166 [Jura] 9 >1.4´105

Kirkpatrick-Basalte, Ferrar-Dolerite

Antarktis 179±7 [Jura] 0.9 7800

Paraná Brasilien 149 – 119 [Ob. Jura + Unterkreide]

1.8 1.2´106

Etendeka Namibia 140 – 110 [Ob. Jura + Unterkreide]

0.9 78000

Dekkan Indien 66 [Kreide/Tertiär] 2 >5´105

Nordatlant. Mag-menprovinz

Grönland, Nord-atlantik

65 – 50 [Oberkreide – Eozän]

2 1.0´106

Columbia River Nordwest-USA 16 – 6 [Miozän] >1.5 2´105

Snake River Idaho [USA] 16 – 0 – 0.5´105

Kerguelen (siehe auch Abbildung 87)b

b. F.A. Frey und andere (2000) Earth and Planetary Science Letters 176, 73 – 89; R. A. Duncan (2002)Journal of Petrology 43, 1109–1119

Südindik 120 Ma (südliches Plateau), 100 Ma (Zentralteil), 35 Ma

(Nordteil)

22 200 – 600 km breit, 2300 km

lang

Ontong Java Südwestpazifik bimodal mit Maxima bei ca. 122 und 90 Ma

>30c

c. Mächtigkeit der gesamten Kruste, d.h. inklusive von Plutoniten wie Gabbros

1.5´106

105

Magmatittypen und ihre Entstehung

MORBs charakteristischen Magnetstreifenmuster fehlen letzteren; daher ist eine Entste-hung an aktiven Rücken unwahrscheinlich.

ABBILDUNG 86 Große Magmenprovinzen („LIPs“ – large igneous provinces) inklusive konti-nentaler Flutbasalte, ozeanischer Plateaus, aseismischer ozeanischer Rückensowie Ketten von Seamounts und Ozeaninseln

Ähnlich wie füreinige der großenFlutbasaltprovin-zen (Dekkan, Si-birische Flutba-salte) wird für diegroßen ozeani-schen Plateaus(Kerguelen, On-tong Java, Mani-hiki) ein Plumeverantwortl ichgemacht. Dafürspricht, daß derVulkanismus ,geologisch gese-hen, schlagartigund über großeAreale einsetzt.Wie in Abbildung83, Seite 103 skiz-ziert, kann sichein solcher Plumean der kalten Li-thosphäre stauenund lateral aus-breiten und sich

ABBILDUNG 87 Das Kerguelen-Plateau im südlichen Indischen Ozean ge-hört zu den großen ozeanischen Plateaus, die aus einer mächtigen basalti-schen Kruste aufgebaut sind.

106

Magmatische Gesteine

dann weiträumig durch die Lithosphäre „fressen“. Der Vulkanismus endet allmählich mitsporadischen und lokalen Eruptionen (die in einigen Fällen Ketten von Ozeaninseln odersubmarinen Erhebungen bilden), und man mag annehmen, daß dieses Magma nur nochaus dem Schweif des Plumes stammt.

Die Flutbasalte sind durchweg tholeiitische Magmen, die im Fall des kontinentalen Vulka-nismus auch stärker differenzieren können. Zudem zeigen kontinentale Flutbasalte einegrößere Variation in ihrer chemischen und Isotopenzusammensetzung als ozeanische Tho-leiite. Diese Unterschiede sind von verschiedenen Bearbeitern für verschiedene Provinzenzurückgeführt worden auf

• die Kontamination durch kontinentale Erdkruste beim Magmenaufstieg,

• die Aufschmelzung von anomal zusammengesetztem (an inkompatiblen Elementeangereichertem) oberem Erdmantel,

• die Mischung verschiedener Erdmantelmaterialien mit Beteiligung einer Plume-Kom-ponente, ähnlich wie bei den Ozeaninselbasalten,

• eine Kombination von Aufschmelzung anomalen Erdmantels und von Krustenkonta-mination.

Der miozäne Flut-basaltvulkanis-mus des ColumbiaRiver-Plateaus imOsten der US-Bundess taatenWashington undOregon war dervulkanische Aus-druck von Exten-sionstektonik ine iner Back -a rc -Umgebung hin-ter der Subduk-tion der Farallon-Plat te (von derheute nur nochkleine Reste übrigsind) unter dennordamerikani-schen Kontinent.Zeitgleich damitgab es wei te rwestwärts kalk-alkalischen Vulka-nismus. Begin-nend vor ca. 17Ma und endendvor rund 6 Ma er-gossen sich tho-leiitische Laven ineine beckenartigeSt ruktur – dasheutige Colum-bia River-Plateau.Individuelle Flüsse sind bis zu 50 m mächtig. Stratigraphisch ist die Provinz in fünf Forma-tionen unterteilt worden, von denen die dritte vor ca. 16.5 – 14 Ma ca. 80% der gesamten

2

10

100

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

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Dekkan

Kerguelen

Malaita (Ontong Java)

ABBILDUNG 88 Seltene Erden in Flutbasalten. Die flachen Muster der Ba-salte des Ontong Java-Plateaus deuten auf eine MORB-ähnliche Quelle hin:die REE-Gehalte steigen mit zunehmender Fraktionierung (sinkendesMg#). Die hohen relativen Anreicherungen der leichten REE in den Basal-ten der Kerguelen-Provinz und des Dekkan sind allein durch Fraktionierungschwierig zu erklären. Kontinentale Kruste mag bei der Entstehung eine zu-sätzliche Rolle gespielt haben. Die Hauptelementzusammensetzungen die-ser Basalte sind in Tabelle 8 zusammengestellt.

107

Magmatittypen und ihre Entstehung

Magmen produzierte. Die Basaltlaven dieser Provinz sind arm an Einsprenglingen; gele-gentlich findet man Plagioklas, Klinopyroxen und/oder Olivin. Daher werden die BasalteSchmelzzusammensetzungen repräsentieren. Quarztholeiit ist der dominante Gesteinstyp;Olivintholeiite, Fe-reiche Basalte und basaltische Andesite sind auch vorhanden, währendVulkanite dazitischer bis rhyolithischer Zusammensetzung fehlen. In allen stratigraphi-schen Einheiten werden sämtliche Typen von Basalten und basaltischen Andesiten gefun-den, d.h. systematische Fraktionierungstrends werden nicht beobachtet. Die primitivstenMagmen haben Zusammensetzungen, die denen von E-MORBs nahe kommen. Volumen-mäßig am stärksten vertreten sind allerdings differenzierte Laven mit niedrigen Mg/(Mg+Fe)-Verhältnissen. Dies gilt auch für die Laven des Dekkan oder der Kerguelen-Flutba-saltprovinz (Tabelle 8).

Selbst die am wenigsten diffe-renzierten Basalte der Kergue-len-Provinz und des Dekkan zei-gen eine relative Anreicherungder leichten über die schwerenREE (Abbildung 88). Zusammenmit einer Variation der Sr- undNd-Isotopenzusammensetzungin Richtung auf Werte für konti-nentale Kruste mag man an sub-duzierte Kruste in der Quellre-gion oder Assimilation vonKruste beim Aufstieg der Mag-men an die Erdoberfläche alsUrsache denken. In einem Bohr-kern durch einen älteren Teildes Kerguelen-Plateaus, dieElam Bank (Abbildung 87), sindtatsächlich saure granatfüh-rende Gneise (hoch metamor-phe kontinentale Gesteine,wahrscheinlich Splitter der indi-schen oder antarktischen konti-nentalen Kruste) gefunden wer-den, welche die Annahme einerAssimilation realistisch erschei-nen lassen2–19. Kontaminationdes Erdmantels durch subdu-zierte kontinentale Erdkruste erscheint dennoch plausibler2–20. Ähnlich wie beim Kergue-len-Plateau sind auch die Sr- und Nd-Isotopien der Sibirischen Flutbasalte in Richtung aufWerte für kontinentale Kruste hin verschoben oder für Erdmantel, der lange geologischeZeit hindurch an inkompatiblen Elementen angereichert war; die ungefähre negative Kor-relation von SiO2-Gehalt und Nd-Isotopie (Abbildung 89) läßt sich als variable Assimila-tion von Krustengesteinen im Verlauf der Magmendifferenzierung deuten2–21.

Abschließend sei noch erwähnt, daß die Dekkan-Flutbasalte in Indien exakt mit der Kreide/Tertiär/Grenze zusammenfallen, die Sibirischen Flutbasalte mit der Perm/Trias-Grenze. Es istdaher in den letzten Jahren vielfach vorgeschlagen worden, daß die biologischen Krisen andiesen Grenzen ursächlich mit der raschen Förderung riesiger Mengen an Vulkaniten und

2–19. F. A. Frey et al. (2000) Earth and Planetary Science Letters 176, 73–892–20. F. A. Frey, D. Weis, A. Y. Borisova & G. Xu (2002) Journal of Petrology 43, 1207–12392–21. M. Sharma, A. R. Basu & G. V. Nesterenko (1991) Geochimica et Cosmochimica Acta 55, 1183–1192; (1992) Earth and Planetary Science Letters 113, 365–381

45 50 55SiO2

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

10

e Nd(t

)

PutoranaNorilsk

ABBILDUNG 89 Variation der Nd-Isotopie mit dem SiO2-Ge-halt für zwei Gruppen von Vulkaniten der Sibirischen Flut-basaltprovinz. eNd(t) steht für die initiale Nd-Isotopie relativzu einem unfraktionierten Reservoir.

108

Magmatische Gesteine

der Auswirkung vulkanischer Exhalationen auf das Klima zusammenhängen. Der weitausgrößte Teil der Dekkan-Basalte und der Sibirischen Flutbasalte ist innerhalb kurzer Zeit(maximal wenige Ma) eruptiert2–22. Während die Vulkanismus-Hypothese zur Erklärungdes Faunenschnitts an der Perm/Trias-Grenze kaum umstritten ist, konkurriert sie für dieKreide/Tertiär-Grenze mit der Vorstellung eines großen Impakts als Auslöser.

2–22. Courtillot V. (1999) Evolutionary Catastrophes – The Science of Mass Extinction, CambridgeUniversity Press, Cambridge, 173 Seiten; S. L. Kamo et al. (2003) Earth and Planetary Sciience Letters214, 75–91

TABELLE 8: Zusammensetzung von Basalten verschiedener Flutbasaltprovinzen

Malaita (Ontong Java)a

a. C. R. Neal, J. J. Mahoney, L. W. Kroenke, R. A. Duncan & M. G. Petterson (1997) The OntongJava Plateau. In: Large Igneous Provinces, J. J. Mahoney & M. F. Coffin [Herausgeber], Ameri-can Geophysical Union, Washington, Seite 183–216

Kerguelen + Broken Ridgeb

b. C. R. Neal, J. J. Mahoney & W. J. Chazey, III (2002) Journal of Petrology 43, 1177–1205

Toranmal (Dekkan)c

c. J. J. Mahoney, H. C. Sheth, D. Chandrasekharam & Z. X. Peng (2000) Journal of Petrology 41,1099–1120

A C ML475 1136 1138 1141 SH90 SH94 SH105SiO2% 49.92 49.25 49.68 50.5 48.7 47.8 52.8 52.5 48.72

TiO2 1.59 1.2 0.73 1.75 2.05 3.13 1.12 2.76 2.95

Al2O3 14.47 14 14.29 15.9 15.5 16.9 15.13 13.85 13.74

FeO 12.34 11.42 8.86 10.80 11.25 11.34 11.99 12.35 14.07

MnO 0.2 0.21 0.16 0.12 0.28 0.2 0.12 0.13 0.23

MgO 7.11 7.75 9.99 6.56 6.12 4.72 6.47 4.06 5.43

CaO 11.29 12.35 14.52 9.24 11.2 10.4 3.62 8.52 10.55

Na2O 2.23 2.05 1.48 3.24 2.64 2.96 4.31 2.3 1.82

K2O 0.14 0.14 0.08 0.32 0.76 0.62 2.12 1.42 0.45

P2O5 0.11 0.06 0.14 0.18 0.22 0.67 0.11 0.61 0.33

Mg#d

d. atomares Mg/(Mg + åFe), unter der Annahme berechnet, daß 85% des gesamten Eisenszweiwertig vorliegen

0.547 0.587 0.703 0.560 0.533 0.466 0.531 0.408 0.447

109

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.6 Lagenintrusionen

Vieles, was wir heute über die Fraktionierung mafischer Magmen zu wissen glauben,stammt aus layered intrusions (Lagenintrusionen). Deren geotektonische Stellung ist zwarnicht immer klar; viele derartige Intrusionen haben sich aber wohl im Zusammenhang mitkontinentalem Rifting gebildet. Eine Zone krustaler Extension mag einen Ort mit aufstei-gendem Mantelmaterial anzeigen, vergleichbar mit dem unter den mittelozeanischenRücken. In Einzelfällen mag auch ein Meteoritenimpakt die Bildung ausgelöst haben (z.B.Sudbury). Die ältesten bekannten Lagenintrusionen stammen aus dem späten Archaikum,die jüngsten aus dem Tertiär.

ABBILDUNG 90 Beispiel für Kumulatstrukturen mit Plagioklas als Kumulusphase, (a) Ortho-kumulat; aus der Interkumulusschmelze kristallisierten Olivin, Pyroxen, Ma-gnetit und Orthoklas, und es bildeten sich nur schmale Anwachssäume umdie Plagioklase; (b) Mesokumulat mit breiteren Anwachssäumen um die Ku-muluskristalle und geringeren Mengen anderer Minerale; (c) Adkumulat, beidem die Interkumulusschmelze durch Weiterwachsen der Plagioklase ver-braucht wurde, so daß ein monomineralisches Gestein entsteht.

TABELLE 9: Große Lagenintrusionen

Komplex Fläche [km2] Alter [Ma]Bushveld [Südafrika] 66000 2000

Dufek [Antarktis] 50000

Duluth [Keweenawan/USA] 4700 1200

Stillwater [Montana/USA] 4400 2700

Muscox [Nordkanada] 3500 1200

Great Dyke [Zimbabwe] 3300 2500

Sudbury [Kanada] 1300 1700

Skaergaard [Ostgrönland] 100 Tertiär

PyroxenPlagioklas

(a) (b) (c)

Olivin OrthoklasMagnetit

110

Magmatische Gesteine

Bei der systematischen Untersuchung von Lagenintrusionen in der Mitte des 20. Jahrhun-derts wurde die vermeintliche oder tatsächliche Kristallisationsgeschichte solcher Kom-plexe ergründet. Danach sinken die Frühkristallisate in der Schmelze ab und bilden amBoden der Magmenkammer Kumulate. Die zwischen diesen Kumuluskristallen eingeschlos-sene Schmelze (Interkumulusphase) kristallisiert und bildet die Postkumulusphasen (sieheauch Abbildung 90). Wenn die Interkumulusschmelze eine andere Zusammensetzung hatals die Ausgangsschmelze, werden andere Minerale aus ihr kristallisieren; das Ergebniskann z.B. eine „poikilitische“ Verwachsung von Kumulaten und Postkumulaten sein.Wenn die Interkumulusschmelze mit der Hauptmasse der Schmelze in der Magmenkam-mer in Kontakt verbleibt, kann frische Schmelze herangeführt werden, die Anwachssäumedesselben Minerals (oder derselben Mineralgruppe) um die Kumulate bildet – das Adkumu-lat. Die Kumulatminerale sind idiomorph bis hypidiomorph, weil sie ziemlich frei aus derSchmelze auskristallisiert sein sollten. In fließenden Magmen mögen die Kumulatmineraleauch eingeregelt werden (Feldspatleisten). Die Postkumulusminerale erfüllen demgegen-über den Raum zwischen den Kumulaten und sind daher xenomorph, wobei große Post-kumuluskristalle die Kumuluskristalle poikilitisch einschließen können.

Die Kumulatkristalle werden zunächst ein sperriges Gerüst bilden mit einer hohen Porosi-tät (Werte um 50% werden für realistisch gehalten in Analogie zur Porosität von Sand).Durch Kompaktion kann ein Teil der Interkumulusschmelze ausgepreßt werden (filter pres-sing), wodurch sich das Gerüst der Kumulatkristalle verdichtet, bis nur noch ein geringerSchmelzanteil zurückbleibt.

Inzwischen ist man der Ansicht, daß die Darstellung von langsam absinkenden Kristallenin einem stationären Magma und das Wachsen von Postkumulusphasen aus der Inter-kumulusschmelze die tatsächlich ablaufenden Prozesse nur unzulänglich beschreibt. Pla-gioklase haben z.B. eine Dichte, die ein freies Absinken in einer mafischen Schmelze nichtermöglichen sollte. Große Mengen an Adkumulaten werden kaum aus der Interkumulus-schmelze allein kristallisieren können, weil die Schmelze dazu nicht die geeignete Zusam-mensetzung hat; Diffusion ist jedoch zu langsam, um die erforderlichen Komponentenständig aus dem Hauptmagmenkörper nachzuliefern. Zudem beobachtet man in Lagen-intrusionen auch Kristallisation an den Seitenwänden und im Dach, die der am Boden sehrähnlich ist. Die beschriebene Terminologie wird dennoch beibehalten, weil sie nach wievor nützlich ist. Konvektionsströmungen bilden sich vermutlich in allen Magmenkam-mern in irgendeiner Form aus und fördern den Transport von Kumuluskristallen und dieMagmendifferenzierung.

Lagenintrusionen sind natürlich durch ihren Lagenbau ausgezeichnet. Eine individuelleLage wird als massiv oder uniform bezeichnet, wenn sie überall dieselbe Zusammensetzungund Textur zeigt. Unter den nicht uniformen Lagen sind diejenigen besonders interessant,die vertikal eine systematische Variation ihrer Korngrößenverteilung und/oder in ihrerMineralogie zeigen – eine Gradierung (Abbildung 91 rechts). Man nimmt an, daß die Korn-größengradierung dadurch zustande kommt, daß große Kristalle rascher in der Schmelzeabsinken als kleine. Eine ausgeprägte Gradierung dieses Typs findet man nur in ultramafi-schen Körpern. In vielen Intrusionen beobachtet man systematische Variationen in derMineralogie innerhalb des gesamten Komplexes oder gar einer Lage. Typischerweise neh-men dann von unten nach oben die Anteile an dunklen Mineralen ab und die Anteile anPlagioklasen zu. Dies wird auf unterschiedliche Sinkgeschwindigkeiten in der Schmelze alsFolge verschiedener Dichten zurückgeführt. Ein mineralogischer Lagenbau (phase layering)resultiert aus dem Auftauchen oder dem Verschwinden von Mineralen. Ein kryptischerLagenbau (cryptic layering) ist im Gelände nicht zu sehen, weil er sich nur in systematischenÄnderungen der Mineralchemie äußert. Ein rhythmischer Lagenaufbau (rhythmic layering,Abbildung 91 links) ist durch das wiederholte Auftauchen von bezüglich des Mineralbe-standes markanten Lagen oder Abfolgen ausgewiesen.

111

Magmatittypen und ihre Entstehung

ABBILDUNG 91 links: rhythmischer Lagenbau in der Skaergaard-Intrusion; die helleren La-gen sind reicher an Plagioklas; die Höhe des Berghangs beträgt ca. 300m;rechts: in der Duke Island-Intrusion (Alaska) findet man eine Abfolge ultra-mafischer Lagen aus Pyroxenen und Olivin, wobei innerhalb einer Lage dieKorngröße nach oben hin abnimmt; in derselben Richtung nimmt der Ge-halt an Pyroxenen auf Kosten des Olivins ab, d.h. die Basis einer Lage wirddurch große Pyroxene, das obere Ende durch kleine Olivine aufgebaut.

ABBILDUNG 92 Schematische Darstellung der Phasenbeziehungen im System Forsterit –Diopsid – Anorthit – SiO2; En = Enstatit, Trd = Tridymit. Ein kleines Volumenvon Spinell nahe der Verbindung Forsterit – Anorthit wurde nicht eingetra-gen. Im rechten Teil sind die kotektischen und peritektischen Linien als Fluß-diagramm herausgezeichnet.

Di

Fo En SiO2

An

Di

1260°CFo+An+En

Fo+Di+An1270°C

Fo+Di+En1386°C

Di+En+Trd1374°C

En+An+Trd1222°C

Cp

x+A

n+Tr

dD

i+A

n+En

Fo+D

i+An+

En

112

Magmatische Gesteine

Die Ausgangsschmelzen von Lagenintrusionen sind durchweg tholeiitische Basalte. Da Oli-vin und Pyroxene die Erstausscheidungen aus solchen Magmen sind, bilden ultramafischeKumulate die Basis der Komplexe. Mit der Kristallisation von Plagioklas beginnt die Bil-dung von noritischen und gabbroiden Gesteinen. Mit fortschreitender Differenzierungentstehen Fe-reiche Diorite und am Dach der Magmenkammer schließlich Granophyre(Quarz–Feldspat-Verwachsungen). Die tatsächliche Ausscheidungsfolge hängt von derMagmenzusammensetzung ab. Häufig sind die Abfolgen (a) Olivin [Ol] – Orthopyroxen[Opx] – Plagioklas [Pl] – Klinopyroxen [Cpx], (b) Ol – Cpx – Pl – Opx und (c) Ol – Opx – Cpx– Pl. Diese unterschiedlichen Abfolgen werden bereits durch geringe Änderungen der Pau-schalzusammensetzung um die Lage des quaternären Peritektikums hervorgerufen (sieheAbbildung 92). Zusammen mit Olivin kristallisiert auch Chromit als frühe Phase. Cr istzwar nur ein Spurenelement in mafischen Magmen; dennoch findet man in den meistenLagenintrusionen chromitreiche Lagen, die Mächtigkeiten von Metern erreichen unddann abbauwürdig werden können; ihre Bildung wird der Nachlieferung von Cr infolgevon Magmenmischungsprozessen zugeschrieben.

ABBILDUNG 93 Stratigraphie der Lagenintrusionen vom Bushveld und von Skaergaard. Die„Critical Zone“ des Bushvelds besteht aus vielen dünnen Lagen.

0

1

2

3

4

5

6

7

8

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[k

m]

Zone

Dach

Granophyr

Rooiberg„Felsit“

MC = Main Chromitite LayerMR = Merensky ReefSH = Sandwich Horizon

?

Ferrodiorit

Gabbroid

Gabbroid

Norit

Pyroxenit

Peridotit

Dunit

Gabbroid

Bushveld Skaergaard

Fe Mg Ab An

Ol Opx Cpx Pl Op

inve

rtie

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Pig

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Zone

BasaltGneis

Mag

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omit

SH

Obere

Haupt

Kritische

Basale

Marginale

Transvaal-Sedimente

Mittlere

Obere

ObereGrenz

a

b

Untere

113

Magmatittypen und ihre Entstehung

Der Bushveld-Komplex in Südafrika besteht aus einer mehr als 8 km mächtigen Abfolge(Abbildung 93). Er ist in vier Loben aufgeschlossen, die sich zu einer ringförmigen Strukturanordnen und in denen ähnliche, aber nicht identische Gesteinsserien vorkommen. Unterdem Bushveld stecken Sedimente des Transvaal-Systems. Der Kontakt im Hangenden istinfolge der Intrusion eines ungefähr zeitgleichen Granitplutons im Zentrum der Lagen-intrusion schlecht aufgeschlossen. An der Basis des Komplexes stehen ca. 100 m Norit (die„marginal Group“ in Abbildung 93). Sie mag durch relativ rasche Abkühlung des nochweitgehend undifferenzierten Magmas entstanden sein. Darüber folgt die »1200 m mäch-tige „basale Serie“, die aus einer Wechselfolge von Duniten, Harzburgiten und Bronzititen(Orthopyroxeniten) besteht. Der Mg-Gehalt von Olivinen und Orthopyroxenen nimmt indieser Sequenz im Schnitt nur geringfügig nach oben hin ab. Die Zusammensetzungen derMinerale fluktuieren allerdings mehrfach, was durch das Eindringen frischen Magmaserklärt wird. Im oberen Bereich der basalen Serie treten zahlreiche gering mächtige Chro-mititlagen auf, die dem „main Chromitite Layer“ vorangehen, das einen wichtigen strati-graphischen Horizont im Bushveld bildet. Zwischen diesem und einem weiterenMarkierungshorizont, dem „Merensky Reef“, tritt eine »1000 m mächtige Abfolge vongeschichteten Kumulaten auf, die „kritische Serie“. Ca. 60 m über der Basis dieser Serie trittPlagioklas als Kumulusphase in die Paragenese ein, und 300 m oberhalb der Basis tritt Augithinzu. Viele monomineralische Lagen mit Adkumulaten und Umkehrungen der Fraktio-nierungstrends deuten darauf hin, daß das Magma auskristallisierte und vielfach durchNachschub erneuert wurde. An der Basis der kritischen Serie bestehen die Lagen vor allemaus Bronzititen, nach oben hin nehmen Norite an Häufigkeit zu. Chromititlagen treten inder gesamten Serie zahlreich auf.

Das Hangende der kritischen Serie wird vom „Merensky Reef“ eingenommen, welches diewichtigste Lagerstätte für Elemente der Platingruppe auf der Erde darstellt. Diese Lageschwankt in der Mächtigkeit zwischen 1 und 5 m und ist zusammengesetzt aus Kumulus-kristallen von Bronzit, der poikilitisch2–23 von Plagioklas umschlossen wird. Die Platinoidetreten in verteilten Sulfiden in dieser Lage auf. Eine Vorstellung der Entstehung dieserAnreicherung ist die, daß die magmatische Fraktionierung eines S-armen Magmas eineAnreicherung der Platinoide verursacht hatte, als es von einem neuen S-reichen Magmaintrudiert wurde. Während der Vermischung dieser Magmen entmischte sich eine Sulfid-phase von der Silikatphase, welche die Platinoide weitgehend aufnahm. Diese dichte Sul-fidschmelze sank dann auf den Boden des Magmas ab.

Über dem Merensky Reef beginnt die „Hauptzone“ – 3600 m schlecht geschichtete gabbro-ide Gesteine. Innerhalb dieser Zone tritt nach oben hin eine kontinuierliche Magmenfrak-tionierung auf, die anzeigt, daß in dieser Phase kein neues Magma in den Komplex ein-drang. Das Auftreten von Magnetit als Kumulusphase markiert den Beginn der „oberenZone“ – 1500 m Fe-reicher Diorit. Nahe der Basis dieser Zone treten viele dünne Lagen vonKumulusmagnetit auf. Zum Dach hin gehen die Ferrodiorite in eine Zone mit Granophy-ren über, die auch assimiliertes Nebengesteinsmaterial enthalten.

Die wohl best untersuchte Lagenintrusion ist die von Skaergaard im Osten von Grönland,die während der beginnenden Öffnung des Nordatlantiks entstand, zeitgleich mit der Bil-dung zahlreicher Basaltgänge und Flutbasaltlagen in der Umgebung. Die Gesteine derIntrusion lassen sich in drei Gruppen einteilen (siehe Abbildung 94), eine Randgruppe(„marginal border group“), eine geschichtete Serie („layered series“) und eine obere Grenz-zone („upper border group“). Eine vierte Gruppe, die „Hidden Series“ ist nicht aufgeschlos-sen; sie sollte aus Frühkristallisaten bestehen. Die Randgruppe ist eine 70 – 600 m mächtigeZone von feinkörnigem Olivingabbro, der vom Kontakt nach innen kristallisierte. EinLagenbau verläuft dabei parallel zum Kontakt. Einschlüsse von Nebengestein kommen indiesem Bereich vor. Mit dem Lagenbau geht auch eine systematische Variation der Mine-ralchemie parallel; man glaubt daher, daß die Minerale der Randgruppe entlang der seitli-

2–23. Poikilitisch nennt man magmatisch gebildete Minerale mit vielen Fremdmineraleinschlüssen

114

Magmatische Gesteine

chen Begrenzung der Intrusion akkumuliert wurden, und zwar zur selben Zeit, in der diegeschichtete Serie auf dem Boden der Magmenkammer abgelagert wurde. Diese geschich-tete Serie macht den größten Teil der Intrusion aus – ca. 2700 m gabbroider Gesteine. Siewird weiter in drei Zonen untergliedert, je nachdem ob Olivin vorhanden ist oder nicht(vergleiche Abbildung 95). In der unteren Zone kommt Olivin (Fo67–53) als Kumulusphasevor. Am oberen Ende dieser Zone bildet sich Pigeonit (Ca9Mg56Fe35 – der beim Abkühlen zuOrthopyroxen invertierte) in einer Reaktionsbeziehung aus Olivin, die zum Verschwindendieses Minerals führt. Die mittlere Zone besteht dann aus Gabbro, der aus zwei Pyroxenenohne Olivin zusammengesetzt ist. Außerdem tritt hier Magnetit in die Paragenese ein.

ABBILDUNG 94 schematischer Querschnitt durch die Skaergaard Intrusion (ohne vertikaleÜberhöhung); S = Sandwich-Horizont

Durch fortschreitende Differenzierung des Magmas wurde die Restschmelze immer Fe-rei-cher, bis schließlich bei einer Pigeonitzusammensetzung Ca9Mg45 Fe46 Olivin (Fo40) wiederstabil wurde; dies ist als Beginn der oberen Zone definiert. Mit weiterer Differenzierungwird der Olivin immer Fe-reicher, bis ganz oben in der oberen Zone schließlich reiner Faya-lit auftritt. Hier traf die Restschmelze auf bereits kristallisiertes Material, das vom Dach derIntrusion in die Tiefe wuchs. Die Gesteine dieser oberen Zone sind Ferrodiorite. Apatit isthier ebenfalls Kumulusphase. Die obere Grenzzone wird ebenfalls in drei Zonen unterglie-dert, die mineralogisch (aber nicht mineralchemisch) den drei Zonen der geschichtetenSerie entsprechen. Allerdings kann diese Einteilung in der oberen Grenzzone nur durch dieZusammensetzung der Plagioklase festgelegt werden, weil Assimilation von Nebengestein(Granite) die Kristallisation von Olivin weitgehend verhinderte. Zone 1 enthält Plagioklasemit einem Anorthitgehalt >54 Mol%, Zone 2 Plagioklase mit An54–44 und Zone 3 Plagioklasmit An<44. Am Ende der Kristallisation der Intrusion wurde eine Linse residualer Schmelzezwischen der geschichteten Serie und der oberen Grenzzone eingeschlossen. Aus dieser„Sandwich-Zone“ kristallisierte reiner Fayalit. Die Klinopyroxene wurden so Fe-reich, daßsie das Hochtemperaturstabilitätsfeld von Fe-Wollastonit erreichten; beim Abkühlen inver-tierte dieser zu polygonalen Aggregaten von Hedenbergit (Ca43Mg0Fe57).

„Layered Series“, obere Zone (c)

„Layered Series“, obere Zone (a)

„Upper Border Group“

„Marginal Border Group“

„Marginal Border Group“

Basalte

Gneise Gneise

„Layered Series“, mittlere Zone

„Hidden Layered Series“

„Layered Series“, untere Zone

12

3 S

„Layered Series“, obere Zone (b)

0 1 km

115

Magmatittypen und ihre Entstehung

Die Geschichteder Skaergaard-Intrusion scheintinsgesamt relativeinfach zu sein,weil der Komplexdurch ein einzi-ges Magma gebil-det wurde. DiesesMagma konvek-tierte und durch-l ief dabei e ineextreme Differen-z ie rung. ImGegensatz zu frü-heren Ansichtenmag diese Kon-vekt ion d ieKumuluskristalledirekt auf demBoden und denSeiten der Magmenkammer abgelagert haben; gravitatives Absinken mag nur untergeord-net eine Rolle gespielt haben. Kompliziert wird die Geschichte von Skaergaard allerdings,wenn man Informationen der Isotopengeochemie (Sauerstoff) in die Betrachtungen einbe-zieht, die besagen, daß der gesamte Komplex intensiv hydrothermal überprägt worden ist.

Unzulänglich zu beantworten ist die Frage nach dem Ausgangsmagma von Lagenintrusio-nen. Am ehesten werden abgeschreckte Ränder (chilled margins) dafür gehalten. Dazu istallerdings zu bemerken, daß solche Ränder möglicherweise durch Nebengestein kontami-niert werden. Wenn man zur Bedingung macht, daß repräsentative abgeschreckte RänderZusammensetzungen haben müssen, die primitiv genug sind, um die ersten Kristalle aus-zuscheiden (Mg-reiche Olivine), die in den Basiszonen von Lagenintrusionen vorkommen,dann kann man kontaminierte Proben mit hinreichender Wahrscheinlichkeit erkennenund aussondern. In Tabelle 10 sind solche chilled margins aus den Lagenintrusionen vomBushveld und von Skaergaard aufgeführt. Zusammensetzung (1) vom Bushveld ist dabeiähnlich heutigen Boniniten und mag das Magma darstellen, aus dem die ultramafischenKumulate entstanden. Typ (2) ähnelt MORB und mag das Ausgangsmagma für Kumulatedarstellen, die reich an Plagioklas sind.

TABELLE 10: Zusammensetzungen von „chilled margins“

Bushveld (1) Bushveld (2) Skaergaard (1) Skaergaard (2)SiO2 57.0 52.4 50.1 48.1

TiO2 0.4 0.8 2.6 1.2

Al2O3 12.8 15.6 13.4 17.2

FeO 9.4 10.6 13.4 9.6

MgO 10.3 6.7 6.5 8.6

CaO 6.7 10.2 10.1 11.4

Na2O 1.8 3.0 2.4 2.4

K2O 1.2 0.3 0.6 0.3

0

800

1580

2500Meter

obereZone

mittlereZone

untereZone

Ca38Mg41Fe21 Ca9Mg56Fe35

Ca9Mg45Fe46

An66

An51 Fo53

Fo40

Fo26

Fo0

Fo67

An44

An39

An30

Ca36Mg38Fe26

Ca38Mg27Fe35

Ca43Mg0Fe57

Qua

rz+M

ikro

peg

mat

it

Ap

atit

Mag

netit

Ilmen

it

inve

rtie

rter

Pig

eoni

t

Oliv

inO

livin

Hia

tus

Aug

it

Plag

iokl

as

Layered Series

ABBILDUNG 95 Variation des Mineralbestandes und der Mineralchemie inden drei Zonen der geschichteten Serie von Skaergaard

116

Magmatische Gesteine

2.4.7 Magmatismus kontinentaler Riftzonen

Intrakontinentale Rifts sind schmale lange Strukturen in Gebieten, in denen die Lithosphäregedehnt wird. Assoziiert damit sind Regionen, in denen die Kruste langsam herausgehobenwird (Uplift). Kontinentale Rifts werden als erste Anzeichen des Auseinanderbrechens derLithosphäre angesehen, die im Extremfall in der Bildung neuer Ozeane enden kann; einesolche Zukunft wird dem Afar-Dreieck prognostiziert, in dem das Ostafrikanische Rift auf dasRift des Roten Meeres stößt. Vielfach wird dieses Stadium allerdings nicht erreicht, z.B. imOberrheingraben. Eine Verteilung aktiver und fossiler Riftzonen zeigt Abbildung 96. Das Bai-kal-Rift in Ostsibirien ist das tiefste kontinentale Rift und erstreckt sich über eine Längevon ca. 2500 km. Von der Magmenproduktion her ist das Ostafrikanische Rift das bei wei-tem größte und aktivste; in ihm treten mehr Magmatite auf als in allen übrigen kontinen-talen Riftzonen zusammengenommen. Der Rheingraben ist Teil eines jungen Vulkangebie-tes in Mitteleuropa, das sich vom Egergraben bis ins französische Zentralmassiv erstreckt.Mit der Absenkung des Rheingrabens verbunden ist eine Heraushebung des RheinischenSchildes seit dem Tertiär und Vulkanismus in diesen Gebieten (z.B. Eifel, Westerwald,Vogelsberg). Die Lokation fossiler kontinentaler Riftgebiete ist nicht immer sicher festzule-gen; es handelt sich dabei um tief erodierte Gebiete, in denen Alkaligesteinskomplexemeist intrusiver Natur auftreten, z.B. im Oslo-Gebiet.

ABBILDUNG 96 Globale Verteilung aktiver und fossiler kontinentaler Riftzonen. Außerdemsind konstruktive Plattengrenzen eingetragen. Aktive Riftzonen: 1 Mittel-europäische Vulkanprovinz (Egergraben, Rheingraben, Massif Central), 2Basin and Range, 3 Rio Grande, 6 Baikal, 7 Ostafrikanisches Rift, 8 Kamerun-Linie, 9 Newer Volcanics/Australien, 10 Rotes Meer/Golf von Aden; fossileRiftzonen: 4 Gardar-Provinz/Grönland (präkambrisch), 5 Oslo-Graben (per-misch), 11 Kola-Halbinsel (präkambrisch – devonisch), 12 Monteregian-Pro-vinz/USA/Kanada (präkambrisch – permisch). Kontinentale Riftzonen tragenmit ca. 1.5 km3/a zur Magmenproduktion der Erde bei.

10

78

23

12

45

1

11

9

6

INDISCHEPLATTE

PAZIFISCHEPLATTE COCOS

NAZCA-PLATTE

ANTARKTISCHE PLATTE

AFRIKANISCHEPLATTE

AMERIKANISCHEPLATTE

EURASISCHE PLATTE

INDISCHEPLATTE

Kontinentale Riftzonen, konstruktiveund destruktive Plattengrenzen

117

Magmatittypen und ihre Entstehung

Die Untersuchung kontinentaler Riftzonen ist bislang weniger intensiv verfolgt worden alsdie Untersuchung ozeanischer Rift-Gebiete. Ausnahmen sind der Rheingraben, das RioGrande-Rift und seit einigen Jahren auch das Ostafrikanische Rift. Die enge zeitliche undörtliche Beziehung zwischen kontinentalem Rifting und Uplift legt einen ursächlichenZusammenhang nahe. Was dabei Ursache und was Folge war, ist unklar: Dringt unter denHebungsgebieten Asthenosphärenmaterial auf, wodurch die Kruste emporgewölbt wirdund schließlich zerreißt (aktives Rifting) oder wird die Lithosphäre gedehnt und zerreißtund gestattet dadurch erst den Aufstieg von Asthenosphärenmaterial (passives Rifting)?Aus großer Tiefe aufsteigende Plumes werden – in Analogie zum Ozeaninselvulkanismus –zunehmend als Ursache für kontinentales Rifting angesehen, z.B. für das OstafrikanischeRift (begründet durch Ähnlichkeiten in der Isotopenzusammensetzung von Sr, Nd und Pb).In diesem Fall wäre das Rifting ein aktiver Prozeß. Mit Hilfe der Seismik ist unter der Eifelein Bereich des Erdmantels kartiert worden, in dem sich die Scherwellengeschwindigkeitengegenüber der Umgebung langsamer fortpflanzen; diese Zone läßt sich als gegenüber derUmgebung heißerer (evtl. zu geringem Anteil aufgeschmolzener) Mantel interpretieren,mithin als Plume2–24.

Abbildung 97 zeigt dieHeraushebung desOberrheingrabens undseiner benachbarten Ge-biete sowie die Mächtig-keit der kontinentalenKruste. Uplifthöhen biszu mehr als 2000 m seitdem Eozän sind für densüdlichen Teil des Gra-bens gefunden worden,unter dem die Krustemit »25 km auch beson-ders dünn ist. Als Ursa-che gilt hier wie auch inanderen kontinentalenRiftgebieten der diapiri-sche Aufstieg von asthe-nosphärischem Erd-mante l , der inAbbildung 98 für dasOstafrikanische Rift-system skizziert ist. Vondem erwähnten seismi-schen Experiment fürdie Eifel2–24 wurde derOberrheingraben aller-dings nicht erfaßt, sodaß zur thermischenStruktur des Mantelske ine Aussagen ge -macht werden können.

2–24. J. R. R. Ritter, M. Jordan, U. R. Christensen & U. Achauer (2001) Earth and Planetary ScienceLetters 186, 7–14

Betrag des Uplifts:

<1000m

1000–1500m

1500–2000m

2000–2500m

> 2500m

innerer Bereichdes Rheingrabens

Kaiserstuhl

Grenze des alpingefalteten Bereichs

großeStörungszone

Konturen derKruste–Mantel-Grenze (Tiefein km)

Zürich

498

Mainz

Aachen

Duisburg 88

0 80km

498

Stuttgart

Basel

24

25

2627

28

28

29

29

30

30

31

31

Köln

88

Nancy

Luxemburg

Würzburg

ABBILDUNG 97 Der Oberrheingraben und benachbarte Gebieteeinschließlich des Rheinischen Schiefergebirges markieren eineZone mit beträchtlicher Heraushebung seit dem Jungtertiär. Dar-über hinaus ist die Kruste in diesem Bereich anomal dünn.

118

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 98 rechts: das zentralafrikanische Riftsystem; am Nordende des östlichen Zwei-ges, wo es auf das Rift des Roten Meeres trifft, liegt das Afar-Dreieck; linksoben: schematischer Querschnitt durch das Kenia-Rift; Zahlen stehen für dieseismischen P-Wellengeschwindigkeiten [km/s]; links unten: schematischesOst-West-Profil durch die beiden Zweige des Ostafrikanischen Riftsystems

Der Vulkanismus in kontinentalen Riftzonen ist typischerweise basaltisch (Alkalibasalte,Basanite, Tephrite, Nephelinite) mit variablen Mengen an intermediären (Trachyte, Phono-lithe) und sauren Magmatiten (Rhyolithe oder deren peralkalische Vertreter Comenditeund Pantellerite). In Gebieten mit niedriger Magmenproduktionsrate liegt das Maximumder Häufigkeitsverteilung weit auf der Seite SiO2-untersättigter basischer Magmen; inGebieten mit hoher Magmenproduktion (Ostafrikanisches Rift) sind basische (nur wenigSiO2-untersättigt oder SiO2-gesättigt) und saure Magmen nahezu gleich häufig (Abbildung99). Magmen intermediärer Zusammensetzung sind dagegen unterrepräsentiert; dieseLücke ist als Daly Gap bekannt.

Mit basischen SiO2-untersättigten Magmen assoziiert sind gelegentlich Karbonatite,Gesteine, die zu >50% aus Karbonaten (von Ca, Mg, Fe) bestehen. Tiefengesteins-äquivalente der gewöhnlichen Vulkanite findet man in jungen Riftgebieten nur unterge-ordnet in kleinen Plutonen, in erodierten fossilen Rifts auch als größere Komplexe (Syeniteund Nephelinsyenite, peralkalische Granite). Basaltische Magmen und Karbonatite werdentypischerweise im frühen Stadium der Riftentwicklung gebildet. Sie sind sicherlich Pro-dukte geringer Aufschmelzgrade eines fluidreichen oberen Erdmantels, die undifferenziertan die Erdoberfläche gelangten. Bei den Karbonatiten gilt dies nur für die Mg-reichen Ver-treter. Ca- und Na-reiche Karbonatite mögen durch Differenzierung aus basischen Silikat-magmen entstanden sein oder durch Entmischung eines Karbonat- und eines Silikatmag-mas. Rascher Aufstieg aus Erdmanteltiefen ist für die basaltischen Vulkanite dadurchbelegt, daß sie öfters Xenolithe des oberen Erdmantels und der tiefen Erdkruste führen.

Typische Hauptelementzusammensetzungen wichtiger Gesteine aus kontinentalen Riftssind in Tabelle 11 zusammengestellt. Danach können die Alkaligehalte in Phonolithen,Trachyten und Alkalirhyolithen extrem hoch werden. Dies äußert sich in der Kristallisationvon Alkalipyroxenen, Alkaliamphibolen oder Aenigmatit [Na2Fe5TiSi6O18|O2 – ein den Am-phibolen nahestehendes Mineral], nachdem das Al durch die Bildung von Feldspäten undFoiden verbraucht wurde. Auch die HFS-Elementgehalte sowie die von Th und U erreichen

ö stl

ich

esRi

ft

westlich

te s

Rift

Nil

Rotes Meer

IndischerOzean

100 50 0 50 100 150

150

200 250 300

100

50

0

Tief

e [k

m]

Abstand von Riftachse [km]

MOHO

anomaler Mantel

7.3 8.0

7.5

normalerMantel

Unterkruste

Oberkruste 5.9

6.5

SENW östliches Rift

0

0

100 km100 km

W EOstriftWestrift

Kruste

Asthenosphäre

lithosphärischer Mantel

119

Magmatittypen und ihre Entstehung

in Syeniten, Trachyten und Phonolithen außerordentlich hohe Werte, Zr z.B. einige 1000ppm (das Zehnfache von Werten für alkalibasaltische Magmen).

REE-Verteilungsmuster einer Serie vonVulkaniten aus dem nördlichen äthiopi-schen Rift, die von Basalten bis zu Rhyo-lithen reicht, sind in Abbildung 100aufgetragen2–25. Die Muster sind gene-rell stark fraktioniert mit hoher relativerAnreicherung der leichten REE; im Ver-lauf der magmatischen Fraktionierungsteigen die Gehalte an, und es bildensich – durch Entzug von Plagioklas-kumulaten – negative Eu-Anomalienaus. Der ungefähr parallele Anstieg allerREE zeigt an, daß REE-reiche Mineralewie Phosphate keine wesentliche Rollegespielt haben.

2–25. A. Peccerillo et al. (2003) Journal of Petrology 44, 2003–2032

TABELLE 11: Zusammensetzung wichtiger Gesteinstypen kontinentaler Riftgebiete

Basanita

a. vom Mt. Kenia

Mugearita Phonolitha Trachyta Pantelleritb

b. weltweiter Durchschnitt für Obsidian pantelleritischer bzw. comenditischer Zusammensetzung

Comenditb

SiO2 41.4 50.1 55.7 65.0 71.2 74.0

TiO2 3.65 2.23 0.85 0.22 0.40 0.20

Al2O3 11.9 16.4 18.3 15.8 9.1 11.6

FeO 14.0 10.8 6.00 3.65 6.7 3.0

MgO 10.5 2.95 1.01 0.15 0.10 0.05

CaO 11.1 5.95 2.57 0.99 0.50 0.40

Na2O 2.33 5.70 8.5 7.00 6.40 5.40

K2O 1.48 2.74 4.80 5.55 4.40 4.50

P2O5 0.94 1.18 0.41 0.10

A.I.c

c. „agpaitischer Index“ = molekulares Verhältnis (Na2O+K2O)/Al2O3. Gesteine mit Werten >1 sind peral-kalisch. In solchen Gesteinen treten neben Feldspäten/Foiden Alkalipyroxene oder -amphibole auf.

0.46 0.75 1.05 1.11 1.68 1.19

ostafrikanischesRift, Westteil

Rheingraben

Baikal-Rift

Riftzonen geringervulkanischer Aktivität

ostafrikanischesRift, Kenia

Äthiopien

Riftzonen hohervulkanischer Aktivität

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

Vo

lum

enp

roze

nt

Vo

lum

enp

roze

nt

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

basisch intermediär sauer

basisch intermediär sauer

ABBILDUNG 99 Magmenhäufigkeiten in verschie-denen kontinentalen Riftgebieten

120

Magmatische Gesteine

Das Vorkommen vonmengenmäßig über-wiegenden alkalibasal-tischen Gesteinen ne-ben Phonol i then,Trachyten und Rhyoli-then legt eine geneti-sche Beziehung nahe.Die Isotopenzusam-mensetzungen (Sr,Nd) zeigen, daß Pho-nolithe, Trachyte undRhyolithe meist imVergleich zu den alka-libasaltischen Laveneine etwas in Rich-tung auf krus ta leWerte verschobene Si-gnatur haben; d.h.Material der Erdkrustemag in geringem Um-fang an ihrer Ent-stehung beteiligt sein,z.B. durch Assimila-tion in krustalen Mag-menkammern. EineEntstehung durch di-rekte Aufschmelzungvon Krustengesteinenscheint dagegen nicht möglich.

Wenn sich Phonolithe, Trachyte und/oder Rhyolithe durch Differenzierung aus alkali-basaltischen Gesteinen ableiten lassen, sollte man in Gebieten mit intensivem Riftvulka-nismus auch kontinuierliche chemische Variationen beobachten. In der Tat findet man imOstafrikanischen Rift kontinuierliche Übergänge von Basaniten nach Phonolithen undvon Alkalibasalten nach Rhyolithen. Der letzte Fall ist zum Beispiel für den Gedemsa-Vul-kan in Äthiopien beschrieben, in dem leicht SiO2-untersättigte oder SiO2-gesättigte Basalteneben Trachyten und Rhyolithen auftreten2–25.

Einige Haupt- und Spurenelementtrends bei der Magmenentwicklung dieses Vulkans sindin Abbildung 101 und Abbildung 102 aufgetragen. Intermediäre Zusammensetzungen sindnur durch Einschlüsse in Rhyolithen belegt. Ohne diese Einschlüsse wäre eine große DalyGap vorhanden. Mit steigendem SiO2 sinken die Gehalte an CaO und TiO2 monoton, diean Ni und Sr drastisch während der Frühphase der Magmendifferenzierung. Ni wird durchMg-reichen Olivin der Restschmelze entzogen, und dieser tritt nur in den Basalten auf. Srwird durch Ca-reichen Plagioklas entfernt. Die monoton sinkenden CaO- und TiO2-Gehalte sprechen dafür, daß Plagioklas (für CaO), Klinopyroxene (für CaO und TiO2) sowieMagnetit und Ilmenit (für TiO2) wichtige fraktionierende Minerale über den gesamten Pro-zeß der Differenzierung gewesen sind. Der Na2O-Gehalt steigt monoton an, sinkt aber beiden Rhyolithen drastisch; offensichtlich war damit das Stadium der massiven Kristallisa-tion von Na-reichen Alkalifeldspäten und/oder Na-reichen Plagioklasen erreicht. Das K2Oscheint erst bei den Rhyolithen seinen maximalen Gehalt erreicht zu haben. Zr und Nb rei-chern sich ebenfalls kontinuierlich in den Restschmelzen an; für Zr bedeutet das, daß dieLöslichkeit der Schmelze für dieses Element nicht überschritten wurde, so daß sich keinZirkon ausscheiden konnte. Die Existenz der Daly Gap wird damit erklärt, daß sich inter-

5

10

100

1000

cho

nd

ritn

orm

iert

e G

ehal

te

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

GD65 (Basalt)

GD83B (Basalt)

GD22 (Rhyolith)

GD2 (Trachyt)

GD12 (Rhyolith)

GD32 (Trachyt)

48.2

52.4

69.7

72.2

65.9

67.0

%SiO2:

ABBILDUNG 100 Seltene Erden in einer kogenetischen Serie von Ba-salten bis Rhyolithen vom Gedemsa-Vulkan im äthiopischen Teil desOstafrikanischen Rifts

121

Magmatittypen und ihre Entstehung

mediäre Magmen nur über ein kleines Temperaturintervall hindurch bilden, das raschdurchlaufen wird.

ABBILDUNG 101 Haupt- und Spurenelementvariationen in Vulkaniten des Gedemsa-Vulkansin Äthiopien als Funktion des SiO2-Gehaltes, der als Anzeiger für den Gradder Fraktionierung dienen möge2–25.

0.5

1.0

1.5

2.0

% T

iO2

2

4

6

8

% C

aO

2

3

4

5

6

% N

a 2O

50 55 60 65 70

1

2

3

4

5

% K

2O

BasalteEinschlüssePrä-Caldera-GesteinePost-Caldera-GesteineIgnimbrite

% SiO2

50

100

150

pp

m N

i

100

200

300

400

500

pp

m Sr

500

1000

1500

pp

m Z

r

50 55 60 65 70

% SiO2

50

100

150

200

250

pp

m N

b

122

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 102 TAS-Diagramm für Vulkanite des Gedemsa-Vulkans im äthiopischen Teil desOstafrikanischen Rifts2–25. Die Basalte liegen nahe der Linie, die alkalischevon subalkalischen Typen trennt, was anzeigt, daß sie leicht SiO2-untersät-tigt bis SiO2-gesättigt sind. Bei den Einschlüssen handelt es sich um cm- bisdm-große Xenolithe von basischem bis intermediärem Material; sie treten inRhyolithen auf, die der Post-Caldera-Phase des Vulkanismus zugeordnetwerden.

In kontinentalen Riftzonen kommen häufig Trachyte neben Phonolithen vor, ohne daßgroße Mengen an basaltischen Magmen ebenfalls in der Nähe vorhanden wären. Damitstellt sich dann nicht nur die Frage nach den petrogenetischen Beziehungen zwischenBasalten und Trachyten bzw. untersättigten Basalten und Phonolithen, sondern auch dieFrage nach einer Verbindung von Trachyten und Phonolithen. Dieses Problem wurde imPrinzip bereits in den sechziger Jahren gelöst durch experimentelle Untersuchungen imSystem NaAlSiO4 – KAlSiO4 – SiO2 – H2O. Dieses System ist unter verschiedenen Drückenvon pH2O in Abbildung 103 dargestellt. Gesteine im Teildreieck Albit – Orthoklas – SiO2(dem „Granitsystem“) sind SiO2-übersättigt; Magmen in diesem Dreieck werden sich inRichtung m entwickeln. Gesteine im Trapez Albit – Orthoklas – Kalsilit – Nephelin sindSiO2-untersättigt. Oberhalb von pH2O etwa 2.6 kbar ist die Verbindungslinie Ab – Or einethermische Barriere, d.h. alle Schmelzen in diesem Trapez entwickeln sich in Richtung aufPunkt N. Bei niedrigen Drücken gilt das nur für albitreiche Schmelzen. Unter solchenBedingungen würden dann Trachyte (Zusammensetzung nahe der Verbindungslinie Ab –Or), sofern sie geringfügig SiO2-untersättigt sind, zu den stärker untersättigten Phonoli-then um Punkt N fraktionieren, geringfügig übersättigte Trachyte aber zu Rhyolithen umPunkt m. Unter niedrigen pH2O-Bedingungen könnten allerdings in einem kleinen Bereichuntersättigte Schmelzen mit einer Zusammensetzung zwischen Leucit und K-reichenAlkalifeldspäten durch Kristallisation von Leucit SiO2-übersättigt werden. Die rechteuntere Skizze von Abbildung 103 zeigt, daß natürliche untersättigte Trachyte und Phono-

Pikro-basalt

Basalt basalt.Andesit

Andesit

Dazit

Rhyolith

Foidit

Tephrit[Ol<10%]

Basanit[Ol>10%]

phono-lithischerTephrit

tephritischerPhonolith

Phonolith

Trachy-basalt

basalt.Trachy-andesit

Trachy-andesit

Trachyt[Qtz<20%]

Trachydazit[Qtz>20%]

alkalisch

subalkalisch

35 40 45 50 55 60 65 70 75 80% SiO2

0

5

10

15%

Na 2

O +

K2O

BasalteEinschlüssePrä-Caldera-GesteinePost-Caldera-GesteineIgnimbrite

123

Magmatittypen und ihre Entstehung

lithe in die Nähe der peritektischen Linie für niedrige Werte von pH2O fallen. Dies kann alsdeutlicher Hinweis darauf gewertet werden, daß zwischen Phonolithen und Trachyten einegenetische Verbindung besteht, die auf Fraktionierung in seichten Niveaus hinweist. Aller-dings gilt dies nicht für alle Phonolithe. So gibt es z.B. in der Heldburger Gangschar in Thü-ringen einen Phonolith, der Xenolithe aus dem Erdmantel führt und folglich rasch aus gro-ßen Tiefen aufgestiegen sein sollte.

ABBILDUNG 103 Das System Nephelin – Kalsilit – SiO2. Links oben: das System bei 1 bar; „m“entspricht dem ternären Minimum im granitischen Teilsystem Ab – Or –SiO2; „Ml“ steht für das binäre Minimum der Alkalifeldspäte; „R“ ist ein Re-aktionspunkt [Entlang der peritektischen Linie, die von der Seite SiO2 – Ksauf R zuläuft, reagiert Leucit mit Schmelze zu Alkalifeldspat.], „N“ ein ternä-res Eutektikum; rechts oben: vereinfachte Darstellung für pH2O = 1 bar, 1kbar und 2 kbar; links unten: Darstellung für pH2O = 5 kbar; rechts unten:System bei pH2O = 1 bar und 1 kbar mit Konturen für die Lage von ca. 120SiO2-untersättigten Phonolithen und Trachyten, die einem Fraktionierungs-trend bei niedrigem H2O-Druck (und Gesamtdruck) zu entsprechen schei-nen. Phasen sind in Gewichtsanteilen eingetragen.

NaAlSiO4 KAlSiO4

SiO2Qtz

Cristobalit

Tridymit

Feldspat

Leucit

OrAb

N R

M1

m

NephelinKalsilitCarnegeit

Ne Ks

NaAlSiO4 KAlSiO4

QtzSiO2

OrAb

Ne Ks

N1

N

1 atm

1 kbar

2 kbar

NaAlSiO4

NaAlSi3O8KAlSi3O8

KAlSi2O6

KAlSiO4

SiO2

1 bar

1 kbar

NaAlSiO4 KAlSiO4

SiO2Qtz

OrAb

N

m

10108C

9908C

10208C

124

Magmatische Gesteine

In fossilen erodierten kontinentalen Riftgebieten findet man anstelle der Vulkanite ent-sprechende Assoziationen plutonischer Gesteine:

• Auf der Kola-Halbinsel tritt eine Vergesellschaftung von ultrabasischen (Dunite, Pyro-xenite) und Alkaligesteinen (mit seltsamen Namen wie Ijolite und Melteigite – Plutonitemit viel Nephelin und Ägirinaugit – Syenite) sowie Karbonatiten auf. Dies entsprichtder Assoziation Nephelinit – Trachyt – Karbonatit im Ostafrikanischen Rift.

• Eine Assoziation von gabbroiden und Alkaligesteinen (Alkaligabbros, Syenite,Nephelinsyenite, späte peralkalische Granite) kennzeichnet die Gardar-Provinz inGrönland. Die entsprechenden Vulkanite im Ostafrikanischen Rift sind wohl Alkali-basalt – Trachyt – Phonolith/Pantellerit.

• Nephelinsyenite und Alkaligranite kennzeichnen eine Provinz im Norden von Nigeriaund in Niger. Basische Gesteine fehlen hier fast vollständig. Falls gabbroide Körpernicht in der Tiefe stecken, wäre dies eine Assoziation, für die es in rezenten kontinen-talen Riftgebieten keine Entsprechung gibt.

ABBILDUNG 104 Der aktive Vulkan Oldoinyo Lengai in Tanzania liegt im Bereich des Ost-afrikanischen Rifts. Die Schmelzen bestehen weitgehend aus Karbonaten vonNa und Ca. In frischem Zustand sind sie dunkel, erhalten bei Alterung aberinnerhalb von Tagen oder einigen Wochen eine weiße Farbe. Diese Karbo-natite fließen mit Temperaturen von <600 °C aus; sie sind damit die kühlstenvulkanischen Schmelzen. Foto: R.L. Rudnick, University of Maryland. Sieheauch http://www.educeth.ch/stromboli/perm/lengai/index-de.html

125

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.8 Kimberlite und verwandte Magmatite

Kimberlite und ähnliche Magmatite sind vom Volumen her im Vergleich zu anderen mag-matischen Gesteinen völlig vernachlässigbar. Kimberlite und Lamproite sind allerdingswirtschaftlich von Bedeutung, weil sie die primären Träger von Diamanten sind und folg-lich aus Tiefen von mindestens »150 km stammen müssen. Die Magmen selbst müssenalso in der tiefen kontinentalen Lithosphäre oder darunter gebildet werden.

ABBILDUNG 105 weltweite Altersverteilung von Kimberliten, Lamproiten und Karbonatiten[R.T. Pidgeon et al. (1986) 4th Internatl. Kimberlite Conf. Extended Ab-stracts, 136 – 138]

Kimberlite kommen ausschließlich in oder um Kratongebiete vor, so in Südafrika, West-afrika, Angola, Tanzania, Colorado und Wyoming (USA), Brasilien, Ostsibirien, Indien,Süd- und Nordwestaustralien; seit den 1980er Jahren wurden sie auch im Norden vonKanada systematisch aufgespürt. Ihre Alter umspannen einen Bereich vom Proterozoikumbis ins Tertiär, wobei kretazische und jurassische Alter besonders häufig sind und in einemGebiet Kimberlite (und auch Lamproite) ganz verschiedener Alter auftreten (Abbildung105). Lamproite gehören zur Gruppe sehr K-reicher Magmatite („ultrapotassic rocks“). Diesefinden sich (i) selten über Subduktionszonen als Glieder der shoshonitischen Reihe (z.B.Sunda, Neu-Guinea), (ii) nach Kontinent–Kontinent-Kollisionen, durch die ein Ozean ver-nichtet wurde (Der jungtertiäre bis quartäre Vulkanismus im Mittelmeer gehört hierzu.)und (iii) selten in Zonen der Krustenextension innerhalb von Kontinenten (Nordwest-australien, Uganda). Diamantführende Lamproite sind bislang fast nur aus dem Gebiet umden Kimberley-Kraton im Nordwesten von Australien bekannt.

1500

1200

900

600

225

70

3

Mesozoikum

Paläozoikum

Känozoikum

Prä

kam

bri

um

Alter [Ma]

Intensität deskimberlitischen

und lamproitischenMagmatismus

Australien AfrikaSüd-

amerikaIndien

Nord-amerika

Sibirien,Europa

KimberlitLamproitKarbonatit

WestKimberley

Wandagee

StrangwaysPteropus,Skerring,Bowhill

Cummings Ra.

AK1

KimberleyO.F.S.Swartr.

Dokolw

Colossus

Beit Bridge

PremierSeguela?

Brasilien

Nthn& Sthn

WyomingColoradoMontanaPrairie Ck.I. BizardE-USA,Kanada

Kentucky

?Stateline

Grönland

Grönland

Bachelor L.

Sibirien

?Sibirien

Sibirien

AsowschesMeer

China

?Tumen

?MajuanShenchowPenjiabangH

126

Magmatische Gesteine

Kimberlite treten in Form von Pipes oder Diatremen auf;das sind Explosionsröhren, in denen das Gemisch ausFluiden, Schmelze und Feststoffen aufgedrungen ist.Der Querschnitt der Pipes liegt meist unterhalb von 0.5km2. Im oberen Teil findet man keine kontaktmetamor-phen Überprägungen der Nebengesteine, so daß manannehmen muß, daß in diesen Niveaus die Platznahmeder Kimberlite relativ kühl erfolgte. In den tiefsten Tei-len von Diatremen sowie in Form von separaten Gän-gen tritt Kimberlit auf, der die Charakteristik einer ehe-maligen Schmelze hat; dieses Kimberlitmagma führtzahlreiche Megakristalle und Xenolithe aus dem Erd-mantel und der tiefen Erdkruste, während aus seichtenNiveaus stammende Fragmente selten sind. In diesentiefen Anschnitten beobachtet man zudem Kontakter-scheinungen in den Nebengesteinen. Ein Querschnittdurch ein vollständiges Kimberlitsystem ist in Abbil-dung 106 skizziert. Die Gänge sind zwar nur 1 – 2 mbreit, halten aber z.T. Zehner von km durch.

Kimberlite stellen keine Magmen im eigentlichen Sinndar, sondern sind eine Mischung aus Megakristallen(größere Kristalle, deren Beziehung zum Gestein, indem sie vorkommen, nicht unmittelbar klar ist) undFragmenten von Erdmantel- und Erdkrustengesteinen,eingebettet in eine feinkörnige Matrix, die durch heißeCO2- und H2O-reiche Fluide intensiv überprägt ist. Dar-über hinaus sind die Kimberlite in der Regel im Einflußbereich von Grundwasser mehroder weniger intensiv verwittert zum yellow ground nahe der Erdoberfläche und blue groundin größerer Tiefe.

Das Fremdmaterial in Kimberliten ist meist durch ein hohes Verhältnis von feinkörnigemMantel- und Krustenmaterial (infolge des Zerfalls von Einschlüssen) zu Xenolithengekennzeichnet; es ist daher schwer, die chemische Zusammensetzung von Kimberlit-magma zu rekonstruieren. Als vermutlich im Magma kristallisierte Einsprenglinge findetman Olivin, Phlogopit, Calcit/Dolomit, Perowskit und Minerale der Spinellgruppe, wäh-

TABELLE 12: Zusammensetzung von Kimberlitena und australischen Lamproitenb (L)Kimberlit

(Südafrika)Kimberlit-Ø (Sibirien)

Kimberlit (Kanada) Olivin-L

Phlogopit-Leucit-L

Diopsid-Rich-terit-Leucit-L

SiO2 25.6 27.6 28.1 41.5 48.1 52.4TiO2 3.35 1.6 0.71 2.7 8.1 7.0Al2O3 3.31 3.2 1.61 3.5 6.0 8.6FeO 10.30 7.6 6.59 8.0 6.9 6.9MgO 27.2 24.3 23.1 26.9 10.7 6.4CaO 15.3 14.1 16.65 4.4 2.8 2.2Na2O 0.28 0.2 0.19 0.4 0.5 0.5K2O 0.70 0.8 0.46 4.1 9.6 10.5P2O5 1.83 0.5 0.78 0.6 1.1 0.5H2O 6.20 7.9 6.70CO2 4.77 10.8 12.05

a. S.E. Price, J.K. Russell & M.G. Kopylova (2001) Journal of Petrology 41, 789 – 808b. P.C. Hess (1989) Origins of Igneous Rocks, Harvard University Press, Cambridge/MA, S. 253

ABBILDUNG 106 Idealisiertes Kim-berlitsystem mit Pipes und Gän-gen [R.H. Mitchell (1986) 4th In-ternatl. Kimberlite Conf. ExtendedAbstracts, 9 – 11]

127

Magmatittypen und ihre Entstehung

rend Plagioklas nicht vorkommt und Pyroxene relativ selten sind. Megakristalle von Gra-nat sind zahlreich und haben sehr variable Zusammensetzungen, was verschiedeneUrsprünge nahelegt (peridotitisch und eklogitisch, im letzteren Fall durch Kristallisationbasischer Magmen im Erdmantel entstanden).

Lamproite sind vulkanische bis subvulkanische Vertreter der extrem K-reichen Magmatite,zu denen auch Gesteine mit überflüssigen Lokalnamen wie Fitzroyit, Wyomingit oder Ugan-dit gehören. Lamproite enthalten Einsprenglinge von einem oder mehreren der MineraleOlivin, Diopsid, Phlogopit, Leucit, Sanidin und Richterit (ein K-Amphibol) sowie akzessori-sche K-Minerale, die sonst sehr selten sind (z.B. Priderit – ein K-Titanat). Im Gegensatz zuKimberliten sind Lamproite arm an CO2 und enthalten daher nicht viel völlig fragmentier-tes und zermahlenes Fremdmaterial, so daß die Bestimmung der chemischen Zusammen-setzung leichter ist. In Tabelle 12 sind die Zusammensetzungen einiger Lamproite undKimberlite zusammengefaßt. Daran fällt auf, daß Lamproite höhere und sehr variable SiO2-Gehalte haben als Kimberlite. Außerdem haben Lamproite sehr hohe K-Gehalte extreme K/Na-Verhältnisse; zudem können sie Ba-Gehalte bis in den unteren Prozentbereich aufwei-sen. Die REE-Gehalte sowohl von Kimberliten als auch von Lamproiten sind variabel undweisen hohe relative Anreicherungen der leichten REE auf (Abbildung 107).

ABBILDUNG 107 Seltene Erden in Kimberliten Nordkanadas2–26 und in Lamproiten des Gauß-bergs in der Ostantarktis2–27

Kimberlitschmelzen werden als Produkte geringer Aufschmelzgrade eines CO2-führendenGranatperidotits angesehen, wobei aus experimentell-petrologischen Gründen die Karbo-natphase Dolomit sein dürfte. Trotz zahlreicher Experimente sind die Modelle zu ihrer Ent-stehung nicht sehr befriedigend, und zudem sind die Phasenbeziehungen in diesem Peri-dotitsystem mit H2O und CO2 sehr komplex. Ist das CO2 am Ort der Aufschmelzung in

2–26. S. E. Price, J. K. Russell & M. G. Kopylova (2000) Journal of Petrology 41, 789–8082–27. D. T. Murphy, K. D. Collerson & B. S. Kamber (2002) Journal of Petrology 43, 981–1001

1

10

100

1000

cho

nd

ritn

orm

iert

e G

ehal

te

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Jericho JD51JD69 69-3JD82 82-1

KC97-1/2K-97-19BKC97-12A

Kimberlite Jericho Pipe (Kanada):

Lamproite Gaußberg (Antarktis):

128

Magmatische Gesteine

Form fester Phasen (insbesondere Dolomit) vorhanden, oder wird eine CO2-haltige fluidePhase aus größerer Tiefe zugeführt und macht den Mantel schmelzbar? Nachdem ein klei-nes Volumen des Erdmantels teilaufgeschmolzen ist, wird es weniger dicht als die Umge-bung und beginnt diapirisch aufzusteigen. Ein solches Modell ist in Abbildung 108 skiz-ziert. Danach liegt der Ursprung des Diapirs (oder Plumes) in einer Tiefe von ³300 km(entsprechend ca. 100 kbar). Die Aufschmelzung beginnt, wenn der Pfad des Diapirs denSolidus des Peridotits (bei Gegenwart von CO2 und H2O) schneidet. Infolge des Verbrauchsvon Schmelzwärme kühlt der Diapir anschließend rascher ab. In einer Tiefe entsprechendeinem Druck von ca. 25 kbar schneidet der Pfad des Diapirs den Solidus erneut. Hier kri-stallisiert die Schmelze, und es entweicht eine CO2-Gasphase. Dadurch werden unterUmständen Risse im lithosphärischen Erdmantel gebildet, die sich in die Kruste hin fort-pflanzen, so daß der explosive Teil des Aufstiegs der Kimberlitmagmen bereits in dieserTiefe beginnt. Nachdem die Gase sich ihren Weg gebahnt haben, könnte dann im weiterenVerlauf Kimberlitmagma aufdringen.

Über die mögliche Entstehung vonLamproiten ist experimentell wenigbekannt. Die hohen Gehalte an Kund ungewöhnlichen Isotopenzu-sammensetzungen (extrem niedrigeNd-Isotopie, hohe Sr-Isotopie) las-sen vielleicht an ein exotischesEdukt denken, z.B. subduzierte alteSedimente, wie für den Gaußbergvorgeschlagen2-27. Diese Quellemüßte tief im oberen Erdmantel,aber isoliert vom konvektierendenMORB-Mantel über lange geologi-sche Zeit existiert haben, eine Vor-stellung, die mit der Manteldyna-mik nicht einfach in Einklang zubringen ist.

Diamanten treten in Kimberlitenund Lamproiten auf als (i) Xenokri-stalle und (ii) als Minerale in Xeno-lithen von Granatperidotit undEklogit. Viele der Xenokristallehaben Einschlüsse anderer Mine-rale, die man einer eklogitischenund einer peridotitischen Suitezuordnen kann. In einigen Fällen istes gelungen, Granateinschlüsse ausDiamanten zu isolieren und mitHilfe der Sm-Nd-Methode zu datie-ren; Diamant selbst kann nichtdatiert werden. Die Alter der Ein-schlüsse – und damit auch der Dia-manten – sind z.T. erheblich höher als die der Kimberlite, in denen sie vorkommen. Es istdaher unwahrscheinlich, daß große Diamanten direkt in den Kimberlitschmelzen kristalli-sieren, was zuvor vielfach angenommen wurde. Problematisch ist allerdings der Nachweis,daß Diamanten und ihre Einschlüsse zeitgleich entstanden sind. In einigen Diamantvor-kommen, z.B. Brasiliens oder Westafrikas, kommen in den Diamanten seltene Einschlüssevon Fremdmineralen vor, die auf eine besonders tiefe Herkunft bis zu ca. 700 oder 800 kmschließen lassen, also aus dem obersten Teil des untersten Erdmantels.

800

Diamant

Graphit

20

01000 1200 1400 1600

Temperatur [8C]

Dru

ck [

kbar

]

40

60

80

100

120

Peridotit+ fluide Phase(CO2 + H2O)

dolomithaltiger Peridotit+ H2O-reiche fluide Phase

(oder + Phlogopit)

adiabatischerAufstiegswegdes Diapirs

Dol+En

Ol+Di+CO2

Peridotit+ TeilschmelzeQ

Solidus

ABBILDUNG 108 Modell zur Entstehung kimberlitischerSchmelzen in einem Diapir. Bei Drücken oberhalb vonca. 25 kbar ist Dolomit im Peridotit stabil. Entlang dervon Punkt Q ausgehenden univarianten Kurve zerfällt erdurch Reaktion mit Enstatit in Olivin, Diopsid und eineGasphase. Q ist ein invarianter Punkt, an dem Dolomit,Olivin, Ortho- und Klinopyroxen, Schmelze und einFluid koexistieren.

129

Magmatittypen und ihre Entstehung

2.4.9 Granitoide

Der Begriff Granitoid ist nicht scharf definiert. Im allgemeinen wird er neben den echtenGraniten (siehe Streckeisen-Diagramm, Abbildung 6, Seite 19) Alkaligranite, Granodioriteund Tonalite + Trondhjemite umfassen; zusätzlich kann man noch dioritische und monzo-dioritische Gesteine dazurechnen.

Granitoide machen einen wesentlichen Bestandteil der kontinentalen Oberkruste aus. Siekommen in sehr geringen Mengen in ozeanischer Umgebung vor. Zu nennen sind die Pla-giogranite – Gesteine, die i.w. aus Plagioklas und Quarz bestehen und im Streckeisen-Dia-gramm ins Tonalitfeld fallen – die hoch differenzierte Teile von Ophiolithkomplexen bil-den können, z.B. in den Ophiolithen des Omans und von Zypern. Dioritische und gargranitische Gesteine sind außerdem in solchen Inselbögen zu finden, in denen geophysi-kalische Untersuchungen die Gegenwart von mächtigerer Kruste anzeigen, so z.B. auf denAntillen. Riesige Mengen an Granitoiden treten als Batholithe über Subduktionszonen auf,in denen ozeanische Kruste unter kontinentaler Kruste verschwindet, so z.B. entlang desWestrandes des amerikanischen Doppelkontinents oder auch in alten Subduktionszonen,z.B. den Varisziden in Mitteleuropa und natürlich in Kontinent–Kontinent-Kollisions-zonen. Zuweilen finden sich Intrusionen ohne erkennbaren Bezug zu Orogenesen inner-halb alter kontinentaler Kruste, z.B. die „Jüngeren Granite“ Nigerias. Mengenmäßig unter-geordnet sind Granitoide als Teile von Ringkomplexen in Kratonen und Krustenbereichenmit Extensionstektonik (Rhyolithe als vulkanische Äquivalente wurden bereits im Zusam-menhang mit kontinentalem Riftmagmatismus besprochen.). Große Teile der Kratonge-biete der Erde bestehen schließlich aus Gesteinen, die durch Metamorphose aus Granitoi-den entstanden sind, vor allem aus ehemaligen Tonaliten, Granodioriten und Dioriten.Wedepohl2–28 schätzt, daß gut 3/4 aller Plutonite Granite, Granodiorite und Tonalite sind;den Rest teilen sich Gesteine dioritischer und gabbroider Zusammensetzung fast vollstän-dig. Plutonite der Syenit- und Monzonitgruppe sowie Anorthosite sind dagegen mengen-mäßig extrem untergeordnet vertreten (jeweils <1%). Wenn man noch berücksichtigt, daßviele Metamorphite der Kratongebiete der Erde, z.B. auf dem kanadischen Schild aus Tona-liten, Granodioriten und Graniten hervorgegangen sind, wird die Bedeutung der Grani-toide für die Entwicklung der kontinentalen Kruste deutlich.

Granitoide zeigen eine weite Variabilität in ihrer chemischen Zusammensetzung, entspre-chend einer variablen mineralogischen Zusammensetzung, wie sie aus dem Streckeisen-Diagramm abzulesen ist. In Tabelle 13 sind Mittelwerte und Variationsbreiten für Haupt-elemente verschiedener Typen von Granitoiden wiedergegeben.

Nach ihren molaren Anteilen an CaO, Na2O, K2O und Al2O3 werden die granitischenGesteine gelegentlich in Al-überschüssig [peraluminous, molekulares Al2O3 > (CaO + Na2O+ K2O)], Al-unterschüssig [metaluminous, molekulares Al2O3 < (CaO + Na2O + K2O)] undperalkalisch [molekulares Al2O3 < (Na2O + K2O)] unterteilt. Das molekulare VerhältnisAl2O3/(CaO + Na2O + K2O) ist in allen Feldspäten 1 und gibt damit Hinweise auf das Vor-kommen von zusätzlichen Al-reichen Mineralen wie Cordierit, Turmalin oder Spinell in Al-überschüssigen oder von Alkalipyroxenen und Alkaliamphibolen in peralkalischen Grani-toiden. Die letzte Gruppe ist besonders stark unter den anorogenen Granitoiden vertreten.

Die chemische Zusammensetzung der Granitoide ist in komplexer Weise abhängig vomAusgangsmaterial, dem Aufschmelzprozeß und dem Fraktionierungspfad der Schmelzen.Als Ausgangsmaterial kommen sowohl Metasedimente als auch Metamagmatite in Frage.Druck, Temperatur und fluide Phasen bestimmen Vorkommen und Stabilität der Mineralein den Ausgangsgesteinen und bei der partiellen Aufschmelzung. Vom Aufschmelzgradhängt ab, welche Minerale aufschmelzen und welche residual übrigbleiben und damit, wel-che Elemente in die Schmelze eintreten. Aufschmelzen unter Ungleichgewichtsbedingun-

2–28. K.H. Wedepohl (1969) In: K.H. Wedepohl (Herausgeber) Handbook of Geochemistry,Springer-Verlag, Berlin, Bd. 1, S. 227-249.

130

Magmatische Gesteine

gen kann eine zusätzliche Unbekannte darstellen und dazu führen, daß experimentellbestimmte Phasenbeziehungen nicht anwendbar sind.

Viele saure Magmen sind vermutlich nie vollständig aufgeschmolzen gewesen, weil dieProzesse des partiellen Aufschmelzens, des Magmenaufstiegs, der Inkorporation vonNebengestein und die Kristallisation parallel verlaufen. Fraktionierungsprozesse durch Dif-fusion entlang eines thermischen Gradienten im Magma (Soret-Diffusion) oder unter demEinfluß der Schwerkraft sind sicherlich von nur geringer Bedeutung für die weitere Ent-wicklung des Magmas. Im Magma selbst kann es zwar zum Absinken von schwereremfestem Material kommen; dieser Prozeß ist jedoch durch die hohe Viskosität saurer Mag-men und turbulente Konvektion behindert. Für erheblich wichtiger wird die Fraktionie-rung gehalten, die das Magma dadurch erfährt, daß es vom Zentrum eines Plutons zumNebengestein hin durch Temperaturgefälle, verbunden mit Konvektion, zur Kristallisationvon den Rändern her kommt und zur Wanderung einer Restschmelze in Richtung Zentrumund damit zur Ausbildung zonierter Plutone.

Wegen ihrer meist niedrigen Temperaturen und geringen Wärmekapazitäten werden grani-tische Schmelzen nur in geringem Maße in der Lage sein, Nebengestein zu assimilieren.Assimilationsprozesse sind andererseits für die Entstehung der granitischen Schmelzenselbst aber oft wesentlich, wenn die Ausgangsschmelze eine basische Zusammensetzungund damit eine wesentlich höhere Temperatur hatte. Das Eindringen von meteorischenWässern in einen abkühlenden Granitpluton schließlich kann intensive hydrothermaleAlterationen verursachen.

Es ist unmittelbar einsichtig, daß diese vielfältigen Prozesse, die an der Entstehung der Gra-nitoidmagmen beteiligt sind, Versuche erschweren, die Granitoide zu klassifizieren. Die

TABELLE 13: Chemische Zusammensetzung von Granitoidena

a. D.W. Hyndman (1985) Petrology of Igneous and Metamorphic Rocks, McGraw-Hill Book Company,New York, 786 Seiten.

Diorite und Quarzdiorite Tonalite

Granodiorite und Quarzmonzodiorite

Granite und Quarzmonzonite

Ø von – bis Ø von – bis Ø von – bis Ø von – bis% SiO2 54.3 49.7-60.8 64.8 58.7-72.5 66.4 55.8-73.0 71.9 62.0-77.5

% TiO2 0.95 0.5-1.3 0.62 0.25-1.05 0.53 0.12-0.98 0.26 0.04-0.73

% Al2O3 17.75 15.7-20.4 16.5 14.4-19.2 15.9 13.6-20.5 14.6 12.5-18.0

% Fe2O3 2.27 0.1-4.8 1.30 0.34-2.54 1.07 0.02-3.46 0.78 0.05-4.0

% FeO 5.30 3.3-6.9 3.43 1.60-6.2 2.87 0.76-4.7 1.42 0.34-3.78

% MnO 0.13 0.08-0.21 0.09 0.04-0.17 0.08 0.02-0.13 0.05 0.01-0.15

% MgO 4.6 2.2-5.8 2.28 0.59-4.25 1.66 0.14-4.0 0.66 0.02-2.70

% CaO 7.8 6.0-8.8 4.8 2.4-6.7 3.4 1.37-7.4 1.86 0.34-4.7

% Na2O 3.83 2.2-4.67 3.5 2.17-5.1 3.51 2.05-3.57 3.57 2.62-4.73

% K2O 1.06 0.3-2.20 1.74 0.17-2.84 2.91 1.14-5.1 4.02 2.7-5.4

% P2O5 0.25 0.06-0.39 0.18 0.10-0.35 0.15 0.04-0.28 0.08 0.005-0.4

% CO2 0.04 0.0-0.2 0.08 0.01-0.2 0.07 0.03-0.3 0.05 0.0-0.2

% H2O 1.1 0.4-1.9 0.8 0.05-1.3 0.7 0.2-1.2 0.55 0.1-1.5

ppm Rb 96 10-155 123 40-200 225 71-530

ppm Sr 283 170-490 282 118-690 109 0-360

n Analy-sen

22 33 105 97

131

Magmatittypen und ihre Entstehung

folgenden Ausführungen sollten daher mit diesen einschränkenden Bemerkungen gewer-tet werden.

ABBILDUNG 109 Granitoidgürtel entlang der Ostküste Australiens und der Westküste Nord-amerikas

Auf der Basis geochemischer Untersuchungen haben Chappell & White2–29 die Granitoidean der Ostküste von Australien südlich von Canberra in zwei Gruppen unterteilt, die sie I-und S-Typ-Granitoide nannten für igneous und sedimentary. Dahinter steckte die Interpreta-tion, daß I-Typ-Granitoide durch (partielle) Aufschmelzung magmatischer Ausgangs-gesteine entstehen, S-Typ-Granitoide durch (partielle) Aufschmelzung sedimentärerGesteine. Dieses Konzept hat sich als recht erfolgreich erwiesen. Abbildung 109–links zeigtdie Klassifizierung der Granitoide im paläozoischen Tasman Mobile Belt an der OstküsteAustraliens. Überwiegend, aber nicht in allen Fällen, liegen die I-Typ-Batholithe näher derheutigen Küste als die S-Typ-Batholithe, was identisch ist mit der Entfernung zur ehemali-gen Subduktionszone. Eine vergleichbare Beobachtung wurde an der Westküste Nordame-rikas gemacht (Abbildung 109–rechts); hier ist der Übergang von eher I-Typ- zu eher S-Typ-Granitoiden mit einer Änderung in der chemischen Zusammensetzung von Dioriten naheder Küste zu Granodioriten weiter im Inland verbunden. Als Quarzdioritlinie bezeichnetman die Grenze, östlich derer keine dioritischen Gesteine mehr auftreten. In der SierraNevada in Kalifornien verläuft sie ungefähr parallel zum westlichen Drittel der Batholith-komplexe.

Die Bildung von I- und S-Typ-Granitoiden wird im Zusammenhang mit der Kollisionzweier Platten gesehen, entweder der Kollision einer ozeanischen mit einer kontinentalen(z.B. vor der Westküste Südamerikas) oder zwischen zwei kontinentalen Platten (z.B. imHimalaya); beide Typen werden deshalb auch als orogene Granitoide bezeichnet. Neben I-

2–29. B.W. Chappell & A.J.R. White (1974) Pacific Geology 8, 173-174

Aleuten-Graben

Tasm

anM

obi

leBe

lt ?

4

32

1

5

6

7

0 500km

S-Typ

I-Typ

Oberes PaläozoikumMittleres Paläozoikum

Bering-See

Alaska

Kanada

Pazifik

USA

Kontinentalhang

Quarzdiorit-Grenze

Größere quartäre Vulkane

größte Ausdehnung deralttertiären marinenTransgression

I–S-GrenzenJ

Verteilung der S- undI-Typ-Granitoide an

der Ostküstevon Australien

Mexico

132

Magmatische Gesteine

und S-Typ-Granitoiden unterscheidet man einen A-Typ (anorogen, alkalireich, „anhydrous“ =arm an H2O), der innerhalb stabiler kontinentaler Platten oder in Dehnungsgebieten dieserPlatten vorkommt, verbunden mit Krustenausdünnung und Graben- oder Riftbildung.Während die orogenen Granitoide in regionalmetamorpher Umgebung auftreten undauch selbst metamorph überprägt oder deformiert sein können, fehlen solche Erscheinun-gen bei anorogenen Granitoiden. Schließlich hat Pitcher2–30 noch vorgeschlagen, die Gra-

TABELLE 14: Charakteristische Merkmale verschiedener GranitoideM-Typ I-(Kordilleren-Typ I-(kaledon.)Typ S-Typ A-Typ

Gesteinstypen:Plagiogranit untergeordnet neben Gabbro

Tonalite dominie-ren; jedoch weites Spektrum von Quarzdiorit bis Monzogranit

Granodiorit und Granit dominieren; wenige Hbl.-diorite und Gabbros

Granite mit gerin-ger SiO2-Variation; Monzogranite häufig

Biotitgranit mit Al-kaligranit und Sye-nit

Besonderheiten im Mineralbestand:Hornblende und Biotit; Pyroxene

Hornblende und Biotit; Magnetit, Ti-tanit

vorwiegend Biotit; Ilmenit, Magnetit

Muskovit und Bio-tit; Ilmenit, Mona-zit; Granat + Cor-dierit können vorkommen

grüner Biotit; Alka-liamphibole + Alka-lipyroxene in Alka-ligesteinen

Einschlüsse, falls vorhanden:basische magmati-sche Xenolithe

dioritische Xenoli-the als Restite

verschiedenste Xe-nolithe

vorwiegend meta-sedimentäre Xeno-lithe

komagmatische Einschlüsse

chemische Besonderheiten:A-Werta <1.1 (oft <1)

A-Wert » 1 A-Wert > 1.05 peralkalisch; rela-tiv F-reich

initiale 87Sr/86Verhältnisseb:<0.704 <0.706 0.705–0.709 >0.708 0.703 – >0.712

Plutone:klein Reihen großer

BatholitheReihen von isolier-ten Körpern

Reihen von mit-telgroßen Batholi-then

Reihen kleiner Komplexe

Assoziation mit Vulkaniten:Inselbogenvulka-nismus

Andesite, Dazite nur manchmal mit Basalten, Andesiten

i.a. keine Vulkanite Alkalilaven

Dauer des Plutonismus:kurz sehr lang, episo-

dischkurz, postkinema-tisch

mittellang, syn- bis postkinematisch

kurzlebig

geotektonische Umgebung:ozeanische Insel-bögen

andinotype Konti-nentalränder

nach Schließung ei-nes Meeresbeckens

Kontinent–Konti-nent–Kollision (herzynisch)

postorogen und anorogen

mit Plutonismus verbundene Mineralisation:porphyrische Cu–Au-Mineral.

porphyrische Cu-Mo-Mineralisation

selten mineralisiert Sn- und W-Greisen Zinnstein, Colum-bit, Fluorit

a. Der A-Wert steht für das molare Verhältnis Al/(Na + K + Ca/2)b. Das sind die Sr-Isotopenverhältnisse zur Zeit der Intrusion des Körpers.

133

Magmatittypen und ihre Entstehung

nitoide, die in ozeanischer Kruste vorkommen, insbes. also Plagiogranite aus Ophiolithen,die an konstruktiven Plattengrenzen in einem Back Arc-Becken oder einem mittelozean-ischen Rücken entstehen, als M-Typ-Granitoide zu bezeichnen. Derselbe Autor unterteilt dieI-Typ-Granitoide außerdem in einen Kordillerentyp (Typlokalität Anden) und einen kale-donischen Typ (Typlokalitäten in Nord- und Westeuropa sowie im östlichen Nordamerika).In Tabelle 14 sind wichtige Merkmale dieser Granitoide zusammengestellt. ZusätzlicheUnterscheidungskriterien zwischen I- und S-Typ-Granitoiden können noch sein:

• die Cr- und Ni-Gehalte von S-Typ-Granitoiden sind höher als die von I-Typ-Granitoi-den, weil diese Elemente bei der Gesteinsverwitterung in tonigen Sedimenten festge-legt werden können;

• das K/Na-Verhältnis liegt in S-Typ-Gesteinen über dem der I-Typ-Gesteine, weil K imGegensatz zu Na in Tonminerale eingebaut wird;

• das d18O-Verhältnis2–31 der S-Typ-Granitoide liegt über dem der I-Typ-Gesteine, weil dieSauerstoffisotope bei den Tieftemperaturprozessen, die bei der Gesteinsverwitterungeine Rolle spielen, stark fraktionieren, nicht aber bei Hochtemperaturprozessen(nähere Erläuterungen dazu auf Seite 135).

Neben dieser Klassifikation existieren allerdings auch andere mehr oder weniger sinnvolleEinteilungen. Eine Einteilung unterscheidet nur zwei große Gruppen – orogene und anoro-gene Granitoide und unterteilt diese jeweils weiter. Unterschieden werden die verschiede-nen Typen neben ihrem geotektonischen Auftreten dann wieder durch ihre chemischeZusammensetzung, wobei die Übergänge vielfach fließend sind.

Sicherer als durch die chemische Signatur lassen sich die Granitoide durch ihre Isotopen-zusammensetzung einordnen. Unter den radiogenen Isotopen eignen sich dazu vor allemdie Sr- und die Nd-Isotopenzusammensetzung, unter den stabilen Isotopen – wie bereitserwähnt – die des Sauerstoffs. Ihre Verwendung basiert auf der Voraussetzung, daß die Iso-topenzusammensetzung sich bei der partiellen Aufschmelzung von Gesteinen und derfraktionierten Kristallisation von Magmen nicht (radiogene Isotope) oder nur unwesent-lich (stabile Isotope) ändert – sofern sich diese Vorgänge in einem geschlossenen Systemabspielen. Dann lassen sich aus der Isotopenzusammensetzung eines Granitoids Rück-schlüsse auf die Art des Ausgangsgesteins ziehen. Da Sr und Nd in Gesteinen Spuren-elemente sind, können ihre Isotopenzusammensetzungen empfindlich bereits auf geringeAnteile an Fremdmaterialzumischung reagieren, während zur markanten Veränderung derSauerstoffisotopenzusammensetzung erhebliche Mengen davon erforderlich sind; dahereignen sich die Isotopenverhältnisse auch dazu, die Assimilation von Nebengestein aufzu-decken.

Die Sr-Isotopenzusammensetzung wird als das Verhältnis 87Sr/86Sr angegeben. Ein kleinerTeil des 87Sr in einem Gestein ist durch den Zerfall von 87Rb entstanden; das 87Sr/86Sr-Ver-hältnis eines Granitoids ist daher eine Konsequenz seines Rb/Sr-Verhältnisses, seines Alterssowie seiner Vorgeschichte – also dem ererbten 87Sr/86Sr (siehe auch Seite 135).

2–30. W.S. Pitcher (1983) In: K.J. Hsü (Herausgeber) Mountain Building Processes, Academic Press, Lon-don, S. 19-40.2–31. Dies ist die relative Abweichung [in ‰] des Sauerstoffisotopenverhältnisses einer Probe vonder einer Bezugsprobe (Ozeanwasser).

134

Magmatische Gesteine

E–II Isotopengeochemie – einige NotizenVerschiedene Kernarten eines Elementes (Isotope) unterscheiden sich in der Anzahl der Neutro-nen N und damit in der Massenzahl A = Z + N (Z = Anzahl der Protonen = Ordnungszahl).Kernarten ohne Beziehung zu einem Element werden Nuklide genannt, von denen 264 stabilsind. Unter den Elementen gibt es 22, die nur aus einem einzigen stabilen Isotop aufgebautwerden, die sogenannten Reinelemente [Be, F, Na, Al, P, Sc, V, Mn, Co, As, Y, Nb, Rh, J, Cs, Pr,Tb, Ho, Tm, Tl, Au, Bi]. Alle übrigen stabilen Elemente sind aus mindestens 2 in der Natur vor-kommenden Isotopen aufgebaut, den Rekord hält Sn mit 10 stabilen Isotopen.

In der Isotopengeochemie betrachtet und mißt man natürliche Variationen in der Isotopen-zusammensetzung einiger Elemente und versucht, daraus Schlüsse abzuleiten. Die Rein-elemente können daher nicht Gegenstand der Untersuchung sein. Isotopenvariationen könnenauf zweierlei Weise zustande kommen:

a) durch Fraktionierung bei physikalisch-chemischen oder biochemischen Prozessen. MeßbareEffekte sind bei den leichten und flüchtigen Elemente (v.a. H, C, N, O, S, Li, B und Se) beson-ders groß. Wasserstoff z.B. besteht aus den stabilen Isotopen 1H und 2H (D), Sauerstoff aus 16O,17O und 18O. Bei der Verdampfung von H2O gehen die leichten Isotope beider Elemente etwasbevorzugt in die Gasphase (Atmosphäre). Bei der Photosynthese nehmen die grünen Pflanzendas leichtest flüchtige der Kohlenstoffisotope, 12C, bevorzugt aus dem Luft-CO2 auf. DieseEffekte sind Gegenstand der Untersuchung in der Geochemie stabiler Isotope. Die Fraktionie-rung, die Isotopenverhältnisse wie 18O/16O oder D/H in der Natur erfahren, sind der Tempera-tur umgekehrt (quadratisch) proportional: Bei magmatischen Temperaturen um 1000°C findetkeine nennenswerte Fraktionierung statt (Ein Feldspat, der aus einer tonalitischen Schmelze kri-stallisiert, wird daher dasselbe 18O/16O aufweisen wie das Magma. Erhebliche Fraktionierungen(bis in den Prozentbereich) können dagegen bei tiefen Temperaturen ablaufen, insbesonderealso unter Bedingungen der Sedimentbildung, aber auch der niedriggradigen Metamorphose.So hat z.B. ein Calcit, der sich aus dem Meerwasser ausscheidet, ein markant höheres 18O/16Oals das Meerwasser. Unterschiedliche Zusammensetzungen stabiler Isotope von Magmatitenkönnen daher Aufschluß geben über die Herkunft der Magmatite (z.B. ob Granite aus Meta-sedimenten oder Metamagmatiten erschmolzen wurden oder ob Basalte auf ihrem Weg ausdem Erdmantel Gesteine der Erdkruste assimiliert haben). Zur weitergehenden Einführung zuden Sauerstoffisotopen sei auf Kapitel 7.2 auf Seite 282 verwiesen.

b) Bei einigen der Elemente, die aus mehr als einem natürlich vorkommenden Isotop bestehen,unterliegt eines der Isotope dem radioaktiven Zerfall direkt oder über eine Kette von instabilenProdukten in einen anderen stabilen Kern, bei dem es sich immer um ein Isotop eines anderenElementes handelt. In der Nuklearchemie bezeichnet man das radioaktive Ausgangsnuklid alsMutternuklid, das Zerfallsprodukt als Tochternuklid. Betroffen von diesem Zerfallsprozeß sindalso immer mindestens 2 Elemente. Da magmatische, metamorphe und selbst sedimentäreProzesse immer auch eine chemische Fraktionierung der Elemente zur Folge haben, findet manin der Natur eine mehr oder weniger große Variation der Verhältnisse der beiden Elemente, zudenen Mutter- bzw. Tochternuklid gehören. Das wiederum führt über geologische Zeiträumezu einer meßbaren Variation in der Isotopenzusammensetzung des Elementes, dem das Toch-ternuklid angehört. Diese Effekte sind Untersuchungsgegenstand der Geochemie radiogenerIsotope. Isotopenverhältnisse dienen einerseits zur Altersbestimmung, andererseits als Tracerzur Aufklärung petrogenetischer Prozesse. Grundlage der Altersbestimmung ist das radioaktiveZerfallsgesetz

N = N0´e–lt,

wobei N für die Anzahl der noch vorhandenen radioaktiven Atome steht, N0 für die Anzahl, die zu Beginn vorhanden war, l ist die Zerfallskonstante für das betreffende Isotop (Zerfälle pro Zeiteinheit; Halbwertszeit t1/2 = ln2/l) und t die Zeit, die seit Bildung eines Gesteins oder Mine-rals vergangen ist. N0 in dieser Gleichung ist unbekannt, läßt sich aber eliminieren, wenn man berücksichtigt, daß jedes radioaktive Mutternuklid letztlich in ein stabiles Tochternuklid D zer-fällt, also N0 = N + D. Damit läßt sich die Gleichung umschreiben zu

D = N´(elt – 1).

135

Magmatittypen und ihre Entstehung

In einem d18O–87Sr/86Sr-Diagramm sind prinzipiell die in Abbildung 110 dargestellten Rela-tionen für verschiedene Gesteinstypen zu erwarten. Die Granitbatholithe der Erde zeich-nen sich danach durch eine relativ geringe Variation im d18O, aber eine hohe Variation im87Sr/86Sr aus; nach oben hin ist dem 87Sr/86Sr fast keine Grenze gesetzt. Die Variation im87Sr/86Sr ist gemäß GL 20 Ausdruck einer riesigen Spannweite in den Rb/Sr-Verhältnissen(der erste Term auf der rechten Seite der Gleichung) der Granitoide und variabler Alter(beschrieben durch den zweiten Term auf der rechten Seite). Es ist daher sinnvoller, nichtdie heute gemessene 87Sr/86Sr-Isotopie, sondern das initiale Verhältnis (87Sr/86Sr)0 gegen dieSauerstoffisotopie aufzutragen, das einen direkteren Hinweis auf die Natur der Ausgangsge-steine gibt. Die geringe Variation im d18O zeigt jedoch schon an, daß die großen Batholithenur selten aus feinkörnigen klastischen Sedimenten allein erschmolzen sein können, son-dern eher aus Grauwacken und/oder aus (Meta-)Magmatiten. Abbildung 111 zeigt dieBeziehungen zwischen den Sr- und den O-Isotopenzusammensetzungen für den Peninsu-lar Range Batholith im Süden von Kalifornien und in Baja California. Danach beobachtetman für die Hauptmasse des Batholiths eine gute positive Korrelation zwischen den beidenIsotopensystemen über ca. 400 km hinweg. Die niedrigsten Werte im d18O liegen nur

D und N lassen sich an einer Probe messen. Bei fast allen radiogenen Isotopensystemen tritteine Komplikation dadurch ein, daß zur Zeit der Bildung eines Gesteins oder Minerals bereitsein großer Anteil an den Nukliden D vorhanden war. So besteht das natürliche Sr aus den sta-bilen Isotopen mit den Massenzahlen 84, 86, 87 und 88. Das Nuklid 87Rb ist schwach radio-aktiv und zerfällt in 87Sr (l = 1.42´10-11 a-1). Bereits bei der Bildung des Sonnensystems waraber 87Sr am Aufbau des natürlichen Sr erheblich beteiligt; seitdem sind als Funktion von t undRb/Sr in verschiedenen Gesteinen und Mineralen verschiedene Anteile dazugekommen. Dievorige Gleichung muß daher um den initialen Anteil D0 erweitert werden, die Anzahl an Toch-ternukliden, die zur Zeit der Bildung eines Gesteins oder Minerals t = 0 schon vorhanden war:

D = D0 + N´(elt – 1).

Zur Lösung dieser Gleichung mit zwei Unbekannten (D0 und t) und damit zur Altersbestimmungsind mindestens zwei genetisch zusammengehörende Proben erforderlich, z.B. zwei verschie-dene Minerale eines Gesteins).

Aus meßtechnischen Gründen werden in der Isotopengeochemie Isotopenverhältnisse gemes-sen und nicht Konzentrationen von Isotopen. Zu diesem Zweck dividiert man die vorige Glei-chung durch ein Isotop des Elementes, zu dem das Tochternuklid gehört – ein Isotop, das aberdurch keinen radioaktiven Prozeß gebildet wird, im Fall des Rb-Sr-Isotopensystems z.B. durch86Sr:

[GL 20]

Kogenetische Proben (z.B. verschiedene Minerale eines Magmatits; verschiedene Gesteins-proben desselben Magmatits, an unterschiedlichen Stellen des Körpers entnommen) werdendasselbe initiale 87Sr/86Sr aufweisen [= (87Sr/86Sr)0]; ihre unterschiedlichen 87Sr/86Sr-Verhält-nisse resultieren aus unterschiedlichen Rb/Sr-Verhältnissen. Proben, die genetisch nichts mit-einander zu tun haben, werden dagegen in der Regel – auch wenn sie altersgleich sind –unterschiedliche (87Sr/86Sr)0-Verhältnisse aufweisen. Für Gesteine bekannten Alters können dieinitialen Isotopenverhältnisse des Sr und anderer Systeme (z.B. Sm/Nd: 143Nd/144Nd, U/Pb:207Pb/204Pb, 206Pb/204Pb) aber wertvolle Hinweise auf ihre Petrogenese liefern, ähnlich wie das18O/16O-Verhältnis. So ist die 87Sr/86Sr-Variation junger Basalte gering und liegt meist zwischen0.702 und 0.706, während Gesteine der Erkruste (Granitoide, klastische Sedimente) meisterheblich höhere Werte haben (>0.715). Hohe 87Sr/86Sr-Verhältnisse einiger Basalte könnendann Hinweise auf Assimilation krustaler Gesteine beim Aufstieg liefern; niedrige 87Sr/86Sr-Ver-hältnisse mancher Granodiorite zeigen, daß sie aus mafischen Metamagmatiten erschmolzenwurden und nicht aus Metasedimenten. Mehr zu den Sr-Isotopien findet man in Kapitel 7.1 aufSeite 279.

87

86

87

860

87

86 1SrSr

SrSr

RbSr

e t=æ

èçö

ø÷+ -( )- l

136

Magmatische Gesteine

wenig höher als typische Mantelwerte; die niedrigsten Sr-Initialwerte liegen im Bereichvon Mantelwerten.

Auf Grund der Sau-ers toffisotopienhat Taylor2–32 dieGranitoide in dreiGruppen e inge-teilt, die der nor-malen Granitoide(6 £ d 18O £ 9‰,i.w. den I-Typ-Gra-nitoiden entspre-chend) , Grani -toide mit hohemd18O > 9‰ (S-Typ-Granitoide) sowieeine Gruppe mitWerten <6‰; diesehaben vermutlichunter Subsolidus-bedingungen mitmeteorischen Hy-drothermalwäs -sern reagiert oderFremdgestein in-korporiert, das zu-vor hydrothermal überprägt wurde.

Die Seltenen Erden eignen sichzur Klassifizierung von Grani-toiden nicht oder nur sehr ein-geschränkt. Undifferenzierte I-Typ-Granitoide haben meistMuster mit hohen relativenAnreicherungen der leichtenREE; eine negative Eu-Anoma-lie ist wenig ausgeprägt, ent-wickelt sich aber im Verlaufder Magmendifferenzierung.Abbildung 112 zeigt REE-Muster für Granite des Erzge-birges2–33. Eine Gruppe vonBiotitgraniten wird als einÜbergangstyp zwischen I- undS-Typ-Graniten angesehen,wobei der Einfluß von metase-dimenären Edukten über-wiegt. Diese Vertreter zeigendie kleinsten negativen Eu-Anomalien. Die übrigen Gra-nite werden als S-Typen ange-

2–32. H.P. Taylor Jr. (1986) In: J.W. Valley, H.P. Taylor Jr. & J.R. O’Neill [Herausgeber] Stable Isotopesin High Temperature Geological Processes, Reviews in Mineralogy 16, Mineral. Soc. Am., S.273-317.2–33. H.-J. Förster, G. Tischendorf, R. B. Trumbull & B. Gottesmann (1999) J. Petrol. 40, 1613–1645

0.700

verwitterte Basalte

Oph

iolit

he

meteorisch und hydrothermalüberprägte Gesteine

Granitoide

Grauwacken

sandige undtonige Sedimente

Arkosen

Mergel

Sedimente undMetasedimente

Kieselschieferund Kalke

frischeBasalte

5

10

15

20

25

30

0.705 0.710 0.715 0.720 0.725 0.730 0.735 0.74087Sr/86Sr

d18

O [

‰]

ABBILDUNG 110 Schematische Darstellung der Sr–O-Isotopenbeziehun-gen für verschiedene terrestrische Gesteine

Baja CaliforniaBaja California

init

iale

s 87

Sr/8

6 Sr

d18O [‰]

GabbrosSan Jacinto + Santa Rosa Block (Granitoide)

Granitoide

0.702

0.703

0.704

0.705

0.706

0.707

0.708

0.709

3 5 7 9 11 13

hydrothermalalteriert bei³4008C

S-Typ

I-Typ

ABBILDUNG 111 O-Sr-Isotopenbeziehungen für Gesteineaus dem Sierra Nevada Batholith (Kalifornien)

137

Magmatittypen und ihre Entstehung

sehen. Am stärksten differenziert sind die Lithiumglimmer-Granite, die extrem negativeEu-Anomalien entwikkeln. In Graniten können REE-reiche Minerale auftreten wie Monazitals Phosphat der leichten REE oder Xenotim als Phosphat von Y und den schweren REE.Ausscheidung solcher Minerale wird die REE-Gehalte der Restschmelzen erniedrigen.

ABBILDUNG 112 Seltene Erden in Granitoiden des Fichtelgebirges

Im AFM-Diagramm soll-ten s ich Sui ten vonkogenetischen orogenenGrani to iden durchkalkalkalische Trends aus-ze ichnen (Abbi ldung113). Wohl definierte Dif-ferenzierungstrends vonDiorit bis zu Granit zeigeneinige der Batholithe inden Anden, insbesondereder große Batholith in derKüstenkordi l le re vonPeru. Der Trend spiegeltdie Entwicklung einessich aus dem Erdmantelableitenden basaltischenbis andesitischen Magmaswider, das in der Krustedurch Reakt ion mitNebengesteinen und kru-stalen Fluiden parallel zurmagmatischen Differen-zierung seine geochemischen Charakteristika verändert.

0.1

0.02

1

10

100

cho

nd

ritn

orm

iert

e G

ehal

te

La Ce Pr Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

Kirchberg 1a–587Biotitgranite:

Kirchberg 3–305Kirchberg (aplitisch) 1–439

Bergen 2–780Bergen (aplitisch) 1–779

Eibenstock 3–1197Satzung 3–923

Zweiglimmergranite:

Li-Glimmer-Granite:

A A

FF

M

Santa Rosa SupereinheitSanta Rosa SupereinheitCordillera Blanca-Batholith

KüstenbatholithKüstenbatholithCordillera-Blanca-Batholith

ABBILDUNG 113 AFM-Diagramm für den peruanischen Küsten-batholith und dessen Santa Rosa-Gruppe im Vergleich zum Ba-tholith der Cordillera Blanca, der östlich hinter dem Küstenbatho-lith liegt.

138

Magmatische Gesteine

Kogenetische Serien sind vornehmlich unter den großen I-Typ-Batholithen zu erwarten,bei denen man eine intermediäre oder basische Zusammensetzung des Stammagmas vor-aussetzen kann, das zudem als Folge relativ hoher Temperaturen noch besser durchmischtund homogen sein sollte als Granitmagmen. Die Ausgangsmagmen von S-Typ- und A-Typ-Granitoiden haben dagegen meist eine granitische Pauschalzusammensetzung und kön-nen schon deswegen keine extensiven Magmenentwicklungstrends zeigen. Da die Ent-wicklung von I-Typ-Magmen in der Erdkruste meist kombinierte Prozesse von fraktionier-ter Kristallisation und Assimilation von Nebengestein umfassen wird, ist parallel zumAnstieg der SiO2-Gehalte ein Anstieg der d18O-Werte und der initialen 87Sr/86Sr-Werte zuerwarten.

Experimentelle Untersuchun-gen an granitischen Systemengehören zu den ältesten Pro-jekten der experimentellenPetrologie überhaupt. In einergrundlegenden Arbeit habenTuttle und Bowen 1958 ihreErgebnisse am vereinfachtenGranitsystem, dem wasserge-sättigten System Albit – Kali-feldspat – Quarz, dargelegt2–34

(Abbildung 114). Tuttle undBowen verglichen ihre experi-mentellen Befunde mit denAnalysen natürlicher graniti-scher Gesteine und stelltenfest, daß Granitoide mit mehrals 80% normativen Anteilenvon Quarz + Albit + Kalifeld-spat Zusammensetzungen auf-weisen, die nicht sehr stark umdie Lage des Minimums in die-sem System bei niedrigenDrücken streuen (Abbildung115) – ein Hinweis darauf, daßin der Natur so lche Auf -schmelzbedingungen vielfachverwirklicht sind.

Tuttle und Bowen hatten auch erkannt, daß die Kurve für den wassergesättigten Granitsoli-dus im System Qz – Ab – Or als Funktion von Temperatur und Druck eine negative Steigungaufweist (Abbildung 116). Wenn in der tiefen Kruste die Schmelztemperatur gerade über-schritten wird und sich bei 10 kbar (pH2O = ptotal) und 650 °C eine Schmelze bildet, dannwürde diese Schmelze bei adiabatischem Aufstieg infolge der negativen Steigung der Soli-duskurve bei » 5 kbar, also in 15 – 20 km Tiefe, schon wieder kristallisieren. Das heißt, was-sergesättigte granitische Schmelzen besäßen keine Aufstiegsfähigkeit, es sei denn, sie wür-den weit oberhalb des Solidus gebildet. Experimente, die in jüngerer Zeit gemacht wurden,zeigten aber, daß bei niedrigeren Wasserpartialdrücken die Soliduskurven bei höherenDrücken eine positive Steigung aufweisen (Abbildung 116). Bei einer Wasseraktivität von0.3 würde sich demnach bei 10 kbar Gesamtdruck und ca. 840 °C eine Teilschmelze bilden,die bei adiabatischem Aufstieg erst in geringer Tiefe bei »1 kbar wieder die Soliduskurveschneidet und kristallisiert.

2–34. O.F. Tuttle & N.L. Bowen (1958) Origin of granite in the light of experimental studies in thesystem NaAlSi3O8 – KAlSi3O8 – SiO2 – H2O, Geol. Soc. Am. Memoir 74, 153 Seiten.

Minimum

1100°C

990°C845°C

20

20

40

40 60 80

20

40

60

8080

60

745°C

770°C

1130°C

950°C

700°C

Leucit

OrGew.%

Ab

Qtz

1050°C

1000°C

950°C

900°C

850°C

800°C

750°C

750°C

800°C

850°C

900°C

Qtz

Akfspss

ABBILDUNG 114 Kristallisations- und Schmelzbeziehungenim System Albit – Kalifeldspat – Quarz bei 2 kbar und H2O-Überschuß. Die Isothermen stellen die Liquidusoberflächendes Systems dar. In einem thermischen Tal ist ein Gemischaus Qtz, Ab und Or bei den entsprechenden Mengenverhält-nissen schon bei < 700°C vollständig aufgeschmolzen.

139

Magmatittypen und ihre Entstehung

Die H2O-Löslichkeit von Sili-katschmelzen steigt mit demDruck und sinkt mit der Tem-peratur. Entlang der Kurve fürden wassergesättigten Solidusin Abbildung 117 steigt daherder H2O-Gehalt mit steigen-dem Druck. Diese Solidus-kurve ist identisch mit derLiquiduskurve, wenn man dieMinimumsschmelze ( ImMinimum berühren sich Soli-dus und Liquidus. ) bzw.eutekt i sche Schmelzebetrachtet; allerdings istderen Zusammensetzungabhängig von Druck undTemperatur. Von dieser mini-malen Liquiduskurve (= Soli-duskurve) ausgehend, lassensich weitere Liquiduskurvenkonstruieren, entlang dererdie H2O-Gehalte einer wasser-gesättigten Schmelze kon-stant sind (Abbildung 117).So wird z .B. die mit „8“bezeichnete Kurve dahinge-hend interpretiert, daß für p–T-Kombinationen entlang derKurve eine wassergesättigteGranitschmelze 8 Gew.%H2O enthält. Ein Gestein, daslediglich 2% verfügbares Was-ser führt, wird dann bei p–T-Bedingungen entlang dieser Kurve nur zu 25% aufschmelzenkönnen.

In Abbildung 117 ist außerdem ein mit einem Pfeil markierter hypothetischer adiabati-scher Aufstiegspfad für eine granitische Schmelze skizziert. die sich bei Bedingungen von 8kbar und 810 °C bilden möge. Wenn das Magma 2% H2O enthielte, würde es aus 40% H2O-gesättigter Schmelze von 5% H2O und 60% wasserfreien Mineralen bestehen. Beim Auf-stieg sinkt die Wasserlöslichkeit der Schmelze, so daß der Aufschmelzgrad ansteigen kann;dadurch wird Wärme verbraucht, und das System kühlt ab. Mit der Erniedrigung derWasserlöslichkeit und dem Anstieg des Schmelzanteils beim Aufstieg geht eine Erhöhungder Viskosität einher. Kurz bevor das Magma bei ca. 760 °C auf die Soliduskurve trifft (=Liquiduskurve für Minimums- bzw. eutektische Zusammensetzungen) wäre der Auf-schmelzgrad auf 2/3 gestiegen, weil die Schmelze nun nur noch 3% Wasser aufnehmenkann. Man erkennt, daß die Schmelze außerdem bis in geringe Krustenniveaus von 1–2 kmaufsteigen kann, bevor sie die Soliduskurve erreicht und vollständig erstarrt.

50

50 50

1kb

a=0.

3

a=0.

5

a=1

2kb

5kb

10kb

Ab

Qtz

Or

Qtz

OrssAbss

ABBILDUNG 115 Einfluß von Druck und Wasseraktivität (a) aufdie Lage des Minimums bzw. ternären Eutektikums im SystemAlbit – Kalifeldspat – Quarz – H2O. Zusätzlich ist in das Systemdie Häufigkeitsverteilung von ca. 570 Graniten mit mehr als80% normativem Albit + Kalifeldspat + Quarz eingetragen (ge-strichelt begrenzte Felder). Mehr als 25% darunter fallen inden inneren schraffierten Bereich; die Drücke zeigen dabei an,daß viele granitische Magmen in relativ geringe Tiefe intrudie-ren und erstarren.

140

Magmatische Gesteine

ABBILDUNG 116 Soliduskurven im System Quarz – Albit – Orthoklas bei den angegebenenH2O-Aktivitäten und der Zusammensetzung der minimalen Schmelztempe-ratur [Temperatur des Minimums oder eutektische Temperatur]. Die H2O-Aktivitäten wurden durch Variation des Verhältnisses H2O zu CO2 einge-stellt2–35.

ABBILDUNG 117 Liquiduskurven (= Soliduskurven) im System Quarz – Albit – Orthoklas –Wasser („Haplogranit“) bei den angegebenen H2O-Mengen und der Zusam-mensetzung der minimalen Schmelztemperatur [eutektische Temperatur

2–35. W. Johannes & F. Holtz (1991) Geologische Rundschau 80, 225-231.

600

5

10

700 800T [8C]

P [k

b]

900 1000 1100

aH2O1.0 0.7 0.5 0.3 0.1 0.0

H2O

-ges

ätti

gte

r So

lidus

troc

kene

r So

lidus

0G

ew.%

H 2O

2

0

4

6

8

10

600 700 800 900 1000 1100

12345678910

11

kbar

8C

141

Magmatittypen und ihre Entstehung

bzw. Minimumstemperatur]2–36. Die linke begrenzende Kurve gibt die mini-malen p–T-Bedingungen an, unter denen eine wassergesättigte eutektischebzw. Minimumsschmelze existiert. Das Diagramm läßt sich so lesen, daßzum Beispiel ein Quarz–Alkalifeldspat-Gestein, das diese Minerale in eutekti-schen Verhältnissen enthält, bei 8 kbar und 920 °C vollständig aufgeschmol-zen wird, wenn es 3% H2O zur Verfügung stellt (gestrichelte Linien). Wenndas Gestein aber nur 1% Wasser enthält, wird unter denselben Bedingungennur ein Schmelzanteil von 1/3 entstehen; diese Schmelze enthält dann eben-falls 3% H2O, und die übrigen 2/3 des Systems wären wasserfreie Minerale.

ABBILDUNG 118 Löslichkeit von Wasser in granitischen Schmelzen und Abbaukurven vonGlimmern (mit „Muskovit“ und „Biotit“ bezeichnet). Die Zahlen neben denPunkten entlang des wassergesättigten Solidus bedeuten Gew.% Wasser (inKlammern Molprozent2–37), das benötigt wird, um bei den gegebenen p,T-Bedingungen 100% (also ohne Kristalle) einer wassergesättigten Schmelzezu erzeugen. Diese experimentell bestimmten Werte stimmen gut übereinmit den thermodynamisch berechneten Molenbrüchen an H2O in einer Gra-nitschmelze (0.1 bis 0.8).

In Abbildung 118 sind zusätzlich zu den Granitsolidi mit verschiedenen Anteilen an H2O-Sättigung die Schmelzkurven von Glimmern eingetragen. Bei 10 kbar und 750 °C schmilztMuskovit z.B. unter Freisetzung von Wasser auf (großer offener Kreis). Muskovit enthält ca.4% H2O; ein Gestein mit 25% Hellglimmer würde demnach bei den genannten Bedingun-gen per Massenbilanz etwa 1% Wasser freisetzen. Bei diesen Bedingungen lösen sich ineinem Granitmagma, das zu 100% aus Schmelze besteht, jedoch 7 Gew.% H2O (ein Mehr-faches in Mol%). Durch die Wasserabgabe des Muskovits können dann » 1/7 oder 15% Gra-nitschmelze gebildet werden – Mengen, die wahrscheinlich viel zu gering sind, um weit

2–36. F. Holtz, A. Becker, M. Freise & W. Johannes (2001) Contrib. Mineral. Petrol. 141, 347 – 3572–37. SiO2-reiche wasserarme Schmelzen sind hoch polymerisiert, H2O-reiche Schmelzen sind depo-lymerisiert. Daher entsprechen z.B. im Bereich geringer Wassergehalte 2 Gew.% H2O ca. 20 Mol%.

T [8C]500 700 900 1100

Tiefe [km]

10

20

30

40

P [G

Pa]

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

1.4

4 (40)3 (30)

11 (64)

17 (78)0.

8

10 (61)

8 (55)

6 (50)

2 (22)

0.5

0.1

was

serg

esät

tigte

rG

rani

tsol

idus XW

m

troc

kene

r G

rani

tsol

idus

Mus

kovi

t

Biot

it

142

Magmatische Gesteine

von ihrer Quellregion fortzuwandern. Höhere Gehalte an H2O-haltigen Mineralen sindnur in pelitischen Gesteinen zu erwarten. Bei höheren Temperaturen können selbstver-ständlich höhere Schmelzanteile erzeugt werden, aber um Temperaturen von mehr alsetwa 850 °C in einer kontinentalen Kruste während einer Orogenese zu erreichen, sindsicherlich außergewöhnliche Bedingungen – externe Wärmequellen – erforderlich. Solcheexternen Quellen werden auch verantwortlich für die Erzeugung tonalitischer bis dioriti-scher Magmen gemacht; dafür sind Temperaturen von >900 °C erforderlich. Als Wärme-quelle für die Entstehung solcher Magmen kommen vor allen Dingen basische Intrusionenin die tiefe Kruste in Frage – crustal underplating. Sie vermögen durch ihre Wärmeabstrah-lung umgebende saure bis intermediäre Gesteine teilaufzuschmelzen und zu assimilieren.Die so entstandenen hybridisierten Magmen können dann, z.B. als Tonalite, aufsteigen.

Für die Krustenentwicklung im mitteleuropäischen Raum war die variszische Orogenesevon besonderer Bedeutung, die vom mittleren Devon bis ins untere Perm andauerte. Wäh-rend dieser Orogenese fanden großräumige Aufschmelzungen in der tiefen Kruste statt; dieTeilschmelzen intrudierten als Granitoide in höhere Krustenniveaus z.B. in Cornwall, imNordwesten Spaniens, im französischen Zentralmassiv, in den Vogesen und im Schwarz-wald, im Bayerischen Wald und im Fichtelgebirge sowie im Erzgebirge und im Harz. Ineinigen Fällen bahnten sich granitische Schmelzen auch einen Weg an die Erdoberflächeund erstarrten zu Rhyolithen, z.B. in der Gegend um Baden-Baden oder bei Badenweiler.

Gut dokumentiert ist die Entwicklung der Granite im Schwarzwald. Dort lassen sich dreiGranitgebiete unterscheiden, nämlich im Nordschwarzwald, im Südwesten und im Süd-osten (Abbildung 119). Hoch metamorphe, z.T. migmatische Gneise des Grundgebirgesstehen im mittleren Schwarzwald an. Nördlich und südlich davon findet man granitischeGesteine. Durch die Tektonik im Zusammenhang mit der Bildung des Rheingrabens sinddie Granite heute in verschiedenen Niveaus aufgeschlossen. Ein Teil der Granite ist datiert;allerdings hat sich gezeigt, daß es das ursprünglich abgeleitete große Zeitintervall der Intru-sion von Graniten von ca. 70 Ma infolge hydrothermaler Alteration der datierten Mineralezumindest im Südschwarzwald nicht gegeben hat. Nach neueren zuverlässigeren Datierun-gen (U–Pb an Zirkonen und Monaziten) ist die gesamte Abfolge innerhalb weniger Millio-nen Jahre vor ca. 335–330 Ma entstanden2–38. Das im folgenden vorgestellte Entwicklungs-modell2–39 der Granite basierte auf der Richtigkeit der früheren Datierungen; wenn dierelativen Altersbeziehungen korrekt sind, kann es aber nach wie vor dazu dienen, die Ent-wicklung des variszischen Magmatismus im Schwarzwald zu beschreiben.

Im Streckeisen-Diagramm (Abbildung 120–links) fallen die Plutone fast ausschließlich insFeld der eigentlichen Granite; nur wenige (die jüngsten?) Intrusionen sind als Alkaligranitezu klassifizieren. Die Aufschlußverhältnisse erlauben die beste Kartierung in der Südwest-gruppe, in der drei Granitintrusionen unterschieden werden können (Abbildung 119). ImKern des Granitgebiets steckt der Malsburg-Granit als relativ jüngste Intrusion. Nördlichund südlich daran schließt sich der Blauen-Granit an, der wiederum von der relativ älte-sten Intrusion, dem Granit von Klemmbach-Schlächtenhaus umgeben ist. Der jeweils jün-gere Granit scheint demnach in den jeweils älteren intrudiert zu sein. Die chemischeZusammensetzung dieser Granite variiert markant: Der SiO2-Gehalt nimmt von durch-schnittlich 73% im ältesten über 71% im mittelalten bis auf 68.5% im jüngsten der dreiGranite ab. Parallel dazu nehmen die Gehalte an Ca, Mg, Ti und P zu (Abbildung 120–rechts). Diese Trends lassen sich erklären, wenn man annimmt, daß das Ausgangsmaterialder Granitmagmenextraktion chemisch identisch war. Bei ansteigender Temperatur imVerlauf der Metamorphose kam es dann zunächst zur Bildung SiO2-reicher Schmelzen inder Nähe des ternären Minimums im System Quarz – Kalifeldspat – Albit. Aufstieg dieserMagmen führte zur Intrusion der ältesten Granite. Mit fortschreitender Temperatur stieg

2–38. U. Schaltegger (2000) International Journal of Earth Sciences 88, 814–8282–39. Emmermann (1977) Neues Jahrbuch für Mineralogie, Abhandlungen 128, 219–253.

143

Magmatittypen und ihre Entstehung

hier oder in einem tieferen Krustenniveau der Aufschmelzgrad; es wurden SiO2-ärmereSchmelzen gebildet. Diese Granite sind als Produkte progressiver Anatexis anzusprechen.

ABBILDUNG 119 Geologische Skizze des Schwarzwalds

Bei den Graniten im Südostschwarzwald wird ein entgegengesetzter Trend beobachtet:Hier haben der Granit von St. Blasien und der Albtal-Granit mit 68% SiO2 deutlich gerin-gere Gehalte als die des Schluchsee und der Bärhalde mit » 71 bzw. 75%. Zudem wird inBezug auf einige Elemente ein deutlicher Bruch zwischen den Graniten von St. Blasien unddem Albtal einerseits und des Schluchsees und der Bärhalde andererseits beobachtet, wasgut z.B. in den Gehalten von Zr und Ti (nicht in Abbildung 120–rechts dargestellt) zuerkennen ist. Dieser Bruch wird unterschiedlichen Ausgangsgesteinen der Granitmagmen-extraktion zugeschrieben.

144

Magmatische Gesteine

Ähnliche Verhältnisse werden, wenn auch nicht so markant, im Nordschwarzwald gefun-den. In beiden Gebieten zeigen die relativ jüngeren Granite einfache geochemische Trends,während die relativ älteren Granite nicht nur deutlich davon abgesetzt sind, sondern aucherheblich breitere Streuungen zeigen. Diese geochemischen Trends lassen sich am einfach-sten durch die Differenzierung granitischer Magmen erklären. Diese Interpretation wirdunterstützt durch Projektion der chemischen Zusammensetzung der Granite ins Granit-system (siehe Abbildung 121–links). Danach liegen die Zusammensetzungen der relativälteren Granite deutlich unterhalb der kotektischen Linie, die höchst differenzierten Gra-nite dagegen auf der kotektischen Linie nahe des ternären Minimums.

ABBILDUNG 120 links: Klassifizierung der Granite des Schwarzwalds; rechts: Zr–Ti-Variationin den Graniten des Südwestschwarzwalds [GM = Malsburg-Granit, GB =Blauen-Granit, GKS = Granit von Klemmbach-Schlächtenhaus]

ABBILDUNG 121 links: Hauptelementzusammensetzung der Granite des Nordschwarzwalds;rechts: Sauerstoffisotopie der Granite des Schwarzwalds

713

611

12

45

82

432

A P

Q

1

3

10

9

pp

m Z

r

100

200

300

0.10

GKS

GB

GM

0.20 0.30 0.40 0.50% Ti

131211

67 9

10M

Q

OrAb

pH2O = 0.5kb

Qp

QpNordschwarzwald-Graniteund Ormerskopf-Gneis

Granite des Zentralschwarzwalds und Triberg-Granit

Gneise des Südschwarzwalds

Granite desSüdschwarzwalds

0 5 10 15

0 5 10 15

0 5 10 15

0 5 10 15

d18O

Qp Qp Gp

Gp

Gp

145

Magmatittypen und ihre Entstehung

Auf Grund der hohen initialen Sr-Isotopenverhältnisse (> 0.708) lassen sich alle Granitedes Schwarzwaldes als S-Typ-Granite klassifizieren. D.h. Ausgangsmaterial waren Meta-sedimente in der tiefen Kruste. Die d18O-Werte der Granite im Nordschwarzwald (Abbil-dung 121–rechts2–40) sind allesamt hoch, im Einklang mit der Vorstellung ihrer Ableitungaus Metasedimenten. Im südlichen Schwarzwald kommen Granite mit d18O-Werten bisherab zu 1 vor. Diese Werte lassen sich nur durch die Annahme einer hydrothermalenÜberprägung nach der Erstarrung erklären – ein wohl häufiger Prozeß im Dach von flachintrudierten Plutonen und in den Nebengesteinen darüber (Gneise im Fall des Schwarzwal-des), verursacht durch meteorische Wässer und durch Fluide aus der Intrusion. Insgesamtzeigen die Gneise aus dem Schwarzwald dieselbe Variation wie die Granite. Gneise dersel-ben Zusammensetzung könnten daher das Ausgangsmaterial der partiellen Aufschmelzungin der Unterkruste während der variszischen Orogenese gewesen sein.

Die hydrothermale Überprägung hat eine Serizitisierung und/oder Chloritisierung derbetroffenen Granite verursacht, die Auswirkungen auf Rb–Sr- und K–Ar-Altersbestimmun-gen hat. Serizitisierung scheint zumindest im Schwarzwald zu einer Erhöhung der Rb/Sr-Verhältnisse und des K-Gehaltes zu führen; damit ergeben sich für solche Granite Alter, diejünger sind als die tatsächlichen Intrusions- bzw. Abkühlungsalter. Chloritisierung führteher zu einer leichten Erniedrigung von Rb/Sr und des K-Gehaltes und damit zu einem zuhohen Alter. Außerdem können die Wässer Sr-haltige Fluide aus dem Nebengestein miteiner völlig anderen Sr-Isotopie in die Dachbereiche der Plutone transportieren.

2–40. J. Hoefs & R. Emmermann (1983) Contrib. Mineral Petrol. 83, 320-329.

146

Metamorphe Gesteine

3.0 Metamorphe Gesteine

3.1 Konzept der Metamorphose

3.1.1 Definition des Begriffs

Metamorphose ist die Summe aller Veränderungen, die ein Gestein infolge sich ändernderBedingungen der Umgebung bezüglich Druck, Temperatur und Fluidzusammensetzungerleidet. Die Veränderungen im Gestein können sichtbar werden (i) im Gefüge, (ii) imMineralbestand und/oder (iii) in der chemischen Zusammensetzung. Prinzipiell umfaßt dieMetamorphose damit den gesamten Bereich zwischen der Verwitterung von Gesteinen ander Erdoberfläche und der Aufschmelzung im tiefen Untergrund. Traditionell nicht derMetamorphose zugerechnet wird jedoch der niedrig temperierte Bereich unterhalb von ca.150 – 200 °C, also der Bereich von Verwitterung und Diagenese. Der Beginn der Metamor-phose wird zuweilen durch die – allerdings nicht sehr häufige – Reaktion Kaolinit + Quarz® Pyrophyllit angesetzt. Die Temperaturobergrenze der Metamorphose ist durch Migmati-sierung (Teilschmelzung) gegeben, die in typischen Gesteinen der kontinentalen Kruste(Metapelite, Granitoide) unter mäßigen Drücken und hohen H2O-Partialdrücken bereitsbei einer Temperatur um 650 °C einsetzt, in mafischen, H2O-armen Gesteinen jedoch ersteinige 100 °C darüber. Der Druckbereich der Metamorphose reicht von wenigen bar (amKontakt zu flach intrudierenden Magmen) bis zu mindestens 40 kbar, entsprechend einerTiefe von ca. 130 km. In den seltenen Fällen, in denen eine Metamorphose durch einenMeteoriteneinschlag ausgelöst wird, kann der Druck noch wesentlich höher werden.Vonvielen Geowissenschaftlern wird die Metamorphose als auf die Erdkruste beschränkt ange-sehen. Nach der hier gewählten Definition gehören aber auch die Gesteine des oberen Erd-mantels zu den Metamorphiten, da sie in der Regel unterhalb der Temperatur der Teil-schmelzenbildung existieren. In der Tat zeigen viele Erdmantelfragmente aus mafischenMagmen typisch metamorphe Texturen.

Nach dieser Definition ist ein wesentlicher Gesichtspunkt der Metamorphose, daß sie sichweitgehend im festen Zustand vollzieht, so daß z.B. der Lagenbau eines ehemaligen Sedi-ments mehr oder weniger erhalten bleibt. Kleine Anteil an fluiden Phasen sind aber sicher-lich im Porenraum vieler Gesteine während einer Metamorphose vorhanden und fördernauch den Ablauf von Mineralreaktionen. Wenn nur geringe Mengen an Fluiden vorhandensind, dann kann auch nur ein geringer Stoffaustausch zwischen benachbarten Gesteinspa-keten stattfinden. Auf Grund niedriger Diffusionsgeschwindigkeiten im festen Zustand istdiffusiver Elementaustausch, der für den Ablauf metamorpher Mineralbildungsreaktionenverantwortlich ist, auf den Nahbereich beschränkt. In Fluiden werden inkompatible Ele-mente konzentriert, die nur schlecht oder gar nicht in die Strukturen der vorhandenenMinerale passen. Daraus ergibt sich, daß die Metamorphose für viele Hauptelemente, aberauch eine Reihe von Spurenelementen oft isochemisch abläuft, d.h. ohne markante chemi-sche Veränderungen der Gesteine, so daß man aus der chemischen Zusammensetzungmeist auf die Art des Edukts zurückschließen kann. Nur selten werden die Gesteine bei derMetamorphose chemisch stark verändert. Unter Bedingungen, unter denen Fluide frei zir-kulieren können, kann es allerdings zu einer regelrechten Durchtränkung von Gesteinendurch infiltrierende Fluide kommen; an der Grenzfläche zwischen chemisch sehr verschie-denen Gesteinen (insbes. zwischen karbonatischen und silikatischen Gesteinen) könnenReaktionen ablaufen. In beiden Fällen kann die chemische Veränderung der betroffenenGesteine extensiv sein; der diese Veränderungen bewirkende Prozeß ist als Metasomatosebekannt.

3.1.2 Historische Entwicklung

Im ausgehenden 18. Jahrhundert veröffentlichte der einflußreiche englische Geologe J.Hutton ein Buch, in dem er Gesteine aus den Schottischen Highlands beschrieb, die seinerAnsicht nach ursprünglich Sedimente waren, dann aber unter dem Einfluß von Wärme tief

147

Konzept der Metamorphose

in der Erde umgeformt wurden. Mitte des 19. Jahrhunderts hatte man bereits zwischenmehreren unterschiedlichen Metamorphosetypen zu unterscheiden gelernt. Im späten 19.Jahrhundert beschrieb G. Barrow die Metamorphose in den Schottischen Highlandsgenauer und erkannte unterschiedliche Grade der Metamorphosetemperatur am Auftretenunterschiedlicher Minerale. Die Bedeutung des Drucks für die Metamorphose wurde dage-gen von Geologen im deutschsprachigen Raum hervorgehoben. So ordnete U. Gruben-mann um 1905 unter verschiedenen Drücken gebildete Metamorphite drei Tiefen zu, dieer als Epi-, Meso- und Katazone bezeichnete. Zehn Jahre später entwickelte der Finne P.Eskola das Konzept der metamorphen Fazies, wonach unterschiedliche MineralparagenesenGesteine charakterisieren, die bei unterschiedlichen Drücken und Temperaturen gebildetwurden. Auf diesem Konzept beruht die heute noch gebräuchliche Unterteilung von Meta-morphosebedingungen. Eskola stützte sich bei seinen Untersuchungen einer Kontaktau-reole in Finnland auf ähnliche Untersuchungen, die kurz zuvor im Oslo-Gebiet von V.M.Goldschmidt – der später der Begründer der modernen Geochemie wurde – durchgeführtworden waren. Goldschmidt benutzte auch zum erstenmal thermodynamische Daten, umdie Bildungsbedingungen von Wollastonit zu berechnen, ein Verfahren, das erst seit ca.1970 intensiv in den Geowissenschaften benutzt wird. Seit ca. 1950 schließlich werdensystematische Experimente unter kontrollierten Bedingungen durchgeführt, um die Stabi-litätsbedingungen von Mineralen und Mineralparagenesen zu ergründen. Die Entwicklungder Plattentektonik seit den sechziger Jahren hat zu einem wesentlich besseren Verständnisdarüber geführt, wo und warum welche Metamorphite gebildet werden.

3.1.3 Metamorphosearten

Die Arten der Metamorphose lassen sich nach verschiedenen Prinzipien unterteilen, z.B.nach dem Parameter, der die Metamorphose hauptsächlich bestimmt (P, T), nach der geo-logischen Umgebung oder nach dem geotektonischen Rahmen. Im folgenden wird die Ein-teilung gewählt, wie sie von Bucher & Frey vorgenommen wird3–1. Sie unterscheiden Meta-morphosen von großem Ausmaß und solche von nur lokalem Ausmaß. Der erste Typumfaßt die orogene Metamorphose (früher Dynamothermometamorphose genannt), Ozean-bodenmetamorphose und Versenkungsmetamorphose, der zweite Typ die Kontaktmetamorphose,kataklastische Metamorphose und Hydrothermalmetamorphose.

Die orogene Metamorphose kennzeichnet die Orogengürtel der Erde, wo Deformation dieRekristallisation in der Tiefe begleitet. Gesteine, die unter diesen Bedingungen entstehen(z.B. Phyllite, Glimmerschiefer, Gneise), zeigen meist eine ausgeprägte Einregelung dernicht isometrischen Minerale. Orogene Metamorphosen dauern typischerweise Zehnervon Millionen Jahren und umfassen mehrere Phasen der Kristallisation und Deformation,wobei verschiedene Deformationsphasen z.B. auch verschiedene Richtungen von Schiefe-rung, Faltung und Lineation erzeugen. In den höher temperierten Partien vieler Orogen-gürtel findet man syn- bis spättektonische Granitoide, wobei nicht von vornherein klar ist,ob diese Plutonite Wärme transportierten und damit die Metamorphosebedingungen mitbestimmten oder ob die Granitoide infolge der Metamorphose entstanden. Der orogenenMetamorphose wird auch die Bildung von Hochdruckgesteinen (Blauschiefer, Eklogite) insubduzierten Platten zugerechnet.

Der Begriff der Versenkungsmetamorphose wurde für eine niedrig temperierte Regionalmeta-morphose geprägt, bei der Sedimente und eingeschaltete Vulkanite außerhalb von Oroge-nen oder der Mitwirkung von magmatischen Intrusionen metamorph umgewandelt wer-den. Charakteristisch sind die Abwesenheit von schiefriger Absonderung der Gesteinesowie der unvollständige Ablauf von metamorphen Mineralreaktionen, der bewirkt, daßRelikte des ursprünglichen Mineralbestands erhalten bleiben. Die Versenkungsmetamor-phose schließt sich direkt an die Diagenese an und mag auch als Diagenese unter höherenDrücken angesehen werden.

3–1. K. Bucher & M. Frey (1994) Petrogenesis of Metamorphic Rocks, Springer-Verlag, Berlin, 318 Seiten

148

Metamorphe Gesteine

Ozeanbodenmetamorphose ist auf die Umgebung der mittelozeanischen Rücken beschränkt.Sie wird dadurch bewirkt, daß Ozeanwasser entlang von Klüften in die frischen Basalte ein-dringt und sich auf dem Weg in die Tiefe bis auf Temperaturen von ca. 400 °C aufheizt.Dadurch kommt es zu intensivem chemischem Austausch zwischen Basalt (sowie evtl.ultramafischen Gesteinen) und Wasser.

Der wichtigste Typ der lokalen Metamorphose ist die Kontaktmetamorphose. Sie spielt sichin der Nähe des Kontakts zu Plutoniten (selten auch zu Vulkaniten) ab. Die Metamorphosewird durch die Wärmeabstrahlung des magmatischen Körpers bewirkt, aber auch durchFluide, die bei der Abkühlung freigesetzt werden. Die Umwandlungszone des Nebenge-steins ist die Kontaktaureole, die je nach Größe des magmatischen Körpers und seiner Tem-peratur und Zusammensetzung sowie der Geschwindigkeit der Abkühlung (Tiefe der Intru-sion) Ausdehnungen zwischen Metern und einigen Kilometern erreichen kann.Kontaktmetamorphe Gesteine sind meist kleinkörnig und zeigen keine durch die Meta-morphose verursachte Schieferung. Der wichtigste Gesteinstyp wird als Hornfels bezeich-net. Als Pyrometamorphose wird eine Umwandlung bezeichnet, der Xenolithe in Magmenunter extremen Temperaturen ausgesetzt werden, wodurch es zur Bildung von Teilschmel-zen (z.B. dem Abbau von Glimmern) kommen kann; damit definiert die Pyro-metamorphose den Übergang zu magmatischen Prozessen.

Kataklastische Metamorphose ist auf die Umgebung von tektonischen Störungszonen (Ver-werfungen, Überschiebungen) beschränkt. Die betroffenen Gesteine werden bei hohenDeformationsraten unter hohen Scherspannungen regelrecht zermahlen. Die Gesteineweisen, anders als Glimmerschiefer oder Gneise, keine Foliation auf und haben ein brek-ziöses Aussehen. Pseudotachylit ist ein glasiges Gestein, bei dem Reibungswärme die rascheAufschmelzung bei der Bildung einer Störung bewirkt hat. Mylonite unterscheiden sich vonKataklasiten dadurch, daß nach der Mylonitisierung bei erhöhten Temperaturen (also ingrößerer Tiefe) Prozesse der Rekristallisation und Neusprossung von Mineralen eingesetzthaben. Porphyroklasten nennt man große Mineralkörner, die aus dem Ausgangsgesteinstammen und den Prozeß der kataklastischen Metamorphose überlebt haben; bekannt sinddie „Augen“ von Feldspäten in Augengneisen. Porphyroblasten sind demgegenüber Mineral-körner in metamorphen Gesteinen, die im Vergleich zu den anderen Mineralen besondersgroß gewachsen sind.

Impakt- oder Schockmetamorphose wird durch einen Meteoritenimpakt verursacht und istentsprechend selten. Die Zeitdauer der Schockeinwirkung ist sehr kurz (<1s), der Druckextrem hoch. Typisch für die Gesteine sind Quarze mit Schocklamellen oder gar die Bil-dung von Polymorphen (Coesit, Stishovit) sowie von Mikrodiamanten.

Der Begriff der hydrothermalen Metamorphose wurde für die Umwandlung geprägt, dieGesteine durch die Infiltration heißer Lösungen oder Gase in Hydrothermalfeldern erlei-den. Dieser Metamorphosetyp ist eng verwandt mit der Ozeanbodenmetamorphose, undbeide sind wichtig für die Bildung von Erzlagerstätten.

3.1.4 Bestimmende Faktoren der Metamorphose

3.1.4.1 Temperatur

Die Temperatur nimmt in der Erde normalerweise mit der Tiefe zu. Die Relation zwischenTemperaturzunahme und Tiefe ist der (geo)thermische Gradient [°C/km]. Wärme breitet sichvon Körpern höherer Temperatur zu Körpern niedrigerer Temperatur aus. Der geothermi-sche Gradient ist daher eng an den Wärmefluß Q gekoppelt. Den Zusammenhang zwischenbeiden stellt das Fouriersche Gesetz her:

[GL 21]

wobei Q der Wärmefluß ist [W/m2 oder J/(m2´s)], k die thermische Leitfähigkeit [J/(s´m´K)]und dT/dz der thermische Gradient [K/m]. Das negative Vorzeichen ergibt sich daraus, daßdie Wärme den thermischen Gradienten hinab fließt.

Q k dT dz= - ´

149

Konzept der Metamorphose

Messungen des Wärmeflusses an der Erdoberfläche liefern Informationen über die qualita-tive Beziehung zwischen Wärmefluß und Geotektonik (Abbildung 122). Der Wärmefluß ander Erdoberfläche setzt sich aus drei Komponenten zusammen, (i) einem Anteil, der ausdem Erdmantel stammt, (ii) dem Anteil, der innerhalb der Erdkruste durch den Zerfallradioaktiver Nuklide produziert wird (insbes. 40K, 232Th, 235U und 238U) und (iii) einemAnteil, der in die Kruste durch Magmenaufstieg gelangt (Abbildung 123a,b). Die höchstenWärmeflüsse werden entlang der mittelozeanischen Rücken gemessen, wo die ozeanischeKruste jung und folglich noch warm ist (Abbildung 122). Mit zunehmendem Alter kühltdie ozeanische Kruste aus, und der Wärmefluß nimmt daher ab. Besonders geringe Wärme-flüsse werden über Tiefseegräben gemessen, wo alte, kalte Ozeankruste subduziert wird.Durch Intrusion von Magmen steigt der Wärmefluß in den Inselbögen stark an und bleibtauch in Back-Arc-Becken hoch. Der Wärmefluß auf den Kontinenten ist höher als der inalter ozeanischer Kruste, weil die Konzentration an wärmeproduzierenden Elementen inkontinentaler Kruste höher ist.

ABBILDUNG 122 Variation des Wärmeflusses mit der geotektonischen Umgebung

Hinzu kommt in junger kontinentaler Kruste ein Anteil, der aus der Aufheizung durch Oro-genesen herrührt. Das heißt, daß der kontinentale Wärmefluß mit dem Alter der kontinen-talen Kruste abnimmt. Im Anschluß an Orogenesen sorgen rasche Heraushebung undAbtragung dafür, daß relativ warme Gesteine ohne erhebliche Abkühlung in Richtung Erd-oberfläche transportiert werden, was sich in einer Erhöhung des Wärmeflusses auswirkt(Abbildung 123c); denselben Effekt hat Krustenausdünnung im Zusammenhang mit derEntwicklung kontinentaler Riftgebiete. Umgekehrt wirkt sich die rasche Ablagerung mäch-tiger Sedimentpakete in einem Becken aus, weil die Sedimente ja ihrer Entstehung nachkühl sein werden und als schlechte Wärmeleiter abschirmend wirken (Abbildung 123d).

Unter einer Geothermen versteht man eine Kurve, welche die Beziehung zwischen Tiefe undTemperatur in der Erde (vor allem in der Lithosphäre) herstellt (Abbildung 124). Die ther-mischen Gradienten nahe der Erdoberfläche liegen meist zwischen ca. 15 und 30 °C/km,erreichen aber Extreme von » 5 °C/km (über Tiefseegräben) und 60 °C/km (über aktivenRiftzonen).

0.4

0.3

0.2

0.1

0.0

Wärmefluß an derOberfläche [mW/m2]

100km

500km

mittel-ozeanischer

RückenAlter der ozeanischen

Kruste zunehmend

Tiefseegraben

Subduktions-zone

vulkanischerInselbogen

Wadati-Benioff-Zone

Back-Arc-Becken

TektonischesModell

ozeanische Plattekontinentale Platte

150

Metamorphe Gesteine

ABBILDUNG 123 Ursachen des Wärmeflusses in der Nähe der Erdoberfläche; (a, b) die dreiwesentlichen Komponenten: Wärmefluß aus dem Erdmantel, radiogeneWärmeproduktion in der Kruste, Wärme durch magmatische Intrusionen;(c) Erhöhung des Wärmeflusses durch rasche Heraushebung und Erosion;(d) Depression des Wärmeflusses durch kalte Sedimente

3.1.4.2 Druck

Der Druck ergibt sich als Kraftpro Fläche; da die Kraft dasProdukt aus Masse undBeschleunigung ist, ergibt sichder Druck, dem ein Gestein inder Tiefe ausgesetzt ist, aus derüberlagernden Gesteinssäule:

P = m´g/F [kg´(m/s2)/m2 = kg/(m´s2)] [GL 22]

worin m für die Masse steht, gfür die Erdbeschleunigung[9.81 m/s2] und F für die Flä-che . Die Auflast (kg/m 2 )errechnet sich aus dem Pro-dukt von Dichte r [kg/m3] undMächtigkeit der auflagerndenGesteinssäule h [m], also:

P = r ´ h ´ g [kg/(m´s2)] [GL 23]

Damit ergibt sich z.B. bei einer durchschnittlichen Dichte der Kruste von 2.8g/cm3 in einerTiefe von 10 km ein Druck von

P = 2800 ´ 10000 ´ 9.81 = 2.747´108 [kg/(m´s2) = N/m2 = Pa]

Temperatur

Tief

e

c)a)

b) d)

0

A

A'

radiogener Wärmeeintrag in die Kruste

Wärme aus dem Erdmantel

kontinentale Krusteozeanische Kruste

Intrusionzusätzlicher

magmatischerWärmeeintrag

Sediment-becken

Wärme wirddurch Aufheizenvon Sedimenten

verbraucht

ozeanische Geo

ther

me

kontinenta

leGeo

ther

me

250 500 750 1000 1250

20

40

60

80

100

Temperatur [8C]

108C/km

308C/km

Tief

e [k

m]

ABBILDUNG 124 Typische Geothermen für einen stabilenKontinent und eine ozeanische Umgebung

151

Konzept der Metamorphose

oder 0.2747 GPa (Gigapascal) oder 2.747 kbar (1 GPa = 10 kbar). In der folgenden Tabellesind die Drücke innerhalb der kontinentalen Kruste (angenommene Dichte = 2.8 g/cm3,entsprechend einer Mischung aus Quarz und Feldspat) und ozeanischen Lithosphäre(angenommene Dichte 3.2 g/cm3, entsprechend einer Mischung aus Olivin und Pyroxe-nen) für verschiedene Tiefen errechnet.

ABBILDUNG 125 Schematische Darstellung der Spannungen, die auf Gesteine während derMetamorphose einwirken. links: Querschnitt eines Metamorphits, auf densA, die normale Spannung durch die Auflast der Gesteinssäule (entspre-chend dem lithostatischen Druck), und sB, eine dazu senkrecht stehendeSpannung einwirken; in erster Näherung ist sA = sB. Normalerweise unter-scheidet man drei auf einen Körper einwirkende Spannungen s1, s2, und s3(s1 ³ s2 ³ s3) die in einem Spannungsellipsoid gegeneinander aufgetragenwerden. rechts: Wechselwirkung zwischen Fluiddruck (Pf), verursacht durchFluide in Porenräumen, und lithostatischem Druck (Pl). Pl hält die Körner zu-sammen, während Pf dem entgegenwirkt.

TABELLE 15: Dichten in kontinentaler Kruste und ozeanischer Lithosphäre als Funktion der Tiefea

a. A.B. Thompson (1992) Metamorphism and Fluids, in: G.C. Brown,C.J. Hawkesworth & R.C.L. Wilson [Herausgeber] Understandingthe Earth, Cambridge University Press, S. 222 – 248.

Tiefe[km]

Kontinentale Kruste Ozeanische LithosphäreDruck [GPa] Druck [kbar] Druck [GPa] Druck [kbar]

1 0.027 0.27 0.031 0.31

10 0.275 2.75 0.314 3.14

20 0.549 5.49 0.627 6.27

30 0.824 8.24 0.941 9.41

40 1.098 10.98 1.255 12.55

50 1.373 13.73 1.569 15.69

60 1.648 16.48 1.883 18.83

70 1.923 19.23 2.197 21.97

sB sB

sA

sA

Pl

Pl Pl

Pf

Pl

152

Metamorphe Gesteine

Der so errechnete Druck wird auch lithostatischer Druck genannt, weil er vom Gewicht derüberlagernden Gesteinssäule ausgeübt wird. Meist geht man davon aus, daß dieser Druckin allen Richtungen ungefähr gleich ist. Druck, der in einer Richtung größer ist als in ande-ren, würde ein Nachgeben des Gesteins bewirken, sofern seine Scherfestigkeit dabei über-schritten würde. Damit bestimmt die Scherfestigkeit die Größe des möglichen „einseitigenDrucks“ (Spannung, englisch Stress). Auf Grund von Experimenten weiß man, daß unterden meisten Metamorphosebedingungen (geringe Deformationsraten, mäßige bis hoheTemperaturen, Wasser vorhanden) Gesteine nur Druckunterschiede von allenfalls einigen100 bar ertragen können. In einer Tiefe von mindestens einigen km wird daher der seitli-che Druck innerhalb weniger Prozent identisch mit dem lithostatischen Druck sein, derdaher ein guter Näherungswert für den allseitigen Umschließungsdruck sein wird, dem einGestein ausgesetzt war. Der stress, dem ein Gestein bei der Metamorphose ausgesetzt ist, istfür die Deformation verantwortlich und damit für das texturelle Erscheinungsbild desMetamorphits.

Unter Fluiddruck versteht man den Druck, den Fluide in Porenräumen und entlang vonKorngrenzen ausüben. Der Fluiddruck wirkt dem Umschließungsdruck entgegen (Abbil-dung 125); im Extremfall kann er dem lithostatischen Druck nahekommen, wenn einGestein kompaktiert und aufgeheizt wird, so daß mineralogisch gebundenes H2O freige-setzt wird. Wenn der Fluiddruck den lithostatischen Druck um mehr als die Zugfestigkeit(englisch: tensile strength) überschreitet, wird das Gestein oder werden die Fluideinschlüsseenthaltenden Minerale mit Bruch reagieren, so daß die Fluide entweichen können.

3.1.4.3 Fluide

Fluide finden sich in Metamorphiten in Form von Fluideinschlüssen in Mineralen (Durch-messer typischerweise einige µm), deren Hauptkomponenten H2O und/oder CO2 sind;daneben können Kohlenwasserstoffe wie CH4 und atmosphärische Gase, insbes. N2, lokalbedeutsam werden. Um die Rolle zu verstehen, die Fluide bei der Metamorphose spielen,muß man etwas über ihr Verhalten bei hohen Drücken und Temperaturen kennen. InAbbildung 126 ist das Molvolumen von H2O als Funktion von P und T aufgetragen. Unterden meisten Metamorphosebedingungen wird H2O überkritisch sein mit einem Molvolu-men, das dem von flüssigem Wasser an der Erdoberfläche ungefähr entspricht. Auf Grundder relativ hohen Dichte ist zu erwarten, daß ein Teil des H2O während einer Metamor-phose im Porenraum der Gesteine verbleibt und Prozesse der Deformation und Rekristalli-sation unterstützt. Wenn dagegen z.B. ein Magma in wasserhaltige Sedimente in einemseichten Niveau eindringt, z.B. in 1 km Tiefe, wird das H2O in den dampfförmigen Zustandübertreten und absieden, so daß ein poröses trockenes (Meta-)Sediment zurückbleibt.

3.1.4.4 Gesteinszusammensetzung

Durch die chemische Zusammensetzung des Ausgangsgesteins wird festgelegt, welchemetamorphen Mineralreaktionen unter bestimmten Drücken und Temperaturen ablaufenkönnen. Verschiedene Gesteinstypen eignen sich verschieden gut zur Abschätzung der P,T-Bedingungen der Metamorphose. So laufen bei der aufsteigenden Metamorphose von peli-tischen Sedimenten und mafischen Magmatiten zahlreiche Mineralreaktionen ab, wäh-rend ultramafische Gesteine oder Karbonate nur wenige Reaktionen durchlaufen, so daßihr genauer Metamorphosegrad entsprechend schwer feststellbar ist. Der Ablauf einerMetamorphose im Hinblick auf Mineralbestand und Mineralchemie ist experimentell undauf Grund thermodynamischer Berechnungen für eine Reihe von Modellsystemen, die ver-schiedene Gesteinstypen repräsentieren, relativ gut bekannt und Gegenstand intensiverpetrologischer Untersuchung seit den siebziger Jahren.

153

Konzept der Metamorphose

ABBILDUNG 126 Variation des Molvolumens von H2O mit P und T. Entlang der rechten Seitesind Tiefen angegeben unter der Voraussetzung, daß Fluiddruck = lithostati-scher Druck ist. Die Siedekurve des Wassers endet am kritischen Punkt (221bar; 374 °C); hier haben flüssiges und gasförmiges H2O dieselbe Dichte, sodaß bei höheren P,T-Bedingungen die Unterscheidung zwischen beidenAggregatzuständen belanglos wird. Die mit Zahlen versehenen Linien sindLinien gleicher Molvolumina des Wassers (in cm3/mol).Die beiden für dieKruste typischen thermischen Gradienten zeigen an, daß das Molvolumendes Wassers unter metamorphen Bedingungen nur wenig variieren wird(knapp 20 cm3/mol).

3.1.5 P,T-Verlauf einer Metamorphose

Beim Durchlaufen einer Metamorphose steigt die Temperatur, der ein Gesteinspaket ausge-setzt wird, zunächst an, erreicht ein Maximum und sinkt dann wieder (Abbildung 127). Inähnlicher Weise wird sich, zumindest bei Regionalmetamorphose, der Druck ändern. Ersteigt zunächst an, bedingt z.B. durch die wachsende Auflast von Sedimenten oder zuneh-mende Tiefe der Subduktion. Irgendwann später erfährt das Gesteinspaket eine Heraushe-bung – tektonisch oder durch Erosion an der Erdoberfläche – so daß der Druck wiederabnimmt. Die Maxima von Temperatur und Druck werden im Normalfall allerdings nichtgleichzeitig erreicht. Während der Versenkung eines Gesteinspakets wird sich dieses nurlangsam aufheizen, und bei der Heraushebung wird die Temperatur nur langsam sinken;die Temperatur hinkt dem Druck also hinterher. Daraus resultiert in einer Auftragung derZeit gegen P (oder die Tiefe) und T ein Pfad mit einer Krümmung im Uhrzeigersinn. SolcheP–T–t-Pfade können modelliert werden, wenn man Parameter wie Wärmeleitfähigkeit undspezifische Wärme der Gesteine, Wärmefluß und radiogene Wärmeproduktion kennt.

Druck[kbar]

2

1

0.5

Tiefe[km]

1

2

3

4

5

6

7

8

100 300 500 700 900Temperatur [8C]

fluide Phase

4060

80

DampfWasser

308C

/km

108C

/km20

100

140

180

1000

154

Metamorphe Gesteine

Es ist zu erwarten, daßAltersbestimmungenmit Hilfe isotopengeo-chemischer MethodenDaten liefern, die demZeitpunkt des Tempe-raturmaximums ent-sprechen, unterUmständen auch nureinem Punkt auf demabsteigenden Ast desP–T–t-Pfades. Mit Hilfeverschiedener Geo-thermometer und Geo-barometer erhält manDrücke und Tempera-turen, die ebenfalls mitdem Temperaturmaxi-mum übereinstimmensollten. Informatio-nen über den Zeit -punkt des im Verlaufeiner Metamorphoseerreichten maximalenDruck sind also meistgar nicht zu erhalten.Ausnahmen mögentrockene Gesteine (vorallem ehemalige Mag-matite wie Gabbros)mit reliktisch erhalte-nen älteren Mineralpa-ragenesen darstellenoder Mineralreaktio-nen bzw. Phasentrans-formationen, die über-aus schleppend ablau-fen.

3.1.6 Klassifikation und Terminologie metamorpher Gesteine

Die Namengebung eines metamorphen Gesteins sollte so erfolgen, daß er nützliche Infor-mationen über das Gestein enthält. Welche Informationen nützlich sind, hängt natürlichvon der Betrachtungsweise ab, und so verwundert es nicht, daß mehrere Kriterien benutztwerden:

• die Art des Ausgangsgesteins

• der metamorphe Mineralbestand

• das Gefüge des Gesteins

• ein geeigneter oder seit langem benutzter spezieller Name

Begriffe wie Metabasit, Metagranitoid oder Metapelit charakterisieren zwar die Art der Edukte,geben aber keinen Hinweis auf den Metamorphosegrad. Der metamorphe Mineralbestandwird nur als Zusatz zu einem Namen verwendet, vornehmlich um markante Minerale imGestein hervorzuheben (z.B. „Forsteritmarmor“, weil Forsterit in einem Marmor nicht ent-halten sein muß, oder „Granat-Sillimanit-Schiefer“, um den Metamorphosegrad genauerzu charakterisieren). Nach dem Gefüge unterscheidet man:

progra

derPfad

retrograder Pfad

Temperatur–Zeit-Kurve

0 100 200 300 400 500 6000

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

Druck–Zeit-Kurve

0

100

200

300

400

500

t1

t1

t0

t0

t2

t2

t3

t3

P [GPa]T

[8C

]P

[GPa

]

T [8C]

Schematische Darstellung des Temperatur- undDruckverlaufs während einer Metamorphose

ABBILDUNG 127 Variation von P und T im Verlauf einer Regional-metamorphose; durch die zeitlich dem Druck hinterherhinkendeTemperatur ergibt sich ein P–T–t-Pfad mit Krümmung im Uhrzeiger-sinn.

155

Konzept der Metamorphose

• Gneise für Metamorphite mit einer lagigen Anordnung von hellen (Feldspäte + Quarz)und dunklen (Biotit, Amphibole) Gemengteilen;

• (kristalline) Schiefer (englisch: schist) für Metamorphite, die im Handstück eine schiefri-ge Zerteilbarkeit infolge der Einregelung von blättchenförmigen Mineralen (Glimmer,Chlorite) oder stengeligen Mineralen (Amphibole) zeigen; auch Gesteine, die ein be-sonders ausgeprägtes lineares Gefüge ohne Zerteilbarkeit aufweisen, werden als Schie-fer bezeichnet (z.B. „Weißschiefer“ = Talk-Disthen-Schiefer);

• Tonschiefer (englisch: slate) für sehr feinkörnige Metasedimente sehr geringer Metamor-phosegrade und mit ausgeprägter schiefriger Zerteilbarkeit;

• Phyllite für feinkörnige Gesteine geringen Metamorphosegrades mit perfekter schiefri-ger Zerteilbarkeit;

• Granofelse für Metamorphite ohne Schiefrigkeit, ohne lagige Mineralanordnung undohne lineare Gefügeelemente.

Namen für durch kataklastische Metamorphose entstandene Gesteine wurden bereitsgenannt (Mylonite, Kataklasite, Pseudotachylite).

Wichtige spezielle Namen sind:

• mafische Gesteine (Mafite) für Gesteine, die zu mehr als der Hälfte aus dunklen Gemeng-teilen bestehen – nicht auf Metamorphite beschränkt;

• felsische Gesteine für überwiegend aus hellen Gemengteilen bestehende Gesteine –nicht auf Metamorphite beschränkt;

• Meta- als Vorsilbe, um den sedimentären oder magmatischen Ursprung der Metamor-phite hervorzuheben (z.B. Metasediment, Metapelit, Metagabbro, Metagranodiorit); auchbenutzt, um hervorzuheben, daß das betrachtete Gestein ein Metamorphit ist;

• Ortho-, Para- als Vorsilben, um anzuzeigen, daß ein Metamorphit aus einem Magmatitbzw. Sediment hervorgegangen ist (z.B. Orthogneis, Paragneis);

• Grünschiefer, Grünsteine für niedrig metamorphe Gesteine, deren grüne Farbe durch Mi-nerale wie Chlorite, Aktinolith, Epidot und Pumpellyit bedingt ist; Grünsteine sind imGegensatz zu Grünschiefern massige Gesteine;

• Blauschiefer für schiefrige Gesteine, deren schwarzblaue Farbe von Alkaliamphibolenherrührt (Glaukophan, Crossit, Riebeckit);

• Amphibolite für mafische Gesteine mittlerer Metamorphosegrade, zusammengesetztaus Amphibolen (>40%) und Plagioklas;

• Granulite für hoch temperierte Metamorphite der „Granulitfazies“, die überwiegendaus „trockenen“ Mineralen bestehen; Muskovit war bei der Metamorphose nicht mehrstabil; charakteristisch ist das Vorkommen von Orthopyroxen sowohl in mafischen alsauch in felsischen Gesteinen; für in Granulitfazies geprägte ultramafische Gesteineund Marmore wird der Begriff Granulit nicht verwendet;

• Charnockite, Mangerite, Jotunite, Enderbite für orthopyroxenführende Gesteine mit mag-matischen Texturen und granitischer (Charnockit), monzonitischer (Mangerit, Jotu-nit) bzw. tonalitischer (Enderbit) Zusammensetzung; diese Begriffe werden unabhängigdavon verwendet, ob das Gestein magmatisch oder metamorph ist;

• Eklogite für mafische Metamorphite, die überwiegend aus Omphacit und Granat zu-sammengesetzt sind; sie sind bei Drücken oberhalb der Stabilitätsgrenze von Plagioklasentstanden;

• Marmore für metamorphe Karbonate, überwiegend aus Kalzit bzw. Dolomit zusammen-gesetzt;

• Kalksilikatgesteine für Metamorphite mit maximal 50% Karbonat; daneben aus Ca-Sili-katen wie Epidot, Zoisit, Vesuvian, Diopsid/Hedenbergit, Grossular/Andradit, Wolla-stonit, Anorthit, Skapolith oder Ca-Amphibolen bestehend;

156

Metamorphe Gesteine

• Skarne für Gesteine, die aus Ca-Mg-Fe-Silikaten zusammengesetzt und oft gebändertsind; ihre Entstehung ist metasomatisch durch Reaktion zwischen Karbonat- und Sili-katphasen; typische Minerale sind Wollastonit, Diopsid, Grossular, Zoisit, Anorthit,Skapolith, Margarit in Ca-Skarnen, Hedenbergit, Andradit, Ilvait in Ca-Fe-Skarnen, For-sterit, Humit, Spinell, Phlogopit, Fassait in Mg-Skarnen;

• Rodingite für Kalksilikatgesteine, die arm an Alkalien und an Karbonatphasen sind, ent-standen durch metasomatische Überprägung mafischer Magmatite, die in serpentini-sierte Ultramafite eingeschaltet sind; sie entstehen bei der Ozeanbodenmetamorphosezusammen mit der Serpentinisierung von Peridotiten;

• Quarzite für Metamorphite, die zu ³80% aus Quarz bestehen;

• Serpentinite für hauptsächlich aus Mineralen der Serpentingruppe zusammengesetzteUltramafite;

• Hornfelse für feinkörnige Metamorphite ohne Lagenbau oder schiefrige Teilbarkeit, zu-sammengesetzt aus Silikaten ± Oxiden; infolge ihrer kontaktmetamorphen Entstehungsind die Minerale erheblich rekristallisiert;

• Migmatite für Silikatgesteine hoher Metamorphosetemperaturen, sie sind makrosko-pisch sehr heterogen und zeigen dunkle und helle Partien in komplexer Assoziation;die hellen Partien sind durch Kristallisation lokaler Schmelzen entstanden oder durchmetamorphe Segregation, die dunklen Partien sind Residuen der partiellen Aufschmel-zung; die hellen Partien mögen z.T. auch intrudierte Magmen repräsentieren;

• Restite für Gesteine, in der die hoch schmelzenden Komponenten durch partielle Auf-schmelzung zurückgeblieben sind.

3.1.7 Hinweise auf Gleichgewichte in Metamorphiten

Metamorphe Gesteineentstehen oft in kom-plexen metamorphenProzessen, die einige 10Ma in Anspruch neh-men können. Gesam-melt werden sie in derRegel an der Erdober-fläche. Aufgabe des Pe-trologen ist es dann, ausden Phasenbeziehungenund der Mineralchemieetwas über die Entste-hung und Entwicklungdieser Gesteine zu erfah-ren. Ein wichtiger An-satzpunkt ist die An-wendung der chemischen Thermodynamik auf die heterogenen chemischen Systeme, dieGesteine darstellen. Die Mineralarten, die in einem Gestein im Gleichgewicht nebeneinan-der vorkommen, stellen die Gleichgewichtsvergesellschaftung (englisch equilibrium mineralassemblage) dar. Die Abfolge solcher Vergesellschaftungen, die in einem metamorphen Ter-rain in Abhängigkeit von Druck und Temperatur entstehen und einander ersetzen, sind dieMineralparagenesen3–2. In der Praxis wird der Nachweis unmöglich sein, daß eine vorhan-dene Mineralvergesellschaftung einmal im chemischen Gleichgewicht vorlag. Man be-gnügt sich daher mit der Definition, daß eine Gleichgewichtsvergesellschaftung für die Mi-neralarten vorliegt, die in einem chemisch homogenen Teil eines metamorphen Gesteins

3–2. In der deutschen Sprache wird die Unterscheidung zwischen Vergesellschaftung und Paragenesein der Regel nicht durchgeführt.

ABBILDUNG 128 Mineralvergesellschaftungen von Quarz, Calcitund Wollastonit in drei hypothetischen Gesteinen

157

Konzept der Metamorphose

Korngrenzen miteinander bilden (Berührungsparagenesen). In Gesteinen, die texturell ein-deutige Hinweise auf Ungleichgewichte zeigen (z.B. in Form von Reaktionssäumen undSymplektiten), ist es besonders schwer festzustellen, welche Minerale wann miteinanderim Gleichgewicht gestanden haben. Einige Minerale, z.B. Granat, neigen dazu, bei ihremWachstum bereits vorhandene Minerale einzuschließen, die damit dem chemischen Aus-tausch mit Mineralen außerhalb des Granats entzogen sind. Solche Einschlüsse könnenwichtige Hinweise auf die frühe Metamorphosegeschichte eines Gesteins geben, sie gehö-ren aber nicht zur Hauptvergesellschaftung von Mineralen in dem betreffenden Gestein. InAbbildung 128 sind Zeichnungen von drei fiktiven Gesteinen dargestellt, die aus Quarz,Calcit und Wollastonit bestehen mögen. In der linken Skizze ist leicht zu erkennen, daßdas Gestein heterogen ist, weil der obere Teil nur aus Calcit und Quarz, der untere nur ausQuarz und Wollastonit besteht; das Gestein enthält also nicht die Vergesellschaftung ausallen drei Mineralen. Die mittlere Zeichnung stellt ein Gestein dar, in dem Kontakte zwi-schen allen Mineralen beobachtet werden; die drei Minerale bilden folglich die Gleichge-wichtsvergesellschaftung. Die rechte Teilskizze zeigt ein zwar homogenes Gestein; Wolla-stonit und Calcit kommen aber offensichtlich nicht als Berührungsparagenesen vor. EineVergesellschaftung der drei Minerale liegt im engeren Sinn also nicht vor, auch wenn inderartigen Fällen meist vom Gegenteil ausgegangen wird und man unterstellt, daß eine sta-bile Vergesellschaftung aller drei Minerale vorhanden ist.

Bei der Kristallisation meta-morpher Gesteine werdenalle Kristalle in Konkurrenzmiteinander um den zurVer fügung s tehendenRaum treten. Atome in Kri-stallen haben an der Ober-fläche eine höhere potenti-e l le Energ ie ( info lgeverzerrter oder gebrochenerchemischer Bindungen) alsim Korninnern. Kristalle,die ohne äußeres Span-nungsfeld kristallisieren,werden dann die Tendenzhaben, ihre Oberflächen zuminimieren. Da Kristallflä-chen mit niedrigen Miller-Indizes niedrigere Oberflä-chenenergien aufweisen alsirreguläre Oberflächen undda die Kristalle zudem imgegenseitigen Kontakt wachsen, kann eine Kugelgestalt nicht angenommen werden. Ver-schiedene Kristalle werden daher in ebenen Flächen aneinander grenzen und dort, wo sichdrei Kristalle treffen (triple junctions), ungefähre 120°-Winkel miteinander ausbilden – zu-mindest wenn alle Kristalle vergleichbare Oberflächenenergien aufweisen. d.h. insbeson-dere wenn es sich um dasselbe Mineral oder strukturell ähnliche Minerale handelt (sieheAbbildung 129). Die Ausbildung von 120°-Winkeln ist daher ein zusätzlicher Hinweis aufeine Gleichgewichtseinstellung.

3.1.8 Metamorphe Fazies

In einem metamorphen Areal wird man in der Regel sowohl Gesteine finden, die auf ver-schiedene Edukte zurückzuführen sind als auch Gesteine, die verschieden stark meta-morph geprägt sind. Es ergibt sich dann das Problem, Gesteine unterschiedlicher Pauschal-zusammensetzung, die dieselben Metamorphosebedingungen erlebt haben, zuidentifizieren. Ende des 19. Jahrhunderts führte G. Barrow seine klassischen Unter-

ABBILDUNG 129 Gut kristallisiertes Mosaik aus Quarzkristallenmit ungefähren 120°-Gleichgewichtswinkeln [ca. 0.85 mmquer]

158

Metamorphe Gesteine

suchungen in den Schottischen Highlands durch. Er sortierte dort die Gesteine nach stei-gendem Metamorphosegrad in Zonen, die durch verschiedene „Indexminerale“ charakte-risiert waren, und zwar treten im Zuge aufsteigender Metamorphose neue Minerale auf inder Reihenfolge Chlorit – Biotit – Granat – Staurolith – Disthen – Sillimanit. Die drei letztgenannten Minerale kommen typischerweise in Metasedimenten vor, während Metabasitedieser Zonen in demselben Gebiet im wesentlichen aus der Paragenese Amphibol + Plagio-klas bestehen. Um die Probleme der Korrelation von Metamorphosegraden in den Griff zubekommen, schlug der Finne Eskola3–3 Anfang des 20. Jahrhunderts sein Konzept der meta-morphen Mineralfazies vor, in dem nicht einzelne Indexminerale verwendet werden, dieunter Umständen nur geringe Unterschiede in Druck und Temperatur wiederspiegeln, son-dern Mineralvergesellschaftungen, die für einen bestimmten P–T-Bereich charakteristischsind. Eskola machte seine Fazieseinteilung dabei im wesentlichen auf der Grundlage derUntersuchung von Metabasiten, was auch in der Namengebung einiger Fazies ersichtlichwird. Er erkannte die relativen Drücke und Temperaturen richtig, die durch seine verschie-denen Fazies repräsentiert werden. Bei der relativen Festlegung ging er davon aus, daß (i)bei höheren Drücken gebildete Gesteine in der Tendenz Minerale mit höheren Dichtenenthalten als Gesteine derselben Pauschalzusammensetzung, die bei geringem Druck ent-standen sind, und daß (ii) Entwässerungs- und Dekarbonatisierungsreaktionen mit steigen-der Temperatur bevorzugt stattfinden, so daß Gesteine, die höhere Metamorphosetempera-turen erlebt haben, in der Tendenz geringere Gehalte an flüchtigen Komponentenaufweisen als Gesteine derselben Zusammensetzung, die bei niedrigen Temperaturen meta-morph geprägt wurden. Eine der neueren Definitionen einer metamorphen Fazies lautetwie folgt3–4:

Eine metamorphe Fazies ist eine Gruppe von metamorphen Mineralvergesellschaftungen, die wie-derholt in Raum und Zeit miteinander auftreten derart, daß es einen konstanten und daher vorher-sehbaren Bezug gibt zwischen der chemischen Zusammensetzung der Minerale und der Gesamt-gesteine.

Nach dieser Definition gehören einer metamorphen Fazies alle Gesteine an, die – unabhän-gig von ihrem jeweiligen Pauschalchemismus – unter denselben P–T-Bedingungen gebildetsind. Dies bedeutet umgekehrt auch, daß sich bei Kenntnis von P, T und der Pauschalzu-sammensetzung eines Gesteins der metamorphe Mineralbestand voraussagen läßt.

Eskola definierte ursprünglich nur 8 Fazies, die sich schon auf Grund der anderen chemi-schen Zusammensetzung von der Untersuchung Barrows an den Metasedimenten derSchottischen Highlands unterschieden. Da die Faziesdefinition beinhaltet, daß jederGruppe von Mineralvergesellschaftungen, die des öfteren in Raum und Zeit beobachtetwerden, eine eigene Fazies zugeordnet wird, hat es über den Lauf der Jahre eine fast infla-tionäre Vermehrung der Anzahl von Fazies gegeben. Zunächst konnte man sich nochdamit behelfen, Fazies in Subfazies zu untergliedern, aber in den sechziger Jahren wurdeauch dieses System unübersichtlich, so daß Petrologen wie H.G.F. Winkler vorschlugen,diesen Begriff aufzugeben. Da der Begriff der metamorphen Fazies jedoch leicht verständ-lich und sehr einprägsam ist, sollte er als bequemes Mittel der Einteilung von Metamorphi-ten nach ihrem ungefähren Metamorphosegrad beibehalten werden. Ein P–T-Diagramm,in das die wichtigsten metamorphen Fazies eingetragen sind, ist in Abbildung 130 darge-stellt. Es ist sinnvoll und bequem, diese Fazies zu vier Gruppen zusammenzufassen:

3–3. P. Eskola (1915) On the relation between the chemical and mineralogical composition in the metamor-phic rocks of the Orijärvi region, Bull. Comm. Géol. Finland 44, 109 – 1453–4. F.J. Turner (1981) Metamorphic Petrology, McGraw-Hill, New York

159

Konzept der Metamorphose

ABBILDUNG 130 P–T-Diagramm mit der Feldereinteilung der metamorphen Fazies (Diag. =Diagenese)

1. Fazies mäßiger Drücke und mäßiger bis hoher Temperaturen; diese Gruppe umfaßt dieGrünschiefer-, Amphibolit- und Granulitfazies, die typische Abfolgen bei der Regional-metamorphose bilden; sie macht sicherlich den größten Teil der Metamorphite aus;

2. Fazies geringer Metamorphosegrade; die Existenz dieser Gruppe wurde erst in denfünfziger Jahren in Neuseeland herausgearbeitet. In Abbildung 130 ist lediglich eineUnterteilung in eine Zeolith- und eine Prehnit-Pumpellyit-Fazies vorgenommen worden;insbesondere die Zeolithfazies wird zuweilen weiter unterteilt;

3. Fazies der Kontaktmetamorphose; sie sind ausgezeichnet durch geringe Drücke und va-riable Temperaturen; da magmatische Intrusionen in verschiedenen Tiefen der Krustezu finden sind, kommen Übergänge zwischen den Hornfelsfazies und den Fazies derRegionalmetamorphose vor;

4. Hochdruckfazies; Blauschiefer (Glaukophanschiefer) und Eklogite entstehen bei unge-wöhnlich hohen Drücken, die oft mit der Subduktion ozeanischer Platten in Bezie-hung gesetzt werden.

Temperatur [8C]

ung

efähre Tiefe [km

]D

ruck

[kb

ar]

200

Diag.

300 400 500 600 700 800 900

2

4

6

8

10

12

14

16

10

20

30

40

50Eklogit

Blauschiefer

auf der E

rde

nicht verwirk-

lichter B

ereich

Übergangsparagenesen

Granulit

Amphibolit

Grünschiefer

Zeolith

Preh

nit

-Pu

mp

elly

it

Albit-Epidot-

Hornfels Hornblende-

Hornfels Pyroxen-Hornfels Sanidinit

H o c h d r u c k m e t a m o r p h o s e

M i t t e l d r u c k m e t a m o r p h o s e

K o n t a k t m e t a m o r p h o s e

160

Metamorphe Gesteine

3.2 Graphische Darstellung metamorpher ParagenesenMögliche und tatsächliche Reaktionsbeziehungen zwischen Mineralphasen lassen sich inDiagrammen darstellen, in welche die chemischen Zusammensetzungen der Minerale ein-getragen werden; ein solches Diagramm wird auch als Chemographie bezeichnet. Die geo-metrische Anordnung der Phasenbeziehungen darin ist die Topologie. Da in chemographi-schen Diagrammen nur die Zusammensetzung der Phasen dargestellt werden kann, sindalle übrigen Variablen – also insbesondere P und T – konstant zu halten. Außerdem ist oftdie Zahl der chemischen Komponenten so zu reduzieren, daß das System noch anschau-lich bleibt. Zwei Komponenten lassen sich auf einer Linie darstellen, auf welcher derMolenbruch einer Phase aufgetragen wird. Zur Darstellung der Zusammensetzung von dreiKomponenten wählt man ein Konzentrations- oder Molenbruchdreieck.

Obwohl diese Darstellung bereits von den „Magmatiten“ bekannt ist, soll die Konstruktiondes Dreiecks an einem Beispiel erläutert werden (Abbildung 131). Die chemische Formelvon Talk läßt sich auf die drei Komponenten H2O, MgO und SiO2 im molaren Verhältnis1 : 3 : 4 zurückführen. Damit läßt sich die Zusammensetzung im kartesischen Koordina-tensystem darstellen. Trägt man in dieses Koordinatensystem ein gleichseitiges Dreieck ein,das die drei Achsen jeweils bei 1 schneidet, dann wird der Vektor, der vom Koordinatenur-sprung zum darstellenden Punkt des Talks führt, dieses Dreieck in einem Punkt schneiden,nämlich im darstellenden Punkt von Talk in diesem Molenbruchdreieck, der einem Anteilvon 1/8 H2O, 3/8 MgO und 4/8 SiO2 entspricht.

Die meisten Gesteine erfordern mehr als drei Komponenten, um die Phasenbeziehungenzu verdeutlichen. Glücklicherweise findet man in Gesteinssuiten ähnlicher Pauschalzu-sammensetzung, die es zu bearbeiten gilt, oft Minerale, die in vielen oder gar allen Gestei-nen vorhanden sind. Solche „Überschußphasen“ können aus der Betrachtung herausgelas-sen werden. So sind in vielen Metapeliten Quarz oder in Kalksilikatgesteinen CalcitÜberschußminerale. Man führt dann Projektionen von diesen Mineralen auf ein geeignetesMolenbruchdreieck durch.

ABBILDUNG 131 Darstellung des Molenbruchdreiecks für Talk

Dieses Verfahren wird hier an einem einfachen Beispiel des Systems MgO – SiO2 – H2O [imfolgenden mit „MSH“ abgekürzt] erläutert (Bucher & Frey, 19943–1). In diesem System tritteine Reihe von Phasen auf, die in Tabelle 16 zusammengestellt sind. Diese Tabelle hat dieForm einer Matrix; die Zusammensetzungen der Phasen sind im oberen Teil der Tabelle inMolen (entsprechend den Phasenvektoren in Abbildung 131) angegeben und im mittlerenTeil als Molenbrüche (entsprechend den normierten Phasenvektoren). Der untere Teil derTabelle gibt die Matrix „nach Projektion durch H2O“ an (ebenfalls in Form normierter Pha-senvektoren).

0.50

0.38

0.13

XSiO2=1

X SiO 2

=0

XH2O=1

TalkMg3Si4O10(OH)2

XMgO=1

Schnittpunktzwischen

Phasenvektorvon Talk unddem Molen-bruchdreieck

11

1

32

2

4

MgO

Einheits-vektor

Phasenvektor

H2O Molenbruch-dreieck

SiO2

Sxi=1

TalkMg3Si4O10(OH)2

3

161

Graphische Darstellung metamorpher Paragenesen

ABBILDUNG 132 links: Projektion der Zusammensetzung der Phasen im System MgO – SiO2 –H2O auf das binäre System MgO – SiO2; rechts: Projektion der Zusammen-setzung der Phasen im System FeO – MgO – H2O – SiO2 durch H2O und ent-lang des Austauschvektors MgFe–1 auf das binäre System MgO – SiO2

Im System MgO – SiO2 – H2O treten insgesamt 9 Phasen auf, die in der Natur vorkommen(Abbildung 132-links). Einige der Zusammensetzungen, z.B. Brucit – Antigorit – Talk, lie-gen auf Geraden; die Phasenzusammensetzungen sind daher linear voneinander abhängig(1 Talk + 3 Brucit 1 Antigorit), so daß zwei Phasen genügen, um die Zusammensetzun-gen der übrigen Phasen auf der Geraden auszudrücken.

Wenn man eine metamorphe Gesteinsserie hat, deren Zusammensetzung sich im SystemMgO – SiO2 – H2O beschreiben läßt, und wenn H2O in allen Gesteinen der Serie vorhanden

TABELLE 16: Phasenzusammensetzungen im System MgO – SiO2 – H2OFo Brc Tlc En Ath Qtz Per Atg Fluid

als Mole:SiO2 1 0 4 2 8 1 0 2 0

MgO 2 1 3 2 7 0 1 3 0

H2O 0 1 1 0 1 0 0 2 1

å 3 2 8 4 16 1 1 7 1

als Molenbrüche:SiO2 0.33 0.00 0.50 0.50 0.50 1.00 0.00 0.286 0.00

MgO 0.67 0.50 0.375 0.50 0.4375 0.00 1.00 0.428 0.00

H2O 0.00 0.50 0.125 0.00 0.0625 0.00 0.00 0.286 1.00

å 1 1 1 1 1 1 1 1 1

Molenbrüche nach Projektion durch H2O:SiO2 0.33 0.00 0.571 0.50 0.533 1.00 0.00 0.40 0.00

MgO 0.67 1.00 0.429 0.50 0.467 0.00 1.00 0.60 0.00

å 1 1 1 1 1 1 1 1 0

MgO

MgO

FeO

SiO2

SiO2

+H2O

Brc

Atg

Atg Tlc

Ath

Ath

Fo

pseudo-binäresSystem

Fo

En

EnPer,Brc Qtz

AthFo EnPer,Brc Qtz

1 0.660.57

0.500.46

0.43 0

+H2O

XMgO

binäres System

H2O

Tlc

ternäresSystem

Hydrate

Silik

ate

SystemkomponenteM

gFe -1

-Aus

taus

chve

ktor

Oliv

ine

Ort

hoam

phib

ole

Ort

hopy

roxe

ne

º

162

Metamorphe Gesteine

ist sowie sich im Gleichgewicht mit den Mineralen befindet, dann lassen sich die Phasen-beziehungen im vereinfachten System MgO – SiO2 betrachten, indem eine Projektion vonH2O vorgenommen wird. Zu diesem Zweck zieht man Verbindungslinien von H2O durchdie zu projizierenden Mineralzusammensetzungen (z.B. von Antigorit oder Talk, Abbil-dung 132); der Schnittpunkt dieser Verbindungslinie mit der Linie MgO–H2O ergibt denProjektionspunkt. Rechnerisch entspricht die Projektion dem Streichen der Reihe für H2Oim mittleren Teil von Tabelle 16 und Umnormieren der Zeilen für MgO und SiO2 auf 1; esresultiert der untere Teil der Tabelle. Auf analoge Weise könnte eine Projektion von SiO2auf die Verbindungslinie MgO–H2O vorgenommen werden, vorausgesetzt SiO2 ist als Phasein allen Gesteinen der Suite vorhanden.

Eine kleine Komplikation der Projektion ergibt sich dann, wenn in den Mineralen desSystems MgO – SiO2 – H2O ein Teil des Mg durch FeII ersetzt ist. In diesem Fall liegt ein Vier-komponentensystem vor. Wenn überschüssiges H2O in allen Gesteinen vorhanden ist,kann man zunächst eine Projektion von H2O auf das Molenbruchdreieck MgO – FeO – SiO2vornehmen (Abbildung 132-rechts). Möchte man anschließend eine vereinfachte Betrach-tung vornehmen, ohne die Mg–Fe-Substitution zu berücksichtigen, dann kann eine Projek-tion von FeO auf die Seite MgO – SiO2 vorgenommen werden parallel zur Richtung derMgFe–1-Austauschvektoren. Der Projektionspunkt von Hypersthen ist damit identisch demPunkt des Enstatits und nicht einem Punkt auf der Verbindungslinie MgO – SiO2 zwischenEnstatit und SiO2, d.h. die Mg,Fe-Phasen werden wie reine Mg-Endglieder behandelt.

ABBILDUNG 133 links: Darstellung des Systems SiO2 – MgO – FeO und seiner möglichen Pha-sen sowie des Molenbruchdreiecks im kartesischen Koordinatensystem;rechts: baryzentrische Darstellung dieses Systems im Molenbruchdreieck

Eine größere Komplikation ergibt sich, wenn man von einer Überschußphase aus projizie-ren möchte, die nicht zugleich eine der Komponenten des Systems ist. Zu diesem Zweckmuß die Matrix der Zusammensetzung für das neue System umgeschrieben werden; diesesProblem ist mit Hilfe der Matrixalgebra zu lösen. Man möge z.B. den Wunsch haben, fürdas System SiO2 – MgO – FeO eine Aufstellung mit den Endgliedern Qtz – En – Fs vorzuneh-men. Abbildung 133 zeigt zunächst das System vor der Achsentransformation; die zugehöri-gen Phasenzusammensetzungen sind in Tabelle 17 dargestellt; FeMg–1 steht für den Fe–Mg-Austausch.

Die Matrix der Phasenzusammensetzungen im oberen Teil dieser Tabelle ist dann so umzu-rechnen, daß anstelle der Komponenten SiO2, MgO und FeO die neuen Komponenten ste-hen, also

MgO

SiO2SiO2

FeO

FeOMgO

a) b)

Per (0,1,0)

Fo (1/3,2/3,0)

¬ FeMg-1(0,-1,1) ®

En (1/2,1/2,0)

Qtz (1,0,0)Qtz (1,0,0)

Fs(1/2,0,1/2)

Fa (1/3,0,2/3)

Wüs (0,0,1)Per (0,1,0)

En (1,1,0) Fs (1,0,1)

Fa (1,0,2)Fo (1,2,0)

Wüs (0,0,1)

Qtz En Fs

SiO 1 1 1

MgO 0 1 0

FeO 0 0 1

Qtz En Fs

Qtz 1 0 0

En 0 1 0

Fs 0 0 1

2 Þ

163

Graphische Darstellung metamorpher Paragenesen

Mathematisch entspricht dies der Multiplikation der alten Matrix (oberer Teil von Tabelle17) mit der inversen Matrix der linken 3´3-Matrix; die originale 3´3-Matrix ergibt, multi-pliziert mit der inversen 3´3-Matrix, die Einheitsmatrix:

Die Koeffizienten der inversen Matrix findet man in diesem Fall auch leicht ohne Matrix-operationen, indem man die Zusammensetzung der Endkomponenten des alten Systems(SiO2, MgO, FeO) als Funktion der Endkomponenten des neuen Systems (Qtz, En, Fs) for-muliert:

1 SiO2 = 1 Qtz + 0 En + 0 Fs

1 MgO = -1 Qtz + 1 En + 0 Fs

1 FeO = -1 Qtz + 0 En + 1 Fs

Multiplikation der inversen Matrix mit der alten Matrix ergibt die Aufstellung der Phasenfür das neue System, wie sie auch im unteren Teil von Tabelle 17 eingetragen sind:

Abbildung 134 zeigt die Phasen mit den Koordinaten des neuen Systems, links im kartesi-schen, rechts im „baryzentrischen“ Koordinatensystem. Die Phasenvektoren, die vomKoordinatenursprung zu Periklas und Wüstit fallen, verlaufen parallel zum Molenbruch-dreieck, erkennbar daran, daß die Summe ihrer Molenbrüche 0 ergibt; die Vektoren kom-men also nicht zum Schnittpunkt mit dem Molenbruchdreieck – die Projektion von Peri-klas und Wüstit auf das Molenbruchdreieck liegt „im Unendlichen“. Forsterit und Fayalithaben negative SiO2-Molenbrüche, wobei die Summe der Molenbrüche 1 ergibt; ihre Pha-senvektoren schneiden das Molenbruchdreieck erst in seiner Verlängerung zu negativenSiO2-Werten.

Im folgenden wird noch die Achsentransformation des MSH-Systems in die Minerale For-sterit – Brucit – Talk gezeigt. Falls in der Gesteinssuite Forsterit als Überschußkomponentevorläge, könnte zudem eine Projektion von Forsterit auf die Verbindungslinie Brucit – Talkvorgenommen werden. Die Matrix der Phasenzusammensetzungen in Tabelle 16-oben istso umzurechnen, daß anstelle der Komponenten MgO, SiO2 und H2O die neuen Kompo-nenten stehen:

TABELLE 17: Phasenzusammensetzungen im System SiO2 – MgO – FeO vor und nach Transformation ins System SiO2 – Enstatit – Ferrosilit

Qtz En Fs Per Wüs Fo Fa FeMg–1

vor Achsentransformation (altes System):

SiO2 1 1 1 0 0 1 1 0

MgO 0 1 0 1 0 2 0 –1

FeO 0 0 1 0 1 0 2 1

nach Achsentransformation (neues System):

Qtz 1 0 0 –1 –1 –1 –1 0

En 0 1 0 1 0 2 0 –1

Fs 0 0 1 0 1 0 2 1

1 1 1

0 1 0

0 0 1

1 1 1

0 1 0

0 0 1

1 0 0

0 1 0

0 0 1

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ø

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´- -æ

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ø

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ø

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1 1 1

0 1 0

0 0 1

1 1 1 0 0 1 1 0

0 1 0 1 0 2 0 1

0 0 1 0 1 0 2 1

1 0 0 1 1 1 1 0

0 1 0 1 0 2 0 1

0 0 1 0 1 0 2 1

- -æ

è

ççç

ö

ø

÷÷÷

´ -æ

è

ççç

ö

ø

÷÷÷

=- - - -

-æ

è

ççç

ö

ø

÷÷÷

164

Metamorphe Gesteine

ABBILDUNG 134 links: das transformierte Phasensystem der Abbildung 133 in kartesischenKoordinaten; rechts: dasselbe System in baryzentrischer Aufstellung

Multiplikation der inversen Matrix mit der alten Matrix ergibt die Matrix für das neueBezugssystem:

Das heißt, daß sich z.B. die Zusammensetzung von Enstatit im neuen System (vierte Spalteder neuen Matrix) schreiben läßt als

Enstatit = 2/3 Forsterit – 1/3 Brucit + 1/3 Talk

Enstatit = 2/3 ´ (2MgO + SiO2) – 1/3 ´ (MgO + H2O) + 1/3 ´(3MgO + 4SiO2 + H2O)

Enstatit = (4/3 MgO + 2/3 SiO2) – (1/3 MgO + 1/3 H2O) + (MgO + 4/3 SiO2 + 1/3 H2O)

Enstatit = 2MgO + 2 SiO2 + 0H2O

Die Projektion von Forsterit auf die Verbindungslinie Brucit – Talk ergibt sich wieder durchStreichen der Reihe mit den Werten für Forsterit und, falls gewünscht, dem Umnormieren

TABELLE 18: Mineralzusammensetzungen des MSH-Systems umgerechnet auf das neue System Forsterit – Brucit – Talk

Fo Brc Tlc En Ath Qtz Per Atg FluidFo 1 0 0 2/3

4/3 –1/32/3 0 –2/3

Brc 0 1 0 –1/3 –2/3 –1/31/6 11/2

5/6

Tlc 0 0 1 1/35/3

1/3 –1/61/2

1/6

nach Projektion von Forsterit und Umnormieren auf 1:

Brc 0 1 0 –1 –2/3 –1 1 0.75 5/6

Tlc 0 0 1 1 5/3 1 –1 0.25 1/6

Fo Brc Tlc

SiO 1 0 4

MgO 2 1 3

H O 0 1 1

Fo Brc Tlc

Fo 1 0 0

Brc 0 1 0

Tlc 0 0 1

2

2

æ

è

çççç

ö

ø

÷÷÷÷

Þ

æ

è

çççç

ö

ø

÷÷÷÷

SiO2Qtz (1,0,0) Qtz' (1,0,0)

En (0,1,0)

En' (0,1,0)

Fo (-1,2,0)

Fo' (-1,2,0)

Fa (-1,0,2)

Fa' (-1,0,2)Fs (0,0,1)

Fs' (0,0,1)FeMg-1 (0,-1,1)

Per (-1,1,0) Wüs (-1,0,1)

¬ FeMg-1'(0,-1,1) ®

¬ n

ach

Per'

(-¥,¥

,0) nach W

üs' (-¥,0,¥

) ®

a) b)

- -

-

-

´ =

- -

- - -

-

æ

è

çç

ö

ø

÷÷

æ

è

çç

ö

ø

÷÷

1 3 2 3 2 3

1 3 1 6 5 6

1 3 1 6 1 6

1 0 4 2 8 1 0 2 0

2 1 3 2 7 0 1 3 0

0 1 1 0 1 0 0 2 1

1 0 0 2 3 4 3 1 3 2 3 0 2 3

0 1 0 1 3 2 3 1 3 1 6 3 2 5 6

0 0 1 1 3 5 3 1 3 1 6 1 2 1 6

ææ

è

çç

ö

ø

÷÷

165

Graphische Darstellung metamorpher Paragenesen

der beiden verbleibenden Reihen. In Tabelle 18 sind sämtliche Daten des neuen Systemsnochmals zusammengestellt. Hierbei zeigt sich, daß die Phasen En, Qtz und Per nicht imneuen System dargestellt werden können – die Summe ihrer Molenbrüche Talk + Brucitergibt 0, d.h. ihre Phasenvektoren verlaufen parallel dem neuen Molenbruchdreieck. Diesscheint in Widerspruch zu der Darstellung in Abbildung 132 zu stehen, in der eineVerbindungslinie von Forsterit durch Enstatit oder durch Quarz die Verlängerung der Ver-bindung Brucit – Talk bei negativen Brucitwerten zu schneiden scheint. Es ist aber zubedenken, daß zur Veranschaulichung der Phasenbeziehungen im transformierten Systemdas neue Molenbruchdreieck als gleichseitiges Dreieck herauszuzeichnen ist, bevor die Pro-jektion von Forsterit aus graphisch vorgenommen werden kann.

Ein Beispiel für eine in der Petrologie der Metamorphite häufig verwandte Mehrfachprojek-tion ist das AFM-Diagramm, das Ende der fünfziger Jahre entwickelt wurde3–5. Es eignet sichbesonders zur Darstellung der Phasenbeziehungen in Metapeliten. Deren Zusammenset-zung kann durch das KFMASH-System angenähert werden, dessen Abkürzung sich aus denAnfangsbuchstaben der wichtigsten sechs Komponenten ergibt – K2O, FeO, MgO, Al2O3,SiO2, H2O. Zur Darstellung in einem Molenbruchdreieck müssen diese Komponenten aufdrei reduziert werden. Viele Metapelite enthalten überschüssigen Quarz; außerdem kanneine Reihe von Aspekten der Metamorphose diskutiert werden, indem man annimmt, daßWasser ebenfalls im Überschuß vorhanden ist. In vielen niedrig- und mittelgradigen

TABELLE 19: Projektion wichtiger Minerale im AFM-System

Kya

a. Da Disthen nur aus SiO2 und Al2O3 besteht und da SiO2 im Effekt eliminiert wird, resultieren exaktdieselben Projektionswerte für alle Minerale, wenn anstatt des Disthens hier Al2O3 eingesetzt wird;einige Spalten der inversen Matrizen unterscheiden sich jedoch.

Qtz Ms H2O FeO MgO Alm Prp Ann Phl St Cld Crd Opx Chl

molare Zusammensetzung im alten System:

SiO2 1 1 6 0 0 0 3 3 6 6 8 2 5 1.8 3

Al2O3 1 0 3 0 0 0 1 1 1 1 9 2 2 0.2 1

FeO 0 0 0 0 1 0 3 0 6 0 4 2 0 0.5 0

MgO 0 0 0 0 0 1 0 3 0 6 0 0 2 1.3 5

K2O 0 0 1 0 0 0 0 0 1 1 0 0 0 0.0 0

H2O 0 0 2 1 0 0 0 0 2 2 2 2 0 0.0 4

molare Zusammensetzung im neuen System:

Ky 1 0 0 0 0 0 1 1 –2 –2 9 2 2 0.2 1

Qtz 0 1 0 0 0 0 2 2 2 2 –1 0 3 1.6 2

Ms 0 0 1 0 0 0 0 0 1 1 0 0 0 0 0

H2O 0 0 0 1 0 0 0 0 0 0 2 2 0 0 4

FeO 0 0 0 0 1 0 3 0 6 0 4 2 0 0.5 0

MgO 0 0 0 0 0 1 0 3 0 6 0 0 2 1.3 5

Zusammensetzung im AFM-Diagramm nach Projektion durch H2O, Qtz und Ms:

Ky 1 0 0 0 0 0 1/41/4 –1/2 –1/2

9/131/2

1/22/20

1/6

FeO 0 0 0 0 1 0 3/40 3/2

0 4/131/2

0 5/200

MgO 0 0 0 0 0 1 0 3/40 3/2

0 0 1/213/20

5/6

3–5. J.B. Thompson (1957) The graphical analysis of mineral assemblages in pelitic schists, American Mi-neralogist 42, 842 – 858

166

Metamorphe Gesteine

(bezüglich der Temperatur) Metapeliten ist das K an Muskovit gebunden, in hochgradigenMetapeliten an Kalifeldspat. Das erlaubt – je nachdem, welche Überschußphase vorhandenist – eine Projektion entweder von Muskovit oder von Kalifeldspat auf die Ebene Al2O3 –FeO – MgO. Zu diesem Zweck ist die Matrix der Zusammensetzung der Phasen auf das neueSystem umzuschreiben; das ist für eine Reihe der in diesem System auftretenden Mineralein Tabelle 19 für Metapelite vorgenommen worden, die Muskovit im Überschuß enthaltensollen. Die inverse Matrix lautet:

Durch Multiplikation mit der Matrix des alten Systems erhält man die im mittleren Teilvon Tabelle 19 aufgeführte Matrix des neuen Systems. Durch Streichen der Reihen fürQuarz, Muskovit und H2O und Normieren der Summe der Komponenten Disthen + FeO +MgO auf 1 resultieren daraus die Projektionswerte der Phasen im unteren Teil der Tabelle,die sich jetzt ins AFM-Diagramm eintragen lassen. Da die Projektionswerte aller aufgeführ-ten Minerale positiv sind und folglich auf 1 normiert werden können, ergeben sich keineProbleme bei der Darstellung. Die Biotite (Annit, Phlogopit) haben negative A-Werte undkommen daher erst in der Verlängerung des AFM-Dreiecks zu negativen Werten zumSchnittpunkt. Die Koordinaten für Kalifeldspat, von Muskovit aus projiziert, lauten(-1,0,0); damit ergibt sich kein Schnittpunkt des Phasenvektors mit der AFM-Ebene.

ABBILDUNG 135 Prinzip der Projektion vom AKFM-System auf die AFM-Ebene von Muskovitaus; Minerale mit Zusammensetzungen in der Nähe der Seite FeO – MgOfallen in der Projektion auf die Verlängerung des AFM-Diagramms zu nega-tiven A-Werten hin.

0 1 0 0 3 0

1 1 0 0 3 0

0 0 0 0 1 0

0 0 0 0 2 1

0 0 1 0 0 0

0 0 0 1 0 0

-- -

-

æ

è

ççççççç

ö

ø

÷÷÷÷÷÷÷

y

A

F M

x

x' z y'

x'

z

y'

K [K2O]

A[Al2O3]

F [FeO]

M [MgO]

b) AFM-Dreieck mit denProjektionspunkten derlinken Skizze

a) AKFM-Tetraedermit Projektionen aufdie AFM-Ebene

AFM-Projektionsebene

167

Graphische Darstellung metamorpher Paragenesen

Eine graphische Darstellung der AFM-Projektion ist in Abbildung 135 zusehen; die Minerale, für die in Tabelle19 Projektionspunkte errechnet wur-den, sind in Abbildung 136 eingetra-gen; dabei wurde der Fe–Mg-Aus-tausch einiger Mineralgruppenberücksichtigt.

Um vorhandene Gesamtgesteins-analysen ins AFM-Diagramm einzu-tragen, kann folgendermaßen vorge-gangen werden:

1. Dividiere die Gewichtsprozenteder Oxide der Analyse durch dieMolgewichte.

2. Es wird angenommen, daß FeIII

im Gestein als Magnetit vorliegtund Ti als Ilmenit. Da opake Mi-nerale im AFM-Diagramm nichtberücksichtigt werden, müssen die entsprechenden Molverhältnisse vom Molquotien-ten für FeO abgezogen werden, also F = [FeO] – [TiO2] – [Fe2O3].

3. Falls davon ausgegangen wird, daß das im Gestein vorhandene K2O weitgehend anüberschüssigen Muskovit gebunden ist, und da das molare Verhältnis von Al : K inMuskovit 3 : 1 beträgt, muß die dreifache Menge des K2O vom Al2O3-Wert subtrahiertwerden, um den A-Wert zu errechnen, also A = [Al2O3] – 3´[K2O]. Wenn das K tatsäch-lich überwiegend an Biotit gebunden ist, kann ein negativer A-Wert resultieren. DieseBerechnung kann natürlich analog zu den Mineralberechnungen auch matrixalgebra-isch durchgeführt werden. In Hochtemperaturmetamorphiten oberhalb der Stabilitätvon Muskovit sollte die Projektion von Kalifeldspat aus erfolgen; dann ergibt sich A zu[Al2O3] – [K2O], und negative A-Werte sollten nicht mehr resultieren.

4. M = [MgO]

5. Nach Normieren von A + F + M auf 1 kann die Eintragung des Punktes ins AFM-Dia-gramm erfolgen.

Ähnliche Projektionen innerhalb desKFMASH-Systems können mit Hilfe derhier dargelegten Mathematik natürlichauch erzeugt werden. So könnte z.B. ineiner Gesteinssuite, in der eine Al2SiO5-Phase neben Muskovit oder Kalifeldspatdurchgängig vorhanden ist, H2O als Über-schußphase aber nicht, eine Projektion aufdas Molenbruchdreieck H2O – FeO – MgOvorgenommen werden.

Bei der Untersuchung von Metapelitenwird man AFM-Diagramme verwenden,um die Phasenbeziehungen bei festenDrücken und Temperaturen zu verstehen.Ein Beispiel möglicher Phasenbeziehungenzeigt Abbildung 137. Ähnlich wie in Dar-stellungen magmatischer Dreikomponen-tensysteme lassen sich auch hier Ein-,Zwei- und Dreiphasenfelder unterschei-

Ann

Fe-Es

Fs

AlmChlorite

Prp

Es

Phl

Chl

En

Ky,Sil,And,Prl,Kln

Orthopyroxene

Biotite

KfsFM

F

A

M

AM

AFM-Projektion

+ Quarz+ Muskovit+ H2O

Fe-Mg-Granate

ChloritoidCld

StaurolithSt

Cordierit, SpinellCrd, Spl

ABBILDUNG 136 Projektionspunkte wichtiger Mi-nerale im AFM-Diagramm

F M

A

Biotit

Sil + Grt

Sil + Crd + Bt

Sil + Bt

Bt + Kfs

Grt+ Kfs

nach Kfs

Granat

Cordierit

Sillimanit

Grt+Bt+

Kfs

Sil+

Grt+BtG

rt + Bt

+ Quarz+ Muskovit+ H2O

Crd

+ Bt

ABBILDUNG 137 AFM-Diagramm bei festem Pund T mit möglichen Phasenbeziehungen

168

Metamorphe Gesteine

den. Einphasenfelder stellen die chemische Variabilität von Mineralen dar. So können inCordierit, Granat und Biotit Mg und Fe einander erheblich bis vollständig ersetzen; Biotitzeigt darüber hinaus eine Si–Al-Substitution. Bei festem P und T sind Einphasenfelder diva-riant. Zweiphasenfelder sind in der Abbildung mit einigen Konoden dargestellt, welche dieZusammensetzungen koexistierender Minerale, z.B. Granat und Biotit, charakterisieren;wenn die Pauschalzusammensetzung eines Gesteins in ein solches Feld fällt, wird dasGestein – falls die Metamorphose bei den entsprechenden P,T-Bedingungen stattgefundenhat – aus diesen beiden Mineralen (neben Muskovit und Quarz sowie H2O) bestehen. Zwei-phasenfelder sind univariant, d.h. wenn man die Zusammensetzung einer Phase festlegt,ist die Zusammensetzung der koexistierenden Phase durch die Lage der Konode eindeutigbestimmt. Wenn die Pauschalzusammensetzung eines Gesteins innerhalb eines Dreipha-senfeldes liegt, wird ein unter den entsprechenden P,T-Bedingungen entstandener Meta-morphit diese drei Phasen (wiederum neben den Überschußphasen Quarz, Muskovit undH2O) enthalten. Bei festem P und T sind Dreiphasenfelder invariant (6 Komponenten, 6Phasen). Dreiphasenfelder müssen voneinander durch Zweiphasenfelder getrennt sein.Daraus ergibt sich z.B., daß Biotit in der Paragenese Biotit + Granat + Sillimanit Fe-reicherist als der Biotit, der bei denselben Bedingungen mit Cordierit und Sillimanit koexistiert.

3.3 Metamorphe Reaktionen

3.3.1 einige Grundbegriffe aus der Thermodynamik

Die Einstellung des Gleichgewichts bei metamorphen Reaktionen kann durch die Gesetzeder Thermodynamik beschrieben werden. Im Rahmen dieser Vorlesung werden nur einigeGrundbegriffe eingeführt.

Die Gibbssche freie Energie G ist ein Maß für den Energieinhalt einer Substanz. Sie variiertmit der Zusammensetzung der Phase (falls diese fest oder flüssig ist) und mit P und T. Sieist eine extensive Eigenschaft, d.h. sie ist von der Masse des Systems abhängig; intensive Eigen-schaften wie P oder T sind dagegen unabhängig von der Masse. Um die Masse des Systemsnicht immer explizit angeben zu müssen, werden extensive Eigenschaften daher immer alsmolare Größen angegeben. Die molare Gibbssche freie Energie einer eigenständigen Phase[kJ/mol] kann im Prinzip gemessen werden. In der Mineralogie treten häufig Mischkristalleauf, wobei der Energieinhalt der Endglieder der Mischkristallreihe wichtig ist zu wissen, umden Verlauf von Reaktionen absehen zu können. Wenn z.B. die Energie der Diopsidkompo-nente in Orthopyroxen größer ist als die von Diopsid in Klinopyroxen im Kontakt zumOrthopyroxen, dann kann man erwarten, daß CaMgSi2O6 aus der höher energetischenUmgebung des Orthopyroxens in die niedriger energetische Umgebung des Klinopyroxe-nes diffundiert. Die Größe, die zur Beschreibung der Gibbsschen freien Energie von End-gliedern in festen oder flüssigen Mischphasen benutzt wird, ist das chemische Potential µ.Für eine Komponente i entspricht es der Änderung der Gibbsschen freien Energie derPhase, in der i auftritt (GPh), wenn man die Masse von i, ausgedrückt als Anzahl der Mole(ni) verändert, gleichzeitig aber alle anderen Größen (Druck, Temperatur, Anzahl der Molealler übrigen Komponenten nj) konstant läßt:

[GL 24]

Die molare Gibbssche freie Energie einer aus j Komponenten zusammengesetzten Misch-phase ergibt sich als Summierung über alle Komponenten:

[GL 25]

wobei nPh für die Anzahl an Molen der aus verschiedenen Komponenten zusammengesetz-ten Phase steht (åni = nPh). Damit ergibt sich die Gibbssche freie Energie eines aus m Pha-sen zusammengesetzten Systems zu:

m ¶ ¶i Ph i T P n

G nj

= ( ) , ,

GPh i i

i

j

Phn n= ´( )å=

m1

169

Metamorphe Reaktionen

[GL 26]

wobei GPh,k die molare freie Energie der k-ten Phase ist, von der nPh,k Mole im System vor-handen sind. Wenn dieselbe Anzahl von Atomen in diesem System auf verschiedene Weisezu Vergesellschaftungen verschiedener Phasen kombiniert werden kann, wird GS in jedemFall unterschiedliche Werte annehmen. Im Gleichgewicht wird die Gibbssche freie Energieeines Systems bei gegebenen Werten von Druck und Temperatur ein Minimum annehmen.Für jede Substanz ändert sich G mit P und T, aber diese Änderung ist für unterschiedlicheMinerale auch verschieden groß. Eine Mineralvergesellschaftung 1, die bei einer Kombina-tion von Druck und Temperatur stabil ist, mag bei anderen Werten weniger stabil sein alseine andere Vergesellschaftung 2; folglich wird 1 zu 2 reagieren.

Bei konstanter Temperatur ergibt sich die Druckabhängigkeit der Gibbsschen freien Ener-gie für jede Phase zu

[GL 27]

und bei konstantem Druck erhält man für die Temperaturabhängigkeit

[GL 28]

ABBILDUNG 138 Variation der Gibbsschen freien Energie mit Temperatur bzw. Druck am Bei-spiel von Andalusit und Sillimanit. (a): im G–T–P-Raum ergeben sich für diebeiden Phasen Flächen, die eine gemeinsame Schnittkante bilden, entlangder ihre Gibbsschen freien Energien identisch sind; (b): Projektion der bei-den Flächen auf die G–T-Ebene; (c): Projektion der beiden Flächen auf dieG–P-Ebene. Stabil sind jeweils die Phasen mit dem kleineren Wert von G;punktiert eingetragen sind die metastabilen Verlängerungen.

G G nS Ph k Ph k

k

m= ´å ( )

=, ,

1

¶ ¶G P

TV( ) =

¶ ¶G T

PS( ) = -

T

T

P

P

(a)

(b)

(c)

And

Sil

Linie, entlang derGAnd = GSil

G

GG

T = konstant

P = konstant

Steigung = -SAnd

Steigung = VSil

Steigung = VAnd

Steigung = -SSil

TAnd=Sil

PAnd=Sil

170

Metamorphe Gesteine

Hierin steht V für das Molvolumen der Phase [cm3/mol] und S für die molare Entropie [J/(mol´K)], die ein Maß für den Unordnungsgrad einer Phase darstellt3–6. Da die Kompressi-bilität von Mineralen gering ist, ist das Molvolumen über einen weiten Druckbereich in derErdkruste ziemlich konstant, so daß sich in einer Auftragung von G gegen P eine Gerademit der Steigung V ergibt (Abbildung 138c). Steigender Druck begünstigt die Stabilität derPhase mit dem kleineren Molvolumen, entsprechend der Phase mit der höheren Dichte. Sohat z.B. Andalusit mit 51.53 cm3 ein größeres Molvolumen (V0) als Sillimanit mit 49.90cm3. Die Kurve für Sillimanit in Abbildung 138c hat daher eine geringere Steigung als diefür Andalusit. Beide Kurven schneiden sich an dem Punkt, an dem ihre freien Energienidentisch sind und folglich beide Phasen im stabilen Gleichgewicht nebeneinander vor-kommen.

Auch in einer Auftragung von G gegen T erhält man eine Gerade, allerdings mit negativerSteigung (–S). Da der Ordnungsgrad mit steigender Temperatur geringer wird (die Entropienimmt zu), begünstigt steigende Temperatur die Stabilität der stärker ungeordneten Phase.Andalusit hat eine kleinere Entropie (S0 = 92.88 J/(mol´K) als Sillimanit (96.78 J/(mol´K);folglich ist Sillimanit die bei höherer Temperatur stabile Phase.

Die in Abbildung 138 aufgetragenen Beziehungen beinhalten nur zwei Phasen derselbenZusammensetzungen und sind daher besonders einfach. Es besteht aber zumindest keinprinzipieller Unterschied zwischen der Gibbsschen freien Energie solcher Phasen und der-jenigen von zwei Paragenesen, von denen jede aus einer Vielzahl von Phasen besteht,sofern sich eine Reaktionsgleichung zwischen beiden Paragenesen formulieren läßt.

Eine letzte Definition ist schließlich noch die der Enthalpie (H, kJ/mol). Die Enthalpie einerPhase ist ihr Wärmeinhalt. Da bei einer chemischen Reaktion Ausgangs- und Endprodukteverschiedene Enthalpien aufweisen, bestimmt das Vorzeichen der Reaktionsenthalpie(Reaktionswärme) DH, ob eine Reaktion exotherm oder endotherm abläuft:

DHReaktion = HEndprodukte – HAusgangsprodukte [GL 29]

Wenn DH negativ ist, wird bei der Reaktion Wärme frei (exotherme Reaktion – z.B. dieUmwandlung von Basalt in Eklogit), ist DH positiv, muß Wärme zugeführt werden, um dieReaktion ablaufen zu lassen (endotherme Reaktion – z.B. Dehydratisierungsreaktionen).

Die Thermodynamik beschreibt, welche Reaktionen von der Energiebilanz her möglichsind und welche nicht. Ob eine Reaktion allerdings tatsächlich abläuft, wird von der Kine-tik bestimmt. Die meisten Reaktionen variieren exponentiell mit der Temperatur nach

[GL 30]

(Arrhenius-Gleichung), wobei k für die Reaktionsgeschwindigkeit steht, Ea für die Aktivie-rungsenergie, R für die Gaskonstante und T für die absolute Temperatur; A ist eine reakti-onsspezifische Konstante. Die Aktivierungsenergie kann man sich als Energiebarriere vor-stellen, die überwunden werden muß, damit eine Reaktion ablaufen kann. Die meistenMinerale und Gesteine sind an der Erdoberfläche nur metastabil; ihre Umwandlungsge-schwindigkeit in stabilere Phasen ist bei niedrigen Temperaturen so gering, daß sie selbstüber geologische Zeiten hinweg erhalten bleiben. Ohne kinetische Hemmung würde sichz.B. ein Diamant in einem Kimberlit auf dem Weg aus dem Erdmantel an die Erdoberflächespontan in Graphit umwandeln. Ein Disthen in einem Metamorphit müßte sich bei Druck-entlastung immer in Sillimanit und dieser bei Abkühlung in Andalusit umwandeln. Arago-nit würde sich bei Druckentlastung spontan in die an der Erdoberfläche stabile Modifika-tion des Calcits umwandeln. An der Erdoberfläche würden Quarz und Tonminerale alsstabilste Phasen dominieren.

3–6. Größen wie Molvolumen oder Entropie werden oft bezogen auf Standardbedingungen (25 °Cund 1 bar) angegeben und dann mit einem hochgestellten „0“ bezeichnet, also V0 oder S0.

k A e E RTa= ´ - /

171

Metamorphe Reaktionen

3.3.2 (dis)kontinuierliche und Kationenaustauschreaktionen

Reaktionen wie die zuvor als Beispiel angeführte Transformation von Andalusit Sillima-nit oder das Sieden von Wasser sind im P,T-Feld univariant. Die Phasen, die durch die Reak-tionsgleichung in Beziehung gesetzt werden, kommen nebeneinander im stabilen Gleich-gewicht nur entlang einer Kurve vor. An solchen Reaktionen sind bei der Metamorphose inder Regel nur Phasen fester Zusammensetzung beteiligt. Man nennt sie diskontinuierlicheReaktionen.

Wenn an der Reaktion jedoch Phasen mit Mischkristallbildung beteiligt sind oder flüssigePhasen bzw. Fluide, die aus mehreren Komponenten bestehen, dann können Reaktionenin Abhängigkeit von der Zusammensetzung auch unter ganz verschiedenen Bedingungenablaufen. Viele derartige Reaktionen sind dann divariant, d.h. Ausgangs- und Endproduktekoexistieren über ein größeres P,T-Feld, ermöglicht dadurch, daß mindestens eines der ander Reaktion beteiligten Minerale seine Zusammensetzung kontinuierlich ändert; dahernennt man derartige Reaktionen auch kontinuierlich oder gleitend. So ist z.B. die Reaktion

3 Cordierit 2 Granat + 4 Sillimanit + 5 Quarz

im reinen Mg-System univariant (3 Komponenten SiO2, Al2O3, MgO und 4 Phasen: F = 3 +2 – 4). Granate und Cordierit verfügen jedoch über die Möglichkeit der Substitution vonMg durch Fe (Granat vollständig, Cordierit teilweise, vergleiche Abbildung 136), und alssolche Mg,Fe-Mischkristalle kommen sie in der Natur in der Regel vor. Damit erhöht sichdie Zahl der Komponenten auf 4 und folglich die Zahl der Freiheitsgrade auf 2, und Cor-dierit koexistiert mit Granat, Sillimanit und Quarz über ein P,T-Intervall, indem Granatund Cordierit ihre Zusammensetzungen kontinuierlich den sich ändernden äußerenBedingungen anpassen.

Ein Reaktionstyp, den man von den genannten noch unterscheiden kann, ist der des Kat-ionenaustauschs. Dabei treten weder neue Phasen in eine Paragenese ein noch verschwin-den alte Phasen; es ändert sich lediglich die Zusammensetzung koexistierender Phasen.Kationenaustauschreaktionen treten in Systemen mit einer größeren Anzahl von Freiheits-graden auf, also bei Anwesenheit vieler Komponenten und weniger Phasen. WichtigeIonensubstitutionen sind z.B. der Mg–Fe-Austausch, der Na–K-Austausch, der Na–Ca-Aus-tausch oder der Si–Al-Austausch; für die beiden letzt genannten Beispiele ist zudem eingekoppelter Ersatz zum Ladungsausgleich erforderlich. Weit verbreitet sind in der Natur dieMg–Fe-Austauschreaktionen. Da verschiedene Mg,Fe-Minerale eine unterschiedliche Präfe-renz für beide Ionen haben, werden verschiedene koexistierende solcher Minerale imGleichgewicht auch unterschiedliche Mg/(Mg+åFe)-Verhältnisse aufweisen. So steigt z.B.in Mineralen aus Metapeliten der Mg-Einbau in der Reihenfolge Granat < Staurolith < Bio-tit < Chlorit < Cordierit an, d.h. in einer Paragenese Granat – Biotit – Cordierit wird derGranat das kleinste und Cordierit das größte Mg/(Mg+åFe) aufweisen. Dies wird konven-tionell in Form des (Austausch)Verteilungskoeffizienten KD ausgedrückt. Für den Mg–Fe-Aus-tausch zwischen zwei Phasen A und B ergibt er sich z.B. zu

[GL 31]

Mit zunehmender Temperatur wird die Entropie größer. Das wirkt sich dahingehend aus,daß die Mineralgitter der verschiedenen Phasen immer weniger gegenüber den am Aus-tausch beteiligten Kationen diskriminieren. KD wird sich daher mit steigender Temperaturin Richtung auf 1 hin ändern. Voraussetzung dafür, daß Kationenaustausch stattfindenkann, sind genügend hohe Diffusionsgeschwindigkeiten. Bei der Abkühlung einesGesteins wird daher der Ionenaustausch irgendwann selbst in geologischen Zeiten prak-tisch zum Erliegen gekommen sein. Bei hohen Abkühlgeschwindigkeiten lassen sich folg-lich über Ionenaustauschgleichgewichte relevante Temperaturen für die Metamorphoseerrechnen.

º

º

K KD

A

B DMg FeA BMg Fe

Mg Fe= =

( )( ) -

-

172

Metamorphe Gesteine

Verschiedene Mineralreaktionen verlaufen unterschiedlich rasch, und einige laufen sehrträge ab. Nur aus diesem Grund treten ja in Metamorphiten an der Erdoberfläche Parage-nesen auf, die bei hohen Temperaturen und/oder Drücken gebildet wurden. Reaktionen,bei denen als Folge von Aufheizung fluide Phasen freigesetzt werden, laufen meist rasch ab.Die Fluide entweichen aus dem Gestein und stehen dann bei der Abkühlung nicht mehrfür Rückreaktionen zur Verfügung. In den nun „trockenen“ Gesteinen laufen die Reaktio-nen wesentlich träger ab, so daß bei der Abkühlung Hochtemperaturparagenesen zumin-dest partiell erhalten bleiben können. Das ist der Grund, weshalb Relikte der progradenMetamorphose (vergleiche Abbildung 127, Seite 155) nur selten konserviert werden, vorallen Dingen dann, wenn das Gestein von Anfang an arm an flüchtigen Komponenten waroder wenn Minerale als Einschlüsse in anderen Mineralen oder nach Bildung von schüt-zenden Reaktionssäumen (gepanzerte Relikte) von möglichen Reaktionspartnern abgekap-selt waren. Wenn das Gestein auf dem retrograden Metamorphosepfad nicht von Fluideninfiltriert wird, hat die bei den höchsten Temperaturen gebildete Paragenese gute Chancen,eingefroren zu werden und damit erhalten zu bleiben.

3.3.3 Geothermometrie und Geobarometrie

Drücke und Temperaturen der Metamorphose lassen sich prinzipiell durch eine Reihe vonGeothermometern und Geobarometern bestimmen. Die am häufigsten benutzten dieser Ver-fahren basieren auf (univarianten) Mineralreaktionen, auf kontinuierlichen oder auf Katio-nenaustauschreaktionen. Ein ideales Geothermometer wird druckunabhängig sein, einideales Geobarometer temperaturunabhängig. Reaktionen, bei denen sich das Molvolu-men DVReaktion = VEndprodukte – VAnfangsprodukte stark ändert, DSReaktion = DSEndprodukte – DSAnfangsprodukteaber nicht, werden gute Geobarometer abgeben, Reaktionen, bei denen sich DSReaktionerheblich ändert und DVReaktion nicht, ergeben gute Geothermometer. Im ersteren Fall ent-spricht das großen Änderungen der Gibbsschen freien Energie mit dem Druck, im zweitenFall mit der Temperatur (vergleiche GL 27 und GL 28). Während Reaktionen mit großemDS und kleinem DV durchaus auftreten (insbesondere Kationenaustauschreaktionen), kom-men Reaktionen mit großem DV, aber kleinem DS praktisch nicht vor; Geobarometer sinddaher stets in erheblichem Maße temperaturabhängig. Um den Bildungsdruck eines Meta-morphits zu bestimmen, muß zuvor mit einem geeigneten Thermometer die Bildungstem-peratur ermittelt werden.

3.3.3.1 Petrogenetische Netze

P–T-Bedingungen der Metamorphose sind oft am sichersten mit Diagrammen zu bestim-men, in denen eine Reihe univarianter Reaktionskurven eingetragen ist, die für die imGestein vorkommenden Paragenesen relevant sind. P–T-Kurven dieser Art werden für ver-schiedene Mineralgleichgewichte auch verschiedene Steigungen aufweisen und sich daherschneiden. Für solche Diagramme führte Bowen3–7 den Begriff des petrogenetischen Netzesein. Bowen stellte sich vor, es müsse im Prinzip möglich sein, für ein Gestein mit bestimm-tem Chemismus alle möglichen univarianten Reaktionskurven für alle potentiell auftre-tenden Minerale aufzustellen. Diese Kurven ergäben eine Reihe von Schnittpunkten, diedas P–T-Feld in ein Netz aus einzelnen kleinen Segmenten aufteilen würden; innerhalb derSegmente lägen divariante Mineralparagenesen. Für die im Gestein vorhandene Paragenesekönnten dann direkt die Bildungsbedingungen aus dem Netz abgelesen werden. In der Pra-xis ist diese Vision Bowens kaum umzusetzen, weil der erforderliche Arbeitsaufwandimmens wäre. Immerhin kennt man inzwischen die Lage vieler univarianter Reaktionskur-ven, sowohl aus Experimenten als auch aus thermodynamischen Berechnungen. Ein Bei-spiel für ein petrogenetisches Netz ist in Abbildung 139 gegeben. Einschränkend zur Ver-wendung solcher Netze ist zu sagen, daß für Reaktionen, an denen Minerale mitKationenaustausch wie Mg–Fe beteiligt sind, die Lage der Kurven für die tatsächlicheZusammensetzung der Minerale bekannt sein oder errechnet werden muß, falls die P–T-

3–7. N.L. Bowen (1940) Progressive metamorphism of siliceous limestone and dolomites, J. Geol. 48, 225– 274

173

Metamorphe Reaktionen

Abhängigkeit von der Zusammensetzung erheblich ist. Andererseits sind genügend Mine-ralparagenesen nur über geringe P–T-Intervalle stabil, so daß die Bestimmung von Druckund Temperatur der Metamorphose mit Hilfe petrogenetischer Netze genauso verläßlicheWerte liefert wie andere Methoden.

ABBILDUNG 139 Beispiel eines petrogenetischen Netzes für Metapelite. Mit Ausnahme desoberen Teils der Reaktionskurve Ms + Qtz Kfs + Als + L gelten alle Kurvenfür P = PH2O. Die Felder bei T » 400 °C markieren die Bereiche, bei denen Bio-tit bzw. Granat in die Paragenese eintreten. Die experimentellen Fehler derverschiedenen Kalibrierungen sind durchweg erheblich größer als die Breiteder Linien. Benutzte Mineralabkürzungen sind: Ab Albit, Alm Almandin, AlsAl-Silikat, An Anorthit, And Andalusit, Bt Biotit, Crd Cordierit, Cp Karpholith,Cld Chloritoid, Grs Grossular, Grt Granat, Ilm Ilmenit, Kfs Kalifeldspat, KyDisthen, Ms Muskovit, Opx Orthopyroxen, Prp Pyrop, Prl Pyrophyllit, QtzQuarz, Rt Rutil, Spr Sapphirin, Sil Sillimanit, St Staurolith.

3.3.3.2 kontinuierliche Reaktionen

Einige kontinuierliche Reaktionen sind gute Geobarometer, weil beide Seiten der Reakti-onsgleichungen große Unterschiede in den Molvolumina aufweisen. Eine wichtige Reak-tion dieses Typs ist

Plagioklas Klinopyroxen + Quarz (Abbildung 140).

Im reinen System der Na–Al-Endglieder (Albit, Jadeit, Quarz) ist die Reaktion univariant(zwei Komponenten: SiO2 und NaAlSi2O6). Als Klinopyroxen bestehen für den Jadeit mehrund andere Substitutionsmechanismen (z.B. Ca,Mg Na,Al; FeIII Al) als für den Albit.So können FeIII und Al für den Albit nicht als eine Komponente betrachtet werden, weildieses Mineral zwischen beiden Ionen stark diskriminiert. Als Konsequenz können albiti-scher Plagioklas, jadeitischer Klinopyroxen und Quarz in der Natur über einen weiten P–T-Bereich vorkommen, wobei die Stabilität von Plagioklas mit zunehmendem Albitgehalt zu

400

2

500 600 700 800 900 1000Temperatur [8C]

Dru

ck [

Kb

ar]

4

6

8

10

12

14

16

18

Opx+Sil

Spr+

Qtz

Spr+Qtz+OpxCrd

Prp+Sil+QtzMg-Crd

KySil

Ms

+ Q

tzKf

s +

Als

+ L

Ms+

Qtz

Kfs+

Als+H 2

O

Alm+Sil+QtzFe-Crd

SilAnd

St + Qtz

Crd+Als + H2O

KyAnd

Prl

Als+

Qtz

+H2O

Bt-in

Grt

-in Cld

+Als

St+Q

tz+H

2O

Fe-Cp

Mg-Cp

Alm+Rt

Ilm+Ky+QtzA

b+Kf

s+Q

tz+H

2O

LFe

-St+

Qtz

Alm

+Als+

H2O

Ms

+ K

fs +

Qtz

+ H

2O

L

Grs+Ky+Qtz

An

º

º

º º

174

Metamorphe Gesteine

höheren Drücken hin verschoben wird. Die Koexistenz von jadeitischem Klinopyroxen +Quarz ist in der Tat typisch für Hochdruckgesteine (Blauschiefer, Eklogite).

Ein weiteres wichti-ges Barometer, dasAnwendung vorallem auf Amphibo-lite und Granulitefindet, ist das GASP-Barometer, dessenAbkürzung sich ausden Anfangsbuch-staben der an derReaktion beteiligtenPhasen ergibt:

Granat (Grossular) + 2 Al2SiO5 (Disthen) +

SiO2 (Quarz) 3 Plagioklas (Anorthit)

Paragenesen, welchedie Anwendung die-ses Barometers erlau-ben, sind in Metape-liten weit verbreitet.Für die reinen End-komponenten sindmindestens acht ver-schiedene Eichun-gen erstellt worden.In der Praxis erweistsich die Anwendungdieses Barometersallerdings als nichtganz einfach, weilGranate aus Metape-liten nur geringe Grossular-Komponenten aufweisen. Das bedingt einerseits einen bereitsbeträchtlichen analytischen Fehler; vor allem aber ist für die Anwendung von Geo-barometern und Geothermometern eine Kenntnis der Beziehung zwischen Konzentrationund Aktivität (der thermodynamisch wirksamen Konzentration) einer Komponente ineinem Mischkristall erforderlich; diese Beziehung ist für geringe Anteile von Grossular in

10

12

14

16

18

20

Dru

ck [

kbar

]

AbJd20 + Qtz

Jd100 + Qtz

Ab

400 500 600 700 800Temperatur [8C]

Jd50

Jd80Jd90

ABBILDUNG 140 Lage der Reakti-onskurve Albit Klinopyroxen +Quarz in Abhängigkeit vom Anteilan Jadeitkomponente (angege-ben in Mol%) im Klinopyroxen

º

Temperatur [8C]500

5

600 700 800 900 1000 1100 1200

10

15

20

25

30Dia

Gr

Dru

ck [

Kb

ar]

CsQtz

Jd+Qtz

Ab

Arg

Cal

Grs+Rt+Qtz

Ttn+An

Grs+Prp+Qtz

En+An

Grs+Ky+Qtz

An

Grs+Prp+Qtz

Di+An

Alm+Crn

Sil+Hc

KySil

SilAnd

KyAnd

Grs+Alm

Fa+An

Alm+Rt

Ilm+Ky+Qtz

Fs

Fa+QtzAlm+Grs+Qtz

Fs+An

Grs+Prp

Fo+AnGrs+

Qtz

Wo+An

a-Qtz

b-Qtz

Grs+Alm+Rt

Ilm+An+Qtz

ABBILDUNG 141 Einige polymorphe Transformationen und andere(„net-transfer reactions“) univariante Mineralreaktionen, die sich zurThermobarometrie eignen. Alle Reaktionen mit Ausnahme der Um-wandlung von Graphit in Diamant wurden mit Hilfe thermodynami-scher Daten berechnet.

º

175

Metamorphe Reaktionen

Granat unbekannt und erfordert eine Extrapolation von bekannten Daten aus, was einezusätzliche Unsicherheit in der Druckabschätzung bedeutet.

Abbildung 141 zeigt eine Reihe von Reaktionskurven für polymorphe Phasenumwandlun-gen und „net-transfer reactions“ (Reaktionen, bei denen Phasen verbraucht werden undneue entstehen – dazu gehören auch die in diesem Abschnitt besprochenen kontinuierli-chen Reaktionen), die Anwendung in der Geothermobarometrie finden. Je geringer dieSteigung der Kurve in diesem Diagramm, desto besser eignet sich eine Reaktion als Barome-ter. Die polymorphe Umwandlung von Quarz in Coesit gibt demnach ein besonders gutesBarometer ab (allerdings von sehr beschränkter Anwendbarkeit), während die Umwand-lung von b-Quarz in a-Quarz nicht sonderlich geeignet ist, weil ihre Temperaturabhängig-keit groß ist (außerdem verläuft die Reaktion spontan reversibel).

3.3.3.3 Kationenaustauschreaktionen

Da bei reinen Kationenaustauschreaktionen keine Phasen verbraucht werden oder neuePhasen entstehen, ist die damit verbundene Volumenänderung sehr gering, so daß sichsolche Reaktionen ausschließlich als Geothermometer eignen. Der VerteilungskoeffizientKD, den man für die Austauschreaktion formulieren kann, folgt allgemein einer Arrhenius-Beziehung als Funktion der Temperatur (siehe auch GL 30, Seite 171); eine Auftragung vonln(KD) gegen 1/T ergibt daher eine Gerade (Abbildung 142–links).

ABBILDUNG 142 links: Beispiel eines Kationenaustauschthermometers [Fe–Mg-Austauschzwischen Biotit und Granat]; die durchgezogene Linie beruht auf einer expe-rimentellen Eichung (Quadrate), die gestrichelte auf einer empirischen;rechts: Beispiel für ein Solvusthermometer [Alkalifeldspatsolvus]

Die am weitesten verbreiteten Geothermometer dieser Art beruhen auf dem Mg–Fe-Aus-tausch koexistierender Minerale, das Granat–Biotit-Thermometer z.B. auf dem Gleichge-wicht des Austauschs

Fe3Al2[SiO4]3 + KMg3[AlSi3O10](OH)2 Mg3Al2[SiO4]3 + KFe3[AlSi3O10](OH)2

Die Zusammensetzung der Phasen läßt sich mit Hilfe der Elektronenstrahlmikrosonderecht bequem messen. Ein Problem in der praktischen Anwendung solcher Thermometerliegt darin, daß in den natürlichen Phasen in der Regel andere Komponenten gelöst sind(insbes. Ca und Mn im Granat und Ti im Biotit), deren Auswirkung auf das Mg–Fe-Gleich-gewicht korrigiert werden muß.

Ein weiteres Problem mit Austauschthermometern liegt in der Interpretation der erhalte-nen Daten. Da die Geschwindigkeit der Diffusion exponentiell mit der Temperatur fällt,

10.0 11.0 12.0-1.0

-1.2

-1.4

-1.6

-1.8

lnK

D

1000/T [K]9.0

800 750 700 650 600 550Temperatur [8C]

Temp

eratur [8C]

XOr0 1

400

500

600

700

2 Feldspäte

1 Feldspat

º

176

Metamorphe Gesteine

kann in hoch temperierten Gesteinen eines langsam abkühlenden metamorphen Komple-xes der Elementaustausch zwischen koexistierenden Phasen noch über geraume Zeit hin-weg aufrecht erhalten werden, so daß die mittels Austauschthermometer abgeleiteten Tem-peraturen lediglich die Temperaturen angeben, bei denen dieser Austausch auch ingeologischen Zeiträumen vernachlässigbar gering wird.

3.3.3.4 Solvusthermometer

Minerale, die im selben Strukturtyp kristallisieren und in denen Kationen vorkommen,deren Ionenradien sich nicht allzu sehr unterscheiden, bilden über einen mehr oder weni-ger großen Bereich Mischkristalle aus. Wenn die gegenseitige Löslichkeit der Phasen inein-ander nicht vollständig ist, existiert unterhalb des Solidus ein Solvus, der sich mit abneh-mender Temperatur zur Zusammensetzung der reinen Phasen hin ausweitet. Aus derZusammensetzung solcher koexistierender Minerale läßt sich daher eine Temperatur ablei-ten, z.B. aus der von Albit und Orthoklas (Abbildung 142–rechts); das Alkalifeldspatther-mometer ist aber dadurch kompliziert, daß mit Anorthit eine dritte Komponente stets ander Zusammensetzung der Feldspäte beteiligt ist. Das meist verwandte Solvusthermometerberuht auf dem Ca-Austausch zwischen koexistierendem Ortho- und Klinopyroxen.

In seltenen Fällen läßt sich auch die gegenseitige Löslichkeit strukturell nicht verwandterMinerale petrologisch nutzen. Bei hohen Drücken gebildete Orthopyroxene können z.B.erhebliche Mengen an Al enthalten, was man der Lösung einer Granatkomponentezuschreiben kann. Im Prinzip kann man diese Löslichkeit zur Geobarometrie benutzen.

3.3.3.5 Isotopenthermometer

Auf ähnliche Weise, wie Katio-nen zwischen benachbartenMineralen diffundieren, findetnatürlich auch Diffusion vonAnionen statt. Viele Elementesetzen sich aus mehreren stabi-len Kernarten zusammen, denIsotopen. Bei jedem Austauschvon Ionen findet daher auchein Austausch von Isotopenstatt. Isotope leichter undflüchtiger Elemente fraktionie-ren bei diesem Austausch meß-bar, das heißt sie reichern sichselektiv geringfügig in dereinen oder anderen Phase an,wobei das Ausmaß der Anrei-cherung proportional 1/T2 undabhängig vom Massenunter-schied der beteiligten Isotopeeines Elementes ist. Für diePetrologie und Lagerstätten-kunde von Bedeutung sind dieIsotope des Sauerstoffs (16O,17O, 18O – „massenabhängigeFraktionierung“ bedeutet dann,daß der Isotopenunterschiedzwischen 18O und 16O doppeltso groß ist wie zwischen 17O und 16O für dieselben koexistierenden Phasen) und des Schwe-fels (32S, 34S, 35S, 36S). Isotopenthermometer eignen sich am besten bei niedrigen Tempera-turen, bei denen auch die Fraktionierung am größten ist (Abbildung 143). Für hochgradigeMetamorphite (Granulite, evtl. auch Amphibolite) werden die erhaltenen Temperaturen

0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.00

1

2

3

4

5

6

71000 800 600

106/T2 [K-2]

500 4008C

D18

O [

‰]

Qua

rz–M

agne

tit

Albi

t–M

agne

titAn

orth

it–M

agne

tit

Quarz–Calcit

ABBILDUNG 143 Beziehung zwischen Isotopenfraktionie-rung, ausgedrückt als D18O [= (18O/16O)Phase A relativ zu ei-nem Standard minus ( 18O/16O)Phase B relativ zu einemStandard], und 1/T2 für verschiedene Mineralpaare

177

Metamorphe Reaktionen

allerdings nur „Schließungstemperaturen“ darstellen, bei denen der diffusive Isotopenaus-tausch selbst im geologischen Zeitmaßstab zum Erliegen gekommen ist.

3.3.3.6 Thermobarometrie durch Berechnung vieler Reaktionsgleichgewichte

Die Verfügbarkeit großer ther-modynamischer Datenbankenseit den siebziger Jahren hatdazu geführt, daß Mineral-g le ichgewichtsreakt ionenheute auf Tischcomputern mitleicht zugänglichen Program-men berechnet werden kön-nen. Mit intern konsistentenDatensätzen lassen sich allezwischen koexist ierendenMineralen eines Metamorphitsmöglichen Reaktionen bezüg-lich ihrer Druck- und Tempera-turabhängigkeit berechnen.Vorausgesetzt, es liegen gutethermodynamische Daten füralle Mineralendglieder vor, undes bestehen gute Modelle fürdie Relation zwischen Aktivitätund Konzentration in den vor-handenen Mischkristallen desGesteins, und falls außerdemdie Zusammensetzung derMinerale genau bekannt ist,erhält man eine Reihe vonReaktionskurven, die sich imIdea l fa l l in e inem Punktschneiden, der den P–T-Bedin-gungen entspricht, bei dem dasGestein zuletzt äquilibriert ist(Abbildung 144). In der Praxiswird man perfekte Schnitt-punkte wie in dem Beispielkaum erwarten dürfen, insbe-sondere dann nicht, wennschon die petrographischeUntersuchung Hinweise aufUngleichgewichte (z.B. Reakti-onssäume um Minerale oder erhaltene Kerne älterer Minerale) geliefert hat. In anderen Fäl-len mögen thermodynamische Daten minderer Qualität die Ursache sein oder das Fehlenverläßlicher Aktivitätsmodelle.

3.3.4 Konstruktion von Phasendiagrammen nach der Methode von Schreinemakers

Basierend auf einer Reihe von Arbeiten, die F.A.H. Schreinemakers ab 1915 veröffentlichte,läßt sich die relative Anordnung von univarianten Reaktionskurven um einen invariantenPunkt rein geometrisch konstruieren, sofern die Reaktionen formuliert sind. Normaler-weise wird die Methode benutzt, um die Anordnung der univarianten Kurven um deninvarianten Punkt in einem P–T-Diagramm aufzuzeigen; nach derselben Methode kannaber auch verfahren werden, um andere Phasendiagramme zu konstruieren, sofern auf

4

6

400 600 800 1000Temperatur [8C]

8

10

Dru

ck [

Kb

ar]

ABBILDUNG 144 Beispiel eines P–T-Diagramms für einenAmphibolit mit der Mineralparagenese Grt – Cpx – Hbl – Pl– Qtz – Ilm – Rt. 14 Gleichgewichte zwischen Granat (Grs–Alm–Prp), Klinopyroxen (Di–Hd), Anorthit, Quarz, Ilmenitund Rutil wurden berechnet. Der resultierende Schnittpunktder Kurven entspricht den P–T-Bedingungen der letztenGleichgewichtseinstellung, der im Idealfall dem Höchststandder Metamorphose gleichzusetzen sein sollte. Der Schnitt-punkt ist wohl nur deshalb so perfekt, weil lediglich 3 der 14benutzten Gleichgewichte unabhängig voneinander sind.

178

Metamorphe Gesteine

deren Achsen intensive Variable aufgetragen sind, welche die Gibbssche freie Energie dereingetragenen Mineralphasen bestimmen.

Aus der Phasenregel folgt, daß für ein System mit n Komponenten n + 2 Phasen an eineminvarianten Punkt koexistieren können. In diesem Punkt schneiden sich (maximal) n + 2univariante Kurven; entlang jeder Kurve koexistieren n + 1 Phasen. Aus Bequemlichkeits-gründen wird jede univariante Kurve mit dem in Klammern gesetzten Namen der Phasebenannt, die in der Reaktion nicht auftaucht. Zwischen den univarianten Kurven liegendivariante Felder.

Die Gibbssche freie Energie einer Phase oder einer Phasenvergesellschaftung ändert sichkontinuierlich als Funktion von intensiven Variablen. Eine univariante Kurve ist daherkontinuierlich. Das gilt auch, wenn eine dritte Paragenese stabiler ist als die beiden Parage-nesen, die entlang der Kurve koexistieren. Man kann daher jede univariante Kurve einfachin ihren metastabilen Bereich hin verlängern.

• Die metastabile Verlängerung einer univarianten Kurve, entlang der eine Phase P fehlt[Reaktion (P)] fällt in einen Bereich, in dem P als stabile Phase vorkommt.

• Der Winkel, der durch die einen divarianten Sektor begrenzenden univarianten Kur-ven eingeschlossen wird, darf nicht größer als 180° sein. Andernfalls ergibt sich ein lo-gischer Widerspruch zur ersten Regel (Abbildung 145).

ABBILDUNG 145 Illustration der Morey–Schreinemakers-Regel am Beispiel eines Vierkompo-nentensystems mit den Phasen A, B, C, D, E, F. Im linken Beispiel ist derSchnittpunkt zweier univarianter Kurven, die ein Vierphasenfeld einschlie-ßen, richtig gezeichnet. Dieses Vierphasenfeld A+B+C+D wird durch die uni-varianten Kurven (E) und (F) begrenzt, jenseits derer eine andere Paragenesestabiler ist. Im rechten Beispiel wird dasselbe Vierphasenfeld von Kurven ein-geschlossen, die einen Winkel >180° miteinander bilden. Damit weisen aberauch die metastabilen Verlängerungen der Kurven (E) und (F) in den Bereichdes Feldes A+B+C+D; im metastabilen Bereich ist jedoch definitionsgemäßeine andere Paragenese stabiler als A+B+C+D.

Mit diesen beiden Regeln kann die Abfolge univarianter Kurven um einen invariantenPunkt konstruiert werden mit der Einschränkung, daß auch die spiegelbildliche Abfolge zuder erzielten Konstruktion möglich ist. Im folgenden wird die Anwendung der Regeln amBeispiel eines Dreikomponentensystems erläutert, in dem fünf Phasen J, K, L, M und Ndurch folgende Reaktionen – ohne Beachtung der Stöchiometrie – verbunden sein mögen(Abbildung 146a):

(J) K + L M + N (K) J + M L + N

(L) J + K + M N (M) J + K + L N

(N) J + M K + L

richtig: falsch:

A B C D

A B C D

(E) (E)

(F)(F)

º ºº º

º

179

Metamorphe Reaktionen

ABBILDUNG 146 Erläuterung der Aufstellung der relativen Abfolge von univarianten Reakti-onskurven am Fall eines Dreikomponentensystems mit fünf Phasen.

Im ersten Schritt wird die Lage einer beliebigen Reaktionskurve willkürlich eingetragen(Abbildung 146b). Wenn hier die Seiten von M+N und K+L vertauscht würden, endete dieKonstruktion mit der spiegelbildlichen Anordnung der univarianten Kurven, d.h. derAbfolge im entgegengesetzten Uhrzeigersinn. Da divariante Felder nicht über einenBereich von mehr als 180° existent sein können, folgt aus der gewählten Auftragung derReaktion (J), daß oberhalb dieser Reaktionskurve und ihrer metastabilen Verlängerung dieKurven (M) und (N) liegen müssen, unterhalb von (J) die Kurven (K) und (L); nur dann fälltja z.B. die metastabile Verlängerung von Kurve (K) in den Bereich, in dem K als stabilePhase vorhanden ist. Damit kann relativ zu (J) die Lage einer zweiten univarianten Kurveeingetragen werden, z.B. (K) (Abbildung 146c). Die Reaktion kann an die Kurve geschrie-ben werden, wenn man bedenkt, daß die Phase J auf der rechten Seite von (K) auftauchenmuß, weil ja die metastabile Verlängerung von (J) in den Bereich zu fallen hat, in dem J sta-bil ist. Die Lage von Kurve (M) läßt sich dann auf den Bereich links von (K) und oberhalbvon (J) eingrenzen und Reaktion (N) auf den Bereich rechts von (K) und oberhalb von (J).Kurve (L) schließlich muß im Segment unterhalb von (J) und rechts von (K) liegen. Damitist die relative Lage aller Kurven zueinander bereits bekannt. Durch Eintragen von Kurve(L) resultiert die Darstellung in Abbildung 146d. Die Kurve kann mit der zugehörigen Reak-tion beschriftet werden wenn man berücksichtigt, daß die metastabilen Verlängerungenvon (J) und (K) rechts von (L) liegen. Das vollständig konstruierte Diagramm ist in Abbil-dung 147 gezeigt.

In einigen Systemen, die aus mehr als n + 2 Phasen zusammengesetzt sind, existieren weni-ger als n + 2 univariante Kurven. Solche Situationen entstehen, wenn in einem Systempolymorphe Umwandlungen vorkommen. So lassen sich z.B. im binären System Al2O3 –

J

K

L M

N

K + L

M + N

J + K + M

N

LstabilK + L

M + N

N +

LJ +

MK

stab

il Kst

abil

N +

LJ +

M

(J)(J)

(a) (b)

(c) (d)

(L)

(J)

(K)(K)

(L) in diesemSegment

(M) in diesemSegment

(M) in diesemSegment

J

stabil

J

stabil

J

stabil

(K), (L) unterhalbdieser Kurve

(N) in diesem

Segment(N) in diesem

Segment

180

Metamorphe Gesteine

SiO2 zwischen den auftretenden Phasen Korund, Quarz, Andalusit und Sillimanit nur dreiReaktionen formulieren:

(And) Korund + Quarz Sillimanit

(Sil) Korund + Quarz Andalusit

(Crn, Qtz) Sillimanit Andalusit

An der letztenReaktion sind le-diglich zwei Pha-sen beteiligt, sodaß diese Reak-tion gleichzeitigden Reaktionen(Crn) und (Qtz)entspricht. Sol-che Reaktionenheißen „entartet“(englisch „dege-ne ra t e“) . DasSchreinemakers-Bündel ist in Ab-b i ldung 148–links gezeigt.

Entartete Reak-t ionen t re tenauch in aus mehrals zwei Komponenten bestehenden Systemen auf, in denen die Zusammensetzung vondrei Phasen auf eine Linie fällt, z.B. die von Olivin, Enstatit und Quarz im System MgO –SiO2 – H2O; hier kann eine Reaktion formuliert werden, die den Abbau von Enstatit zu For-sterit + Quarz beschreibt, an der H2O nicht beteiligt ist. In Abbildung 148–rechts ist dieseSituation für das System K2O – SiO2 – Al2O3 – H2O dargestellt. Mögliche Reaktionen in die-sem System sind:

L +

NJ +

M

J + K + M

N

K + L

J + MJ + K + LN

K + L

N + M(J)

(K) (L)

(N)(M)

ABBILDUNG 147 Vollständig kon-struierte Abfolge der univariantenKurven des in Abbildung 146a dar-gestellten Systems mit den Phasen J,K, L, M und N. Es ist zu beachten,daß die Abfolge (J) – (K) – (L) – (N) –(M) im Uhrzeigersinn genauso mög-lich ist. Die gepunktet dargestelltenTeildreiecke markieren in den zuge-hörigen Segmenten des Schreine-makers-Bündels die Paragenesen mitder niedrigsten Gibbsschen freienEnergie (also die „stabilsten Pha-sen“). Wenn die Pauschalzusammen-setzung des Systems außerhalbdieser Dreiecke liegt, sind natürlichandere Paragenesen stabil. Dafürsind nur die Begrenzungslinien derDreiecke angegeben.

º

º

º

(Ms, Qtz)

Ms +

Qtz

Kfs+

And+

Flui

d

(Sil)

(Kfs, Fluid)

SilAnd

(And)

Ms

+ Q

tzK

fs+S

il+Fl

uid

SilAnd

Sil

Crn +

Qtz

An

dC

rn +

Qtz

(Crn, Qtz)(And)

(Sil)

ABBILDUNG 148 Schreinemakers-Analyse von Systemen, an denen entar-tete Reaktionen beteiligt sind. links: System Al2O3 – SiO2 mit den PhasenKorund – Quarz – Andalusit – Sillimanit; rechts: System K2O – SiO2 – Al2O3– H2O mit den Phasen Muskovit – Quarz – Kalifeldspat – Sillimanit – An-dalusit – Fluide Phase; man beachte, daß die entartete Reaktion (Ms, Qtz,Kfs, Fluid) beidseits des invarianten Punktes stabil ist.

181

Metamorphe Reaktionen

(And) Muskovit + Quarz Sillimanit + Kalifeldspat + Fluid

(Sil) Muskovit + Quarz Andalusit + Kalifeldspat + Fluid

(Ms,Kfs,Qtz,Fluid) Andalusit Sillimanit

Analyse der ersten Reaktion zeigt, daßdie Reaktionen (Ms) und (Qtz) auf dereinen Seite dieser Reaktion liegen, dieReaktionen (Kfs) und (Fluid) auf deranderen. Diese vier Reaktionen sindjedoch alle identisch. Das bedeutet, daßdie univariante Kurve (Ms,Kfs,Qtz,Fluid)beidseits des invarianten Punktes stabilist; der eine Ast der Kurve wird mit (Kfs,Fluid), der andere mit (Ms, Qtz) bezeich-net.

Nach einer Schreinemakers-Analyseeines natürlichen Systems wird es beietwas Erfahrung auch möglich sein, dieReaktionen richtig bezüglich P und T zuorientieren. Dies wird im folgenden aneinem Ausschnitt aus dem AFM-Dia-gramm aufgezeigt (Abbildung 149). FürGesteine mit überschüssigem Quarz undKalifeldspat und in Gegenwart von H2Okann die Paragenese Sillimanit – Cordie-rit – Granat (Pyrop) – Biotit (Phlogopit)nach Projektion durch die Überschuß-komponenten als binäres System darge-stellt werden (Diese Minerale fallen imAFM-Diagramm auf die Verbindungs-linie zwischen der A- und der M-Ecke,vergleiche Abbildung 136). MöglicheReaktionen zwischen diesen Phasen –wieder ohne Beachtung der Stöchiome-trie – sind:

(Sil) Crd + Bt Grt

(Crd) Sil + Bt Grt

(Grt) Sil + Bt Crd

(Bt) Sil + Grt Crd

Man trägt dann eine beliebige Reaktionins Diagramm ein, z.B. (Crd); wenn dieReaktion so eingetragen wird, daß Btund Sil rechts dieser Kurve stabil sindund Grt links der Kurve, dann muß dieReaktion (Grt) rechts der Kurve (Crd) lie-gen und die Reaktionen (Bt) und (Sil)links davon. Als nächstes trage man z.B.die Reaktion (Bt) links von (Crd) ein;entlang (Bt) reagiert Sillimanit mit Granat unter Bildung von Cordierit. Das metastabileEnde der Reaktion (Crd) weist in den Bereich, in dem Crd stabil ist; folglich muß Crd ober-halb der Kurve (Bt) auftauchen, Sil und Grt darunter. Damit liegt die Lage der beiden übri-gen Kurven fest: (Grt) muß oberhalb der metastabilen Verlängerung von (Bt) und rechts

º

º

º

(4)

(3)

(2)

(1)

1 2 3 4

1 4

1 2 4

1 2 3 4

1 3 4

Topologie

stabile univarianteKurve

metastabileVerlängerungen

a bChemographie

A MChemographie

allgemeines binäres System

KMASH-System

KMASH-System

A

B

C

Sil Crd Grt Bt

(Sil)

(Bt)

(Crd)

(Grt)

+ K-Feldspat+ Quarz+ H2O

Crd

Sil + Bt

Grt

+Kfs

+H2O

Bt+S

il+Q

tz

x

x

Temperatur

Druck

Qtz+Sil+Grt

Crd

(Bt)

Qtz

+Bt+

Crd

Kfs+

Grt

+H2O

(Sil)(Grt)

Sil+

Bt+Q

tzKf

s+Cr

d+H 2O

(Crd)

Bt+

Sil+

Qtz

Grt

+KF

S+H

2O

divariantesFeld

invarianterPunkt

univarianteKurve

Dehydratations-reaktion

fest–fest-Reaktion

ABBILDUNG 149 (A) Schreinemakers-Analyse ei-nes allgemeinen binären Systems mit vier Phasen;(B) Anwendung auf die Phasen Sillimanit – Cor-dierit – Biotit (Phlogopit) – Granat (Pyrop) [nachProjektion von Kalifeldspat, Quarz und H2O insAFM-Diagramm]; (C) Orientierung von (B) be-züglich P und T.

º

º

º

º

182

Metamorphe Gesteine

der metastabilen Verlängerung von (Crd) liegen; (Sil) muß oberhalb von (Bt) und links dermetastabilen Verlängerung von (Crd) liegen.

Um die relative Anordnung der univarianten Kurven um den invarianten Punkt richtigbezüglich Druck und Temperatur einzuordnen, kann man in diesem Beispiel folgenderma-ßen vorgehen: Die drei Reaktionen, an denen Biotit teilhat, sind Dehydratisierungsreaktio-nen, die normalerweise mit steigender Temperatur ablaufen werden. Diese Reaktionen sinddaher so anzuordnen, daß H2O auf der Seite der hohen Temperatur auftaucht, also zusam-men mit Granat bzw. mit Cordierit. Außerdem haben solche Reaktionen i.a. große Steigun-gen in P–T-Diagrammen, d.h. Entwässerungsreaktionen sind weit weniger druck- als tem-peraturabhängig. Mit diesen Randbedingungen bleiben zwei Lösungsmöglichkeiten für dieAnordnung des Schreinemakers-Bündels. Die eine Anordnung entspricht der Rotation derKurven in Abbildung 149B um ca. 180°, d.h. die Reaktion (Crd) ist vom invarianten Punktaus zu hohen Drücken gerichtet, und die Reaktionen (Grt) und (Sil) sind zu niedrigenDrücken gerichtet. Die zweite Anordnung dem Spiegelbild davon (d.h. der Aufstellung derunivarianten Kurven in der Reihenfolge (Crd), (Grt), (Sil), (Bt) im Uhrzeigersinn), wobei dieReaktion (Crd) vom invarianten Punkt aus zu niedrigen Drücken weisen würde. Im zweitenFall wäre Cordierit auf höhere Drücke beschränkt, was nicht mit dem Befund überein-stimmt, daß dieses Mineral typisch ist für Metapelite, die bei niedrigen bis mittleren Drük-ken und höheren Temperaturen gebildet wurden. Die erste Lösung (Abbildung 149C) istdaher die richtige. Das Vorzeichen der Steigung der Reaktionskurve (Bt) läßt sich ohne wei-tere Informationen nicht bestimmen. Die Kurve kann irgendwo zwischen der Reaktions-kurve (Sil) und der metastabilen Verlängerung von (Grt) verlaufen (Abbildung 149B); dem-entsprechend kann die Steigung positiv oder negativ sein. Tabellenwerke, in denenMolvolumina aufgelistet sind, sind zur Entscheidungsfindung hilfreich3–8.

3.4 Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

3.4.1 Metamorphose pelitischer Gesteine

Feinkörnige klastische Sedimente (tonige Gesteine im weitesten Sinn) bilden bei der Meta-morphose eine Reihe charakteristischer Paragenesen mit markanten Mineralen wie denAl2SiO5-Polymorphen, Staurolith, Chloritoid oder Cordierit aus. In vielen Gebieten derorogenen Metamorphose können die Mineralvergesellschaftungen leicht mit der Intensi-tät der Metamorphose in Beziehung gesetzt werden. Eine Reihe gut kalibrierter Geother-mometer und Geobarometer läßt sich zur P–T-Bestimmung für Metapelite einsetzen.

Die chemischen Reaktionen, die in Peliten bei der Metamorphose stattfinden, betreffen imwesentlichen die Komponenten K2O, MgO, FeO, Al2O3, SiO2 und H2O. Die Reaktionen fal-len also in das KFMASH-System, das sich bekanntlich durch Projektion von den häufig auf-tretenden Überschußkomponenten SiO2, H2O und Muskovit oder Kalifeldspat in das AFM-Diagramm darstellen läßt. Fe2O3, TiO2, CaO und Na2O treten in der Regel ebenfalls alsHauptkomponenten auf; sie spielen jedoch für die meisten wichtigen Reaktionen keinewesentliche Rolle.

3–8. R.A. Robie, B.S. Hemingway & J.R. Fisher (1978) US Geological Survey Bulletin 1452, 456 Seiten;H.C. Helgeson, J.M. Delany, H.W. Nesbitt & D.K. Bird (1978) American Journal of Science 278A, 229;nur für H2O: C.W. Burnham, J.R. Holloway & N.F. Davis (1969) Geological Survey of America SpecialPublication 132.

183

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

3.4.1.1 Pelite bei niedrigsten Metamorphosegraden

Im fortgeschrittenen Stadium der Diagenese beginnen viele Tonmi-nerale (Smektite), instabil zu werden; Illit (feinkörniger Muskovit),Chlorit und evtl. Kaolinit sind die Hauptbestandteile. Der Poren-raum und der H2O-Gehalt der Sedimente verringern sich, und Aus-tauschreaktionen zwischen dem Porenwasser und den Mineralenverändern in geringem Ausmaß ihre Zusammensetzung. Die rönt-genographisch feststellbare Illitkristallinität wird benutzt, um dasStadium der Diagenese und untersten Metamorphose zu erfassen.Die organischen Komponenten beginnen sich zu zersetzen; dabeierhöht sich die optische Reflektivität kohliger Partikel, was eben-falls benutzt wird, um Informationen über das Stadium der diage-netischen Umwandlung zu erhalten (Vitrinitreflektivität). Ein AFM-Diagramm, das am Beginn der Metamorphose steht, ist in Abbil-dung 150 gezeigt. Danach bestehen normale Pelite aus Kaolinit(Kalifeldspat ist hier aber auch stabil) + Chlorit, Al-arme Pelite ausChlorit + Kalifeldspat (zusätzlich natürlich aus den Überschuß-komponenten Quarz, Hellglimmer und H2O). Aus dem Illit wirdSericit, der wohl wesentlich aus Phengit besteht, einem Hellglim-mer, der gegenüber Muskovit höhere Gehalte an Si und Fe2+ undgeringe Al-Gehalte aufweist. Paragonit (Na-Hellglimmer) und Pyro-phyllit mögen ebenfalls Bestandteile von Sericit sein. GenauereUnterschiede im Grad der Diagenese oder Metamorphose – also (Reaktions)Isograde3–9 kön-nen nicht auskartiert werden. Während Pelite sehr feinkörnige Gesteine sind, werden dieMetapelite durch Mineralneubildungen allmählich gröber.

3.4.1.2 Mitteldruckmetamorphose von Peliten

Da die Mitteldruckmetamorphose den normalen Typ der orogenen Metamorphose dar-stellt, sind Metapelite, die unter solchen Bedingungen geprägt wurden, in metamorphenTerrains weit verbreitet. Dieser Metamorphosetyp ist auch als Metamorphose der Barrow-Fazies bekannt nach G.Barrow, der um 1900 als erster systematisch Gesteine dieses Typsuntersucht hat, und zwar in den Schottischen Highlands. Dort konnte er mit zunehmen-dem Metamorphosegrad (im wesentlichen einer Temperaturerhöhung) eine Sequenz her-ausarbeiten, die mit Chloritschiefern beginnt und mit sillimanitführenden Gesteinenendet (Abbildung 151).

Die Abfolge beginnt mit Gesteinen, die sich der Grünschieferfazies zuordnen lassen, also beiTemperaturen oberhalb von ca. 300 °C (vergleiche Abbildung 130). Metapelite der Chlorit-zone sind feinkörnig und daher auch unter dem Mikroskop nicht besonders gut zu unter-suchen. Sie bestehen aus Chlorit, Hellglimmer (phengitischer Muskovit), Quarz, Albit undgelegentlich noch aus wechselnden Mengen an Calcit, Stilpnomelan und Paragonit. Inanderen metamorphen Terrains können Chloritschiefer auch gröberkörnig und die Mine-rale daher leichter zu identifizieren sein.

Die nächst höhere Zone ist die Biotitzone, in der Biotit als neues Mineral auftritt, währenddie alten Minerale noch stabil bleiben. Der Biotit wird nach einer kontinuierlichen Reak-tion gebildet, bei der sich der Anteil an Phengitkomponente im Hellglimmer verringertund damit sein Al-Gehalt erhöht (Tschermaks-Substitution: MgSi AlVIAlIV):

3–9. Eine Isograde ist im Gelände eine Linie, die Punkte gleichen Metamorphosegrades verbindet; sieist durch das Erscheinen eines für den Metamorphosegrad typischen Minerals charakterisiert (Index-mineral). Spezifische P–T-Bedingungen damit zu verknüpfen, kann jedoch irreführend sein, da beiunterschiedlichen Pauschalzusammensetzungen der Gesteine ein Mineral unter verschiedenen P–T-Bedingungen auftreten kann. Vernünftiger ist die Benutzung der Reaktionsisograde zur Bestimmungvon Linien gleicher Metamorphosegrade. Eine Reaktionsisograde ist eine Linie, die Punkte miteinan-der verbindet, die durch eine oder mehrere spezifische (univariante) Reaktion(en) markiert sind.

A

F M

nach Kalifeldspat

Chl

ABBILDUNG 150 AFM-Diagramm für den Be-ginn der Metamorpho-se von Pel i ten; dasDreieck stellt eine un-gefähre Zusammenset-zung normaler Pelitedar, der Stern die vonAl-reichen Peliten.

º

184

Metamorphe Gesteine

Muskovit (reich an Phengitkomponente) + Chlorit ® Biotit + Muskovit (arm an Phengitkomponente) + Quarz + H2O [GL 32]

Im KFMASH-System ist dies eine trivariante Reaktion. Bei festem Druck und fester Tempe-ratur heißt das, daß die Zusammensetzung der an der Reaktion beteiligten Minerale nichtunabhängig voneinander variiert werden kann. Bei variablen Mineralzusammensetzungenwird die Reaktion bei verschiedener Temperatur (in geringem Maß auch unterschiedlichemDruck) ablaufen. Eine hohe Phengitkomponente im Hellglimmer oder ein niedriges Mg/Feim Chlorit bewirkt, daß die Reaktion bei niedrigerer Temperatur beginnt. Da die Reaktionkontinuierlich ist, findet man die Paragenese Chlorit + Biotit + Muskovit über ein beträcht-liches Temperaturintervall.

ABBILDUNG 151 Metamorphosezonen in den Metapeliten der Schottischen Highlands, defi-niert durch das erste Auftreten charakteristischer Minerale; der Metamor-phosegrad nimmt von Südosten nach Nordwesten hin zu.

Biotit kann allerdings auch schon bei etwas niedrigeren Temperaturen durch eine andereReaktion gebildet werden, jedoch nur in Gesteinen, die Kalifeldspat enthalten (z.B. Grau-wacken):

Kalifeldspat + Chlorit ® Biotit + Muskovit + Quarz + H2O [GL 33]

Bei ungefähr denselben Temperaturen (wenig über 300 °C) wird in Al-reichen Metapeliten,deren Pauschalzusammensetzung im AFM-Diagramm oberhalb von Chlorit liegt, als erstescharakteristisches Mineral der Metamorphose Chloritoid gebildet:

Fe-Chlorit + Pyrophyllit ® Chloritoid + Quarz + H2O [GL 34]

Auch dies ist eine kontinuierliche Reaktion (d.h. divariante Reaktion im AFM-Diagramm),da Chloritoid über eine beschränkte Fe–Mg-Substitution verfügt. Chloritoid kann in Formgrober Kristalle in einer feinkörnigen Matrix sprossen (Abbildung 152–links). Eine weitereMöglichkeit der Bildung von Chloritoid liegt in einer Reaktion von Chlorit mit Hämatit.

Gl en Es k

T arf W

a t

Stonehaven

Edzell

Glen Clova

River South Esk

Granit

Sillimanit-zone

Disthenzone

Staurolithzone

Granatzone

Chloritzone

Biotitzone HIG

HLAND BOUNDARY FA

ULT

jüngereSedimente

0 5 10km

185

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

ABBILDUNG 152 Dünnschliffaufnahmen von Metapeliten der Grünschieferfazies (gekreuztePolarisatoren); links: Chloritoidschiefer in 20facher Vergrößerung; regellosorientierte Porphyroblasten von Chloritoid liegen in einer feinkörnigen Ma-trix eines Tonschiefers aus Chlorit, Muskovit, Quarz und Hämatit; rechts:Granat-Chlorit-Biotitschiefer in 18facher Vergrößerung; Quarz (meist größe-re helle Körner), ein großer Granat mit vielen Einschlüssen (schwarz; rechteuntere Ecke) und eine Matrix aus Chlorit und Muskovit sind zu erkennen; eingrober Biotit liegt oberhalb des Granats (fast schwarz).

Als nächstes Mineral taucht in der Mitteldruckmetamorphose von Peliten Granat auf. Dieersten Granate sind reich an Almandinkomponente und bilden sich wohl durch Reaktio-nen wie

Chlorit + Muskovit ® Granat + Biotit + Quarz + H2O [GL 35]

Chloritoid + Biotit ® Granat + Muskovit + H2O [GL 36]

Eine typische Paragenese in dieser Granatzone wäre Granat + Biotit + Chlorit + Muskovit +Quarz + Albit; untergeordnet als opake Phasen sind Ilmenit und Magnetit stabil. Die Mine-rale werden gröber (Abbildung 152–rechts), so daß sich die Gesteine polarisationsmikro-skopisch recht gut untersuchen lassen. Da Chlorit eine größere Präferenz für den Einbauvon Mg gegenüber Fe hat als koexistierender Granat und Biotit, wird der nach Ablauf vonReaktion GL 35 verbleibende Chlorit Mg-reicher sein als vor der Reaktion.

Die charakteristischen Änderungen im Mineralbestand beim Übergang von einer zur ande-ren Zone lassen sich bequem in einer Abfolge von AFM-Diagrammen illustrieren (Abbil-dung 153). Die Assoziation von zwei Phasen ist in einem P–T-Schnitt univariant (imKFMASH-System: 6 Komponenten und 5 Phasen inklusive der 3 Überschußphasen, in derAFM-Projektion 3 Komponenten und 2 Phasen); d.h. Wahl der Zusammensetzung einer

186

Metamorphe Gesteine

Phase legt die Zusammensetzung der koexistierenden Phase fest. Im AFM-Diagramm zeich-nen sich die Stabilitätsfelder von Biotit und Chlorit durch variable Fe/Mg-Verhältnisse aus.Da dieses Verhältnis eine Funktion der Temperatur ist, aber nicht von der sonstigen Mine-ralchemie abhängen sollte, werden alle Konoden, welche die Zusammensetzungen koexi-stierender Biotite und Chlorite verbinden, im AFM-Diagramm eine Neigung aufweisen, diedurch die Bedingung festgelegt ist, daß (Mg/Fe)Biotit/(Mg/Fe)Chlorit konstant ist.

ABBILDUNG 153 AFM-Diagramme für die Biotit- und Granatzone der Grünschieferfazies inden Schottischen Highlands; X, Y und Z stehen für hypothetische Pauschal-zusammensetzungen; a) für die Biotitzone; koexistierende Chlorite und Bio-tite sind durch Konoden verbunden; b) erstes Auftreten von Granat in Fe-reichen Ausgangszusammensetzungen; c), d) mit steigender Temperaturweitet sich das Stabilitätsfeld von Granat aus, so daß in Fe-reicheren Pau-schalzusammensetzungen Chlorit nicht mehr stabil sein muß.

Bei steigender Temperatur tritt Almandin als Granat in die Paragenese ein (Abbildung153b). Bei drei koexistierenden Phasen in diesem System besteht im P–T-Schnitt kein Frei-heitsgrad mehr, d.h. Granat, Chlorit und Biotit haben feste Zusammensetzungen, diedurch die Ecken eines Dreiphasendreiecks bestimmt sind. Bei weiterer Temperaturerhö-hung erweitert sich der Stabilitätsbereich des Granats zu etwas Mg-haltigen Zusammenset-zungen hin, und die koexistierenden Chlorite werden wesentlich Mg-reicher, die Biotitenur etwas Mg-reicher. Schließlich wird in sehr Fe-reichen Metapeliten Chlorit aus der Para-genese verschwinden (Punkt X in Abbildung 153d), während normale Pelite immer nochdie Paragenese Biotit, Granat und Chlorit (neben den Überschußphasen) aufweisen wer-den. Diese Diagramme zeigen deutlich, wie wichtig die Pauschalzusammensetzung einesGesteins für das erste Auftreten eines Minerals ist, und damit, daß Indexminerale denMetamorphosegrad nur ungenügend charakterisieren können.

F

A

M

Bt

ChlX Y Z

a) b)

c) d)

F

A

M

F

A

MF

A

M

X Y Z

X Y ZX Y Z

Bt

ChlGrt

Bt

ChlGrt

Bt

ChlGrt

187

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

ABBILDUNG 154 AFM-Diagramme für die Mitteldruckmetamorphose von Metapeliten unterEinschluß sehr Al-reicher Pauschalzusammensetzungen; a) Granatzone deroberen Grünschieferfazies; b) Staurolithzone der tiefen Amphibolitfazies; c)Disthenzone der Amphibolitfazies; d) Sillimanitzone der oberen Amphibolit-fazies.

In Al-reichen Ausgangsgesteinen tritt Chloritoid in der unteren Grünschieferfazies in dieParagenese ein und ist bis in die tiefe Amphibolitfazies stabil. In der oberen Grünschiefer-fazies koexistiert Chloritoid mit Granat und Chlorit, aber nicht mehr mit Biotit (Abbildung154a), während er in der unteren Grünschieferfazies vor dem Auftauchen von Granat auchmit Biotit im stabilen Gleichgewicht vorkommen kann.

Der Übergang von der Grünschiefer- in die Amphibolitfazies wird in echten Metapelitendurch das Auftreten von Staurolith markiert (Abbildung 155–links). Er wird entwederdurch Zerfall von Chloritoid oder den Abbau von Chlorit und Granat angezeigt:

Chloritoid + Quarz ® Staurolith + Granat + H2O [GL 37]

Granat + Chlorit + Muskovit ® Staurolith + Biotit + Quarz + H2O [GL 38]

Chlorit + Muskovit ® Staurolith + Biotit + Quarz + H2O [GL 39]

Die mittlere dieser Reaktionen ist diskontinuierlich (d.h. ein Freiheitsgrad) und läuft ab, bisentweder Chlorit oder Granat oder Muskovit abgebaut ist. Im Fall des Aufbrauchs vonChlorit oder Granat verschwindet die Konode zwischen beiden, und Staurolith ist nebenBiotit stabil (Abbildung 154b). Damit kann Staurolith auch in Al-ärmeren Metapeliten auf-treten als Chloritoid. Zusätzlicher Staurolith kann anschließend noch nach GL 39 in einerkontinuierlichen Reaktion gebildet werden.

F

A

M

Bt

ChlGrt

St

F

A

M

Ky

Bt

Grt

St

F

A

M

Ky, Sil

Bt

Grt

F

A

M

Bt

Chl

Cld

Grt

a) b)

c) d)

188

Metamorphe Gesteine

ABBILDUNG 155 Dünnschliffaufnahmen von Metapeliten; links: Staurolithschiefer (7facheVergrößerung, gekreuzte Polarisatoren); einige einschlußreiche große Stau-rolithe sind z.B. in der Mitte links und unten zu sehen, neben Quarz (größe-re, meist helle Körner) und Strähnen von Muskovit und etwas Biotit; rechts:Disthen-Biotit-Schiefer (9fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren); zuerkennen sind zwei große Disthene, von denen der eine einfach verzwillingtist; sie sind von einem feinen Muskovitsaum umgeben, der bei retrograderMetamorphose gebildet wurde; die Matrix besteht aus Quarz (meist hell)und Strähnen von Glimmern.

Bei weiterer Temperaturerhöhung verschwindet die Konode zwischen Staurolith und Chlo-rit:

Muskovit + Staurolith + Chlorit ® Biotit + Disthen + Quarz + H2O [GL 40]

Dies markiert den Beginn der Disthenzone. In Mg-reichen Metapeliten wird durch dieseReaktion der Chlorit abgebaut (Abbildung 154). Weiterer Disthen kann durch Abbau vonStaurolith gebildet werden:

Staurolith + Muskovit + Quarz ® Disthen + Biotit + H2O [GL 41]

Dadurch wird der Bereich von Pauschalzusammensetzungen vergrößert, in welchemDisthen und Biotit allein (neben den Überschußphasen) koexistieren, und der Bereich vonZusammensetzungen mit Staurolith wird entsprechend kleiner. Außerdem erlaubt dieseReaktion auch die Bildung von Disthen in Metapeliten, in denen Chlorit in der Staurolith-zone bereits nicht mehr vorhanden war.

Staurolith ist ein wichtiger Anzeiger für die Metamorphosetemperatur, weil er nur inner-halb eines Bereichs von etwa 600±60 °C stabil ist. Er verschwindet in der Regel vollständigin der Sillimanitzone:

189

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

Staurolith + Muskovit + Quarz ® Granat + Biotit + Sillimanit + H2O [GL 42]

Abbildung 156–links stellt dies bei einer Temperatur oberhalb der Stabilität des Staurolithsdar. Nur in den seltenen Fällen, in denen kein Muskovit für die Reaktion zur Verfügungstand, wird Staurolith weiterhin stabil bleiben können. Des weiteren wird in der Sillimanit-zone die polymorphe Umwandlung von Disthen in Sillimanit ablaufen, wobei der Sillima-nit meist in der Form sehr feiner Nadeln (Fibrolith) auftritt. Relikte von Disthen bleiben oftnoch erhalten, was darauf hinweist, daß die Umwandlung sehr träge abläuft.

ABBILDUNG 156 AFM-Diagramme für die hochtemperierte Mitteldruckmetamorphose vonPeliten; das mittlere und das rechte Diagramm stellen Projektionen vonKalifeldspat dar, weil Muskovit nicht mehr stabil ist. Bei dieser Projektion fälltBiotit ins AFM-Diagramm hinein.

Die Metamorphose der Barrowfazies in den Schottischen Highlands endet mit der Sillima-nitzone. In anderen metamorphen Terrains der Mitteldruckmetamorphose sind jedochauch höhere Temperaturzonen entwickelt. Dabei werden die Metapelite oft migmatisiert.Migmatite bestehen aus hellen Lagen (Leukosom) und dunklen Lagen (Melanosom). Die Leu-kosome sind meist lokale Segregationen, während die Melanosome restitisches Materialdarstellen. Als Paläosom wird Material bezeichnet, das in Migmatitgebieten von der Migma-tisierung ausgespart blieb. Die Leukosome sind manchmal Teilschmelzen; in vielen Fällenhaben sie jedoch keine granitische, sondern trondhjemitische Zusammensetzung und stel-len damit nicht die leichtest schmelzbaren Anteile der Metapelite dar, sondern vielleichteher Segregationen im festen Zustand. Die Entwicklung einer Teilschmelze variablerZusammensetzung macht die Voraussage des Ablaufs von Hochtemperaturreaktionen inMetapeliten schwieriger. Da Silikatschmelzen eine große Löslichkeit für Wasser aufweisen,mag außerdem die Bedingung entfallen, daß H2O als Überschußphase betrachtet werdenkann, womit eine der Voraussetzungen der Projektion vom KFMASH-System ins AFM-Dia-gramm entfiele. Auf Grund von theoretischen Studien lassen sich aber die folgenden Vor-aussagen über die Abfolge von Zonen machen3–10:

Zerfall von Muskovit führt zunächst zur Bildung von weiterem Sillimanit; dies ist die zweiteSillimanitisograde:

Muskovit + Quarz ® Sillimanit + Kalifeldspat + H2O [GL 43]

Obwohl diese Reaktion im Idealfall univariant ist (4 Komponenten, 5 Phasen), wird inhochgradigen metamorphen Terrains das Vorkommen aller Phasen nebeneinander übereinen größeren Temperaturbereich beobachtet. Die Ursache dafür mag teilweise darin lie-

3–10. J.A. Grant (1973) Phase equilibria in high-grade metamorphism and partial melting of pelitic rocks,American Journal of Science 273, 289–317;A.B. Thompson (1982) Dehydration melting of pelitic rocks and the generation of H2O-undersaturated gra-nitic liquids, American Journal of Science 282, 1567–1595

F M

A

Bt

Crd

Grt

Sil

Kalifeldspat-Sillimanit-Zone

F M

A

Bt

Crd

Grt

Sil

Cordierit-Granat-Kalifeldspat-Zone

F M

A

Bt

Grt

Sil

obereSillimanitzone

190

Metamorphe Gesteine

gen, daß der Muskovit eine Phengit- oder Paragonitkomponente enthält, was die Zahl derFreiheitsgrade erhöht. Die zweite Sillimanitisograde findet sich nicht nur in Metapeliten,sondern auch in einigen anderen Metasedimenten. Falls Muskovit nicht mehr vorhandenwar, sondern noch Staurolith, verschwindet dieser etwas unterhalb der zweiten Sillimanit-isograden nach:

Staurolith + Quarz ® Granat + Sillimanit + H2O [GL 44]

Anstelle der mit GL 43 beschriebenen Reaktion kann bei Gegenwart von genügend freierfluider Phase möglicherweise auch Teilschmelze entstehen nach:

Muskovit + Quarz ± Biotit + H2O ® Sillimanit + Schmelze [GL 45]

wobei das Wasser durch den vorherigen Zerfall von Muskovit nach GL 43 zur Verfügunggestellt würde. Weitere Temperaturerhöhung bewirkt bei der Mitteldruckmetamorphosevon Peliten das Erscheinen der Mg-haltigen Phase Cordierit durch Abbau von Biotit:

Biotit + Sillimanit + Quarz ® Kalifeldspat + Cordierit + Schmelze [GL 46]

Biotit + Sillimanit + Quarz ® Kalifeldspat + Granat + Schmelze [GL 47]

ABBILDUNG 157 Dünnschliffaufnahmen granulitfazieller Metapelite; links: Granat-Cordierit-Kalifeldspat-Gneis (9fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren); das Ge-stein besteht überwiegend aus Mikroklin und Quarz (hell bis grau); Cordieritist optisch nur schwer von Feldspäten unterscheidbar und fällt hier nicht auf;Anreicherungen von Granat (schwarz) sind am linken unteren Bildrand zusehen; rechts: Sapphiringranulit (72fache Vergrößerung, parallele Polarisa-toren); zu sehen sind Alkalifeldspäte, Quarz und wenig Orthopyroxen (allehell) sowie skelettförmige Kristalle von Sapphirin.

191

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

Die Reaktion nach GL 46 wird bei niedrigeren Drücken und/oder höheren Mg/Fe-Verhält-nissen ablaufen als die Reaktion nach GL 47. Bei noch etwas höheren Temperaturen wirdauch in Biotit-Sillimanit-Schiefern Teilschmelzung einsetzen:

Biotit + Sillimanit + Quarz ® Cordierit + Granat + Kalifeldspat + Schmelze [GL 48]

(Abbildung 156–rechts). Damit ist der Beginn der Granulitfazies erreicht, in der als OH-hal-t ige Minera le nur noch Amphibole und se l tene Phasen wie Korne rup in[Mg4Al6(Si,Al,B)5O21(OH)] verbleiben. Das charakteristische Mineral der Granulitfazies istOrthopyroxen, der mit Cordierit chemisch in Beziehung gesetzt werden kann durch:

Sillimanit + Orthopyroxen Cordierit + Granat [GL 49]

Dabei wird die Paragenese auf der linken Seite der Reaktionsgleichung durch höhere Tem-peraturen, die rechte durch höhere Drücke begünstigt. In einigen Granulitterrains kommtes bei noch höheren Temperaturen schließlich noch zur Bildung von Sapphirin[(Mg,Al)8(Al,Si)6O20], z.B. in Enderby Land in der Antarktis, aber auch im Sächsischen Gra-nulitgebirge (siehe auch Dünnschliffaufnahme in Abbildung 157–rechts):

Sillimanit + Orthopyroxen ® Sapphirin + Quarz [GL 50]

Bildungstemperaturen von bis zu 1000 °C sind dafür abgeleitet worden.

3.4.1.3 Niedrigdruckmetamorphose von Peliten

Unter niedrigen Drücken, also insbesondere bei der Kontaktmetamorphose, entsteht eineandere Abfolge von Mineralen. Disthen wird nicht gebildet, und auch Granat ist meistnicht vorhanden; Cordierit tritt bereits bei erheblich niedrigeren Temperaturen auf als beider Mitteldruckmetamorphose.

ABBILDUNG 158 schematisches P–T-Diagramm zum Vergleich von Mittel- und Niedrigdruck-metamorphose von Peliten; links: Linien A–A’ und B–B’ charakterisieren Pfa-de der Mitteldruckmetamorphose, Linien C–C’ und D–D’ Pfade derNiedrigdruckmetamorphose; rechts: Reaktionen mit Chloritoid, Staurolithund Cordierit.

Ein Vergleich der verschiedenen Reaktionspfade in Abbildung 158–links zeigt, daß beiniedrigen Drücken die Paragenese der oberen Sillimanitzone Kalifeldspat + Sillimanit (GL43) erreicht wird, bevor es zur Bildung von Migmatiten kommt. Bei ganz niedrigenDrücken (Pfad D–D’) wird zudem Andalusit als Al2SiO5-Phase mit Kalifeldspat koexistieren.

º

T T

P P

A

B

C

D

A'

B'

C'

D'

„melt-in“

„melt-in“

St+M

s+Q

tzB

t+A

s+H

2O

M

s+Q

tzK

fs+A

s+H

2O

St+Qtz

Crd+As

Grt+Sil

St+Crd

Grt+Qtz+SilCrd

St+Q

tzG

rt+S

il

Cld

+Qtz

St+G

rt

Cld

+As

St+Q

tz

Cld+

Qtz

Crd

St+Grt+Qtz

Crd

a) b)

KySil

And

192

Metamorphe Gesteine

Reaktionen, bei denen Cordierit, Granat und Staurolith gebildet oder verbraucht werden,sind komplexer, weil sie neben P und T wesentlich vom Mg/Fe-Verhältnis des Gesteinsabhängen, wobei Fe von Staurolith und Granat und Mg von Cordierit stark bevorzugt wird.Bei niedrigen Drücken wird Cordierit mit sehr variablem Mg/Fe bereits bei niedrigen Tem-peraturen um 500 °C gebildet (Abbildung 158–rechts). Cordierit ist dann oft das erste typi-sche Mineral, das bei der Kontaktmetamorphose in Peliten auftritt (Fruchtschiefer oderFleckschiefer – siehe Abbildung 159–rechts). In den Buchan-Zonen der Kontaktmetamor-phose in den Schottischen Highlands wird Cordierit in Fleckschiefern durch eine kontinu-ierliche Reaktion gebildet nach:

Chlorit + Muskovit ® Cordierit + Biotit + Quarz + H2O [GL 51]

ABBILDUNG 159 Dünnschliffaufnahmen von Metapeliten der Niedrigdruckmetamorphose;links: Andalusithornfels (gekreuzte Polarisatoren, 14fache Vergrößerung),zwei Porphyroblasten der Varietät Chiastolith sind zu sehen, die randlich zueinem Saum von Phyllosilikaten abgebaut sind; die Matrix besteht ausQuarz, Chlorit, Biotit, Muskovit und Graphit; rechts: Cordierit-Andalusit-Hornfels (Fleckschiefer) (parallele Polarisatoren, 20fache Vergrößerung).

Diese Reaktion wird zunächst in Gesteinen mit relativ hohem Mg/Fe einsetzen. Andalusitbildet sich bei niedrigem P in vielen Peliten nach

Chlorit + Muskovit + Quarz ® Cordierit + Andalusit + Biotit + H2O [GL 52]

bei etwas höherer Temperatur. Dadurch wird die obere Stabilitätsgrenze von Chlorit inMuskovit-Quarz-Schiefern markiert. Die Koexistenz von Cordierit und Andalusit wirddamit auch in Metapeliten ermöglicht, die im AFM-Diagramm unterhalb des Chlorits lie-gen. In Gesteinen, in denen Chlorit bereits durch die Reaktion GL 51 verbraucht wurde,kann bei noch etwas höheren Temperaturen Andalusit durch

193

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

Cordierit + Muskovit + Quarz ® Biotit + Andalusit + H2O [GL 53]

gebildet werden. Die Sillimanitzone wird unter niedrigen Drücken durch die polymorpheUmwandlung von Andalusit erreicht; weitere Bildung von Sillimanit ist durch eine Reak-tion analog GL 53 möglich. In der oberen Sillimanitzone kommt es dann noch zur Bildungvon Kalifeldspat durch Abbau von Muskovit nach GL 43.

3.4.1.4 Hochdruckmetamorphose von Peliten

In Hochdruckfazies geprägteMetapelite treten relativ sel-ten iauf. Metasedimente mitder Zusammensetzung vonGrauwacken kommen dage-gen häufiger vor, vor allem inder Umrandung des Pazifiks.Im mediterranen Raum kom-men aber auch echte Meta-pelite in Hochdruckfaziesvor. Biotit fehlt in Metapeli-ten der Hochdruckmetamor-phose; dafür ist phengiti-scher Muskovi t wei tverbreitet. Abbildung 160gibt die ungefähre Lage eini-ger Phasengrenzen bzw.Reaktionen an, die bei derSubduktion von Metapelitenein Rolle spielen. Sudoit, eindioktaedr i scher Chlor i tMg2(Al,Fe)3 Si3AlO10 (OH)8,scheint ein typisches Mineralbei sehr niedrigen Tempera-turen und hohen Drücken zusein. Bei Druckerhöhungwird er von Karpho l i th(Mg,Fe)Al2Si2O6(OH)4 abge-löst, einem Mineral, das auchbei der Mitteldruckmetamor-phose von Peliten bei sehrniedrigen Temperaturen alsMn-reiches Endglied vor-kommt. Bei Temperaturerhöhung bei ungefähr konstantem Druck würde Fe-reicher Kar-pholith in Chloritoid + Quarz + H2O zerfallen.

Die Hochdruckmetamorphose von Peliten läßt sich in vier Zonen unterteilen (Abbildung161), basierend im wesentlichen auf Untersuchungen in den Westalpen3–11. Dort findetman bei den niedrigsten Metamorphosegraden die Paragenese Pyrophyllit + Chlorit undselten auch Fe-reichen Karpholith. Bei höheren Drücken wird die Paragenese Fe-reicherChloritoid + Mg-reicher Karpholith stabil mit Pyrophyllit oder Chlorit. Weitere Erhöhungdes Metamorphosegrades bewirkt den Abbau von Pyrophyllit zugunsten von Disthen;Chlorit wird abgebaut, und es entstehen Mg-reicher Chloritoid, Granat und Talk:

3–11. C. Chopin & W. Schreyer (1983) Magnesiocarpholite and magnesiochloritoid: two index mineralsof pelitic blueschists and their preliminary phase relations in the model system MgO – Al2O3 – SiO2 – H2O,American Journal of Science 283A, 72–96

200 300 400 500 600Temperatur [8C]

Dru

ck [

kbar

]

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

Chlorit+

DisthenPyro-phyllit

Karp

holit

hCh

l+Ky

Prl+

Chl

Diaspor

Kaolinit

Chl+Ky

Tlc+Ky

98C/km

+ Quarz+ H2O

KySil

And

Cel + Chl

Ms+Phl+Qtz+H2OKarpholithSudoit

Karpholith

Mcp+

Cld

P–T-Pfad derMetamorphose

ABBILDUNG 160 P–T-Diagramm für Metapelite bei hohenDrücken; ein hypothetischer Subduktionspfad ist eingetragen.Die Lage der Phasengrenzen ist nicht in allen Fällen sicher be-kannt. Die 9 °C/km-Geotherme wird als ungefähre Untergren-ze der auf der Erde verwirklichten P–T-Relationen angesehen;cel = Celadonit K(Mg,Fe)(Fe,Al)Si4O10(OH)2, Mcp = Mg-Kar-pholith.

194

Metamorphe Gesteine

Fe-Chlorit + Quarz ® Granat + Talk + H2O [GL 54]

Fe,Mg-Chlorit + Quarz ® Fe,Mg-Chloritoid + Talk + H2O [GL 55]

Mg-Chlorit + Quarz ® Disthen + Talk + H2O [GL 56]

Die Assoziation von phengitischem Muskovit + Talk als Hauptminerale bewirkt, daß Meta-pelite in Hochdruckfazies helle feinkörnige Gesteine sein können, denen der Name Weiß-schiefer gegeben wurde. Mit solchen Gesteinen assoziiert findet man auch Coesit, eineHochdruckmodifikation des SiO2, die Bildungsdrücke von mehr als 25 kbar erfordert. Coe-sit wurde zuerst in Pyropquarziten in der südlichen Dora Maira in den italienischen West-alpen im Gebiet zwischen den Flüssen Po und Varaita gefunden3–12.

ABBILDUNG 161 AFM-Diagramme für die Hochdruckmetamorphose von Peliten; a) Pyrophyl-lit-Chloritzone, b) Chloritoid-Karpholitzone, c) Disthen-Chloritzone und d)Talk-Disthenzone; alle Paragenesen enthalten zusätzlich phengitischen Mus-kovit und Quarz; cp = Karpholith

3.4.1.5 P–T-Bedingungen der Metamorphose von Peliten

Zur Bestimmung von Druck und Temperatur der Metamorphose von Peliten ist das SystemAl2SiO5 von besonderer Bedeutung. Zahlreiche Experimente zur Eichung dieses Systems

3–12. C. Chopin (1984) Coesite and pure pyrope in high-grade blueschists of the Western Alps: a firstrecord and some consequences. Contributions to Mineralogy and Petrology 86, 107–118

F

A

M

Fe-Cp Mg-Cp

Tlc

Tlc Tlc

Tlc

Chl

Chl

Chl

Ky Ky

Fe-Cld

Prl Prl

Cld Cld

Grt Grt

F

A

M

F

A

MF

A

M

a) b)

c) d)

195

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

haben dabei z.T. widersprüchliche Ergebnisse geliefert (Abbildung 162). Der Stabilitätsbe-reich von Disthen ist wohl recht gut bekannt, aber die Transformation von Sillimanit nachAndalusit verläuft extrem träge und hängt zusätzlich davon ab, in welcher Ausbildung derSillimanit in den Experimenten eingesetzt wird – in Form sehr kleiner nadeliger Kristalle(Fibrolith) oder als größere prismatische Kristalle. Im allgemeinen setzt man für die Lagedes Tripelpunktes eine Temperatur von ca. 500 °C an (Punkt H).

ABBILDUNG 162 Das System Al2SiO5 auf Grund experimenteller Eichungen; H = Lage des Tri-pelpunktes bei Verwendung von prismatischem Sillimanit; RGB = Lage beiVerwendung von fibrolithischem Sillimanit; „prismatischer Sil. 1“ und „pris-matischer Sil. 2“ sind Lagen der univarianten Kurve Andalusit Sillimanitfür verschiedene natürliche prismatische Sillimanite auf Grund von thermo-dynamischen Berechnungen, „Fibrolith“-Kurve desgleichen für Fibrolith.

Das petrogenetische Netz von Abbildung 139, Seite 174 kann verwendet werden, um dieBildungsbedingungen von Metapeliten abzuschätzen. Daraus ist allerdings ersichtlich, daßnur wenige brauchbare Geobarometer für solche Gesteine existieren. Als weiteres Barome-ter läßt sich in der Disthenzone zuweilen noch die Bildung von Rutil verwenden:

Ilmenit + Disthen + Quarz Almandin + Rutil [GL 57]

Da die Ti-Gehalte von Peliten allenfalls 1 – 2% betragen, wird bei steigendem Druck imNormalfall nur der Ilmenit verbraucht. Diese Reaktion ist zur Druckabschätzung gut geeig-net, weil die an ihr teilhabenden Phasen näherungsweise den in der Natur vorkommendenPhasen entsprechen, d.h. insbesondere daß die in Metapeliten vorkommenden Granatereich an Almandinkomponente sind; die experimentellen Ergebnisse sind daher leicht aufMetapelite übertragbar.

prismatischer Sillimanit 1

prismatischer Sillimanit 2

Sillimanit

Andalusit

Disthen

Fibrolith

RGB

H

500 600 700 800Temperatur [8C]

Dru

ck [

kbar

]

1

2

3

4

5

6

7

8

9

0

º

º

196

Metamorphe Gesteine

3.4.2 Die Metamorphose mafischer Gesteine

Mafische Metamorphite leiten sich aus basaltischen und mit Einschränkungen aus andesi-tischen Vulkaniten, seltener aus deren Tiefengesteinsäquivalenten oder Tuffen ab undkommen in praktisch allen Orogengürteln vor. Die Paragenesen, die in basischen Meta-morphiten angetroffen werden, dienten zur Fazieseinteilung der Metamorphose (verglei-che Abbildung 130, Seite 160).

Zwischen der Metamorphose von Peliten und der von Mafiten gibt es zwei entscheidendeUnterschiede. Zum einen sind Mafite zu Beginn der Metamorphose meist relativ trockeneGesteine, während Pelite beträchtliche Mengen an H2O in gebundener oder freier Formenthalten. Zum einen sind in mafischen Gesteinen mehr und z.T. andere Hauptkompo-nenten zu berücksichtigen als in Metapeliten. Dennoch ist die Anzahl der auftretendenMinerale oft geringer, weil insbesondere die Amphibole eine große Zahl an Hauptkompo-nenten aufnehmen können. Viele Reaktionen sind kontinuierlich und laufen überbeträchtliche P–T-Intervalle ab.

3.4.2.1 Darstellung der Zusammensetzung von Metabasiten

ABBILDUNG 163 Position wichtiger in Metabasiten auftretender Minerale im ACF-Diagramm(oben links), ACFN-Diagramm (oben rechts), ACFM-Diagramm (unten links)und AFM-Diagramm (unten rechts); man beachte besonders die große Va-riation im Mg/Fe-Verhältnis und im Al-Gehalt vieler Minerale in Metabasiten.

Basite bestehen aus mindestens den folgenden Hauptkomponenten: SiO2, Al2O3, FeO,MgO, CaO, Na2O und H2O, die zur graphischen Darstellung weiter zu reduzieren sind.

Aktinolith

Hornblende

OpxCum

Chlorit Grt

Crd Cld

St

Ky, And Sil, Prl

projiziert von Quarz,H2O und Epidot

+ Qtz+ Ep+ Pl+ H2O

Mg Fe

Al'AFM-Diagramm

Hbl

Opx

Cum

Tlc

Tr

DiDol

Chl

GrtCrd

St

Ky, And Sil, Prl

Mg

Ca

Al

Fe

Cpx

Grs

EpPl

Mrg

GedAt

h

Chlorit

Ath

Grt Alm

Cld

St

Ky, And Sil, PrlA

C FTlc

CumOpx

CpxDol

ActCalWol

Grs

PrhPmp

Ep, Zo

MrgWai, Lau, Lws, An

Chlorit

Ath

Gln

Ab, Jd

Grt Alm

Ky, And Sil, Prl

Ca

Fe+Mg

Na

Al

Tlc, Opx

CpxDol

Act

Grs

Hbl

PrhPmp

Ep, Zo

Mrg

Wai, Lau, Lws, An

197

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

Meist setzt man voraus, daß (i) SiO2-Übersättigung besteht, so daß freier Quarz vorhandenist, und (ii) soll H2O im Überschuß vorliegen. Beide Annahmen sind sicherlich längst nichtimmer gerechtfertigt. Damit verbleiben fünf Komponenten, aus denen von Fall zu Fall ver-schiedene Diagramme konstruiert werden:

1. Das ACF-Diagramm hat die Eckpunkte A = AlO1.5, C = CaO und F = FeO + MgO. VonEskola wurde es ursprünglich benutzt mit einer etwas anderen A-Koordinate [A =Al2O3 + Fe2O3 – (K2O + Na2O)]. Die Tatsache, daß Metabasite oft weniger Phasen ent-halten als wesentliche Komponenten im System vorhanden sind, bewirkt leider, daßin diesem Diagramm Dreiphasendreiecke isobar-isotherm noch einen oder mehrereFreiheitsgrade aufweisen können und daß sich kreuzende Konoden nicht unbedingtReaktionsbeziehungen darstellen müssen.

2. Im ACFN-Diagramm wird zusätzlich das Na2O aufgetragen [N = NaO1/2]. Dieses Dia-gramm ermöglicht eine bessere Darstellung von Amphibol-/Plagioklasgleichgewichtenals das ACF-Diagramm.

3. Das ACFM-Diagramm berücksichtigt, daß viele Mg-Fe-Minerale diese beiden Elementeunterschiedlich bevorzugt in ihr Gitter einbauen. Falls in der zu untersuchenden Ge-steinssuite Plagioklas als Überschußphase vorhanden ist, kann eine Projektion vondiesem Mineral in das Tetraeder AlO1.5 – CaO – FeO – MgO vorgenommen werden,wobei idealerweise von der tatsächlichen Zusammensetzung der Plagioklase projiziertwerden sollte. Da das in der Praxis nicht immer möglich ist, weil deren Zusammenset-zung sowohl von der Pauschalzusammensetzung des Gesteins als auch vom Metamor-phosegrad abhängt, kann man An33 als Kompromiß wählen.

4. Schließlich läßt sich auch noch das AFM-Diagramm verwenden, indem eine Projektionvon einer Ca-Phase, z.B. Epidot auf die AFM-Ebene gemacht wird. Da im (Klino)Zoisitdas Ca/Al-Verhältnis 2/3 ist, muß der Al-Anteil der A-Komponente um das Al im Epidotverringert werden, also z.B. A = 1/2 AlO1.5 – 3/4 CaO. Traditionell sind in der AFM-Dar-stellung für Metapelite bzw. für Metabasite die F- und M-Seite vertauscht, ohne daß esdafür einen Grund gäbe.

3.4.2.2 Metabasite bei niedrigsten Metamorphosegraden

Mafische Magmatite, die in Sedimente eingeschaltet sind (Laven, Tuffe), erleiden bereitsbei Temperaturen unterhalb von ca. 200 °C durch die Infiltration von H2O aus den Sedi-menten Reaktionen, die sich zur Temperatur- und Druckbestimmung nutzen lassen, wäh-rend unter denselben Bedingungen in Metapeliten noch keine für die Faziesgliederungnützliche Reaktionen ablaufen. Die niedrigst temperierte Fazies ist die Zeolithfazies, derenExistenz erst in den fünfziger Jahren auf der Südinsel von Neuseeland erkannt wurde(Abbildung 164). Typlokalität für die Zeolithfazies sind die Taringatura Hills, die aus einerca. 9 km mächtigen Abfolge von Grauwacken und Tuffen triadischen Alters bestehen. DieTuffe sind zwar andesitisch und saurer, aber in der Nähe kommen basische Abfolgen vor,die in der Zeolithfazies dieselbe Abfolge von Mineralreaktionen zeigen. Der Metamorpho-segrad ist allein durch die Tiefe der Versenkung – also den Druck – bestimmt; die Gesteins-deformation spielt keine Rolle. Daher gilt dies als Musterbeispiel für eine Versenkungsmeta-morphose.

Die Tuffe sind reich an Glas und daher besonders anfällig für metamorphe Veränderungenbei Zutritt von Wasser. In den oberen 5 km treten die magmatischen Plagioklase unverän-dert auf; Neubildungen durch Verdrängung von Glas sind die Zeolithe Heulandit[CaAl2Si7O18´6H2O] und seltener Analcim [NaAlSi2O6´H2O]. In größerer Tiefe wird Plagio-klas durch fast reinen Albit ersetzt und die ursprünglichen Zeolithe durch Laumontit[CaAl2Si4O12´4H2O]. Die Reaktion

Analcim + Quarz ® Albit + H2O [GL 58]

markiert die obere thermische Stabilität von Analcim neben Quarz; sie läuft nahezu druck-unabhängig bei ca. 200 °C ab und wird zuweilen als den Beginn der Metamorphose anzei-

198

Metamorphe Gesteine

gend angesehen. Chlorit tritt bei diesen Temperaturen auch bereits als Neubildung auf. Inder höchst temperierten Zone ab ca. 7 km geht die Häufigkeit des Laumontits zurück; dafürerscheinen Prehnit [Ca2Al2Si3O10(OH)2] und Pumpellyit [Ca4(Mg,Fe)Al5Si6O23 (OH)3´2H2O],die den Beginn der nächst höheren Fazies markieren.

ABBILDUNG 164 Metamorphe Zonierung des Wakatipu-Gürtels auf der Südinsel von Neu-seeland; T = Taringatura Hills

Die Prehnit-Pumpellyit-Fazies ist neben diesen Mineralen durch die Anwesenheit von Pha-sen wie Aktinolith (ein Al-armer Amphibol), Chlorit, Epidot, Albit, Quarz, Lawsonit[CaAl2Si2O7(OH)2´H2O] gekennzeichnet. In trockenen basischen Gesteinen sind relikti-sche Minerale des magmatischen Bestandes noch erhalten. Die Obergrenze dieser Fazies istbei ca. 400 °C erreicht, bei der folgende Reaktion abläuft:

Prehnit ® Zoisit + Grossular + Quarz + H2O [GL 59]

sie markiert den Übergang zur Grünschieferfazies (Abbildung 165).

Zeolithfazies und Prehnit-Pumpellyit-Fazies scheinen nicht in allen metamorphen Abfol-gen in Basiten entwickelt zu sein. Ein offensichtlicher Grund ist der, daß sich OH-haltigeMinerale nur bilden können, wenn H2O zur Verfügung steht. Ein zweiter Grund ist, daßsich Zeolithe nicht bilden, wenn die Gasphase oder fluide Phase CO2-reich ist; in diesemFall entstehen Karbonate.

Biotitzone (und höhermetamorph)

Dun MountainOphiolithgürtel

Zeolithfazies

Prehnit-Pumpellyit-Fazies

Chloritzone

Christchurch

Dunedin

1708E

468S

418S

Alpine Fault

T

199

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

ABBILDUNG 165 Abbau von Zeolithen beim Übergang zur Grünschieferfazies

3.4.2.3 Metabasite bei der Mitteldruckmetamorphose

Oft beginnt die Mitteldruckmetamorphose nicht mit einer der beiden zuvor besprochenenFazies, sondern mit der Grünschieferfazies, die zuweilen in Analogie zur Metamorphose vonPeliten in eine Chlorit- und eine Biotitzone unterschieden werden kann, zumindest in sol-chen Gebieten der Metamorphose der Barrow-Fazies, in denen Metapelite und Metabasitewechsellagern. Typische Minerale sind Chlorit, Epidot, Albit, Aktinolith, Quarz und Biotitsowie evtl. Karbonate (siehe auch Abbildung 169, Seite 203).

Beim Übergang in die Amphibolitfazies finden zwei markante Änderungen statt: Zum einenerhöht sich der An-Gehalt der Plagioklase sprunghaft; in der Grünschieferfazies steckt dasCa weitgehend im Epidot, und die Plagioklase sind fast reine Albite. Bei einer Temperaturoberhalb von ca. 500 °C findet man dagegen Oligoklase mit An>20. Dies wird der Existenzeiner Mischungslücke bei niedrigeren Temperaturen zugeschrieben, der Peristeritlücke. Daszur Bildung von Oligoklas benötigte Ca stammt aus dem Zerfall von Epidot nach einerReaktion wie

Zoisit/Epidot + Chlorit + Quarz ® Tschermakit + Anorthit + H2O [GL 60]

Mit zunehmender Temperatur der Metamorphose nimmt die Häufigkeit von Epidot daherständig ab. Zweitens nimmt die Häufigkeit von Aktinolith in der Amphibolitfazies rasch abund die von Hornblenden (Al-reich!) rasch zu. Es gibt Hinweise auf die Existenz einerMischungslücke bei diesen Temperaturen zwischen Aktinolith und Hornblende, d.h. eshandelt sich nicht um eine kontinuierliche Reaktion. Die Chlorite werden ständig Mg-rei-cher und verschwinden schließlich ganz.

Abbildung 166 zeigt die Phasenbeziehungen zwischen Epidot, Chlorit und Amphibolen inder oberen Grünschieferfazies und in der Amphibolitfazies (siehe auch Dünnschliffauf-nahme oben rechts in Abbildung 169, Seite 203). Darin ist zu erkennen, daß mit steigenderTemperatur das Stabilitätsfeld der Hornblende größer wird; im Extremfall kann ein Meta-basit nur aus Hornblende bestehen (Abbildung 166d). Charakteristische Paragenesen vonMetabasiten in der Amphibolitfazies sind jedoch Hornblende + Plagioklas ± Epidot ± Gra-nat ± Chlorit ± Quarz ± Ilmenit/Titanit.

In Metapeliten ist der Beginn der Granulitfazies durch das erste Auftreten von Orthopyro-xen definiert. In Metabasiten der Granulitfazies wird dagegen Orthopyroxen nicht immer

100 200 300 400 500

T [8C]

0

2

4

6

P [k

bar

]

LawsonitQuarz

Lws+Qtz+H2O

Lmt

Laumontit Wairakit

AnorthitQuarz

Smektite

Prehnit

Quarz

Lmt

Wai

+H2O W

aiA

n+Q

tz+H

2O Pr

ehn

it

Zo

+Grs

+Qtz

+H2O

200

Metamorphe Gesteine

gebildet. Granulite werden zwar gerne.als trockene Gesteine betrachtet; Amphibole sind aber oft vorhanden (vergleiche Dünn-schliffaufnahme unten in Abbildung 169, Seite 203) und werden nur allmählich abgebautdurch eine Reaktion wie

Hornblende + Quarz ® Orthopyroxen + Klinopyroxen + Plagioklas + H2O [GL 61]

die in Abbildung 167 dargestellt ist. Im Vergleich zu Metapeliten zeichnen sich Metabasitein der Amphibolit- und der Granulitfazies durch eine Armut an Mineralreaktionen aus, diefür geothermobarometrische Zwecke herangezogen werden können.

ABBILDUNG 166 ACF-Diagramme für den Übergang von der Grünschiefer- in die Amphi-bolitfazies; das mit „bulk“ (englisch für Gesamtgestein) bezeichnete Qua-drat repräsentiert einen typischen Metabasit; mit steigender Temperaturvon (a) nach (d) expandiert das Stabilitätsfeld der Hornblende.

Der Bereich der Granulitfazies umfaßt einen weiten Druckbereich (Abbildung 130, Seite160). Bei geringen Drücken entstandene granulitfazielle Metabasite bestehen vor allem ausOrtho- und Klinopyroxen und Plagioklas mit oder ohne Olivin, wobei vor allen Dingen dieAnwesenheit von Olivin für geringe Drücke spricht. Bei mittleren Drücken verschwindetOlivin, und Granat tritt in die Paragenese ein:

Olivin + Plagioklas ® Granat [GL 62]

Olivin + Plagioklas ® Al-Diopsid + Al-Enstatit + Quarz [GL 63]

Bei hohen Drücken verschwindet Orthopyroxen zugunsten von Granat:

Orthopyroxen + Plagioklas ® Granat + Klinopyroxen + Quarz [GL 64]

Orthopyroxen + Plagioklas ® Granat + Quarz [GL 65]

C F

A

C F

A

C F

A

C F

A

Ep

Ep Ep

Ep

Chl

Chl Chl

Chl

Act Act

Hbl

ActAct

a) b)

d)c)

bulk

bulk bulk

bulk

+ Qtz+ Ab+ H2O

+ Qtz+ Ab+ H2O

+ Qtz+ Ab+ H2O

+ Qtz+ Ab+ H2O

bulk

201

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

ABBILDUNG 167 Abbau von Amphibol in der Granulitfazies; das Feld der Hornblende wirdmit steigender Temperatur kleiner und bleibt zunächst nur noch im Innerndes ACF-Diagramms existent (oben rechts, unten links), bis es auch dort auf-hört zu bestehen, so daß nur noch die trockene granulitfazielle ParagenesePl + Opx + Cpx übrig bleibt, die sich bei weiterer Temperaturerhöhung nichtmehr ändert.

ABBILDUNG 168 schematische Darstellung einiger Koronatexturen in Granuliten zwischen Olund Pl (a, b) bzw. Opx und Pl (c, d).

Nicht selten findet man in Granuliten im Dünnschliff Koronatexturen, mit deren Hilfe sichetwas über die P–T-Geschichte aussagen läßt. Dies sind Reaktionen zwischen benachbartenMineralen, durch die ein Saum anderer Minerale um ein nicht mehr stabiles Mineral gebil-det werden. Bei Druckerhöhung können z.B. Olivin oder Orthopyroxen instabil werdenund mit benachbarten Plagioklasen reagieren (analog GL 62 – GL 65); die Reaktionspro-dukte können die nicht mehr stabilen Phasen vor dem völligen Abbau schützen (Abbil-

C

A

F

Pl

Cpx Act

Hbl

Cm

+ Qtz

C

A

F

Pl

Cpx

+ Qtz

Opx

Hbl

+ Qtz

OpxC

A

F

Pl

Cpx

+ Qtz

OpxC

A

F

Pl

Cpx

Hbl

a) b) c) d)

PlGrt

PlGrt

OmpOmp

PlGrt

PlGrt

Cpx/Pl

Symplektit

OpxOpxOpx

Ol

Opx

Ol

202

Metamorphe Gesteine

dung 168). Bei Druckerniedrigung kann Granat instabil werden und ebenfalls Koronenausbilden.

ABBILDUNG 169 Beispiele für mitteldruckmetamorphe Metabasite; oben links: grünschiefer-fazieller K-reicher Basalt („Prasinit“) mit garbenartigen Aggregaten vonStilpnomelan (einem biotitähnlichen Mineral), eingebettet in eine feinkörni-

203

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

ge Grundmasse aus Albit, Quarz (meist hell) erscheinend und Chlorit (dun-kel); die längere Kante der Aufnahme entspricht ca. 5.5 mm (gekreuztePolarisatoren); oben rechts: Metabasit aus dem Übergangsbereich zwi-schen Grünschiefer- und Amphibolitfazies mit Gängchen von Epidot im un-teren Teil der Aufnahme, Quarz, Feldspäten (meist hell oder grau) undChlorit (meist dunkel); die längere Kante der Aufnahme entspricht ca. 2.4mm (gekreuzte Polarisatoren); unten: granulitfazieller Metabasit, bestehendaus Plagioklas, Klinopyroxen (die schwach erkennbare Streifung sind Entmi-schungslamellen von Orthopyroxen) und Amphibol; längere Kante ent-spricht ca. 5.5 mm (parallele Polarisatoren).

3.4.2.4 Metabasite bei niedrigen Drücken

Basische Gesteine, die der Kontaktmetamorphose ausgesetzt sind, zeigen in ihrer Minera-logie kaum Unterschiede zu Metabasiten der Mitteldruckmetamorphose mit dem einzigenUnterschied, daß Granat bei niedrigen Drücken nicht entsteht. Darüber hinaus sind dieAmphibole oft Ca-arm (insbesondere Cummingtonite), weil bei niedrigem Druck imAmphibolgitter nur eine sehr geringe Substitution von Al gegen Fe und Mg möglich ist, sodaß das vorhandene Al vor allem an Plagioklas zu binden ist, wofür wiederum Ca benötigtwird.

3.4.2.5 Hochdruckmetamorphose von basischen Gesteinen

Bei der Subduktion ozeanischer Kruste werden aus Basalten charakteristische Hochdruck-gesteine gebildet – Blauschiefer und Eklogite. In einigen metamorphen Terrains kann auchder Übergang von niedriggradiger Metamorphose in die Blauschieferfazies verfolgt werden,so auf Neukaledonien (Abbildung 170), wo die Metamorphose im wesentlichen im Oligo-zän stattfand. Bei den niedrigsten Metamorphosegraden sind die magmatischen Gefügeder Basite noch erhalten; Neubildungen sind Chlorit, Hellglimmer und Albit. An der erstenkartierbaren Isograde tritt Pumpellyit in die Paragenese ein; Stilpnomelan und Aktinolithtreten fast parallel dazu auf. An der Grenze zur nächst höheren Zone taucht Lawsonit auf;da fast gleichzeitig Alkaliamphibole der Reihe Glaukophan – Crossit in die Paragenese ein-treten, ist diese Zone der Blauschieferfazies zuzuordnen. Die nächste markante Isogradekennzeichnet das erste Auftauchen von Epidot; ungefähr parallel damit geht die Zerstö-rung der magmatischen Texturen, Omphacit ersetzt die magmatischen Klinopyroxene,und etwas höher im Profil tritt Granat auf, während Lawsonit verschwindet. Da Glauko-phan und Albit nach wie vor vorhanden sind, wird die Epidotzone noch der Blauschiefer-fazies zugerechnet, auch wenn die charakteristische Paragenese von Eklogiten (Omphacit+ Granat) bereits vorhanden ist. Am Ende der Abfolge tritt noch Hornblende auf, derenExistenz höhere Temperaturen belegt.

Der Übergang von der Blauschiefer- in die Eklogitfazies ist schwer zu definieren, weil einer-seits eklogitfazielle Paragenesen schon in der Blauschieferfazies vorkommen, andererseitsaber auch Glaukophan, in Abhängigkeit von der Pauschalzusammensetzung des Gesteins,in der Eklogitfazies auftreten kann. Bedingung für die Ansprache eines Hochdruckbasits alsEklogit ist jedoch die Abwesenheit von Feldspäten. Daher kann eine Reaktion wie

Albit + Epidot + Glaukophan ® Omphacit + Paragonit + Hornblende + H2O [GL 66]

den Übergang zur Eklogitfazies markieren. Eine weitere Abbaureaktion von Glaukophan,die ebenfalls das Ende der Blauschieferfazies definieren kann, lautet:

Glaukophan + Paragonit ® Mg-Granat + Na-Klinopyroxen + Quarz + H2O [GL 67]

Übergänge von der Grünschiefer- in die Blauschieferfazies werden in der Natur ebenfallsangetroffen. Reaktionen, die charakteristische Paragenesen beider Fazies verbinden, lassensich z.B. formulieren als:

Albit + Chlorit + Aktinolith ® Glaukophan + Lawsonit [GL 68]

204

Metamorphe Gesteine

Albit + Chlorit + Aktinolith + H2O ® Glaukophan + (Klino)Zoisit + Quarz [GL 69]

Unter oxidierenderen Bedingungen tritt Fe3+ in der letzten Reaktion nur in die Mineraleauf der rechten Seite der Gleichung unter Bildung von Crossit und Epidot ein, während aufder linken Seite der Reaktion eine Fe-Oxidphase erscheint. Im Effekt wird dadurch der Sta-bilitätsbereich der blauschieferfaziellen Paragenese zu niedrigeren Drücken hin erweitert.Das mag eine Erklärung für das gelegentliche Auftreten von wechsellagernden Basiten inBlauschiefer- und Grünschieferfazies liefern; die grünschieferfaziellen Lagen sind reduzier-ter, so daß die Blauschieferparagenese bei identischen P–T-Bedingungen noch nicht stabi-lisiert wurde. Eine Dünnschliffaufnahme eines blauschieferfaziellen Metabasits ist in Abbil-dung 171 gezeigt.

ABBILDUNG 170 links: Skizze der metamorphen Zonen im Norden von Neukaledonien;rechts: metamorpher Mineralbestand der einzelnen Zonen

Die Eklogitfazies schließt sich zu höheren Drücken und Temperaturen an die Blauschiefer-fazies an. Typische Minerale, die neben Omphacit und Granat oft vorhanden sind, umfas-sen Rutil, Quarz, Amphibol (siehe auch Abbildung 171), Erz (Pyrit, Pyrrhotin), Zoisit undDisthen. Seltene Funde von Coesit als Einschluß in Granat belegen, daß die Bildungs-drücke, ähnlich wie bei Weißschiefern, bei mindestens 25 kbar gelegen haben können. Zuniedrigen Temperaturen hin (bei » 500 °C) können Blauschiefer und Eklogite koexistieren,wobei niedrige H2O-Partialdrücke wohl Eklogit stabilisieren werden.

3.4.2.6 P–T-Bedingungen der Metamorphose von Basiten

Ein petrogenetisches Netz für Metabasite ist in Abbildung 172 gezeigt. Man erkennt daran,daß bei niedrigen Temperaturen mehrere Reaktionen zum Zweck von Geothermometrieund Geobarometrie nutzbar sind. Auch für hohe Drücke lassen sich oft ungefähre P–T-Bedingungen ableiten. Im Bereich mittlerer Drücke und mäßiger bis hoher Temperaturen(Amphibolit- und Granulitfazies) fehlen jedoch brauchbare Reaktionen weitgehend. DieAnwesenheit von Pyroxenen in Granuliten läßt sich immerhin zur Abschätzung der Bil-

metamorpheZonen:

niedr.Grad Lawsonit L.E.T. Epidot

Chlorit

Phengit

Paragonit

Na-Amphibol

Aktinolith

Hornblende

Omphacit

Epidot

Lawsonit

Pumpellyit

Stilpnomelan

Albit

Granat

5 km

L.E.T.-Zo

ne

Südwest-pazifik

Nouméa

Lawso

nit-o

ut

Pump

ellyit-inLaw

son

it-in

Epid

ot-in

Lawsonitzone

Omphacit-in

Epidotzone

Ho

rnb

lend

e-in

n i e d r i g -

g r a d i g e

Z o n e

205

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

dungstemperatur verwenden; das Auftreten von Olivin spricht neben sehr hohen Tempe-raturen zusätzlich für geringe Bildungsdrücke.

ABBILDUNG 171 Metabasite in der Hochdruckmetamorphose; links: Glaukophanschiefer, be-stehend aus Glaukophan (blau, violett), Jadeit (grün), Granat (braun), Titanit(dunkel) und etwas Quarz (hell); rechts: Eklogit mit großen Granaten(bräunlich) und Omphaciten (grünlich) sowie kleinen Rutilen (dunkel);etwas ungewöhnlich für Eklogite ist das Vorkommen von Amphibol (olivgrü-ner Kristall im Zentrum), der den Beginn einer retrograden Überprägungdes Eklogits andeutet; die längere Bildkante entspricht in beiden Fällen ca.1.8 mm (parallele Polarisatoren).

Einige weitere Punkte verdienen noch besondere Kommentierung: Bislang ist im Experi-ment kein echter Glaukophan synthetisiert worden; natürliche Glaukophane werden imExperiment dagegen zu Na-Glimmern abgebaut. Daher ist auch der Existenzbereich vonBlauschiefern nicht gesichert bekannt (in Abbildung 172 als weit gestrichelte Linie für denGlaukophan dargestellt). Aus diesem Grund werden Abschätzungen der Entstehungsbe-dingungen von Blauschiefern und auch von Eklogiten über den Zerfall von Albit in Jadeit+ SiO2 vorgenommen. Da die in den Hochdruckgesteinen vorkommenden Pyroxenejedoch keine reinen Jadeite sind, muß die Abschätzung die tatsächliche Zusammensetzungdes vorhandenen Omphacits berücksichtigen (vergleiche Abbildung 173 sowie Abbildung140, Seite 175); da Plagioklas in Eklogiten definitionsgemäß abwesend ist, kann nur einMindestdruck für die Bildung angegeben werden. Ein maximaler Bildungsdruck läßt sicherrechnen, wenn der Eklogit Paragonit als primären Glimmer enthält, da dieser oberhalbvon ca. 25 kbar nicht mehr stabil ist.

206

Metamorphe Gesteine

ABBILDUNG 172 petrogenetisches Netz für Metabasite für PH2O = Ptotal; Ab = Albit, Anl = Anal-cim, Act = Aktinolith, Arg = Aragonit, Chl = Chlorit, Cpx = Klinopyroxen, Cal= Calcit, Ep = Epidot, Gln = Glaukophan, Grs = Grossular, Jd = Jadeit, Ky =Disthen, Lws = Lawsonit, Lmt = Laumontit, Ol = Olivin, Opx = Orthopyro-xen, Pg = Paragonit, Prh = Prehnit, Pmp = Pumpellyit, Qtz = Quarz, Tlc =Talk, Wai = Wairakit, Zo = Zoisit. Bei Drücken ungefähr oberhalb und Tem-peraturen unterhalb der dicken gestrichelten Kurve ist Glaukophan stabil.Unter den beiden dünnen gestrichelt dargestellten Reaktionskurven Pmp +Chl + Qtz = Ep + Act + H2O gilt die linke für natürliche Minerale und dierechte für Mg-Al-Pumpellyit.

3.4.2.7 Ozeanbodenmetamorphose

Normalerweise verläuft die Metamorphose isochemisch, d.h. unter weitgehend geschlosse-nen Bedingungen. Wenn Fluide an Reaktionen teilhaben, sind ihre Mengen meist klein imVergleich zu den Gesteinsmengen. Ausnahmen bilden die Metamorphose von Karbonatge-steinen und die Ozeanbodenmetamorphose. Im Fall der letzteren werden große Mengenan Meerwasser in der Nähe der aktiven ozeanischen Spreizungszentren an Brüchen in diewarme Basaltkruste „gepumpt“. Bei ihrer Zirkulation bis in wenige km Tiefe heizt es sichnahe dem Kontakt zu Magmenkammern auf bis auf Temperaturen von mehr als 350 °C

Opx

-in

200 300

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

22

24

400

Zo+G

rs+Qtz+H

2 O

Prh

500 600 700

Temperatur [8C]

Dru

ck [

Kb

ar]

Cpx-in

Ol-i

nLmt

Wai+H 2O

Ab+H2 O

Anl+Qtz

Lws+H2O+Qtz

Lmt

Gln

Pmp+Act+Q

tz

Prh+Chl+H2 O

Arg

Cal

Pmp+

Chl

+Qtz

Ep+A

ct+H

2O

Lws+

AbZo

+Pg+

Qtz

+H2O

Lws+

JdZo

+Pg+

Qtz

+H2O

Tlc+Ky+H2 O

Mg-C

hl+Qtz

Gln

Lws

Zo+K

y+Q

tz+H

2O

Jd+Ky+H2OPg

207

Beispiele für die Metamorphose von Gesteinstypen

und dringt unmittelbar über den Spreizungszentren in Hydrothermalfeldern wieder an denMeeresboden aus. Diese heißen Fluide sind extrem reaktiv und bewirken einen erheblichenStoffumsatz; die hydrothermal umgewandelten Basalte sind als Spilite bekannt. Per Saldoverliert der Basalt Ca und Si und gewinnt z.B. Na und Mg aus dem Meerwasser; in benach-barten Partien kann es zur Anreicherung von Ca und zur Bildung von Gesteinen kommen,die reich an Calcit oder Epidot sind. Mit steigender Temperatur entstehen Zeolithe (Zeo-lithfazies), Prehnit, Chlorit, Calcit, Epidot (Prehnit-Pumpellyit-Fazies), Aktinolith, Tremo-lit, Albit, Hornblende, Chlorit, Talk, Epidot, Titanit (Grünschieferfazies). Die GibbsschePhasenregel ist auf solche Gesteine nur abgewandelt anwendbar. Höher metamorphe Äqui-valente solcher Mg-reichen, Ca-armen Gesteine mögen Cordierit-Anthophyllit-Gesteinedarstellen, die in geringer Menge innerhalb vieler Amphibolitkomplexe auftreten und fürdie sich kein Edukt rein magmatischer Entstehung vorstellen läßt.

ABBILDUNG 173 Einige Mineralgleichgewichte in Metabasiten bei hohen Drücken; die gestri-chelte Linie markiert ungefähr die Stabilitätsgrenze von Plagioklas in Basiten;im blauen Feld vollzieht sich der Zerfall von Plagioklas in jadeitischen Cpx +Quarz bei variabler Gesteinszusammensetzung; „a“ steht für die Aktivitätvon An bzw. Ab im Plagioklas oder Grs im Granat. Die Punkte A, B und C sindBereiche, in denen verschiedene univariante Reaktionen nahe beinander lie-gen, also keine invarianten Punkte.

200 300 400 500 600 700 800

Temperatur [8C]

5

10

15

20

Dru

ck [

kbar

]

Pg+Q

tz

Ab+A

ls+Fl

uid

Albit

Jadeit+Quarz

Eklogit

Granulit

Blau-schiefer

Plagioklasabwesend

reiner Jd + Ab

aAb=0.9aJd=0.5

aAb=0.7aJd=0.2

aAn=0.7aZo=1

aAn=0.3aGrs=0.2

2Zo+Ky+Qtz

4An+H2O

Grs+2Ky+Qtz

3An

Prp+3Jd+2Qtz+2H

2 O

Gln+Pg

auf der Erde nichtverwirklichterP-T-Bereich

A

B

C

Plagioklasanwesend

AmphibolitGrünschiefer

208

Lagerstätten

4.0 Lagerstätten

4.1 Allgemeine BemerkungenDie Lagerstättenkunde ist die Sparte der Geowissenschaften, die sich mit dem Auffinden,der Erkundung und Erschließung anorganischer und fossiler organischer Rohstoffe be-schäftigt. Außerdem versucht sie, ihr Vorkommen in Raum und Zeit zu verstehen, um einesystematische Suche nach neuen Lagerstätten zu ermöglichen, da unsere Zivilisation in ho-hem Maß von der Verfügbarkeit von Rohstoffen abhängt. Die organischen Rohstoffe Erdöl,Erdgas und Kohle werden mit Ausnahme der Gashydrate (Seite 256) nicht besprochen. Ta-belle 20 gibt einen Überblick über die Häufigkeit wichtiger Elemente in der Natur, die Artihres Vorkommens sowie ihre Verwendung in Industrie und Technik.

Die anorganischen Rohstoffe werden in Erze und Nichterze unterschieden. Erze im engerenSinn sind Mineralaggregate oder Gesteine, aus denen Metalle wirtschaftlich gewonnenwerden können (metallische Rohstoffe). Die Nichterze (nichtmetallische Rohstoffe) umfassenIndustrieminerale und Erden. Industrieminerale sind abbauwürdige Anreicherungen nutz-barer Minerale (z.B. Phosphate, Salze, Flußspat, Talk); Erden sind ökonomisch wertvolleKonzentrationen von feinkörnigen Lockermaterialien wie Tone (insbesondere Kaolin –Porzellanerde), Bauxite oder Kieselgur (Diatomeenerde).

In einer Lagerstätte sindErze oder Nichterze im-mer über ihren geochemi-schen Durchschnitt ange-reichert. Das wertloseBegleitmaterial ist dieGangart. Tabelle 21 aufSeite 213 gibt einen Über-blick, bei ungefähr wel-chem Anreicherungsfak-tor e ine Lagers tä t teabbauwürdig wird. Abbil-dung 174 zeigt darüberhinaus für eine Reihe vonLagerstätten, bei welchentypischen Gehalten desangereicherten Mineralsoder Gesteins eine Lager-stätte abgebaut wird. Dar-aus ist ersichtlich, daßErzlagerstätten in der Re-gel bei geringeren Gehal-ten der Mineralisation ab-gebaut werden a l sLagerstätten von minera-lischen Rohstoffen odervon Erden. Ob eine Lager-stätte abbauwürdig ist,hängt neben der Anrei-cherung von einer Reiheanderer Faktoren ab, z.B.vom Weltmarktpreis, vonden technischen Mög-lichkeiten (z.B. Abbau amMeeresboden), von politischen Gegebenheiten und Vorgaben.

geologische Kontinuitäthoch niedrighoch: 100%

60%

30%

10%

1%

0.1%

30ppm

niedrig: 1ppmPipes mit Diamanten

alluviales Au

stratiforme PGE

stratiformes Au

Gold in Gängen

porphyrisches Mo

porphyrisches Cu W-Skarne

Rotschiefer mit Custratiformes Sn

stratiformes Ni

Mississippi-Valley-TypPb-Zn

stratiformes Cu–Zn–Pb±Au,Agin Vulkaniten

stratiformes Pb–Zn±Agin Sedimenten

sedimentäres Mn

Phosphorite

Bauxite

„Iron formation“

stratiformer Baryt

podiformes Cr

Gips

stratiformesCr

Kohle

Salz

fein verteiltes(„disseminated“) Au

un

gef

ähre

r A

nte

il d

er E

rzm

iner

ale

ABBILDUNG 174 Typische Konzentrationen von Mineralen in La-gerstätten und geologisches Durchhalten der Mineralisation

209

Allgemeine Bemerkungen

TABELLE 20: Häufigkeit, Vorkommen und Verwendung wichtiger ElementeElement [Häufig-keit in Erdkruste]

wichtige Minerale oder sonstiges Vorkom-men Verwendung z.B. in

Aluminium [7.9%]

Bauxit mit den Mineralen Gibbsit Al(OH)3, Böhmit und Diaspor (beide AlOOH) als Pro-dukte tropischer und subtropischer lateritischer Verwitterung von feldspatreichen Gesteinen

als Leichtmetall im Fahrzeugbau, als Ver-packungsmaterial, in der Elektrotechnik; oxi-disch in der Feuerfestindustrie, Schleifmittel; hydroxidisch als Füllmittel in Kunststoff und Papier, als Adsorbens bei der Erdöl- und Erdgas-verarbeitung

Antimon (Sb) [0.2ppm]

Antimonit Sb2S3, Tetraedrit Cu12Sb4S13 in Cu–Pb–Zn-Lagerstätten

Batterien, Gläser, Keramik, Speziallegierungen, Pigmente in Farben und Kunststoffen

Arsen (As) [2.5ppm]

Tennantit Cu12As4S13, Arsenopyrit FeAsS, Real-gar AsS in Cu–Pb–Zn-Lagerstätten

Holzschutzmittel, Herbizide, Halbleiter

Blei (Pb) [12ppm] Galenit (Bleiglanz) PbS in hydrothermalen Lagerstätten (Gänge, Massivsulfide) und sedi-mentären Lagerstätten (Mississippi-Valley, strati-forme Typen)

Batterien, Gläser, Keramik; früher: in Benzin, Farben

Beryllium (Be) [1.7ppm]

Beryll Be3Al2Si6O18 in Granitpegmatiten, Bert-randit Be4Si2O7(OH)2 in rhyolithischen hydro-thermalen Zonen

Speziallegierungen

Bor (B) [15ppm] Borax Na2B4O7´10H2O, Kernit Na2B4O7´4H2O, Solen

Glasprodukte, Reinigungsmittel, Fasern

Brom (Br) [1ppm] Solen Additive für Benzin

Cadmium (Cd) [80ppb]

Nebenbestandteil von Zinkblende Batterien, Pigmente, Kunststoffe, Legierungen mit niedrigem Schmelzpunkt

Calcium (Ca) [4.0%]

Calcit CaCO3, Gips CaSO4´2H2O, Anhydrit CaSO4 sedimentärer Vorkommen

kaum Verwendung als Metall: starkes Reduk-tionsmittel zur Herstellung anderer unedler Metalle; Karbonat und Sulfat in der Baustoff-industrie, Karbonat als Düngemittel; oxidisch in der Feuerfestindustrie

Chlor (Cl) [200ppm]

Halit NaCl, Solen Kunststoffe, Papierherstellung

Chrom (Cr) [105ppm]

Chromit (Fe,Mg)(Cr,Al)2O4 in Lagenintrusionen oder Erdmantelgesteinen

Stahl, Pigmente

Eisen (Fe) [5%] Magnetit Fe3O4, Hämatit Fe2O3 in magmati-schen (Lagenintrusionen, submarin-vulkanisch-sedimentär) und sedimentären (banded iron formation) Lagerstätten

Eisen und Stahl für die Bauindustrie, Transport-wesen, Maschinenbau

Fluor (F) [600ppm]

Fluorit CaF2 Flußmittel für Stahl und Aluminiumherstellung, Schweißdrähte, Zugabe zu Trinkwasser

Gallium (Ga) [17ppm]

Spurenelement in Bauxiten und in Zinkblende Halbleiter, lichtemittierende Dioden, Laser

Germanium (Ge) [1.5ppm]

Spurenelement in Zinkblende; Asche Halbleiter, Infrarotoptik, Katalysatoren, Phosphore

Gold (Au) [2ppb] als Element; Telluride wie Calaverit AuTe2 oder Sylvanit (Au,Ag)2S4 in hydrothermalen Quarz-gängen; früher in Seifen

Elektrotechnik, medizinische Zwecke, Schmuck, Währungsreserven

Hafnium (Hf) [4ppm]

als Nebenelement in Zirkon ZrSiO4 Speziallegierungen

Indium (In) [50ppb]

fällt bei der Verarbeitung von Zinkblende an Elektronikindustrie, Legierungen, Kontroll-brennstäbe in Kernreaktoren, Glasüberzüge von Flüssigkristallanzeigen

Jod (I) [0.8ppm] Solen Farbstoffe, Antibiotika, Jodsalz

210

Lagerstätten

Kalium (K) [1.7%] Sylvin KCl, Langbeinit 2MgSO4´K2SO4, Carnallit KCl´MgCl2´6H2O aus Evaporiten

Düngemittel

Kobalt (Co) [25ppm]

Cu-Sulfide, insbes. Chalkopyrit in stratiformen Kupferlagerstätten

Spezialstähle, Pigmente, Dauermagnete

Kohlenstoff (C) [2300 ppm]

Kohle, Erdöl und Erdgas Energieträger; Rohstoffe bilden Grundlage der organischen Chemie

Kupfer (Cu) [30ppm]

Chalkopyrit (Kupferkies) CuFeS2, Bornit (Bunt-kupferkies) Cu5FeS4, Chalkosin Cu2S, Enargit Cu3AsS4 magmatischer (frühmagmatischer und hydrothermaler) Entstehung sowie stratiforme Lagerstätten in Sedimenten

Elektrotechnik, Münzen; Verarbeitung zu Mes-sing und Bronze

Lithium (Li) Solen, Lepidolith K(Li,Al)3(Si,Al)4O10(F,OH)2 Gläser, Keramik, Schmiermittel, Batterien, Alu-miniumherstellung

Magnesium (Mg) [2.3%]

Magnesit MgCO3, Dolomit CaMg(CO3)2, Meer-wasser, Salzsolen

metallisch: Leichtmetall, Bestandteil leichter korrosionsbeständiger Legierungen; als MgO und Mg2SiO4 in der Feuerfestindustrie, Dün-gemittel, Pharmazeutika

Mangan (Mn) [900ppm]

sedimentäre Lagerstätten mit Pyrolusit MnO2, Romanechit Ba0.5-2(Mn4+,Mn3+)5O8(OH)4

als Ferromanganstahl; chemische Industrie

Molybdän (Mo) [0.9ppm]

Molybdänglanz MoS2 in porphyrischen Cu,Mo-Lagerstätten

Stahl, Schmiermittel, Katalysatoren

Natrium (Na) [2.3%]

Halit NaCl in Evaporiten Lebensmittelindustrie, chemische Industrie (NaOH, Na2CO3)

Nickel (Ni) [50ppm]

Pyrrhotin Fe1–xS, Pentlandit (Ni,Fe)9S8 in Lagen-intrusionen; Garnierit (Schichtsilikat) als tropi-sches Verwitterungsprodukt von Ultramafiten

Stahl, Münzen, korrosionsbeständige Überzüge auf anderen Metallen

Niob (Nb) [12ppm]

Columbit (Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6 in Nephelinsyeni-ten und Karbonatiten

Speziallegierungen

Quecksilber (Hg) [20ppb]

Cinnabarit (Zinnober) HgS in hydrothermalen Gangvererzungen

Batterien, Farben, Fungizide, Herstellung von Cl-Gas, Thermometer

Phosphor (P) [800ppm]

Apatit Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) aus Syeniten und als Hauptbestandteil von sedimentären Phosphori-ten, Guano (tierische Exkremente)

Düngemittel

Platingruppenele-mente (PGE: Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt) [Pd 1.7, Os 0.05, Ir 0.05, Pt 1.5ppb]

als Metalle, Sulfide, Arsenide in Lagenintrusio-nen und in Seifen

Katalysatoren, Schmuckindustrie, medizinische Produkte

Schwefel (S) [400ppm]

Pyrit FeS2 magmatischer oder sedimentärer Bil-dung; elementar

Schwefelsäure für die Düngemittelindustrie (Gewinnung von „Superphosphat“ aus schwer löslichen Phosphaten), Gummi- und Kunststoff-industrie, Bleichmittel, Sprengstoffe

Seltene Erden (REE: La – Lu) [La 20, Ce 45, Nd 20, Sm 4, Eu1.2, Gd 3.6, Dy3.5, Er 2.2, Yb 2.0 Lu 0.33ppm]

Monazit (leichte REE, Th)PO4, Bastnäsit REE(CO3|F) in Seifen, Pegmatiten und Karbonatiten

Katalysatoren, Pigmente für Glas- und Keramik-industrie, Bildröhren, Laser, optische Gläser

TABELLE 20: Häufigkeit, Vorkommen und Verwendung wichtiger ElementeElement [Häufig-keit in Erdkruste]

wichtige Minerale oder sonstiges Vorkom-men Verwendung z.B. in

211

Allgemeine Bemerkungen

Eine Lagerstätte heißt syngenetisch, wenn sie zur selben Zeit entstanden ist wie der Gesteins-verband, in dem sie sich befindet. Wenn sie außerdem noch Teil der stratigraphischen Ab-folge ist, dann heißt sie stratiform. Demgegenüber ist eine epigenetische Lagerstätte späterentstanden als das Trägergestein; wenn die Mineralisation dabei an eine stratigraphischeSchicht oder zumindest an eine stratigraphische Abfolge gebunden ist, dann handelt sichum eine schichtgebundene (strata-bound) Lagerstätte. In Abbildung 175 sind zur Erläuterungdiskordante und konkordante Erzkörper skizziert.

Silizium (Si) [28.0%]

Quarzsande als Metall: Stahl (Ferrosilizium), Halbleiter, Photovoltaik (Solarzellen); Silikone, Schleifmit-tel (Siliziumkarbid); SiO2: Baustoffindustrie, Schwingquarze

Silber (Ag) [60ppb]

Nebenbestandteil in Kupfer- und Bleisulfiden; Argentit Ag2S, Fahlerze wie Tetraedrit (Cu,Fe,Ag)12Sb4S13 und Tennantit (Cu,Fe,Ag)12As4S13 in – im Fall der Silbererze – hydrothermalen Gängen, meist an intermediäre bis saure Magmen gebunden

Elektrotechnik, fotografische Filme, Schmuck-industrie

Stickstoff (N) [60ppm]

Atmosphäre N2, Nitronatrit (Natronsalpeter) NaNO3

Ammoniak für Düngemittel und chemische Reagentien, Kunststoffe, Fasern, Sprengstoffe

Tantal (Ta) [1ppm]

Tantalit (Fe,Mn)(Ta,Nb)2O6 in Nephelinsyeniten und Karbonatiten

Elektrotechnik, medizinische Zwecke; als Karbid für temperaturbeständige Werkzeuge

Thorium (Th) [5.5ppm]

Monazit (leichte REE, Th)PO4, geringe Verwendung in der Elektrotechnik, zur Legierung mit Mg; als Oxid in der optischen Industrie (Linsen), Katalysatoren

Titan (Ti) [0.45%] Rutil TiO2 aus Seifen, Ilmenit FeTiO3 aus Seifen und aus mafischen Plutoniten (Gabbros, Norite, Anorthosite)

metallisch: als Leichtmetall und Bestandteil kor-rosionsbeständiger Legierungen; Rutil als wei-ßes Pigment in Papier, Kunststoffen, Gummi

Uran (U) [1.4ppm]

Pechblende ca. U3O8 (kein diskretes Mineral), Uraninit UO2, als Nebenbestandteil von Phos-phaten in Alkaligraniten und ihren Pegmatiten, Karbonatiten; sedimentär in Sandsteinen, Phos-phoriten oder Schwarzschiefern (detritisch oder durch Ausfällung aus Wässern)

Kernreaktoren, Nuklearwaffen

Vanadium (V) [130ppm]

V-reicher Magnetit Fe3O4, fossile Brennstoffe (Öl, Kohle)

Stahl

Wismut (Bi) [0.25ppm]

Bismuthinit Sb2S3 in Cu–Pb–Zn-Lagerstätten Pharmazeutika; Legierungen mit niedriger Schmelztemperatur

Wolfram (W) [0.7ppm]

Wolframit (Fe,Mn)WO4, Scheelit CaWO4 in an Granite gebundenen hydrothermalen Vererzun-gen; Skarne

Wolframcarbid (WC) für Werkzeuge und Bohr-kronen; Stahl, Glühbirnen

Zink (Zn) [75ppm]

Sphalerit (Zinkblende) ZnS in hydrothermalen Lagerstätten (Gänge, Massivsulfide) und sedi-mentären Lagerstätten (Mississippi-Valley, strati-forme Typen)

korrosionsbeständige Überzüge auf Stahl und Eisen; Verarbeitung zu Bronze

Zinn (Sn) [1.7ppm]

Kassiterit (Zinnstein) SnO2, an Granite gebun-den und in Seifen

Lötzinn, korrosionsbeständige Überzüge; Verar-beitung zu Bronze

Zirkonium (Zr) [150ppm]

Zirkon ZrSiO4 aus Seifen als Metall in der Nuklearindustrie, Spezialstähle, chirurgische Instrumente; oxidisch in der Feuer-festindustrie

TABELLE 20: Häufigkeit, Vorkommen und Verwendung wichtiger ElementeElement [Häufig-keit in Erdkruste]

wichtige Minerale oder sonstiges Vorkom-men Verwendung z.B. in

212

Lagerstätten

ABBILDUNG 175 links: Skizze eines Erzgangs, der diskordant eine stratigraphische Abfolgedurchsetzt; er ist epigenetisch und nicht schichtgebunden; rechts: Skizzeschichtgebundener Erzkörper; sie können – müssen aber nicht – syn-genetisch sein.

4.2 Vorstellungen zur Bildung von LagerstättenDie Anreicherung von Elementen oder Mineralen, welche die Entstehung einer Lagerstättebewirkt, kann auf unterschiedliche Art erreicht werden, und zwar im Zusammenhang mitMagmengenese, mit Metamorphosen und mit sedimentären Prozessen.

4.2.1 Magmatische Kristallisation und Segregation

In seltenen Fällen genügt allein die magmatische Kristallisation, um eine bauwürdige An-reicherung von Mineralen zu bewirken. So können sich z.B. in Karbonatiten Minerale aus-scheiden, die reich an Seltenen Erden sind; Uranminerale können aus Pegmatiten kristalli-sieren. Meist wird jedoch eine zusätzliche Segregation solcher Minerale erforderlich sein,um eine genügende Anreicherung hervorzurufen. Dies kann durch fraktionierte Kristallisa-tion oder durch Entmischung von Magmen geschehen. Fraktionierte Kristallisation führt –durch welche Prozesse im einzelnen auch immer – zur Bildung von Kumulaten. Dabei kön-nen insbesondere Chromit und Magnetit in Lagenintrusionen wie dem Bushveld bis zurBauwürdigkeit angereichert werden.

TABELLE 21: Anreicherungsfaktoren für wirtschaftlichen Abbau von Lagerstätten

durchschnittliche krustale Häufigkeit

[%]

durchschnittlicher Gehalt, um abbau-würdig zu sein [%]

Anreicherungs-faktor

Al 7.9 30 3.8

Fe 5 25 5

Cu 0.003 0.4 130

Ni 0.005 0.5 100

Zn 0.0075 4 530

Mn 0.09 35 390

Sn 0.0002 0.5 2500

Cr 0.01 30 3000

Pb 0.001 4 4000

Au 0.0000002 0.0001 500

undurchlässigermächtigerTonstein

Kalkstein

Kalkstein

Tonstein

Tonstein

Sandstein

Oberfläche

0 200m

devonischerSandstein

basale Schichten

Unterer Dolomit

unreiner bioklastischer Kalkstein

unreiner Kalkstein

DolomitbrekzienBrekzien

dunkler Kalkstein

Riffkalk und brekziöser Kieselschiefer

DolomitbrekzieLockermaterial

213

Vorstellungen zur Bildung von Lagerstätten

ABBILDUNG 176 links: Zeichnung eines Erzes aus dem Noritkomplex von Sudbury/Ontario;Sulfide sind weiß dargestellt, Silikate grün; die Sulfide sind rundliche und un-regelmäßige Körner und haben z.T. Silikateinschlüsse; rechts: Illustrationdes „Billiardkugelmodells“ (Sulfidschmelze: grau, Silikatschmelze rot, Silikat-minerale grün-weiß)

Im Frühstadium der Fraktionierung mafischer und ultramafischer Magmen kann es zurEntmischung einer in der Silikatschmelze nicht löslichen Sulfidschmelze kommen. DieSulfide sind dabei Fe–Ni–Cu-Sulfide (Pyrrhotin, Pentlandit, Chalkopyrit); der Schwefelstammt entweder aus dem Edukt (Erdmantel) oder gelangt erst in der Kruste durch Assimi-lation ins Magma. Hinweise auf die Existenz solcher nicht mischbarer Schmelzen stammenneben der experimentellen Petrologie aus Beobachtungen an natürlichen Vorkommen; dieSulfide haben dabei meist eine unregelmäßige oder tropfenförmige Gestalt und schließenauch Silikate ein (Abbildung 176–links). Das wird als Hinweis darauf gewertet, daß sich Sul-fidtröpfchen zu größeren Aggregaten zusammengeballt haben. Da die Entmischung derSulfidschmelze von einer Frühkristallisation von Silikaten (insbes. Olivin) begleitet ist,wird die Sulfidübersättigung der Schmelze geraume Zeit aufrecht erhalten.

Wichtig für die Bildung einer Sulfidlagerstätte auf diese Weise ist der Zeitpunkt, zu dem dieSulfidübersättigung erreicht wird. Geschieht das zu früh, findet die Ausscheidung in tiefenund eventuell nicht zugänglichen stratigraphischen Niveaus statt, geschieht es zu spät,dann wird zeitgleich zuviel Silikat auskristallisiert, um eine bauwürdige Sulfidkonzentra-tion zu erreichen. Immerhin kann magmatische Entmischung zur Bildung massiver Erz-körper führen. Oberhalb dieser Körper kommen dann in einem Netzwerk aus Sulfiden Sili-kate vor, wobei der Sulfidanteil nach oben hin kontinuierlich abnimmt. Diese Abfolge läßtsich mit einem einfachen Billiardkugelmodell plausibel machen (Abbildung 176–rechts). DieSulfidschmelze ist viel schwerer als die Silikatschmelze und als die kristallisierten Silikate,so daß sie sich am Boden einer Magmenkammer ansammelt. Durch das Gewicht der über-lagernden Kumulate von Silikatmineralen werden die tiefer gelegenen der Kumulate etwasin die Sulfidschmelze eintauchen, solange jene noch nicht erstarrt ist.

4.2.2 Hydrothermale Prozesse

Im Verlauf der Magmenfraktionierung reichern sich leicht flüchtige Komponenten und Io-nen, die nicht in die Kristallstrukturen der früher auskristallisierten Kumulate passen, inden Restschmelzen an; bei niedrigen Temperaturen kann sich zudem eine fluide Phase vonder Restschmelze abtrennen. Wenn diese genügend H2O enthält, werden viele Schwerme-talle mit hohen Verteilungskoeffizienten in die wäßrige Phase extrahiert.

Innerhalb eines großen Temperaturintervalls zwischen ca. 650 und 50 °C kommt es zur Ab-scheidung einer großen Vielzahl von Mineralen aus Restschmelzen und hydrothermalen

0 1cm

214

Lagerstätten

Lösungen. Das Studium solcher Lösungen wird möglich gemacht durch Fluideinschlüsse(fluid inclusions), die in praktisch allen Mineralen vorkommen, besonders häufig in Quarz,Fluorit, Halit, Calcit, Apatit, Dolomit, Zinkblende (Sphalerit), Schwerspat (Baryt), Topasund Zinnstein. Diese Einschlüsse, die typischerweise einige µm bis einige zehn µm großsind, bestehen zumeist aus mehreren Phasen (Gas, Flüssigkeit, Kristalle – Abbildung 177–links). Durch Aufheiz- und Gefrierexperimente lassen sich solche Einschlüsse zu einerPhase homogenisieren, die Flüssigkeit gefrieren oder die Gasphase kondensieren. Auf dieseWeise erhält man Informationen nicht nur über die Zusammensetzung der Fluidein-schlüsse, sondern auch über die Temperaturen, bei denen die Fluide von den Mineraleneingefangen wurden, wenn man davon ausgeht, daß die Minerale aus einer homogenenfluiden Phase kristallisiert sind. Mit Hilfe solcher Informationen läßt sich die Bildungsge-schichte von Erzen zumindest teilweise rekonstruieren (Abbildung 177–rechts). Der Haupt-bestandteil der Fluide ist stets H2O; CO2 kann bedeutend werden. Die Gehalte an gelöstenSalzen sind oft hoch, und separate Salzkristalle treten häufig auf.

ABBILDUNG 177 links: schematische Darstellung verschiedener Typen von Fluideinschlüssen(L = flüssige Phase, LCO2 = flüssiges CO2, V = Dampfphase); rechts: Bildungs-bereich verschiedener Minerale bei der Entstehung einer Sn-W-Vererzung inBolivien.

Aus der oft engen Assoziation von hydrothermalen Ablagerungen und Magmatitenschließt man, daß abkühlende Magmenkörper die Quelle zumindest der meisten solcherAblagerungen sind. Unterstützung für diese Vorstellungen kann aus der Analyse radioge-ner Isotopenverhältnisse bezogen werden (Pb- oder Sr-Isotope). Das Wasser muß nicht reinmagmatischen Ursprungs sein, sondern kann auch meteorisches Wasser sein, d.h. Wasser,das den meteorischen Kreislauf von Verdampfung über den Ozeanen, Kondensation undAusregnen über den Kontinenten durchlaufen hat. Über dem Dach eines Plutons könnenin permeablen Gesteinen geothermische Systeme in Gang gesetzt werden (Abbildung 178),indem Grundwasser in der Nähe des Dachs eines auskühlenden Plutons aufgeheizt wirdund die durchströmten Gesteine (kühlere Dachbereiche des Plutons inklusive) auslaugt. Imfrühen Stadium der Entwicklung von Hydrothermalsystemen mögen diese durch magma-tische Wässer dominiert sein (Entstehung porphyrischer Cu-Mo-Vererzungen).

Andererseits gibt es auch hydrothermale Vererzungen, die nicht in erkennbarer Beziehungzu einem nahen Magmenkörper stehen. Ihre Bildung wird durch Wanderung heißer For-mationswässer ausgelöst, die in tiefen Sedimentbecken allmählich aufgeheizt und bei derDiagenese entlang des thermischen Gradienten nach oben migrieren und dabei ebenfallsdie durchwanderten Gesteine auslaugen. Im Kontakt zu Karbonaten kommt es dann zurFällung von Bleiglanz, Zinkblende, Baryt und Fluorit (Mississippi Valley-Typ, Abbildung178).

II

L

V

IL

V DawsonitNaAlCO3(OH)2

III

L

V

SylvinHämatit

Anhydrit

Halit

IV

L

V

LCO2 0 frühe Gänge

100

200

300

400

500

8C

siedende Fluide

Buntmetall-stadium

späte Adern undÜberkrustungen

wasser-haltige

Phosphate

später Fluorit

Siderit

früherFluorit

ZinnsteinQuarz

Apatit

Pyrrhotin-Alteration

Zeit

215

Vorstellungen zur Bildung von Lagerstätten

Der Transportmechanismus von Schwermetallen in wäßrigen Lösungen wird im Einzelfallallenfalls wahrscheinlich gemacht werden können. Die Löslichkeit von Sulfiden in Wasserist extrem gering und zur Bildung von Lagerstätten nicht ausreichend. Sicher erscheint,daß die Schwermetalle als Komplexe transportiert werden müssen; als Komplexbildnerwerden vor allen Dingen Ionen wie Cl–, HS–, OH– und in Betracht gezogen. In Einzel-fällen werden auch organometallische Komplexe diskutiert.

Auf welche Weise es zur Fällung von Sulfiden kommen kann, möge durch eine einfache Re-aktion veranschaulicht werden:

PbS + 2H+ + 2Cl– PbCl2 + H2S.

Abscheidung von PbS kann danach bewirkt werden durch Zugabe von H2S oder durch Ver-dünnung (pH-Erhöhung). Eine Verdünnung kann stattfinden, wenn die erzführende Lö-sung in einen Grundwasserhorizont eindringt. Ein Absieden von HCl oder Abkühlungwürden natürlich ebenfalls zur Abscheidung von PbS führen.

AB

CD

permische Oberfläche

permeableZone

„Deckel“

(a)

(c)

(d)

(e)

(b)

erstarrendesMagma

Land‘s End-Granit

IIIIV

erstarrendesMagma

I

2 11 1

3

0

Pb, Ag, Ba, U W, Sn, Cu, Zn, Pb Sn, Cu Kaolin

Mikro-granit-gang

Granit Sn-Adern Cu-Adern Pb-Adern

magmatische Intrusionen

Schichten mit geringer Permeabilität

prävulkanisches Grundgebirge

1km

1km

0

2508

C

2008C

3008

C

Fumarolen undheiße Quellen

junge Vulkaniteund Sedimente

Nachschubvon kaltem

Wasser

Transfer von Wärme und Material(H2O, NaCl, CO2, SO2, Metalle

etc.) aus dem Magma

10km

ABBILDUNG 178 schemati-sche Darstellung von Geother-malsys t emen ; (a) e inabkühlender Pluton setzt imEinzugsbereich meteorischerWässer in permeablen Schich-ten über seinem Dach eingeothermisches System inGang; (b) Struktur eines geo-thermischen Systems auf Neu-seeland; (c), (d) möglicheBildung der Mineralisation aufeiner Flanke des Land’s End-Granits in Cornwall: im Dacheines abkühlenden Plutonskommt es zur H2O-Sättigung;durch Abscheidung aus über-wiegend magmatischen Wäs-sern entsteht in einer Aureole(I) eine Skarnvererzung mit Snund Magnetit; bei weitererKristall isation des Plutonstrennt sich eine wäßrige fluidePhase ab; im Dach des Plutonsentstehen Brüche und Risse;die separierte fluide Phaseund meteorische Wässer set-zen ein Hydrothermalsystemin Gang; es entstehen Quarz-gänge mit Sn- und Cu-Verer-zung (III, IV); (e) möglichesGeothermalsystem im Zusam-menhang mit dem Granitplu-ton von Südwestengland,durch die verschiedene Mine-ralisationen entstanden sind.

S22 –

º

216

Lagerstätten

ABBILDUNG 179 eine Vorstellung zur Entstehung von Vererzungen des Mississippi Valley-Typs:bei der Diagenese wird heißes Wasser in einem Speichergestein frei; auf demWeg den Temperaturgradienten hinab laugt es das Speichergestein aus; imKontakt mit Karbonaten (pH-Erhöhung) werden Schwermetallsulfide gefällt.

4.2.3 Metamorphe Prozesse

Bei der Metamorphose kann es durch Mineralreaktionen mit oder ohne Gegenwart vonWasser und bei geeigneten Pauschalzusammensetzungen zur Bildung von mineralischenRohstoffen von Graphit, Talk, Pyrophyllit, Magnesit, Wollastonit, Korund oder Asbestkommen. Inwieweit durch metamorphe Fluide die Bildung von Erzlagerstätten verursachtwird, insbesondere von Au und U, ist umstritten. Lagerstätten, deren Entstehung früher alsmetamorph angesehen wurde, werden zunehmend als magmatisch entstanden uminter-pretiert. Ein Prozeß, dem früher große Bedeutung beigemessen wurde, ist die Lateralsekre-tion. Darunter versteht man die Wanderung von Quarz und Sulfiden aus der nächsten Um-gebung in sich öffnende Zerrklüfte und Brüche; als Transportmedium dienenniedrigtemperierte hydrothermale Lösungen.

Bei der Bildung von Skarnvererzungen in der Nähe des Kontakts zu einem Pluton meist kar-bonatische Nebengesteine von Fluiden infiltriert, die zumindest teilweise aus dem Plutonstammen. Dabei werden Dekarbonatisierungsreaktionen in Gang gesetzt und Minerale wieWollastonit, Grossular, Diopsid, Vesuvian, Ilvait (ein Turmalin), Sulfide, Wolframit, Schee-lit, Magnetit und andere Erzminerale gebildet.

4.2.4 Oberflächennahe Prozesse

In der Nähe oder an der Erdoberfläche werden wichtige Sulfidlagerstätten im Zusammen-hang mit vulkanischen Exhalationen oder Hydrothermalsystemen gebildet. Die Erze sindmeist gebändert und bestehen vornehmlich aus Pyrit und daneben aus Sulfiden von Cu,Pb, Zn sowie aus Baryt. Seit den fünfziger Jahren wird die Entstehung als „syngenetisch,submarin-exhalativ, sedimentär“ interpretiert. Und seit den späten sechziger Jahren weißman, daß sich solche Vererzungen auch heute an ozeanischen Spreizungszentren bilden,verursacht durch Meerwasser, das in der Nähe des Kontakts zu flachen MagmenkammernHydrothermalsysteme aufbaut. Ähnliche Typen von Vererzungen finden sich im Zusam-menhang mit der Hauptphase des Kalkalkalivulkanismus in Inselbögen. Ihre Entstehungwird später ausführlich erörtert.

Schelfkarbonatemit Erzkörpern

<1758C

»25 km»2508C

Kompaktion

Fluiddruck nahedem lithostatischen Fluide

entweichen

Grundgebirge

Grundwas-

serleiter

Verer-zungen

PbS inSandstein

aktiveBruchtektonik

aktiveErosion

Sedimentation

Grundgebirgs-hoch

217

Lagerstättentypen

Durch sedimentäreVorgänge – mecha-nische Anreiche-rung von verwitte-rungsresistentenMineralen wie Zir-kon, Z innste in,Rutil, Gold, Dia-manten – entste-hen Se i f en lager -s tä t t en . Es g ibtresiduale Seifen, diedadurch entste-hen, daß verwitte-rungsres i s tenteSchwermineraleam Ort der Verwit-te rung b le iben,während die übri-gen Komponen-ten abgeführt wer-den. Bei eluvialenSeifen hat dagegeneine Verlagerungdes Verwitterungs-schutts stattgefun-den. Beim Trans-port durchfließendes Wasserergeben sich ver-schiedene Mög-lichkeiten der An-re icherung inFallen (Abbildung180): Gesteinsrip-pen (z.B. Quarzit)zwischen Locker-gesteinen am Bo-den eines Flusses können als Fänger dienen. Eine seltenere Möglichkeit bilden Bodenver-tiefungen. Wasserfälle können am Boden Erosionskessel oder Strudeltöpfe schaffen, indenen Schwerminerale ebenfalls gefangen werden können. Die häufigste Möglichkeit derSeifenbildung liegt in relativ rasch fließenden mäandrierenden Flüssen vor oder dort, woein rasch fließender Fluß in einen weniger rasch fließenden einmündet.

Auf chemischem und/oder biogenem Weg werden Evaporitlagerstätten (durch Eindampfungabgeschnürter Meeresbecken) gebildet. Manganknollen entstehen durch komplexe chemi-sche Prozesse am Meeresboden, wobei der Wertmetallgehalt potentiell aus drei Quellenstammen kann, dem Meerwasser, Sediment oder Vulkaniten.

4.3 Lagerstättentypen

4.3.1 Plattentektonischer Zusammenhang

Eine ganze Reihe von Lagerstättentypen kommt mehr oder weniger deutlich erkennbar inbestimmten geotektonischen Umgebungen vor. Das ist besonders augenfällig bei Lagerstät-ten, die an die Intrusion oder Extrusion von Magmen gebunden sind und deren Bildungsich in einigen Fällen in situ beobachten läßt. So kommen massive Sulfiderze an ozeani-

hinter Gesteinsbänken in Vertiefungen im Flußbett

in Flußschleifen

Seife

Strömungsrichtung

Seife

Strömungsrichtung

Seife

vorherrschendeStrömung

Meeresspiegel

unter Wasserfällen

unterhalb der Einmündungeines Nebenflusses

in Vertiefungen am Meeresboden inRichtung der vorherrschenden Strömung

Seife

Seife

Seife

ABBILDUNG 180 Bildungsorte von Seifenlagerstätten

218

Lagerstätten

schen Spreizungszentren vor oder porphyrische Cu-Erze in Granitoiden über Subduktions-zonen (Abbildung 181). Es bietet sich daher an, insbesondere die Bildung von magmati-schen Lagerstätten unter dem Aspekt der Plattentektonik zu betrachten.

ABBILDUNG 181 Zusammenhang zwischen dem Vorkommen von Lagerstätten einiger Erzeund ihrer plattentektonischen Stellung

4.3.2 Lagerstätten in Verbindung mit Magmatiten

4.3.2.1 Lagerstätten an konstruktiven Plattengrenzen

An den mitteloz-eanischen Sprei-zungszentren undden Spreizungs-zentren in Back-Arc-Bekken müs-sen durch Abküh-lung der jungenOzeankruste großeWärmemengen andas Meerwasserabgeführt werden.Das sollte sich inhohen Wärmeflüs-sen von >200mW/m2 (theore-tisch ca. 900 mW/m2) über den akti-ven Rücken äu-ßern. Tatsächlichwurden nie hö-here konduktiveWärmeflüsse alsca. 150 mW/m2

gemessen. Auf Tauchexpeditionen zu den am höchsten aufragenden mittelozeanischen

porphyrische Sn-ErzePaläoseifen (Sn)

EW

Aufschmelzung(Shoshonit)

Eklogit

CuAufschmelzung

(Kalkalkalimagma)subduzierteOzeankruste

Vererzungen vomZypern-Typ

porphyrischeCu(Mo)-Erze

Serpentinit

Sulfidhügelund -kamine

aktiverRücken

PAZIFIK

OBERER MANTEL

Schematische Darstellung derErzbildungsprozesse an einer

konstruktiven und einerdestruktiven Plattengrenze

ANDEN

Sn

präkambrischeSn-Granite

ABBILDUNG 182 Black smoker, die schwermetallreiche Lösungen bei Tem-peraturen von 350 bis 400 °C mit Geschwindigkeiten von 1 bis 5 m/s insMeerwasser entladen.

219

Lagerstättentypen

Rücken im östlichen Pazifik [Galápagos-Rift, East Pacific Rise (EPR)] fand man ab 1977 hy-drothermale Quellen am Meeresboden in ca. 2500m Tiefe. Warmes Wasser entströmt Spal-ten und weißen Rauchern (white smokers), heißes Wasser (bis >350 °C) entströmt schwarzenRauchern (black smokers – Abbildung 182). Über diese Quellen wird die „fehlende“ Wärmeoffensichtlich effektiv abgeleitet. Hunderte von einzelnen Rauchern ordnen sich typischer-weise in Hydrothermalfeldern an; ihre Aktivität ist auf die unmittelbare Umgebung derRückenachse (ca. 1 km) beschränkt. Entlang den aktiven Rückenachsen sind stets nurkleine Teile von Hydrothermalfeldern besetzt. Ein einziger aktiver schwarzer Raucher kanndie gesamte Wärmemenge aus einem ca. 3 km langen und »60 km breiten (entsprechendeinem Alter von 1 Ma) Streifen des EPR abführen; daher können einzelne Hydrothermal-felder nur jeweils kurze Zeit (vielleicht 102 a) aktiv bleiben.

ABBILDUNG 183 links: Verbreitung von Hydrothermalfeldern im Ostpazifik; rechts: Aufbau ei-nes schwarzen Rauchers: Sie wachsen zunächst durch Ausscheidung von An-hydrit aus dem Meerwasser, weil die Löslichkeit von Anhydrit mitzunehmender Temperatur sinkt. Von innen her werden aus denschwermetallreichen Lösungen Sulfide ausgeschieden, die den Anhydrit all-mählich ersetzen. Die Kamine werden bis knapp 10m hoch.

Abbildung 183 zeigt schematisch den Aufbau eines schwarzen Rauchers. Die heißen Lö-sungen sind zunächst klar. Wegen des hohen Umgebungsdrucks siedet das Wasser trotz derhohen Temperatur nicht. Wo es sich mit dem kalten Meerwasser mischt, wird die Schwer-metallfracht in Form von Sulfiden und Oxiden ausgeschieden, wodurch die schwarze Farbe

Ostpazifischer Rücken138N

Ostpazifischer Rücken218N

Guaymas-Becken

Gorda-Rücken undEscanaba-Trog

südliches Juan deFuca-Gebiet

Ostpazifischer Rücken208S

GalapagosRift

DSDP504B

Nord-amerika

P a z i f i k

Süd-amerika

Erklärungen

Spreizungsachse

Sulfidmineralisationca

. 350

8C h

eiß

ehy

drot

herm

ale

Lösu

ngen

lateralesWachstum

Anhydrit

schwarzerRauch (H2S)

umgebendesMeerwasser

Sulfide vonFe, Zn und Cu

Anhydrit

220

Lagerstätten

der Lösungen verursacht wird. Die Kamine, welche die schwarzen Raucher aufbauen, beste-hen zunächst aus Anhydrit, werden aber von innen her durch Sulfide ersetzt. Quellen, dieihre Sulfidfracht bereits im Untergrund abgesetzt haben, weil die Hydrothermalwässer be-reits dort im Kontakt zum Meerwasser gerieten, entströmt wesentlich kühleres Wasser (»300 – 30 °C). Infolge des immer noch hohen Gehaltes an Erdalkalien und Si fallen an die-sen Quellen z.T. Sulfate (Ca, Ba) und SiO2 aus, was ihnen eine milchige Trübung verleiht(weiße Raucher).

Viele der Hydrothermalsysteme sind von üppigen Lebensgemeinschaften aus Röhrenwür-mern, Muscheln und Krabben besiedelt (Abbildung 184). Da unterhalb von ca. 200m Mee-restiefe keinerlei Licht mehr vorhanden ist, muß es sich um ein Ökosystem handeln, daschemoautotroph ist. An seiner Basis stehen H2S-oxidierende Bakterien, die in einer Endo-symbiose in den Würmern und Muscheln leben.

ABBILDUNG 184 links/oben: Riesenmuscheln der Art Calyptogena magnifica (Durchmesserbis 45 cm) an einer hydrothermalen Spalte am EPR bei 21 °N; rechts/unten:Röhrenwürmer (Riftia pachyptila) an einer Hydrothermalspalte am Bodendes Guaymas-Beckens; die Länge der Würmer kann ca. 40 cm, einschließlichder hellen chitinösen Hülle einige Meter betragen4–1,4–2

4–1. R.A. Lutz & M.J. Kennish (1993) Ecology of deep-sea hydrothermal vent communities: a review,Reviews of Geophysics 31, 211 – 242.4–2. K.C. Macdonald & B.P. Luyendyk (1983) Tauchexpedition zur Ostpazifischen Schwelle, in: Ozeaneund Kontinente, Spektrum der Wissenschaft-Verlagsges., Heidelberg, 200-215; J.J. Childress, H. Felbeck& G.N. Somero (1987) Symbiose in der Tiefsee, Spektrum der Wissenschaft, Juliheft, 94-100.

221

Lagerstättentypen

Wie entstehen die Hydrothermalfelder? Die heißen und warmen Quellen am Meeresbodensind Teile von Hydrothermalzellen, die durch Magmenkammern wenige km unter demMeeresboden entlang der mittelozeanischen Rücken angetrieben werden. Wo die »1200 °Cheiße Basaltlava in Kontakt zum Meerwasser gerät, wird sie abgeschreckt. Dadurch bildensich Kluftsysteme in den Basalten aus. Außerdem ist die junge ozeanische Kruste wenigeKilometer entfernt von der Rückenachse kühl genug, um in Systemen von Staffelbrüchenzur Tiefsee hin abzufallen. Meerwasser kann in Brüche und Klüfte eindringen und tiefereBasaltlaven abkühlen, was eine Vertiefung und Erweiterung der Risse sowie eine Aufhei-zung und damit höhere Reaktionsfähigkeit des Wassers mit dem Basalt bewirkt. Das imMeerwasser vorhandene Sulfat wird durch Fe2+ des Basalts zum Sulfid reduziert. Die wich-tigste Reaktion läuft ab ca. 200 °C ab und führt zur Bildung von OH-haltigen Mineralen(Chlorite, Serpentinminerale) auf Kosten der Feldspäte und mafischer Minerale. Dabei wirddas Mg dem Meerwasser vollständig entzogen, und der pH des Meerwassers (ursprünglichknapp 8) erniedrigt sich beträchtlich infolge der Nettoreaktion

Mg2+ + 2H2O Mg(OH)2 + 2H+

Das reaktive heiße Wasser verwandelt den Basalt in ein grünschieferfazielles metamorphesGestein und löst aus ihm S, Fe und andere Schwermetalle sowie Hauptelemente wie Ca her-aus (siehe Tabelle 22). Es dringt wohl so tief in die Ozeankruste ein, bis es bei Temperaturenum 400 °C dicht über den Magmenkammern die Phasengrenze flüssig/gasförmig in derNähe des kritischen Punktes erreicht. Anschließend steigt es rasch auf und mischt sich amMeeresboden mit dem kalten Ozeanwasser, wobei es seine Sulfidfracht absetzt (Abbildung185). Nach Überschlagsrechnungen wird an allen submarinen Hydrothermalsystemen un-seres Planeten soviel Wasser durch die Ozeankruste gepumpt, daß statistisch das gesamteWasser der Ozeane in ca. 14 Ma einmal diesen hydrothermalen Kreislauf durchläuft.

Hydrothermalfelder sind heute von allen mittelozeanischen Rücken bekannt und auchvon einigen Back-Arc-Spreizungszentren. In der Entstehung vergleichbare Vererzungenwerden in intrakontinentalen Back-Arc-Becken gefunden, z.B. im Okinawa-Trog südlichvon Japan, wo außerordentlich Ag-reiche Erze (0.1 – 1%) in einer submarinen Caldera in1200 – 1600m Tiefe in Rhyolithen und Daziten gefunden wurden. Unter reduzierenden Be-dingungen entstehen an den Hydrothermalquellen gemischte Metallsulfide, unter oxidie-renden Bedingungen entstehen Hydroxide, Oxide, Sulfate und Karbonate. An diskretenMineralen wurden beschrieben: Zinkblende ZnS, Bleiglanz PbS, Kupferkies CuFeS2, PyritFeS2, Ag-haltiges Fahlerz (Cu,Ag)12As4S13, Enargit Cu3AsS4, Realgar AsS, Auripigment As2S3,Anglesit PbSO4 und Baryt BaSO4.

TABELLE 22: Zusammensetzung von Hydrothermalwässern aus dem Ostpazifik (extrapoliert auf Mg-Gehalt = 0)

21 °N 13 °N Guaymas MeerwasserT [°C] 350 368 315 2

pH 3.5 3.4 5.9 7.8

Cl [‰] 18.26 31.83 21.25 19.18

H2S [ppm] 252 157 162 0

SiO2 [ppm] 1050 1250 735 10

Ca [ppm] 645 2800 1250 408

Mn [ppm] 49 88 9 0.0002

Fe [ppm] 80 665 4 0.0002

Cu [ppm] 2 0.04 0.0001

Zn [ppm] 5 0.07 0.0005

Pb [ppb] 0.054 0.075 0.0005

º

222

Lagerstätten

Die von den schwarzen Rauchern am Meeresboden abgesetzten Mengen an Sulfiden liegeninfolge der kurzen Lebensdauer dieser Quellen bei nur wenigen 100t – erheblich zu wenigfür eine wirtschaftliche Erschließung. Nach Erlöschen der Hydrothermaltätigkeit bleibensolche kleinen Vorkommen nur erhalten, wenn sie rasch von einem Lavastrom bedecktwerden; andernfalls lösen sie sich im Seewasser wieder auf.

ABBILDUNG 185 Schematische Darstellung der Zirkulation von Meerwasser durch Kluft-systeme in Basalten nahe der aktiven Rücken

Während die Vererzungen an den mittelozeanischen Rücken auf absehbare Zeit wohl nichtausgebeutet werden, sind die Vorkommen im Roten Meer von erheblichem wirtschaftli-chem Interesse für die Anrainerstaaten Saudi-Arabien und den Sudan. Das Rote Meer ist einGebiet, in dem, von Süden nach Norden fortschreitend, Arabien und Afrika seit ca. 5 Maauseinanderdriften. Ein gut entwickeltes zentrales Rift-Valley mit basaltischer Kruste istnur im südlichen Teil deutlich ausgeprägt (Abbildung 186–links). Nach Norden hin bei ca.20 °N löst sich dieses Zentraltal in einzelne Depressionen auf; die ozeanische Kruste ist hiermaximal 2 Ma alt. Ab etwa 22 °N werden die Depressionen enger und schwächer ausge-prägt, und ab ca. 25°N werden nur noch isolierte Depressionen beobachtet; der Meeresbo-den ist hier vollständig von Sedimenten bedeckt. In zahlreichen Depressionen zwischen» 20 und 22 °N treten heiße, stark schwermetallhaltige Lösungen am Meeresboden entlangder Spreizungsachse aus und füllen infolge ihrer hohen Dichte die Tiefgebiete mehr oderweniger aus.

Besonders bekannt geworden ist das Gebiet der Atlantis II-Senke genau westlich von Djidda(Abbildung 186–rechts; die von Solen eingenommenen Tiefs sind schraffiert), die bereits1963 aufgefunden wurde. Das Atlantis II-Tief liegt gut 2000m tief und mißt ca. 6´15km2.Sein Boden ist mit einer ca. 60 °C warmen Sole ausgefüllt, die mit » 25% einen etwa 7´ hö-heren Salzgehalt hat als normales Meerwasser. Fe ist in der Sole um mehr als das 8000fache,Zink um das 500fache und Cu um das 100fache gegenüber Seewasser angereichert. Die aus-geschiedenen Sulfiderze erreichen Mächtigkeiten von mehreren 100m und Zn-Gehalte vonbis zu 10% sowie Cu-Gehalte von mehr als 3%. Die Vorräte im Atlantis II-Tief allein werdenauf » 3.2´106t Zn, 0.8´106t Cu, 80000t Pb, 4500t Ag und 45t Au geschätzt. Damit steht die-ses Vorkommen auf gleicher Stufe mit den großen Massivsulfidlagerstätten an Land. Dieextrem NaCl-reiche Sole entsteht dadurch, daß kaltes Meerwasser am Rand des Beckens

Magmen-kammer

Basalt Basalt

Entl

eeru

ng

Fluß vo

n

Meerwasse

r

zunehmende Tem

peratur

Nettofluß von Mg und SO4:in die ozeanische Kruste

Nettofluß von Ca, Si, Fe, Zn, Cu, Ba, S:in die Hydrothermalwässer

Rückenachse

massive Sulfidvererzungen(Zn, Fe, Cu, Ba)

0 3km

223

Lagerstättentypen

nicht nur in Basalt, sondern auch in mächtige Schichten aus Steinsalz und Gips eindringt.Infolge dieses hohen Salzgehaltes vermag die Sole außerordentlich große Mengen anSchwermetallen aus den Basalten herauszulösen und als Chlorokomplexe zu transportie-ren. Da sich Sole und Meerwasser nur langsam und an der Grenzfläche mischen, findet dieAblagerung der Sulfide vorwiegend infolge von allmählicher Temperaturerniedrigung statt.

ABBILDUNG 186 links: ein durchgehendes Spreizungszentrum ist im Roten Meer nur im südli-chen Teil vorhanden; ab ca. 20 °N löst sich die Ozeankruste in einzelne De-pressionen auf; rechts: Ausschnitt im Bereich des Atlantis-II-Tiefs.

Wesentlich größere Mengen an Sulfiden können allerdings im Untergrund erhalten blei-ben, insbesondere unter den weißen Rauchern, bei denen die gesamte Schwermetallfrachtdort abgelagert wird. Daß so etwas passiert, hat sich z.B. in einem von der Glomar Challen-ger erbohrten Kern am Galápagos-Spreizungszentrum gezeigt, wo massive Sulfidablagerun-gen in Pillowbasalten in einer Tiefe von 600m unter dem Meeresgrund gefunden wurden.Entscheidend für die Ablagerung von Sulfiden ist der Ort der Mischung von hydrotherma-len Lösungen und Meerwasser. Das wiederum hängt wesentlich von der Permeabilität desGesteins ab und der Kanalisierung der hydrothermalen Fluide. Je klüftiger der Basalt, destogrößer ist die Chance, daß kaltes Meerwasser auf die heißen Fluide bereits weit unter demMeeresboden trifft. Der Übergangsbereich zwischen klüftigem Pillowbasalt und massivenBasalten der Sheeted Dikes an der Grenze 2B/2C der Ozeankruste markiert daher vielleichtden Bereich, in dem sich Sulfidablagerungen konzentrieren sollten. Am Galápagos-Sprei-zungszentrum wurden mehrere Generationen von Sulfidgängen in Basalten gefunden, ge-nauso wie das von Ophiolithen bekannt ist. Obwohl der Metallgehalt von Ophiolithen

358

158

208

258N

408E

nördlicheRegion

Übergangs-bereich

Rift-Tal-Bereich

Bereich dervielen Senken

Senken

Rift-Tal

AFRIKA

ARABIEN

Oceanographer

Gypsum

VemaKebrit

Thetis

Wando

ValdiviaDiscovery

Erba

Nereus

Atlantis II

ChainAlbatross

ShagaraPort Sudan

Suakin

Djidda

35 40Port Sudan

20

25

30

Seemeilen

km0

0

10

5

388 00' 388 10'

21820'

21810'

Valdivia-Tiefe

Bohrstellender GlomarChallenger

225

227

1000

1500

2000

20

00

2000

1900

1800

2450

2300

1500

Atlantis II-Tiefe

Chain-Tiefen

Discovery-Tiefe

Shagara-Tiefe

Albatross-Tiefe

224

Lagerstätten

heute nur noch eine untergeordnete wirtschaftliche Bedeutung hat (Cr-Lagerstätten; Cu–Zn–Co-Erze in Outokumpu/Finnland, eine knapp 2 Ga alte metamorph überprägte Lager-stätte), hat insbesondere das ca. 2000 km2 große Troodos-Massiv auf Zypern historisch einewichtige Rolle gespielt als Kupferlieferant der Völker im Mittelmeerraum in der Bronzezeit.Dieser Komplex enthält » 90 massive Vorkommen an Kupferkies von bis zu einigen 100mDurchmesser und 15´106t Gewicht. Das Troodos-Massiv gehört zu einem Ophiolithgürtel,der sich durch die südöstliche Türkei, den südlichen Iran und den Oman zieht.

Unter ähnlichen Bedingungenwie heute im Roten Meer, d.h.im fortgeschrittenen Stadiumdes Auseinanderbrechens vonKontinenten und der beginnen-den Öffnung von Ozeanbeckenbildeten sich auch in der Ver-gangenheit große Massivsul-fidlagerstätten (sediment-hostedmassive sulfide), in denen diemeist fein gebänderten Erze inSedimenten vorkommen. AlsBeispiele seien die devonischenLagerstätten des Rammelsbergsim Harz (Zn, Pb, Cu) und vonMeggen im Sauerland (Zn, Pb) er-wähnt sowie die von Mount Isaund Broken Hill (Zn, Pb) in Au-stralien und die unterkarboni-schen von Rio Tinto in Spanien.Vulkanite fehlen in diesen La-gerstätten (mit Ausnahme desRio Tinto-Typs) weitgehend, ab-gesehen von Tuffithorizonten,die z.B. sowohl im Rammelsberg als auch in Meggen vorhanden sind. Die geotektonischeStellung ist daher nicht ganz so klar. Diese SEDEX-Lagerstätten (sedimentary-exhalative)stehen auf jeden Fall im Zusammenhang mit Extensionstektonik, wahrscheinlich währendeines früheren Stadiums des Riftings, die Lagerstätten vom Rio Tinto-Typ mit einem fortge-schrittenen Stadium. Die Wertmetallgehalte dieser Erze sind mit Ausnahme von Rio Tintoausgesprochen hoch, z.B. lagen die Zn-Gehalte bei 10% (Meggen) bzw. 19% (Rammels-berg), die Pb-Gehalte bei 1.3 bzw. 9% und die Cu-Gehalte bei 1.0 bzw. 0.2% bei einer ehe-maligen Größe von 30 bzw. 60 Millionen Tonnen Erz. Rio Tinto, dessen Entstehung im Zu-sammenhang mit SiO2-reichem Vulkanismus steht, ist das wohl größte Pyritvorkommender Erde mit einer geschätzten Menge von »500´106t. Cu, Zn und Pb sind hier nur unter-geordnet mit 1 – 2% vertreten.

Pb ist in Gesteinen des Erdmantels und damit auch in Basalten nur in sehr geringer Mengevorhanden; daher sind die hydrothermalen Vererzungen an den mittelozeanischenRücken Pb-arm. Der Befund, daß die SEDEX-Erze Pb- und Ba-reich sind, wird darauf zu-rückgeführt, daß an ihrer Entstehung Gesteine der Oberkruste als Lieferanten dieser Ele-mente beteiligt sind. Die Gehalte von Pb und Ba sind besonders hoch in K-reichen Mine-ralen wie Kalifeldspäten und Glimmern. Bei der durch hydrothermale Konvektionszellenüber magmatischen Intrusionen verursachten Verwitterung (Umwandlung der Feldspätein Sericit oder Albit, Verdrängung von Biotit durch Chlorit) werden Ba und Pb aus denEdukten herausgelöst und der Schwermetallfracht der hydrothermalen Lösungen hinzuge-fügt. Im Fall von Rio Tinto wird diese Vorstellung noch dadurch gestützt, daß einige derVererzungen ausgesprochen Hg-reich sind. Dieses Hg könnte aus silurischen Sedimentenstammen, an welche die größte Hg-Lagerstätte der Welt bei Almadén gebunden ist.

100 150 200 250 300 350 400Temperatur [8C]

0.1

1.0

10

100

1000

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ABBILDUNG 187 Löslichkeiten von Pb, Zn und Cu in sau-rem salzhaltigem Wasser bei Gegenwart von H2S und FeS2.

225

Lagerstättentypen

Unterhalb einer Temperatur von ca. 300 °C ist die Cu-Löslichkeit in H2S-haltigen Salz-lösungen erheblich geringer als die von Pb und Zn (Abbildung 187). Darauf wird der Be-fund zurückgeführt, daß SEDEX-Erze recht niedrige Cu-Gehalte bei hohen Pb- und Zn-Ge-halten aufweisen. Zur Bildung von Pyrit- und Chalkopyriterzen sind wohl höhereTemperaturen oberhalb von »350 °C nötig. Auf solche Temperaturen aufgeheizte Fluidewerden dann Fe- und Cu-Erze ausscheiden, wenn sie auf Pb-Zn-Erze treffen; dabei werdendie Pb-Zn-Erze teilweise ersetzt.

ABBILDUNG 188 links: Aufbau des Troodos-Ophioliths auf Zypern; rechts: Modell zur Ent-stehung podiformer Chromiterze in Ophiolithen.

Ein weiterer Typ von Vererzung, der im Zusammenhang mit Prozessen an konstruktivenPlattengrenzen steht, sind podiforme Cr-Lagerstätten. Sie kommen in den tiefen ultramafi-schen Teilen von Ophiolithkomplexen vor (Abbildung 188). Ophiolithe sind Teile fossilerozeanischer Lithosphäre; zumindest einige darunter scheinen in Back-Arc-Becken undnicht an mittelozeanischen Rücken gebildet worden zu sein. Die Cr-Vererzungen heißenpodiform, weil sie durchweg als Linsen auftreten, und zwar in den obersten Teilen der resi-dualen Peridotite (Harzburgite). Dabei kommen sie oft zusammen mit Duniten (fast reineOlivingesteine) vor. Eine Möglichkeit, ihre Entstehung zu erklären, liegt in der Annahme,es handele sich um Kumulate in den tiefsten Teilen von Magmenkammern, wobei Ver-wachsungen von Chromit und Olivin auf Grund ihrer Schwere in den noch plastischenHarzburgit eingesunken sind (Abbildung 188–rechts). Obwohl ca. 97% der Weltvorräte vonChromit in geschichteten mafischen und ultramafischen Intrusionen vorkommen, kommtgegenwärtig ungefähr die Hälfte der Weltchromproduktion aus Ophiolithen.

4.3.2.2 Lagerstätten im Zusammenhang mit Inselbögen

Von ähnlicher Entstehung wie die im vorigen Kapitel besprochenen Massivsulfiderze sindErze vom Kuroko-Typ und vom Besshi-Typ, deren Typlokalitäten in Japan liegen. Beide ste-hen wohl im Zusammenhang mit Back-Arc-Rifting – die Kuroko-Lagerstätten deutlicher alsdie Besshi-Lagerstätten. Die Kuroko-Erze im Nordwesten von Japan entstanden vor ca. 13Ma als Folge von submarinem Vulkanismus. Sedimentäre Schichtung belegt die exhalativeNatur der Entstehung; hydrothermale Kamine sind allerdings auch vorhanden. Die Verer-zungen finden sich oft in kollabierten submarinen Calderas. Der Vulkanismus ist bimodalmit tholeiitischen Ergüssen und mit dazitischen bis rhyolithischen Schlotfüllungen undTuffen. Das verbreitete Vorkommen SiO2-reicher Vulkanite zeigt an, daß das Rifting keinfortgeschrittenes Stadium erreichte und wohl schließlich aufgegeben wurde.

226

Lagerstätten

ABBILDUNG 189 Schematischer Querschnitt durch eine Kuroko-Vererzung

Die Erzkörper bestehen aus einer Linse von Pyrit mit einem basalen Lager aus Kupferkies(yellow ore); darüber folgt ein schwarzes Gemenge von Zinkblende und Bleiglanz (Kuroko-Erz im engeren Sinn). Das Kuroko-Erz wird von einer Linse aus Baryt überlagert und dieserschließlich von einem Fe-reichen Kieselschiefer (Abbildung 189). Die bis zu 500m langenund 50m mächtigen Erzkörper liegen über einem Rhyolithdom, dessen Dach kaolinitisiertist. Eine Lagerstätte besteht in der Regel aus einer Ansammlung derartiger Erzkörper. Überund seitlich neben diesen liegt eine hydrothermale Verwitterungszone mit Chlorit und Il-lit, die bis 1km breit und 300m lang sein kann und die Prospektion erleichtert. Das Verhält-nis der Schwermetalle ist sehr ähnlich dem der krustalen Gesteine der Gegend. Die größteKuroko-Vererzung liegt über Tonschiefern mit mittleren Zn-Gehalten von 80 ppm, Cu 27ppm und Pb 17 ppm; im Erzkörper liegt das Verhältnis bei ungefähr 3:2:1. Wo die Ver-erzungen Granite überlagern, sind die Gehalte geringer, und das Cu/Pb-Verhältnis kehrtsich ungefähr um, auch hier wieder annähernd den Verhältnissen in den Graniten entspre-chend. Gips ist ein Hauptbestandteil solcher Vererzungen über Graniten. Aus Fluid-einschlüssen und dem Vorkommen von grünschieferfaziellen Alterationen läßt sichablesen, daß die Kuroko-Erze bei ähnlichen Temperaturen gebildet wurden wie die Erze anden mittelozeanischen Rücken, d.h. bei ca. 350 – 400 °C.

Die Entstehung der Kuroko-Erze läßt sich vielleicht folgendermaßen erklären: Eine Rhyo-lithschmelze entsteht durch Differenzierung aus einem basaltischen Magma oder durchpartielle Aufschmelzung aus einem basischen bis intermediären Gestein und steigt in dieKruste auf, bis sie nahe dem Meeresboden über Brüche und Kluftsysteme in Kontakt zu See-wasser gerät. Es bilden sich hydrothermale Konvektionszellen aus. Bei den zunächst nied-rigen Temperaturen werden vor allem die Sulfide von Zn und Pb aus den krustalen Gestei-nen herausgelöst und als Zinkblende und Bleiglanz in höheren Niveaus abgelagert. Mitsteigender Temperatur und wohl auch bei weiterem Aufdringen hoch viskoser rhyolithi-scher Schmelze werden zunehmend Cu und Fe aus den Gesteinen über dem Rhyolith ge-löst. Wo die Fluide auf die zuvor abgelagerten Zn- und Pb-Sulfide treffen, werden diesedurch Kupferkies und Pyrit ersetzt. Wenn der Rhyolith weiter aufdringt, kann er in die Sul-fidlager einbrechen und diese in kleine Körper zerlegen. Schließlich mag der Rhyolith denMeeresboden erreichen; heftige Reaktion mit Meerwasser wird dann eine starke Zertrüm-merung der Gesteine bewirken und das Dach des Rhyoliths in Phyllosilikate umwandeln.

Während des Hauptstadiums des kalkalkalischen Vulkanismus, aber wohl früher als dieVererzungen vom Kuroko-Typ entstehen die Besshi-Lagerstätten in Back-Arc-Becken, ande-sitischen bis dazitischen Vulkanismus begleitend (Abbildung 190). Sie treten in komplexenAbfolgen mächtiger Grauwacken-/Turbiditserien auf, die sowohl vom Inselbogen als auchvom benachbarten Kontinent stammen können. Ophiolithsequenzen wie auf Zypern feh-len allerdings. Die Erze sind durch Cu und Zn (sowie Edelmetalle wie Ag und Au) domi-niert. Das Fehlen von Pb weist darauf hin, daß Sedimente an der Bildung der Lagerstättennicht wesentlich beteiligt sind.

100m

100m

Rhyolith-dom

Dampf-explosions-

brekzie

Stockwerks-vererzung

„yellow ore“ kieseliger Sinter

Fe-schüssiger Kieselschiefer

Baryt

„black ore“ (Bleiglanz + Zinkblende)

ältere Vulkanite

Gips

Tonstein

227

Lagerstättentypen

ABBILDUNG 190 Back-Arc-Becken mit Massivsulfiden vom Besshi-Typ

4.3.2.3 Mineralisation an aktiven Kontinentalrändern

4.3.2.3.1 Vorbemerkungen

Eine völlige Trennung der Bildungsprozesse von Lagerstätten in Inselbögen und an aktivenKontinentalrändern ist weder möglich noch sinnvoll. In einer Region, in der eine ozeani-sche unter eine kontinentale Platte subduziert wird, können Fluide der subduzierten Plattein ähnlicher Weise zur Lagerstättenbildung beitragen wie in Inselbögen. Da in Ozean-Kon-tinent- und Kontinent-Kontinent-Kollisionszonen eine mächtige kontinentale Kruste auf-gebaut wird oder schon vorhanden war, wird man in solchen Regionen allerdings auch Ty-pen von Lagerstätten finden, die in Inselbögen nicht auftreten, weil die daran beteiligtenElemente in mafischen und ultramafischen Gesteinen nicht in genügender Menge zur Ver-fügung stehen oder weil die Bedingungen für ihre Konzentration nicht gegeben sind.

Die charakteristische Abfolge von Vererzungen hinter Ozean-Kontinent-Kollisionszonenist in Abbildung 181 am Beispiel der Anden dargestellt. Kontinentwärts hinter der Subduk-tionszone liegen Gürtel großer Batholithe und von Vulkaniten, die überwiegend I-Typ-Charakter haben, d.h. überwiegend durch Aufschmelzung von Magmatiten und/oder Ge-steinen des Erdmantels entstanden sind. Hier befinden sich große Cu-oder Mo-Lagerstät-ten. Weiter landeinwärts erhalten die Magmatite zunehmenden S-Typ-Charakter, d.h. sieentstanden überwiegend durch Aufschmelzung sedimentärer Edukte innerhalb der Kruste.Hier befinden sich Lagerstätten von Sn, W und U. Der Erzgehalt aller dieser Lagerstätten istdurchweg gering (<2%). Die Vererzungen sind entweder dispers im Wirtsgestein verteilt(disseminated ores) oder an kleine Quarzadern oder -gängchen gebunden (Stockwerksverer-zung – Abbildung 191).

4.3.2.3.2 Porphyrische Cu-und Mo-Lagerstätten

Der wirtschaftliche Abbau derartiger Lagerstätten begann in den zwanziger Jahren im Süd-westen der USA; die größte Cu-Lagerstätte dort ist Bingham/Utah mit einer Gesamtmenge(bereits abgebaut + Reserven) von ca. 2.7´109t. Die größten Cu-Lagerstätten der Welt (Chu-quicamata und El Teniente in Chile) gehört ebenfalls zu diesem Typ und enthalten eineMenge von zusammen ca. 6´109t Cu, wobei das Erz im Mittel »1% führt. Porphyrische Cu-Lagerstätten enthalten stets nur geringe Mengen an Mo (Cu:Mo zwischen ca. 20:1 und 50:1– als Nebenprodukt dennoch zuweilen wirtschaftlich zu extrahieren), und porphyrischeMo-Lagerstätten enthalten nur geringe Mengen an Cu. Au und Ag können als Nebenpro-

228

Lagerstätten

dukte von Bedeutung werden. Die größten Mo-Lagerstätten sind die von Climax und Hen-derson in Colorado mit Gesamtmengen von zusammen ca. 0.9´109t MoS2.

ABBILDUNG 191 links: Skizze einer Stockwerksvererzung von Molybdänit-haltigen Quarz-gängchen; rechts: schematische Darstellung eines Stockwerks (Linien) undvon fein verteilten (disseminated) Vererzungen (Punkte) in einer porphyri-schen Cu-Lagerstätte. Die feine Verteilung der Vererzungen entsteht alsFolge der extremen Brekziierung im cm- bis mm-Bereich, die das Nebenge-stein bei wiederholter Explosion einer überkritischen Phase im Dach einerMagmenkammer erfährt (vergleiche auch Abbildung 193).

ABBILDUNG 192 Provinzen mit porphyrischen Cu-Lagerstätten; bemerkenswert ist, daß esnicht nur entlang der amerikanischen Westküste einen Gürtel mit solchenLagerstätten gibt, sondern auch auf den Inseln im Südwestpazifik.

Aus Abbildung 192 wird erkennbar, daß porphyrische Cu-Lagerstätten (porphyry copper ores)durchweg in mesozoischen und tertiären Subduktionszonen vorkommen. Sie treten in der

0 3cm

229

Lagerstättentypen

Regel im Zusammenhang mit stockförmigen kleinen (ca. 1.5 – 3 km Ø) Intrusionen saurerbis intermediärer (insbes. granodioritischer) Zusammensetzung auf. Die Randbereiche derIntrusionen sind gleichkörnig, das Innere im Dachbereich porphyrisch strukturiert. EinModell der Entstehung, wie es für Lagerstätten dieser Art in den Anden entwickelt wurde,ist in Abbildung 193 skizziert. Danach intrudiert ein hoch differenziertes saures Magma inden tieferen Teil eines andesitischen Vulkanbaus. Bei der Kristallisation der Schmelze vonaußen her wird sich irgendwann eine fluide Phase abtrennen und nahe dem Dach der In-trusion ansammeln. Die fluide Phase ist wasserreich und reich an Elementen, die bezüglichder auskristallisierten Silikate inkompatibel sind. Zunächst wird die Löslichkeit für Sulfide(insbes. von Fe, Cu und Mo) überschritten, die sich neben den späten Silikaten insbeson-dere als Chalkopyrit bzw. Molybdänglanz ausscheiden. Der Druck der fluiden Restphase er-höht sich, und schließlich kommt es zur „Aufsprengung“ des Daches und damit zu seinerBrekziierung. Die Druckentlastung bewirkt ein Sieden der Lösung. Weiterer Absatz vonSchwermetallen kann dann in Gängen verschiedenster Größe stattfinden. Metalle, die alsChlorokomplexe gut transportiert werden können (Pb, Zn, Cu, Ag, Au), werden weiter ent-fernt von der Intrusion in Gängen aus epithermalen Lösungen (unterhalb von ca. 200 °C,auch tiefhydrothermal genannt) abgeschieden; insbesondere reichern sich Au und Ag nahedem Gipfel des andesitischen Vulkans an und elementarer Schwefel im Krater selbst.

ABBILDUNG 193 Darstellung möglicher Beziehungen zwischen einem Stratovulkan und sei-nen Vererzungen

Wo die porphyrischen Cu-Vererzungen durch Erosion freigelegt sind, zeigen sie einen cha-rakteristischen ungefähr konzentrischen Aufbau (Abbildung 194 – Lowell-Guilbert-Modell).Die Zerklüftung im Dach der Intrusion und im Nebengestein schafft die Wegsamkeit fürhydrothermale Fluide, die sowohl aus dem Magmenkörper als auch aus dem meteorischenKreislauf stammen können. Im Dach des Plutons sind – nicht immer – sekundär gebildeteK-reiche Minerale (Kalifeldspat, Biotit) stark angereichert. Die nächstäußere Zone, die so-wohl in der Intrusion selbst als auch im Nebengestein entwickelt sein kann, zeichnet sichdurch starke Serizitisierung mit der typischen Paragenese Quarz – Serizit – Pyrit aus. Der Se-rizit entsteht durch Reaktion der hydrothermalen Lösungen mit Feldspäten und Biotit; da-

Krater

Ablagerungen vonelementarem S

Skarn

porphyrische Vererzung(Cu, Mo, Au)

Kalkstein

früher Stock

Lavafluß

Vererzung in Adern(Cu, Pb, Zn, Ag, Au)

Vererzung in Adern undBrekzien (Ag, Au)

0 1 2km

230

Lagerstätten

bei wird SiO2 frei, was zur Bildung von sekundärem Quarz führt. Der Übergang von der K-reichen in die serizitisierte Zone vollzieht sich über Zehner von Metern. Der Übergang zurnicht immer vorhandenen vertonten Zone ist ebenfalls fließend. Kaolinit dominiert näherzur Intrusion, während Montmorillonit das häufigste Tonmineral weiter außen ist. Die äu-ßerste Propylitzone ist immer vorhanden und wird daher bei der Prospektion auf porphyri-sche Cu-Lagerstätten verwendet. Dies ist ein stark chloritisierter Bereich um die Intrusionherum; Pyrit, Calcit und Epidot können ebenfalls vorhanden sein. Die propylitisierte Zonegeht über mehrere 100m in das unveränderte Nebengestein über.

Die Cu- und/oderMo-Vererzungkann sich voll-ständig in der In-trusion, vollstän-dig im Nebenge-stein oder sowohlinnerhalb der In-trusion als auchim Nebengesteinbefinden. Diebeiden äußerenZonen sind aller-dings in der Re-gel, mit Ausnah-me des Pyr i t s ,nicht vererzt. DiehydrothermalenLösungen, wel-che d ie Verer -zung verursa -chen, stammen –zumindest über-wiegend – ausdem Intrusivkör-per. Das wirddurch die Zusam-mensetzung derstabilen Isotope von Wasserstoff und Sauerstoff nahegelegt (Abbildung 195). Die d18O- unddD-Werte sekundärer Biotite aus den K-reichen Alterationszonen sind identisch denen pri-märer Biotite aus unveränderten Teilen solcher Intrusionen. Die Isotopien von Sericitender äußeren Alterationszonen sind dagegen häufig in Richtung auf Werte verschoben, wel-che man in meteorischen Wässern erwartet; das zeigt an, daß im Spätstadium der Alterati-on Grundwasser eine Rolle gespielt hat. Ein magmatischer Ursprung der erzführenden Lö-sungen wird auch durch Untersuchungen von Fluideinschlüssen unterstützt, die Tempera-turen bis ca. 725 °C und Salzgehalte bis ca. 60% an Alkalichloriden für die Cu-reichenzentralen Teile der Lagerstätten anzeigen und abnehmende Temperaturen und Salzgehaltenach außen.

Bei der Abtragung porphyrischer Cu-Lagerstätten durch Erosion kommt es im Einflußbe-reich der Atmosphäre zu einer Auflösung der sulfidischen Erze durch saures Regenwasserund eine Ausfällung und Anreicherung des Cu in Form von Sulfiden in tieferen Teilen derLagerstätte. Dabei wird Pyrit verdrängt, und das Fe scheidet sich in oxidischer Form als ei-serner Hut im Dach der Lagerstätte wieder ab.

brekziöserGang

CuMo

magm. Wässer

K-Fsp.

seriz

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verto

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unve

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Granitoid Nebengesteine

met

eor.

Wäs

ser

met

eoris

che

Wäs

ser

Skarn

ABBILDUNG 194 Schematische Darstellung des Aufbaus eines seicht intru-dierten Stocks eines I-Typ-Granitoids mit unterschiedlichen Orten der Mi-neralisation

231

Lagerstättentypen

Ob Cu und Mo aus demErdmantel oder aus derErdkruste stammen, dar-über läßt sich letztlichnur spekulieren. In denAnden, in denen ca.30% der bekannten Kup-fervorräte der Erde vor-kommen, hat sich dieCu-Mo-Mineralisationim Verlauf der letzten 90Ma um ca. 400 km vonChile nach Argentinienverlagert, wobei die »15– 5 Ma alte letzte Phaseder Mineralisation aufArgentinien beschränktist. Das Verhältnis vonCu:Fe in den Lagerstät-ten entspricht ungefährdem in den Granodiori-ten. Die Mehrzahl derBearbeiter nimmt an,daß zumindest derSchwefel aus der ehema-l igen Ozeankrustestammt, die unter Süd-amerika subduziert wird,d.h. ursprünglich ausden hydrothermalenVererzungen an mittel-ozeanischen Rücken(vergleiche Abbildung181, Seite 219). EinigeBearbeiter weisen daraufhin, daß in den Andenmit zunehmender Ent-fernung von der Sub-duktionszone das Cu/Mo-Verhältnis sinkt;dies würde für eine über-wiegende Herkunft desMo aus der Erdkrusteund des Cu aus derQuellregion der Mag-men sprechen. Von an-deren Bearbeitern wirdein solcher Zusammen-hang allerdings nicht ge-sehen.

4.3.2.3.3 Sn-W-Lagerstätten

Weiter landeinwärts und hinter dem Gürtel der porphyrischen Cu-Mo-Vererzung schließtsich in mehreren Kontinent-Ozean-Kollisionszonen ein Bereich mit Sn-W-Vererzungen an,die an S-Typ-Granitoide gebunden sind, z.B. in den Anden (Abbildung 181). Vergleichbare

met

eoris

ches

Was

ser

-15 -10 -5 0 5 10

-100

-50

0

d18O [‰]

dD

[‰

]

Serizite

primäremagmatische

Wässer

sekundäreBiotite

Pr

äquigranularer Granodiorit

Pr

Pr

Pr

PrPr

Pr

Pr

Pr

Pr

Pr

Pr

Pr Pr Pr

Pr

Pr

Pr

magmatischesWasser

magmatischesWasser

zirkulierendemeteorische

Wässer

heißeQuellen

porphyrischer Granodiorit

K-reiche Alterationszone

Bereich der Vertonung

(b)(a)

ABBILDUNG 195 oben: Isotopenzusammensetzung (18O/16O, 2H/1H) sekundärer Biotite der K-reichen Zonen und von Seriziten ausden serizitreichen Zonen verschiedener porphyrischer Cu-Lager-stätten; die mit „meteorische Wässer“ bezeichnete Kurve gibt dieKorrelation wieder, die für Wässer beobachtet wird, die den Kreis-lauf von Verdunstung über den Ozeanen und Abregnen auf denKontinenten durchlaufen haben; Meerwasser hat definitionsgemäßWerte von 0, weil d18O = {[(18O/16O)Probe/(

18O/16O)Meerwasser] –1}´1000 und analog für dD; unten: Skizzierung des Einflusses vonWässern verschiedenen Ursprungs auf die Ausbildung der Altera-tionszonen um porphyrische Cu-Vererzungen.

232

Lagerstätten

Vererzungen finden sich in Kontinent-Kontinent-Kollisionszonen, ebenfalls im Zusam-menhang mit S-Typ-Granitoiden.

Ein Gürtel von Zinngraniten erstreckt sich ca. 1400 km vom Südosten Burmas bis ins süd-liche Thailand (die „westliche Provinz“ in Abbildung 196). Ihr Alter fällt in die Kreide unddas Tertiär. Die älteren dieser Granite sind dominant vom I-Typ, die jüngeren vom S-Typ;nur die letzteren sind Sn-führend. Östlich schließen sich zwei ältere Granitgürtel an. DieGranite der Zentralprovinz umfassen wiederum I- und S-Typ-Granite. In den S-Typ-Grani-ten befinden sich große Sn-Lagerstätten im Süden von Malaysia (Kinta Valley). Der östlicheGürtel ist dominant vom I-Typ ohne nennenswerte Sn-Vorkommen. Eine größere porphy-rische Cu-Lagerstätte befindet sich im Norden von Thailand in diesem Gürtel (Loei).

ABBILDUNG 196 Die Granitprovinzen des Zinngürtels von Südostasien; das meiste Sn wirdnicht in Graniten, sondern in Zinnsteinseifen abgebaut.

233

Lagerstättentypen

Auf Grund von geochro-nologischen, geochemi-schen und geologischenDaten stellt sich die Bil-dung der Granitgürtel imModell folgendermaßendar (Abbildung 197): ImPerm wurde das Gebietdes heutigen Thailandvon e inem schmalenOzean oder einem Rand-bekken eingenommen.Ostwärts gerichtete Sub-duktion ozeanischer Kru-ste gab den Anlaß für dieEntstehung des östlichenGürtels von I-Typ-Grani-ten. Nachdem die ozeani-sche Kruste subduziertwar, kam es in der Triaszur Kontinent-Kontinent-Kollision und damit zurBildung der Zinngraniteder Zentralprovinz. Dar-auf folgte wiederum Sub-duktion ozeanischer Kru-s te e ines wei te renwestlichen Randbeckens;dabei entstanden vor ca.130 Ma I-Typ-Granitoideim westlichen Thailand.Nach Schließung diesesRandbeckens kam es er-neut zur Kontinent-Kon-tinent-Kollision vor »100Ma und zur Bildung derZinngranite der westli-chen Provinz.

Gürtel von I- und S-Typ-Granitoiden treten inähnlicher Weise im her-zynischen Gürtel in Eu-ropa auf. Auch hier finden sich Sn- und W-Vererzungen, gebunden an jüngere Granite, dieim wesentlichen durch Aufschmelzung von Metasedimenten entstanden sind (Abbildung198). Größere Sn- und W-Vererzungen kommen in Cornwall/England, im Erzgebirge undauf der westlichen Iberischen Halbinsel vor.

Die Mineralisation von Sn- und Sn-W-Lagerstätten ist komplex. Neben porphyrischen Ver-erzungen kommen Gangvererzungen vor. Bei hohen Temperaturen entstandene porphyri-sche Vererzungszonen werden häufig von niedrig temperierten Gängen durchschlagenund überprägt. Infolgedessen sind die Wirtsgesteine oft stark zerrüttet und zersetzt. Ver-breitete Erzminerale in den mineralisierten Zonen von Sn-W-Lagerstätten sind Zinnstein,Wolframit [(Fe,Mn)WO4], Scheelit (CaWO4), Pyrit, Magnetkies, Kupferkies, Zinkblende undFluorit.

ABBILDUNG 197 Plattentektonische Rekonstruktion zur Erklärungder Bildung der Granite des Zinngürtels in Südostasien

234

Lagerstätten

Als Greisen bezeich-net man Paragene-sen aus Quarz undHellglimmer (Mus-kovit, Lepidolith)mit untergeordne-ten Mengen an Mi-neralen wie Topas,Turmalin und Fluo-rit. In Greisen um-gewandelte („ver-gre i s te“ ) Zonensind in vielleicht 3 –5 km Tiefe im Dachvon Granitintrusio-nen und in die Ne-bengesteine ein-greifend durch dieReaktion mit pneu-matolyt i schen(überkritischen) Lö-sungen entstanden(Abbildung 199).Vergreiste Zonensind typischerweisemit Sn–W-Vererzungen verbunden, z.B. im Erzgebirge.

Der Befund, daßSn- und W-Verer-zungen an S-Typ-Granitoide gebun-den s ind, weis tdarauf hin, daßdiese Elemente –insbesondere dasSn – aus Metasedi-menten der konti-nentalen Krustestammen. Östlichder Anden im We-sten von Brasilienliegt ein protero-zoischer Gürte lvon Zinngraniten(Abbildung 181,Seite 219), der sichin den Anden bisan die Pazifikküste fortsetzt. Sedimente silurischen Alters in den östlichen Anden sind au-ßergewöhnlich reich an Zinnstein, offensichtlich weil sie durch Verwitterung dieser altenGranite entstanden sind und weil Zinnstein ein sehr verwitterungsresistentes Mineral ist,das sich in Seifen anreichert. Aufschmelzung solcher (Meta)Sedimente in der tiefen Krusteunter den Anden im Tertiär verursachte vermutlich die Bildung der Zinngranite inBolivien.

ABBILDUNG 198 Vorkommen herzynischer und anderer prämesozoi-scher Granitoide in Mittel- und Westeuropa

2008C

4008C

5

4

32

1

1 Greisenbildung in einer Aufwölbung [Sn, W, Mo, Nb, Ta]2 zonierter Aplit-Pegmatit [Be, B, Li, P]3 brekziöser Gang [Sn, B]4 Gangsystem mit polymetallischer Vererzung5 Skarn [Sn, As, W, Pb, Zn]

ABBILDUNG 199 Schematische Darstellung von Sn-W-Vererzungen imZusammenhang mit S-Typ-Graniten

235

Lagerstättentypen

Eine Voraussetzung für dieBildung von magmatischenSn-Lagerstätten scheinen da-her primär höhere Sn-Ge-halte der Edukte zu sein. Soführen die Zinngranite desErzgebirges 15 – 50 ppm Sn,während sterile Granite des-selben Gebietes nur ca. 3 – 10ppm Sn enthalten. Magmati-sche Fraktionierung bewirkteinen markanten Anstieg derSn-Gehalte in den Rest-schmelzen (Abbi ldung2004–3), der allerdings zurBildung einer Vererzung al-lein nicht ausreichend ist.Der wesentliche Schritt, derzur Bildung einer Lagerstätteführt, liegt auch hier wiederin der Separation einer flui-den Phase, in die das Sn starkbevorzugt eintritt. Der Trans-port von Sn mag in Formvon Chlorokomplexen desSn2+ erfolgen, der Transportvon W vielleicht eher alsH2WO4

4–4. Durch Reaktionder Fluide mit Karbonatenoder mit feldspatreichen Ge-steinen könnte die Bildungder Erzminerale Zinnsteinund Wolframit erfolgen nachGleichungen wie

SnCl2 + CaCO3 + H2O SnO2 + CaCl2 + CO2 + H2

SnCl2 + 3(Na,K)AlSi3O8 + 2H2O SnO2 +

KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 2NaCl + H2

4.3.2.3.4 Skarnlagerstätten

Das Vorkommen von Skarnen ist nicht auf aktive Kontinentalränder beschränkt. Sie wer-den vielmehr überall gebildet, wo große Mengen magmatischer Fluide, reich an denHauptelementen der Magmen (Si, Al, Fe, Mg) Nebengesteine – vor allen Dingen Kalke undDolomite – infiltrieren. Skarne sind damit Produkte einer Pyrometasomatose, und sie kom-men vornehmlich im Kontaktbereich um Intrusionen vor.

Abbildung 201 zeigt eine charakteristische Abfolge von Mineralen, wie sie um Intrusionenerwartet werden können. Nahe dem Kontakt kommt es durch die Fluidinfiltration zur Bil-

4–3. B. Lehmann (1987) Tin granites, geochemical heritage, magmatic differentiation, Geologische Rund-schau 76, 177 – 185.4–4. H.P. Eugster (1984) Granites and hydrothermal ore deposits: a geochemical framework, MineralogicalMagazine 49, 7 – 23.

Cordillera Réal / Bolivien

0.01

0.1 1

0.1 1%1

10

100

pp

m S

n100

10

pp

m S

n

Rb/Sr

TiO2

110 100

Kap-Granit

Snowy Mts. / Australien

Thailand

Massif Central

Erzgebirge

Malaysia

Massif Centra

l

Nordportugal

Cordillera

Réal/ Bolivi

en

Malaysia

Erzgebirge Thailand 1

Blue Tier

Thailand 2

Kap-Granit

Æ Granite

Æ Granite

Æ Ton-schiefer

ÆKruste

ÆKruste

Æ Ton-schiefer

Nordportugal

Snowy Mts. /Australien

ABBILDUNG 200 Korrelation zwischen dem Zinngehalt undTiO2 bzw. dem Rb/Sr-Verhältnis verschiedener Provinzen vonZinngraniten. Der TiO2-Gehalt und das Rb/Sr-Verhältnis dienenals Fraktionierungsfaktoren; mit zunehmender Magmendiffe-renzierung nimmt der Ti-Gehalt ab, und Rb/Sr nimmt zu.

º

º

236

Lagerstätten

dung von Mg,Fe-reichen Mineralen, die hohe Bildungstemperaturen anzeigen (Diopsid ±Forsterit, Andradit). Weiter entfernt vom Kontakt im von Fluiden nicht mehr erreichtenBereich werden die Gesteine kontaktmetamorph nur noch isochemisch umgewandelt; ausreinen Karbonaten entstehen Marmore, aus Mergeln entstehen Kalksilikatgesteine mit Mi-neralen wie Diopsid, Wollastonit, Tremolit oder Talk.

ABBILDUNG 201 Typische Abfolge pyrometasomatischer und kontaktmetamorpher Gesteineum einen Pluton am Beispiel der Skarnlagerstätte von Ely/Nevada; Act = Ak-tinolith, And = Andradit, Bt = sekundärer Biotit, Cal = Calcit, Di = Diopsid, Kfs= sekundärer Kalifeldspat, Non = Nontronit [ungefähr Na0.3Fe2(Si,Al)4O10(OH)2´n(H2O)], Qtz = Quarz, Sap = Saponit [ungefähr (Ca,Na2)0.15(Mg,Fe)3(Si,Al)4O10(OH)2´4H2O], Sd = Siderit, Tlc = Talk, Tr = Tremolit, Wo= Wollastonit.

Skarne werden unterteilt nach den Gesteinen, die durch die Pyrometasomatose verdrängtwurden. Der Begriff Exoskarn wird für Skarne benutzt, die aus der Umwandlung von Karbo-naten hervorgegangen sind; ein Endoskarn ist durch pyrometasomatische Überprägungmagmatischer Gesteine entstanden, nach anderen Definitionen auch noch durch Um-wandlung von Al-reichen Metasedimenten (tonige Gesteine). Exoskarne werden weiter un-terteilt nach dem Mineralbestand (Mg-reich, Ca-reich, Fe-reich, wenn entsprechende Sili-kate hervortreten). Wenn Exo- und Endoskarne nebeneinander vorkommen, enthalten dieExoskarne nahezu die gesamte wirtschaftlich interessante Mineralisation, insbes. die Ca-reichen Exoskarne.

Die Mineralisation kann sehr vielfältig sein. Cu-Skarne mit Kupferkies und Bornit [Cu5FeS4]treten oft um Stöcke von Granodiorit oder Monzogranit auf, die Anlaß zur Bildung vonporphyrischen Cu-Lagerstätten gegeben haben. Fe-Skarne mit Magnetit kommen in Asso-ziation mit Gabbros, Dioriten, Granodioriten und Graniten sowohl in Inselbögen als auchan andinotypen Kontinentalrändern vor. W-Skarne mit Scheelit und untergeordnetem Mo-lybdänglanz finden sich um Quarzdiorite und Monzogranite vornehmlich an andinotypenKontinentalrändern; aus ihnen stammt der größte Teil der Weltproduktion an W. Sn-Skarne kommen um Granitintrusionen vor. Aus talkführenden Skarnen stammen ca. 2/3der Weltproduktion an Talk.

Ein Modell zur Entstehung von Skarnlagerstätten ist in Abbildung 202 dargestellt. DiePlatznahme des Magmenkörpers verursacht im ersten Stadium die Rekristallisation der Ne-bengesteine und damit die Bildung von Marmoren aus Kalksteinen, von Hornfelsen ausSchiefertonen, von Quarziten aus Sandsteinen. Unmittelbar an den Kontakten zwischenunterschiedlichen Gesteinstypen können Reaktionsskarne entstehen. In unreinen Marmo-

»10 – 20% MgO

Ton–Sulfid-Stadium

And Act + Cal + Qtz+ Non ± Sd

Bt + KfsDi + And + QtzWo, Wo + QtzCal + Qtz ± Di± Sap ± Tr ± Tlc

<3% MgO

Skarn

Magnetit

Sulfidgänge

entferntereKontaktmeta-

morphose

Kalksteinrekristalli-

sierterKalkstein

rekristalli-sierter

Kalkstein

alterierterporphyrit.Monzonit

237

Lagerstättentypen

ren können wirtschaftlich interessante Minerale wie Talk oder Wollastonit entstehen.Fluidinfiltration der Kontaktgesteine verursacht im zweiten Stadium bei Temperaturen zwi-schen ca. 800 und 400 °C die Umwandlung der Marmore und anderer Nebengesteine inSkarne. Erste Erze mögen sich aus den hydrothermalen Lösungen ausscheiden, und die In-trusion kühlt merklich ab. Die Skarnmineralisation ist dominant „trocken“; im Spätsta-dium dieser Phase können sich bereits Oxide wie Magnetit und Zinnstein und erste Sulfideabscheiden. Das dritte Stadium schließlich ist ein retrogrades. Die Intrusion kühlt weiterab. Meteorische Wässer bewirken eine Alteration der zuvor gebildeten Skarnmineralisationund von Teilen der Intrusion. Es bilden sich OH-haltige Minerale wie Epidot, Chlorit undAktinolith. Bei fallenden Temperaturen scheiden sich Sulfide aus, oft nicht nur in den zu-vor verskarnten Zonen, sondern auch weiter ins Nebengestein ausgreifend. Durch Neutra-lisation saurer erzführender Lösungen bei der Imprägnierung von Karbonaten können ge-rade dort bedeutsame Ablagerungen von Sulfiden entstehen. In einigen Fällen hat sichdurch die Analyse der O- und H-Isotopenzusammensetzung gezeigt, daß das H2O, das inden beiden ersten Stadien vorhanden ist, aus dem Pluton stammt, während meteorischesWasser im dritten Stadium tatsächlich bedeutsam wird.

ABBILDUNG 202 Modell zur Entstehung von Skarnlagerstätten in drei Schritten; man beach-te, daß die eingetragenen Endoskarne keine solchen im Sinn der zuvor ge-gebenen Definition sind.

238

Lagerstätten

Die die Kontaktmetasomatose verursachenden Lösungen werden größtenteils aus dem Plu-ton stammen. Diese Vorstellung mag vielleicht dort Probleme bereiten, wo sich Fe-Skarneum saure Intrusionen befinden. Allerdings ist die Löslichkeit von Fe in chloridführendenLösungen hoch, die mit Magnetit oder Biotit koexistieren.

4.3.2.4 Orthomagmatische Lagerstätten

Lagerstätten die-ses Typs bi ldensich in konvektie-renden Magmen-kammern oder inausgedehntenGängen a l le indurch Kristallisati-on. Wie bereits beider Besprechungder Lagenintrusio-nen (s iehe auchSeite 110) ange-führt, entstehendabei in den tiefe-ren Bereichen sol-cher Körper zumTeil mächtige La-gen von Chromitund Magnetit; dar-auf wird an dieserStelle nicht weitereingegangen. An-dere bas i scheIntrusionen ent-halten durch Ent-mischung im flüs-s igen Zustandentstandene sul-fidre iche Lagenmit Cu-, Ni- undFe-Sulfiden. So-wohl in Sulfidenals auch in denCr,Fe-Spinellen können geringe Beimengungen von Metallen der Platingruppe (einigeppm) wirtschaftlich bedeutsam werden. Diese Elemente treten dabei als Sulfide, Arsenideund Antimonide sowie in Form von intermetallischen Verbindungen auf. Der Grund, wes-halb die Platinoide z.B. im Bushveld nur in einer einzigen Schicht, dem Merensky Reef, kon-zentriert sind, ist nicht klar. Nach einer Vorstellung sind turbulente Mischungen innerhalbdes Magmenkörpers wichtig, die es Sulfidtröpfchen erlaubten, in Kontakt zu sehr viel Sili-katmagma zu geraten und dabei diesem den gesamten Edelmetallgehalt zu entziehen. Inanderen Fällen mag auch Assimilation von Nebengesteinen für den Edelmetallgehalt ver-antwortlich sein. Der größte Teil der Platinoide wird heute aus Seifenlagerstätten gewon-nen, deren Gehalt an diesen Elementen sicherlich auf primäre mafische bis ultramafischePlutone zurückzuführen ist, z.T. auch auf die tiefen Teile von Ophiolithkomplexen (Ural).Der größte Teil der Platinoide wird für katalytische Zwecke verwendet; am bekanntestensind dabei sicherlich die Katalysatoren in Verbrennungsmotoren. Dabei wird ein sieb-artiger Körper aus synthetischem Cordierit (Mg2Al4Si5O18) mit Pt oder Pd sowie Rh be-schichtet.

ABBILDUNG 203 oben: geologische Skizze des Sudbury-Komplexes mitseinen Ni-führenden Lagen; unten: Querschnitt durch die Vererzungs-zone von Creighton unmittelbar südwestlich der Stadt Sudbury mit sei-nen massiven und dispers verteilten Sulfiden.

239

Lagerstättentypen

Der Sudbury-Komplex in Ontario/Kanada stellt die größte Lagerstätte von Ni auf der Erdeund eine bedeutende von Cu dar. Er hat ungefähr die Form eines Trichters. Die Vererzungbefindet sich an der Basis und an den Seiten des Komplexes vor allem in einer „Sub-layer“genannten Schicht, die reich ist an Sulfiden [Pyrrhotin, Pentlandit (Fe,Ni)9S8, Kupferkies]und Einschlüssen von ultramafischen Gesteinen und Gabbro, und in davon ausgehendenGängen (Abbildung 203). Es spricht einiges dafür, daß das Sub-layer ein älterer Magmen-körper ist. Der Sudbury-Komplex ist proterozoischen Alters (1850 Ma). Da die Gesteine derUmgebung Schockeinwirkungen aufweisen, wird davon ausgegangen, daß der Komplexdurch einen Meteoriteneinschlag entstanden ist. Es gibt allerdings keine Hinweise darauf,daß die Vererzung aus einer extraterrestrischen Quelle stammt. Seit der Entdeckung der La-gerstätte 1883 sind rund 500´106t Erz mit einem durchschnittlichen Ni-Gehalt von 3.5%und Cu-Gehalt von 2% abgebaut worden.

Auch in größeren Intrusionen, die im Zusammenhang mit Flutbasaltvulkanismus stehen,treten große Sulfidlagerstätten auf. So ist die größte russische Cu-Ni-Lagerstätte in Noril’skin Nordsibirien ursächlich mit dem Flutbasaltvulkanismus an der Perm/Trias-Grenze ver-knüpft. Die Vererzungen befinden sich dabei sowohl an der Basis der zwischen 30 und350 m mächtigen und 12 km langen Intrusion als auch im Liegenden. Platinoide treten inden Erzen mit einem Ni/(Pt+Pd)-Verhältnis um 500 auf.

Vanadium kommt im magmatischen Bereich als V3+ vor. In dieser Form kann es Fe3+ erset-zen. Es verwundert daher nicht, daß V kaum eigene magmatische Minerale bildet, sondernim Magnetit angereichert wird. Ungefähr die Hälfte der Weltjahresproduktion an V kommtallein aus den Magnetitlagen in den oberen Teilen des Bushveld-Komplexes. Der Magnetitenthält hier 0.15 – 1.7% V und hat auch einen beträchtlichen Anteil an Titan.

Ein weiterer bedeutsamer Typ von orthomagmatischen Lagerstätten sind Titanvererzungen(als Ilmenit), die im Zusammenhang mit Anorthositen intermediärer Feldspatzu-sammensetzung auftreten. Die größte derartige Lagerstätte ist die Tellnes-Mine in Südnor-wegen mit Reserven von mindestens 300´106t Erz mit 18% TiO2, aus der fast ein Fünftelder Weltproduktion an TiO2 stammt. Die Erzkörper stecken meist gangförmig in den Anor-thositen und haben eine noritische Zusammensetzung. Viele Beobachtungen sprechen da-für, daß ihre Entstehung auf eine Entmischung von Ti-reichen Teilschmelzen aus anortho-sitischen Schmelzen zurückzuführen ist; die Ti-reichen Schmelzen sanken auf Grund ihrerhohen Dichte ab und drangen in die tieferen Teile der Anorthositkomplexe ein.

4.3.2.5 Lagerstätten im Zusammenhang mit Alkaligesteinskomplexen

Gebiete mit kontinentalem Rifting und/oder Krustenausdünnung zeichnen sich durch In-trusion und Extrusion von Alkalimagmatiten aus, die im Fall von Plutoniten vornehmlichnephelinsyenitische Zusammensetzungen aufweisen. Weiterhin sind intrusive Karbonatiterecht häufig.

Die Alkaligesteine bilden typische ringförmige Intrusionen (Abbildung 204), die riesigeMengen an eindeutig magmatischem Apatit enthalten können. Der ringförmige Aufbauwird durch mehrere ineinandersteckende Intrusionen verursacht. Die Nebengesteine wer-den am Kontakt intensiv metasomatisch verändert; dieser Vorgang ist als Fenitisierung be-kannt und die dadurch entstandenen Gesteine als Fenite. In Alkaligesteinskomplexen undin Karbonatiten befinden sich außerdem öfters Lagerstätten der Seltenen Erden [gebundenan Minerale wie Bastnäsit (Ce,La)(CO3)F, Monazit (Ce,La,Nd,Th)PO4 – z.B. Mountain Pass/Kalifornien], von Nb und Ta [an Minerale wie Pyrochlor (Na,Ca)2Nb2O6(OH,F), Columbit(Mg,Fe,Mn) (Nb,Ta)2O6 gebunden], von Zr-Hf und U-Th. Da die Karbonatite aus dem obe-ren Erdmantel stammen, muß die Anreicherung dieser inkompatiblen Elemente darauf zu-rückgeführt werden, daß sie in Karbonatschmelzen besser löslich sind als in Silikatschmel-zen; bei ihrem Transport mögen Fluoridkomplexe von Bedeutung sein, denn auch Fluor istin Karbonatiten und Alkaligesteinen gegenüber normalen Magmen hoch angereichert.

240

Lagerstätten

ABBILDUNG 204 Geologische Skizze der Kola-Halbinsel (oben) mit einer detaillierteren Dar-stellung des Alkaligesteinskomplexes von Khibina (unten); die Vorräte an P-Erz belaufen sich auf mindestens 2.7´106t bei einem mittleren Gehalt von18% P2O5. Nephelin findet Verwendung bei der Herstellung von Glas und isthier ausnahmsweise Rohstoff für die Aluminiumgewinnung.

241

Lagerstättentypen

4.3.3 Sedimentäre Lagerstätten

4.3.3.1 Schichtgebundene Pb-Zn-Lagerstätten vom Mississippi-Valley-Typ

Eine Reihe von epigenetischen großen Pb-Zn-Lagerstätten befindet sich in den USA in ei-nem großen Bereich im Süden und Mittelwesten. Sie sind an Karbonate gebunden und ver-danken ihre Entstehung wahrscheinlich dem Fluß von heißen meteorischen Wässern inartesischen Systemen (Abbildung 179, Abbildung 205) in der Nähe von Gebirgszügen. Re-genwasser dringt von den Bergländern her in permeable Sedimente ein und sammelt sichüber impermeablen tonigen Sedimenten an. Dabei erwärmt es sich allmählich in 3 – 4 kmTiefe auf Temperaturen von ³80 bis ca. 150 °C. Wo es durch Abfolgen von Evaporitenströmt, wird es hoch salinar und dadurch fähig, Pb und Zn, bei höheren Temperaturenauch noch Cu aus den durchströmten Gesteinen herauszulösen. Durch den Druck desnachfließenden meteorischen Wassers wird es gezwungen, in den permeablen Sedimentenzum Beckenrand hin artesisch aufzusteigen. Dort können sich Bleiglanz und Zinkblendeabsetzen durch Reaktion mit H2S, welches entstanden ist durch Reduktion von Sulfaten imGrundwasserbereich unter Mitwirkung von Kohlenwasserstoffen. Zum Teil sind die Pb-Zn-Sulfidmineralisationen von Baryt begleitet. Die meteorischen Wässer werden durch die Re-aktion saurer; die überschüssigen H+-Ionen werden durch Auflösen von Karbonat neutrali-siert, wodurch Raum geschaffen wird für die Ablagerung weiterer Pb- und Zn-Sulfide.

ABBILDUNG 205 Verbreitung von Pb-Zn-Lagerstätten des Mississippi-Valley-Typs in den USA;die eingesetzte Skizze zeigt ein artesisches Modell für die Entstehung der La-gerstätte von Pine Point in Kanada.

Die Zusammensetzungen der S-Isotope (Abbildung 206) unterstützen durchweg die Inter-pretation einer krustalen Herkunft des Schwefels. So ergibt sich für die Lagerstätte von PinePoint eine gute Übereinstimmung mit Werten für marine Evaporite. Andere Lagerstättenwie Cave-in-Rock mögen dagegen auch Anteile an magmatischem oder biogenem Schwefelenthalten.

Appa

la

chian

fron

t

Pine Point

Ro

ck yM

ou

nta

infro

nt

OuachitaMountains

Erzdistrikt vomMississippi-Typ

500 km

-5

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

km

Pine Point

0 50kmWasserstauer, z.B. Tonstein

Evaporite, z.T. mit Karbonat

242

Lagerstätten

Zinkblenden füh-ren generell nen-nenswerte Anteileanderer Wertme-talle, praktisch im-mer soviel Cd, daßes als Nebenpro-dukt gewonnenwird. Die Zink-blenden in den La-gers tät ten vomMississippi Valley-Typ enthalten zu-dem oft noch An-teile an den Ele-menten Ga, Inund Ge bis zu eini-gen Zehntel Pro-zent. Für Cd, Inund Ge stellen dieVorkommen inZinkblende derzeitdie einzigen Vor-kommen dar, aus denen sie gewonnen werden, während das meiste Ga bei der Aufberei-tung von Bauxiten anfällt. Ge kann potentiell aus den Rückständen der Kohleverbrennunggewonnen werden.

4.3.3.2 Sedimentäre Uranvererzungen

Vererzungen dieser Art kommen in terrestrischen Sandsteinen vor, häufig solchen, die imfluviatilen Bereich unter ariden und oxidierenden Bedingungen abgelagert wurden. DieUranmineralisation kann von nennenswerten Mengen an Vanadium begleitet sein. Unterähnlichen Bedingungen können Anreicherungen von Cu, Ag, Se und Mo auftreten, wobeisich Cu und V gegenseitig auszuschließen scheinen. Die Lagerstättenbezirke können großeAusdehnungen erreichen; ihre Elementzusammensetzung schwankt dabei von Vorkom-men zu Vorkommen jedoch erheblich. Typische Gehalte an U liegen bei 0.1 – 0.2%; die V-Gehalte können 1.5% erreichen, die an Mo ca. 0.2%. Die gesamten Vorräte größerer Uran-lagerstätten können einige 104t betragen. Große Vorkommen liegen auf dem Colorado-Pla-teau in den US-Bundesstaaten Utah, Arizona, Colorado und New Mexico und in Südaustra-lien. Die wichtigsten Uranminerale sind in dieser Art von Lagerstätten Pechblende [ca.U3O8] und Coffinit [ungefähr U(SiO4)(1–x)(OH)4x].

Die Mineralisationen befinden sich im Normalfall in permeablen Sandsteinen und konglo-meratischen Sandsteinen von alten Strömungskanälen, die von impermeableren Sedimen-ten wie Schiefertonen umgeben sind. Die Ablagerung erfolgte wohl unter warmen ariden,aber jahreszeitlich humiden Bedingungen. Im Schüttungsbereich herrschte zudem rechtüppiger Pflanzenwuchs. Abgestorbenes Material von Pflanzen und Tieren wurde durch flie-ßendes Wasser vielfach aufarbeitet und umsedimentiert. Bei seinem Abbau entstanden lo-kal reduzierende Bedingungen. Sande und Tone sind reich an Pyrit und organischem Ma-terial. Auf Grund von petrographischen Befunden leitet sich das klastischeSedimentmaterial meist von granitischen Edukten ab. Bei dessen Verwitterung wird das Uoxidiert und in Form des leicht löslichen Uranylions transportiert worden sein.Vexistiert unter diesen Bedingungen in fünfwertiger Form als , das ebenfalls leicht lös-lich ist. Im Kontakt mit den an organischem Material reichen Sanden und Tonen fanddann dicht unterhalb der Wasser/Sediment-Grenzfläche die Reduktion zum U4+ statt. Indieser Form ist Uran erheblich weniger löslich, so daß es sich im Sediment anreicherte.Derartige Bedingungen, die zur U-Anreicherung in abbauwürdiger Menge führte, herrsch-

50 40 30 20 10 0 -10 -20 -30 -40 -50 -60

MeteoriteMagmatite

KohlenErdöl, Erdgas

Evaporitephaneroz. Meerwassersulfat

biogener elementarer Schwefelsedimentäre Sulfide

Vergleiche mit anderen Materialien:

Cave-in-Rock, IllinoisPine Point

oberes Tal des Mississippi

SE-Missouri

an Karbonate gebundeneLagerstätten von Buntmetallen:

d34S [‰]

ABBILDUNG 206 Zusammensetzung der Schwefelisotope einiger Lagerstät-ten vom Mississippi-Valley-Typ

UO22+

VO43 –

243

Lagerstättentypen

ten beispielsweise im Tertiär in Südaustralien (Abbildung 207). Th, das sich in magmati-schen Gesteinen sehr ähnlich wie U verhält (beide in vierwertiger Form), ist nicht oxidier-bar; daher findet im sedimentären Bildungsbereich eine Trennung der beiden Elementestatt. Th ist allenfalls kurzzeitig mobilisierbar und wird rasch wieder durch Adsorption oderEinbau in Tonminerale oder Phosphate aus dem Wasser entfernt (statistisch verbleibt einTh4+-Ion nur einige 100a im Meerwasser in Lösung; dies ist seine Residenzzeit t), währenddas Uranylion lange Zeit (t = einige 105a) in Lösung bleibt. Tatsächlich ist der Urangehaltdes Meerwassers mit ca. 3 ppb rund 300´ höher als der Th-Gehalt, während das U/Th-Ver-hältnis in der Erdkruste bei ca. 0.3 liegt.

ABBILDUNG 207 links: Aufsicht auf einen fossilen Strömungskanal in Südaustralien; zwei gro-ße Uranvererzungen kommen auf derselben Seite des Kanals vor; die ur-sprüngliche Fließrichtung ist durch Pfeile markiert; rechts: Querschnittdurch diesen Kanal im Bereich der U-Vererzung von East Kalkaroo; auf dernordwestlichen Seite des Kanals herrschten oxidierende Bedingungen vor,so daß es dort nicht zu einer Bildung von Uranmineralisationen kam.

4.3.3.3 Sedimentäre Goldlagerstätten

Primäre Vorkommen von Gold sind mit hydrothermalen Gängen assoziiert (Gold-Quarz-Gänge). Darin kommt das Au elementar und in untergeordneter Menge zuweilen in Formvon Telluriden vor. Das Interesse an archaischen „Greenstone“-Gürteln (mafische und ultra-mafische Laven, die bei niedriger Temperatur metamorph überprägt wurden) galt ur-sprünglich allein den Au-Vererzungen, die man in den solche Greenstones durchschlagen-den Gängen gefunden hat. Besonders hohe Au-Gehalte treten nahe der Basis derGreenstones zu sauren bis intermediären Plutonen auf, so daß möglicherweise Hydrother-malsysteme der Plutone die Greenstones aufheizten und das Au in hydrothermalen Lösun-gen konzentrierten.

Bei der Verwitterung und Abtragung derartiger primärer Lagerstätten wird das Gold wegenseiner hohen Dichte und Verwitterungsresistenz in grobkörnigen klastischen Sedimentenangereichert. Die 1886 entdeckten Au-Vorkommen in Konglomeraten des Witwatersrand-Beckens in Südafrika sind auch heute noch mit ca. einem Drittel der geschätzten Reservendie bedeutendste Au-Lagerstätte der Welt. Mit ca. 48000 Tonnen haben sie bislang rund40% zur Weltproduktion an Au beigetragen bei einem durchschnittlichen Au-Gehalt derabgebauten Gesteine um 10 ppm. Die Konglomerate wurden im späten Archaikum undfrühen Proterozoikum vor 2.8 – 2.3 Ga in Flußdeltasystemen abgelagert. Die Au-Führungist darin weitgehend auf die Upper Central Rand Group beschränkt, die zwischen 2.89 Gaund 2.76 Ga zur Ablagerung kam. Begleitet sind die Au-Vorkommen von großen Mengenan Pyrit und von U-Mineralen, in denen das Uran vierwertig als Uraninit (UO2) auftritt.Die Sedimentation wird daher unter nicht oxidierenden Bedingungen stattgefunden ha-ben, denn ansonsten hätte sich kein Pyrit ablagern können, und das U wäre oxidiert undweitertransportiert worden. Da die Atmosphäre im Archaikum (fast) keinen Sauerstoff ent-

0 200m-20

0

20

40

60m

SE NW

Ton

Sand

Tonstein und Siltstein

Metamorphite

Erzoxidierend

reduzierend Redoxgrenze

??

reduzierendBASISSANDoxidierend

MITTLEREEINHEIT

OBERE EINHEIT

0 100m

gelbe und orange-farbene Limonitzonen

HONEYMOON

Basissand

gesamte Kanalbreite

EAST KALKAROO

RedoxgrenzeBASISSAND

RedoxgrenzeMITTLERE EINHEIT

?

?

??

?

244

Lagerstätten

halten haben wird, sind solche Sedimentationsbedingungen für jene Zeit aber sicherlichnicht ungewöhnlich gewesen. Fluideinschlüsse in Quarzgeröllen, mit denen Gold assozi-iert ist, haben eine andere Zusammensetzung als solche in Verbindung mit Uranminerali-sationen; deswegen glauben einige Wissenschaftler, daß Au und U eine andere Herkunfthaben. Für gerundete Au- und Pyritkörner wurden inzwischen Bildungsalter von 3.03±0.02Ga bestimmt4–5. Das bedeutet, daß beide Minerale detritischer Entstehung sind und nichthydrothermalen Ursprungs in diesen Sedimenten sein können. Hydrothermale Quellenwaren für möglich gehalten worden, weil die Witwatersrand-Sedimente von einer leichtenMetamorphose überprägt sind, während der Au-führende Fluide die Konglomerate hätteninfiltrieren können. Tatsächlich treten auch Goldkörner auf, deren Morphologie eindeutigauf sekundäre Bildung schließen läßt, und diese scheinen zumindest zum Teil jünger zusein. Die Ergebnisse der Datierung besagen auch, daß die Herkunft des Goldes im Erdman-tel zu suchen ist; daher ist es plausibel anzunehmen, daß »3.0 Ga alte Basalte und Green-stones das Au geliefert haben.

ABBILDUNG 208 Skizze des südlichen Afrika (links) und der Goldfelder im Witwatersrand-Becken (rechts); es ist augenfällig, daß nur ein kleiner Teil der goldführendenGesteine im Tagebau gewonnen werden konnte.

Der Abbau des Goldes im Tiefbau ist im Witwatersrand-Becken inzwischen bis in Tiefenvon mehr als 3500 m fortgeschritten. Es ist daher abzusehen, daß aus technologischen undKostengründen die Au-Gewinnung nicht mehr sehr lange fortgesetzt werden kann, zumalder Au-Preis seit den frühen achtziger Jahren des 20. Jahrhunderts gesunken ist und dannauf niedrigem Niveau pendelte (aber mit der Krise der Weltwirtschaft zwischen 2000 und2002 wieder modert und mit der Irak-Krise stark gestiegen ist), so daß viele Abbaubetriebeam Rand der Wirtschaftlichkeit stehen.

4–5. J. Kirk, J. Ruiz, J. Chesley, J. Walshe & G. England (2002) A major Archean, gold- and crust-form-ing event in the Kaapvaal Craton, South Africa. Science 297, 1856–1858

Südafrika

Namibia

Botswana

Pretoria

Johannesburg

Kapstadt

Witwatersrand-Formationen, anstehend

Witwatersrand-Formationen, unter Bedeckung

Grundgebirge

wichtige Goldfelder

Schüttungsfächer goldführender Sedimentein das Witwatersrand-Becken

0 50 100km

Johannesburg

Evander

Heidelberg

Bothaville

Kroonstad

Welkom

Krügersdorp

Springs

Vredefort

Potchefstroom

Carletonville

Klerksdorp

245

Lagerstättentypen

4.3.3.4 Kupferschiefer

Im Perm wurde im Bereich des heutigen Mitteleuropa der Kupferschiefer abgelagert, dersich über ein Areal von etwa 600000 km2 verfolgen läßt (Abbildung 209–oben) und der lo-kal seit fast 1000 Jahren abgebaut wurde (z.B. in Mansfeld am Ostrand des Harzes). Cu-Ge-halte von mehr als 0.3% liegen in rund 1% des Gebietes vor, Zn-Gehalte von mehr als 0.3%in ca. 5%. Der Abbau des Kupferschiefers beschränkt sich heute auf Polen, wo er lokalMächtigkeiten von 5m und Cu-Gehalte von 1% erreicht.

ABBILDUNG 209 oben: Verbreitungsgebiet des Kupferschiefers; unten: Darstellung eines ver-erzten Bereichs.

Der Kupferschiefer setzt sich aus einer Abfolge von marinen Karbonaten, Tonen und orga-nischem Material zusammen; er lagert transgressiv auf dem Rotliegenden (Abbildung 209–unten). Die Sulfidmineralisation tritt im Grenzbereich zwischen Rotliegendem und Zech-stein auf, d.h. sowohl im Kupferschiefer selbst als auch in das Rotliegende und die überla-gernden Zechsteinkalke eingreifend. Die Sulfide sind äußerst fein verteilt als Bornit, Chal-kosin (Kupferglanz Cu2S), Kupferkies, Bleiglanz und Zinkblende und ersetzen oft älterescalcitisches Bindemittel, Quarzkörner oder andere Sulfide. Die Kupfermineralisation liegtunmittelbar über einer roten Oxidationszone („rote Fäule“); Pb-Zn-Erze liegen noch überder Cu-Mineralisation. Die Vererzung scheint ursächlich mit dieser „roten Fäule“ zusam-

London

Paris

Berlin

Prag

Warschau

<2cm <2

cm

Obergrenze der Faziesder „roten Fäule“

Cu-E

rz

Sandstein

Kupfer-schiefer

Zechstein-kalk

Werra-Anhydrit

DOLOMIT

Pb-Zn-Mineralisation

Pb-Zn-Erz

Cu-Mineralisation

SANDBANK

KALKSTEIN

246

Lagerstätten

menzuhängen, deren Bildung postsedimentär ist. Die erzführenden Lösungen waren ver-mutlich Formationswässer, welche die Schichten des Rotliegenden ausgelaugt haben. Nacheiner zweiten Vorstellung stammen die Schwermetalle aus Vulkaniten des Rotliegenden,die am Rand des Zechsteinbeckens zur Abtragung und Verwitterung anstanden (dazu gehö-ren z.B. die Melaphyre im Saar-Nahe-Becken.). Die Ausfällung von Cu, Zn und Pb erfolgteunter reduzierenden Bedingungen, wobei das H2S aus der Zersetzung organischer Kompo-nenten unter Mitwirkung von Bakterien stammte. Die Ablagerungsbedingungen des Kup-ferschiefers werden gerne mit den heutigen Bedingungen im Schwarzen Meer verglichen,in dem infolge schlechter Durchlüftung unterhalb von ca. 300m Wassertiefe durchweg an-aerobe Verhältnisse herrschen (Faulschlammbildung). Nach der zweiten Vorstellung wäreder Kupferschiefer eine stratiforme Lagerstätte (schichtgebunden und syngenetisch), nachder erstgenannten Vorstellung nur eine schichtgebundene Lagerstätte.

4.3.3.5 BIFs und Eisensteine

BIFs (banded iron formation) sind gebänderte Eisensteine, deren Vorkommen auf das Prä-kambrium und darin wesentlich auf das frühe Proterozoikum vor ca. 2500 – 1900 Ma be-schränkt ist. Synonyme Begriffe sind Jaspilit, Itabirit (metamorphe BIFs v.a. in Brasilien)und Taconit (nicht metamorphe BIFs v.a. in Kanada und den USA). Die Ablagerungen sindmehrere 100m mächtig und erstrecken sich oft über Hunderte von Kilometern. Zum Teilkönnen sie ohne mechanische Anreicherung der Fe-Minerale direkt als Eisenerze verwen-det werden. BIFs zeichnen sich durch einen Lagenaufbau von Millimetern bis zu einigenMetern Mächtigkeit aus; die Lagen bestehen alternierend aus SiO2 und Hämatit/Magnetit(Oxidfazies der BIFs; sofern Fe2+-Silikate in erheblicher Menge auftreten, spricht man voneiner Silikatfazies). Lokal und zeitlich unterschiedlich können die Fe-Oxide zugunsten vonSiderit und/oder von Pyrit zurücktreten (Karbonat- bzw. Sulfidfazies). Im letzteren Fall sindauch organische Komponenten oder elementarer Kohlenstoff zugegen, was anzeigt, daßdie Bildungen unter anaeroben Bedingungen erfolgten.

Die präkambrischen BIFs werden in zwei Typen unterteilt, den Algoma-Typ und den Supe-rior-Typ. Der erstere ist charakteristisch für archaische Greenstone-Gürtel, tritt aber auch injüngeren Formationen auf. Er zeichnet sich durch die Verbindung mit Grauwacken undvulkanischen Gesteinen aus. Das läßt vermuten, daß das Fe aus vulkanischen Exhalationenstammt. BIFs vom Algoma-Typ sind mit wenigen Ausnahmen im Westen von Australienkleine Körper von einigen cm bis wenigen 100m Mächtigkeit und einer Erstreckung von ei-nigen km. Einen Querschnitt durch den Aufbau eines solchen BIF zeigt der obere Teil vonAbbildung 210. Eine Ausbildung in Sulfid- und Karbonatfazies tritt hier häufig auf.

In den BIFs vom Superior-Typ tritt klastisches Material stark in den Hintergrund. Vulkani-sches Material fehlt in den Ablagerungen ebenfalls; Vulkanite treten aber stets in der stra-tigraphischen Abfolge irgendwo auf. Eine Ausbildung in Sulfidfazies ist nur selten vorhan-den. Dafür kommen in der stratigraphischen Abfolge schwarze karbonathaltigeSchiefertone vor. Eine rhythmische Bänderung von Fe-reichen und silikatischen Fe-armenLagen, die bis zu einem Meter mächtig werden, erlaubt die Korrelation über weite Areale.Die stratigraphischen Abfolgen, in denen BIFs vom Superior-Typ vorkommen, liegen dis-kordant auf hoch metamorphem Grundgebirge, wobei die BIFs den unteren Teil dieser Se-quenzen bilden (z.B. im Bereich des Lake Superior in den USA an der Basis der MarquetteRange Supergroup, Abbildung 210–unten). Die größte BIF liegt in der Hamersley Range imNorden von Westaustralien. Die Gesamtmenge des in frühproterozoischen (durchweg Su-perior-Typ-) BIFs festgelegten (und noch vorhandenen) Eisens liegt zwischen vielleicht1014 und 1015t. Sie sind in relativ flachem Wasser (wenige 100m) auf Kontinentalschelfen,in abgeschnürten Becken oder auch in intrakratonischen Becken entstanden.

Die Abscheidung des Eisens erfolgte chemisch oder biogen durch blaugrüne Algen oderBakterien4–6. Dabei kann das Fe entweder aus Verwitterungsprozessen an Land stammenoder – wahrscheinlicher – aus submarinem Vulkanismus an mittelozeanischen Rückenoder Hotspots (wie z.B. bei den variszischen oxidischen Eisenerzen an Lahn und Dill, diemit Diabasen genetisch in Zusammenhang gebracht werden). Im Fall einer kontinentalen

247

Lagerstättentypen

Ableitung ergeben sich mehrere Probleme. Zum einen sollten dann im Hinterland der BIFsgroße Mengen an residualen Al-reichen Gesteinen, z.B. Bauxite, verblieben oder in derNähe der BIFs abgelagert worden sein; dafür gibt es keine Belege. Zum anderen ist die Lös-lichkeit von Fe3+ im Meerwasser extrem gering (heutiger Fe-Gehalt ca. 2 ppb); ein Transportals Fe3+ in Lösung ist auszuschließen. Effektiver wäre der Transport als Fe2+; dies setzte al-lerdings voraus, daß die Atmosphäre im frühen Proterozoikum wesentlich O2-ärmer undCO2-reicher gewesen wäre als heute. Bedenkt man, daß geologisch nur kurze Zeit zuvor dieBildung der sedimentären Uranlagerstätten (Seite 243) auf geringe Sauerstoffgehalte in derAtmosphäre hinweist und daß der Sauerstoff der Atmosphäre letztlich aus der Photosyn-these der Pflanzen stammt, dann scheint diese Annahme nicht unrealistisch. Falls das Feaus submarinem Vulkanismus stammt, muß für die Zeit des frühen Proterozoikums von ei-ner erheblich stärkeren vulkanischen Tätigkeit oder einer größeren Länge der aktiven Rük-ken ausgegangen werden als heute vorhanden sind. Bei Transgressionen könnten Fe-reicheTiefenwässer in Schelfmeere gedrungen sein und sich dort mit O2-reichem oberflächenna-hem Wasser der photosynthetisch aktiven Zone vermischt haben; Fe-Ausfällung wäre dieKonsequenz.

ABBILDUNG 210 oben: rekonstruierte Stratigraphie des Michipicotin-Beckens in Ontario/Kana-da; unten: Verbreitung von BIFs im Bereich der westlichen großen Seen inNordamerika.

4–6. K.O. Konhauser und andere (2002) Could bacteria have formed the Precambrian banded ironformation? – Geology 30, 1079–1082

Schelfrand

3000m

5 10 km

saurePyroklastika

grobkörnigergrobkörniger

feinkörniger

feinkörniger

Sedimente

Karbonate

Oxide

Duluth

Lake Superior

Paläozoikum

Keweenawan

Marquette RangeSupergroup

BIF

Gesteinealter als 2.5Ga

0 50km

BIF

VermillionDistrict

Duluth Gabbro

GunflintDistrict

Mesabi Distr

ict

Cuyuna D

istrict

Gogebic District

mafische Vulkanite

mafischeVulkanite

Sulfide

248

Lagerstätten

Unter den phanerozoischen Eisensteinen sind die Minette-Erze die bekanntesten, die imUnteren und Mittleren Jura Europas verbreitet vorkommen, z.B. in Lothringen und in Lu-xemburg. Anders als in den BIFs lassen sich hier keine verschiedenen Fazies unterscheiden,d.h. Fe-Oxide und -Karbonate und Silikate (vor allem der Chlorit Chamosit) treten mitein-ander auf. Calcit ist ebenfalls ein wichtiger Bestandteil dieser Erze, die typischerweise ooli-thisch ausgebildet sind. Umgelagerte jurassische Eisensteine bilden die kretazischen Eisen-erze in Niedersachsen im Raum Peine–Salzgitter.

4.3.3.6 Residuale Ablagerungen

Intensive chemische Verwitterung unter tropischen bis subtropischen Bedingungen führtzur Bildung von residualen Böden, in denen sich vor allem Al und Fe anreichern, im Fallvon ultramafischen Edukten Cr und/oder Ni. Diese Böden werden generell als Laterite be-zeichnet. Solange sowohl Al als auch Fe darin stark angereichert sind, sind sie wertlos.Verwitterungshorizonte, die aus fast reinen Al-Hydroxiden bestehen [Gibbsit Al(OH)3, Böh-mit g-AlO(OH), a-Diaspor AlO(OH)] sind die wichtigste Quelle für Al (Bauxite) und als Ne-benprodukt für Ga. Als Lockergesteine werden Bauxite rasch erodiert, so daß fast alle Lager-stätten känozoische Bildungen darstellen und in den Tropen liegen, d.h. meist in weiterEntfernung von billiger Energie (Die Al-Gewinnung aus Bauxiten ist außerordentlich ener-gieaufwendig; zur Gewinnung von Al wird rund eine Zehnerpotenz mehr Energie benötigtals zur Gewinnung einer gleichen Menge Eisens.) und den großen Verbraucherländern. Mitzunehmendem Alter findet eine Entwässerung statt; die jüngsten Bauxite sind daher weit-gehend aus Gibbsit zusammengesetzt. Die größten Produzenten sind heute Australien undPapua-Neuguinea. Die Bildung von Bauxiten erfordert (i) geeignete Ausgangsgesteine mitrelativ leicht löslichen Mineralen, (ii) eine hohe Porosität der Gesteine, welche die freie Zir-kulation von Wässern ermöglicht, (iii) große Niederschlagsmengen in einem warmenKlima mit Trockenzeiten, (iv) gute Entwässerung, (v) ein mäßiges Relief sowie (vi) eine üp-pige Vegetation, die ihrerseits Wegsamkeiten für den Fluß des Wassers schafft und durchHuminsäuren die Verwitterung und den Transport der gelösten Ionen fördert.

ABBILDUNG 211 links: schematisches Profil durch einen Peridotitkomplex auf Neukaledonien;rechts: detailliertere Darstellung der Ni-reichen Verwitterungsbildungen

Auf Peridotiten können sich in tropischen Klimaten Ni-reiche Böden entwickeln. Der Ni-Gehalt von Peridotiten liegt meist zwischen 0.2 und 0.3%. Bei der Verwitterung geht Nikurzzeitig in Lösung, wird aber rasch wieder aus der Lösung entfernt, entweder durch Ad-sorption an bzw. Einbau in Fe-Oxide oder durch Bildung eigenständiger Phyllosilikate, diekollektiv als Garnierit [ungefähr Ni4Si4O10(OH)4] bekannt sind. Sie werden unter den lateri-tischen Böden konzentriert (Abbildung 211). Die Grenze der Bauwürdigkeit liegt um 1%,sofern weitere Wertmetalle vorkommen (Cu, Co) auch noch etwas darunter. Laterite waren

249

Lagerstättentypen

die ersten Erze, die zur Gewinnung von Ni abgebaut wurden, und zwar ab 1876 auf Neuka-ledonien, einer Insel östlich von Australien, die weitgehend aus Ultramafiten besteht. Ni-Gehalte bis zu 10% in den Verwitterungsböden wurden dort gefunden. Heute werden nochLaterite mit durchschnittlich 3% Ni abgebaut.

4.3.3.7 Evaporite

Evaporite werden in Gebieten gebildet, in denen der Niederschlag geringer ist als die Ver-dunstung. Rezente Evaporitbildungen findet man vor allem in den Subtropen, aber auchaußerhalb im Regenschatten hoher Gebirgsketten in Zentralasien. Die ältesten bekanntenEvaporitbildungen stammen bereits aus dem Archaikum. Am bekanntesten sind aber si-cherlich die phanerozoischen Vorkommen, die ziemlich unregelmäßig in Zeit und Raumauftreten.

In Mitteleuropa treten imZechstein riesige Bildun-gen von Evaporiten auf.Dabei werden Meeres-becken weitgehend odervollkommen abgeschnürt(Abbi ldung 212) undmehrfach eingedampftworden sein. Es scheidensich zunächst die schwerstlösl ichen Minerale ab(CaCO 3 , ge fo lgt vonCaSO4´ 2H2O – Gips erst,wenn noch etwa 19% desWassers verblieben sind);die Kristallisation von Ha-lit (NaCl) beginnt, wenndas Volumen auf rund10% eingedampft ist. ZumSchluß fallen K–Mg-Salzewie Sylvin (KCl), Carnallit(KMgCl3´6H2O), Bischofit(MgCl2´6H2O) oder komplexe K-Mg-Ca-Sulfate aus. Die vollständige Eindampfung von1000m Meerwasser liefert ca. 14m Salze; davon sind 12.9m NaCl, 1.5m MgCl2, 1m MgSO4,0.7m CaSO4 + CaCO3 + CaMg(CO3)2 und 0.4m KCl. Für die bis zu 3000m mächtigen Zech-steinabfolgen heißt das, daß das Wasser vielfach erneuert und wieder eingedampft werdenmußte, wie das im Modell auf der rechten Seite von Abbildung 212 skizziert ist.

4.3.3.8 Phosphoritlagerstätten

Sedimentäre Phosphate heißen Phosphorite. Sie kommen auf allen Kontinenten vor und rei-chen in ihrer Altersstellung vom Präkambrium bis rezent. Sie bilden Lagen von cm bis ei-nige 10m Mächtigkeit und bestehen aus Körnern (Pellets) von kryptokristallinem Fluorapa-tit (Kollophan). Auch Karbonate können am Aufbau der Pellets beteiligt sein; oft sind dieKarbonate primär und werden später durch Phosphorit verdrängt. Phosphor ist ein essen-tielles Element für Tiere und Pflanzen. Im marinen Bereich beschränkt er meist das Wachs-tum der Biomasse, weil er das erste essentielle Element ist, das dem Wasser bis auf biolo-gisch nicht mehr verwertbare Konzentrationen entzogen wird. Nach dem Absterben vonTieren oder Pflanzen oder als Kotpillen sinken organische Partikeln im Meerwasser ab.Durch Oxidation werden ihre Bestandteile ab einer Tiefe von einigen 100m wieder in denmarinen Kreislauf zurückgeführt. Meerwasser aus größerer Tiefe ist daher stets phosphatrei-cher und reicher an anderen Nährstoffen als oberflächennahes Wasser. Phosphoritlager-stätten bilden sich in den Bereichen der biologischen Hochproduktion in relativ flachemWasser, insbesondere auf den Schelfen und den oberen Bereichen der Kontinentalhänge,

Halit Gips Karbonate Halit Gips Karbonate

ABBILDUNG 212 mögliche Abfolgen von Evaporiten in Abhängig-keit von der geologischen Situation, links in einem abgeschlosse-nen Becken („bull’s eye pattern“), rechts in einem partiellgeöffneten Becken („tear drop pattern“)

250

Lagerstätten

aber auch auf den Gipfeln submariner Berge, den Seamounts. Biologische Hochproduktionist vornehmlich in den äquatornahen Bereichen zu erwarten, und zwar dort, wo nährstoff-reiches Tiefenwasser nahe den Küsten aufsteigt als Folge der Ablenkung starker Oberflä-chenströmungen wie dem Golfstrom und/oder vorherrschenden Windrichtungen (Abbil-dung 213). Die Verbreitung von Phosphoritlagerstätten ist in Abbildung 214 dargestellt.Die zahlreichen Vorkommen auf Seamounts im Pazifik sind dabei besonders bemerkens-wert. Die Weltjahresproduktion von Phosphat liegt bei ca. 150´106t. Die Weltvorräte wer-den auf >1011t geschätzt.

ABBILDUNG 213 Infolge der Coriolis-Kraft werden atmosphärische Strömungen und Meeres-strömungen auf der Nordhalbkugel der Erde nach rechts (im Uhrzeigersinn),auf der Südhalbkugel nach links (im Gegenuhrzeigersinn) zur Bewegungs-richtung abgelenkt. Wenn an der Westküste eines Kontinents ein Wind un-gefähr parallel zur Küste von Norden bläst, wird die durch ihn erzeugteOberflächenströmung des Meerwassers nach rechts, also Westen, abge-lenkt. Als Folge muß nahe der Küste nährstoffreiches Tiefenwasser aufstei-gen, um das Massendefiz i t auszug le ichen. D ies scha f f t guteVoraussetzungen für die biologische Produktion. Bläst der Wind von Süden,dann wird das Oberflächenwasser zur Küste hin abgelenkt. Um den Wasser-stau auszugleichen, wird Wasser in der Tiefe von der Küste fortströmen. Auf

Westküste einesKontinents auf der

Nordhalbkugel

Westküste einesKontinents auf der

NordhalbkugelNordhalbkugeWasseroberfläche

zur Küste steigend

mittlereOberfläche

Südwind-

komponenteabsinkendes

Wasser

Auftr iebs-gebiet

Wasseroberflächein RichtungKüste geneigt

Nordwind-

komponente

ordkompo

mittlereOberfläche

et

Ekman-Drift

Ekman-Drift

251

Lagerstättentypen

der Südhalbkugel der Erde sind die Auswirkungen exakt umgekehrt. Die Be-wegung des Wassers ungefähr in einem Winkel von 45° rechts zur Wind-richtung (auf der Nordhalbkugel) heißt Ekman-Drift (Winddrift) nach einemSchüler von F. Nansen; er sollte theoretisch klären, weshalb das Eis in derArktis rechts zur Windrichtung verdriftet wird.

ABBILDUNG 214 Die Verbreitung mariner Phosphorite

4.3.3.9 Mn-Knollen

Manganknollen (Fe-Mn-Konkretionen) wurden bereits während der Expedition des briti-schen Forschungsschiffes Challenger um 1875 entdeckt. Bereits damals wurde ihr hoher Ge-halt an Wertmetallen wie Cu, Co und Ni erkannt. Nur wegen dieser Elemente und nichtwegen der Gehalte an Mn und Fe sind sie als potentielle Rohstoffquellen für die nähere Zu-kunft interessant. Die Verbreitung der Mn-Knollen auf den Meeresböden ist sehr variabel:Etwa 5% des Meeresbodens sind völlig knollenfrei; andererseits weisen ebenfalls » 5% eineBedeckung von mehr als 50% auf mit einer Maximalkonzentration von 25kg/m2. DasHauptverbreitungsgebiet der Mn-Knollen liegt im Pazifik und hier speziell südöstlich vonHawaii bei 10 – 20°N und 140 – 160°W zwischen der Clarion- und der Clipperton FractureZone (Abbildung 215). Die Vorräte allein im Pazifik werden auf mehr als 1011 t geschätzt.Neben den Manganknollen sind auch Fe-Mn-Krusten am Meeresboden weit verbreitet, vorallen Dingen in der Nähe der mittelozeanischen Rücken.

Für die Entstehung der Mn-Knollen schlugen Teilnehmer an der Challenger-Expedition diefolgenden Möglichkeiten vor: (i) durch langsame Ausscheidung aus Meerwasser, (ii) durchsubmarinen Vulkanismus und (iii) durch Remobilisation aus Sedimenten bei der Diage-nese. Grundlegend andere Hypothesen sind bis heute nicht dazugekommen, und nach wievor muß die Entstehung dieser Konkretionen als nur teilweise geklärt betrachtet werden.Die Quellen der Metalle können verschiedener Natur sein. So dürften die Mn-Krusten aufden Hängen der mittelozeanischen Rücken ihre Schwermetallfracht wesentlich aus der hy-

Schelf-Phosphorite:holozänjungtertiäralttertiärkretazisch

„Seamount“-Phosphorite:

jungtertiäralttertiärkretazisch

252

Lagerstätten

drothermalen Tätigkeit an den Rückenachsen beziehen, wo die am Meeresboden abge-schiedenen Sulfide sich rasch wieder auflösen. Das gilt sicherlich nicht für die Knollen inden Tiefseebecken und auf den Seamounts.

Der Durchmesser der Knollen liegt zwischen 1 und 10cm, und ihr Gewicht kann mehr als1kg betragen. Ihre Oberfläche kann glatt oder rauh sein, und in der Regel sind sie ziemlichporös. Beim Aufschneiden zeigt sich eine konzentrische Struktur (Abbildung 216). DieKnollen wachsen um einen Kristallisationskeim, wobei es sich meist, wie in der Abbildung,um vulkanisches Material handelt, aber auch um Knochen oder Haifischzähne, Schalenund Skelette von Mikroorganismen, Mineralkörner, verhärtetes Sediment oder Bruch-stücke älterer Konkretionen.

ABBILDUNG 215 Verbreitung von Mn-Knollen auf den Meeresböden

Mn-Knollen sind dort am häufigsten, wo die Sedimentation am geringsten ist, gewöhnlich£ 5m/Ma, d.h. im Bildungs- und Ablagerungsbereich des roten Tiefseetons in sauerstoffrei-chem Wasser. In den Äquatorialgebieten mit hoher biologischer Produktions- und folglichSedimentationsrate kommen sie selten vor. Sehr auffällig ist, daß Mn-Knollen vorwiegendauf der Sedimentoberfläche oder in den obersten cm Sediment liegen, daß sie aber nur sel-ten tiefer darin vorkommen; dort sollen sie vielmehr wieder aufgelöst werden. Mit Hilfevon radioaktiven Isotopen, z.B. von U und Th und deren Zerfallsprodukten oder des kos-mogenen Radionuklids 10Be hat man nachweisen können, daß die Mn-Konkretionen aufrezenten Sedimenten über einen beträchtlichen geologischen Zeitraum von ca. 107a wach-sen mit z.T. sehr variablen Wachstumsraten zwischen ca. 1 – 6mm/Ma, d.h. erheblich lang-samer als das Sediment, auf dem sie liegen (Abbildung 217). Eine Zeit hoher Wachstumsge-schwindigkeit scheinen die letzten »125 Ka gewesen zu sein. Im Knollengürtel zwischender Clarion und der Clipperton Fracture Zone, der von der Bundesanstalt für Geowissenschaf-ten und Rohstoffe in Hannover intensiv untersucht worden ist4–7, sind die meisten der Knol-len in einer miozänen/pliozänen Schichtlücke entstanden. Frühpleistozäne Aschenlagendes Hawaii-Vulkanismus bilden dort eine Grenze zwischen zwei Generationen von zuge-

extensive Bedeckung mit Mn-Knollen, lokal 90% überschreitend

Mn-Knollen weit verbreitetaber nur lokal konzentriert

40

20

0

20

40

608S

1608E 1608W180 140 120 100 80 60 40 4020 0 20 60 80 100 120 1408E

608N

253

Lagerstättentypen

schütteten Knollen. Die ältere Generation wurde durch die Aschenlagen so zugedeckt, daßder Prozeß, der sie sonst trotz fortgesetzter langsamer Sedimentation an der Oberfläche ge-halten hätte, nicht mehr wirksam war. Die oberste Aschenlage wurde von einer Fe-Mn-Oxidschicht überkrustet, auf der sich eine neue Generation von Knollen bildete, die alsKeim für ihr Wachstum Bruchstücke dieser Kruste benutzt hat.

ABBILDUNG 216 Querschnitt durch eine Manganknolle; man beachte die Konkretionskeime.

Im Normalfall werden also die Konkretionen durch einen Anhebungsprozeß an der Sedi-mentoberfläche gehalten. Aufnahmen des Meeresbodens haben immer wieder Makro-benthos oder Kriechspuren gezeigt, so daß die Vermutung besteht, daß die Knollen durchdie grabende Tätigkeit von Würmern etc. bewegt und sedimentfrei gehalten werden. ImKnollengürtel der Clarion und Clipperton Fracture Zone bilden quartäre, pliozäne undfrühmiozäne radiolarienhaltige zeolithische Tone und Schlämme die obersten Einheiten.Im nördlichen Bereich des von der BGR untersuchten Gebietes (in der Clarion F.Z.) liegtgleich darunter eozäner Radiolarienschlamm. Dort und im mittleren Bereich des Gürtels,also zwischen den beiden Bruchzonen, fehlen Frühpliozän und Mittelmiozän. Im mittle-ren und südlichen Bereich (N der Clipperton F.Z.) liegt zwischen frühmiozänem Radiolari-enschlamm und Eozän eine frühmiozäne Wechselfolge von Kalk- und Kieselschlämmensowie mittel- bis spätoligozäner Kalkschlamm. Die Schichtlücken im Oligozän und Miozänscheinen bei der Mn-Knollenentstehung eine wichtige Rolle gespielt zu haben, denn dortbegann ihr Wachstum. Zu dieser Zeit herrschten starke Bodenströmungen von Tiefenwas-

4–7. H. Beiersdorf, K. Hinz & U. von Stackelberg (1990) Geowissenschaftliche Meeresforschung in derBundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), in: DFG, Geowissenschaften – MitteilungXVIII der Senatskommission für Geowissenschaftliche Gemeinschaftsforschung, VCH Verlagsgesell-schaft, Weinheim, S. 59-76

254

Lagerstätten

sers aus dem antarktischen Zirkumpolarstrom, die eine Ablagerung feiner Komponentenverhinderten und grobe Partikel anreicherten (Wachstumskeime). Infolge der hohen Ag-gressivität dieses Wassers fielen diese Bereiche in diesen Zeiten unter die CCD (Karbonat-kompensationstiefe; dies ist die Wassertiefe, in der vorhandene Karbonate merklich gelöstwerden und sich neue nicht mehr ausscheiden können). Der mittlere und südliche Bereichdes Knollengürtels liegt in einer Zone, in der wertmetallreiche Großknollen in großerMenge vorkommen, während im nördlichen Bereich wertmetallarme Kleinknollen vor-herrschen. Dieser Unterschied beruht wohl auf einer unterschiedlichen Versorgung desMeeresbodens mit Cu-, Ni- und Co-haltigem biogenem Material (Schalen, Skelette, Zellma-terial): Der Norden liegt in einem Bereich geringer biologischer Produktivität der Oberflä-chenzone, und während der Bildungszeit der Knollen lag der Meeresboden tiefer als dieCCD. Der Mangel an organischem Material verminderte noch die Besiedlung des Meeres-bodens durch wühlende Organismen. Der zentrale und südliche Bereich lag dagegen rela-tiv nahe der äquatorialen biologischen Hochproduktion, in der viel biogenes Material denMeeresboden erreichte, der im Bereich der CCD lag. Dadurch stand ständig ein großes Me-tallangebot aus den Überresten der Organismen zur Verfügung. In dieser Zone wachsen dieKonkretionen meist unter sehr geringer Bedeckung durch unverfestigtes Sediment. Sie be-ziehen ihre Metalle aus dem organischen Material über Porenwässer (diagenetisches Wachs-tum). In der Clarion Fracture Zone erfolgt dagegen das Wachstum im wesentlichen im me-tallarmen bodennahen Wasser (hydrogenetisches Wachstum).

ABBILDUNG 217 Beispiel für die Ermittlung der Wachstumsgeschwindigkeit einer Mn-Knol-le4–8: Das Isotop 10Be entsteht in der hohen Atmosphäre durch den Beschußvon O2 und N2 mit kosmischer Strahlung. Durch den atmosphärischenKreislauf gerät es ins Meerwasser und von dort z.T. in chemische und klasti-sche Sedimente eingebaut bzw. adsorbiert. Da im Meerwasser keine nen-nenswerten Mengen an 10Be mehr nachgebildet werden, zerfällt es hier nurnoch mit seiner charakteristischen Halbwertszeit von »1.5 Ma (= ln2/l). Imobigen Beispiel wurden eine Knolle in drei Wachstumszonen zerlegt, die se-parat auf die Menge an 10Be (bzw. seine Zerfallsrate) analysiert wurden. Bei

4–8. K.K. Turekian, J.K. Cochran, S. Krishnaswami, W.A. Lanford, P.D. Parker & K.A. Bauer (1979) Themeasurement of 10Be in manganese nodules using a tandem Van de Graaff Accelerator, Geophysical Rese-arch Letters 6, 417-420.

Wachstums-zone 4

Wachstums-zone 3

Wachstums-zone 2

Wachstums-zone 1

1

10

100

Zer

fälle

10 B

e p

ro M

inut

eun

d k

g M

n-K

no

lle

mmKern Rand0 5 10 15 20 25

Steigung = – Zerfallskonstante lWachstumsgeschwindigkeit a

Þ a = – 4.62´10–7

0.105= 4.4´10–6 mm

a[ ]

255

Lagerstättentypen

logarithmischer Auftragung ergibt sich eine Gerade, aus deren Steigung sichdie Wachstumsgeschwindigkeit zu 4.4 mm/Ma errechnet, vorausgesetzt die10Be-Konzentration des Meerwassers hat sich über den Verlauf des Knollen-wachstums nicht wesentlich geändert.

Bezüglich der Zusammensetzung zeigen Mn-Konkretionen deutliche Unterschiede zu denhydrothermalen Mn-Krusten an den Rückenachsen (Tabelle 23). So sind die Knollen einer-seits Al-reicher und andererseits auch reicher an Ni, Co und Cu. Erhebliche chemische Un-terschiede bestehen auch zwischen Mn-Knollen aus den verschiedenen Ozeanen und,noch stärker, in Abhängigkeit vom Bildungsmilieu. So ist, mit Ausnahme der Knollen vonden Kontinentalhängen, der Mn-Gehalt umso höher, je stärker der „Tiefseecharakter“ derKnollen ausgeprägt ist. Mn-Knollen der Kontinentalhänge können extrem unterschiedli-che Mn/Fe-Verhältnisse aufweisen, sind im Schnitt aber wohl Mn-reich und Fe-arm. Dasliegt zumindest zum Teil daran, daß in dieser Umgebung reichliches Vorkommen an orga-nischem Material auf dem Meeresboden wenig oxidierende bis reduzierende Bedingungenund niedrigen pH-Wert erzeugt, unter denen das Mn im Sediment leichter löslich ist als dasFe und daher mit fortschreitender Sedimentation über Porenwässer ständig in RichtungGrenzfläche Sediment-Wasser wandert. In der wirtschaftlich in Zukunft interessanten Zonedes Zentralpazifiks erreicht das Mn/Fe-Verhältnis Werte bis zu 10. Die Co-Gehalte sind inden Konkretionen hoch, die man auf Seamounts findet, wo sie sich unter stark oxidieren-den Bedingungen bilden. Hier scheint sich das Mn extrem langsam aus dem Meerwasserauszuscheiden.

4.3.3.10 Gashydrate

Gashydrate sind nicht stöchiometrische Verbindun-gen aus H2O-Molekülen, die ein dreidimensionalesGerüst mit einem Hohlraum in der Mitte aufbauen,in welcher ein Gasmolekül eingeschlossen ist (Cla-thrate oder Einschlußverbindungen, Abbildung2184–9). H2O kristallisiert dabei in zwei kubischenFormen und nicht – wie im normalen Eis – hexago-nal. Im häufigeren der beiden kubischen Typen bil-den die „H2O-Käfige“ eine kubisch-flächenzentrierteStruktur; die Hohlräume in diesen Käfigen sind großgenug, um Methan (CH4) und Ethan (C2H6) einzu-schließen sowie Moleküle mit ähnlicher Größe, z.B.CO2 und H2S. Im zweiten kubischen Typ, in demeine Packung des H2O vorliegt, die derjenigen der C-Atome im Diamant vergleichbar ist, sind die Hohl-räume größer, so daß sie außer den genannten auch Gasmoleküle wie Propan (C3H8) und

TABELLE 23: mittlere Häufigkeit von Metallen in Mn-Knollen und -konkretionen aus verschiedenen Ozeanen und verschiedenen Bildungsmilieus [Gew.%]

verschiedene Ozeane verschiedene Bildungsbereiche

Atlantik Pazifik IndikØ aller Ozeane

abys-sisch

Sea-mounts

aktive Rücken

Kontinen-talhänge

Mn 16.2 19.7 18.0 18.0 18.0 14.6 15.5 38.7

Fe 21.2 14.3 16.2 17.2 17.2 15.8 19.1 1.34

Ni 0.30 0.72 0.51 0.51 0.51 0.35 0.31 0.12

Co 0.31 0.38 0.28 0.32 0.32 1.15 0.40 0.011

Cu 0.11 0.37 0.22 0.23 0.23 0.058 0.081 0.082

Mn/Fe 0.76 1.38 1.11 1.04 1.04 0.92 0.81 28.9

ABBILDUNG 218 Schematischer Auf-bau von Gashydratmolekülen

256

Lagerstätten

Isobutan (C4H10) einschließen können. In der Natur ist das eingeschlossene Gas meist CH4;seltener sind es H2S, CO2 oder andere Kohlenwasserstoffe.

Methanhydrate stel-len wichtige Ener-g ie reserven dar,nämlich das größteKohlenstoffreser-voir auf der Erde,auch wenn dieMengen bei weitemnicht exakt bekannts ind (Abbi ldung219). In den 1980erJahren entdeckteman Vorkommenvon Methanhydra-ten im SchwarzenMeer und im Pazifikvor Mittelamerika,nachdem ihre Exi-stenz in den 1970erJahren von russi-schen Wissenschaft-le rn auf Grundtheoretischer Über-legungen vorausge-sagt wurde. Inzwi-schen sind sie vonSedimenten aus vie-len Bereichen mitmäßig tiefem Wasser bekannt und sogar aus den Dauerfrostböden Nordasiens und Nord-amerikas (Abbildung 220).

4–9. übernommen aus www.gashydrate.de des GEOMAR in Kiel

Gashydrate(10000)Kohle-Öl-Gas

(5000)

Böden (1400)

gelöste org. Substanz

(980)

terr. Biosphäre (830)

Torf (500)

detrit. org. C (60)

Angaben in 109tKohlenstoff

marine Biosphäre

Atmosphäre (3.6)

ABBILDUNG 219 Verteilung des Kohlenstoffs auf seine großen Reservoirsin der Erde. In Gashydraten ist demnach mehr C gespeichert als in Kohle,Öl und Erdgas zusammen.

257

Lagerstättentypen

ABBILDUNG 220 Vorkommen von Methanhydraten im marinen Bereich und im Permafrostauf den Kontinenten

Methanhydrate kommen in marinen Sedimenten in unter-schiedlicher Form vor, von feinverteilten Knöllchen bishin zu dm-oder gar m-mächtigen reinen Lagen. Quelle desMethans ist letztlich der bakterielle Abbau von organischerSubstanz, so wie er auf ähnliche Weise auch in Sümpfen,Reisfeldern oder dem Verdauungstrakt von Wiederkäuernstattfindet. Dabei könnte sich Methanhydrat einerseitswährend der Sedimentation innerhalb seines Stabilitätsbe-reiches bilden. Mit fortschreitender Sedimentation wirddiese Schicht mächtiger, bis an der Basis die Temperatur zuhoch wird; dann kann unterhalb der Methanhydrat-schicht freies Methan existieren. Andererseits könnte Me-thanhydrat dadurch gebildet werden, daß Methan aus auf-steigenden Porenfluiden herausgelöst wird, wenn diese beiihrem Aufstieg die Zone der Hydratstabilität erreichen.Diese Fluide würden aus einer geringeren Tiefe stammenals die, in der Methan durch thermische Zersetzung von organischer Materie gebildet wird(dem Entstehungsort von Erdgas, dessen Hauptbestandteil Methan ebenfalls ist). Voraus-setzung für die Bildung von Methanhydrat ist natürlich eine genügend hohe Methankon-zentration. Diese mag erreicht sein, wenn mindestens zwei Drittel der theoretischen Hohl-räume der Clathrate durch Methan gefüllt werden können. Tatsächlich findet man ehereinen Füllungsgrad um 90% der Käfige durch Methan. Dies entspricht einem Volumen vonrund 150 m3 Methangas aus 1 m3 festem Methanhydrat. Die Löslichkeit von CH4 in Wasserliegt unter Standardbedingungen (1 bar, 20 °C) aber nur bei etwa 0.045 Volumenanteilenje Volumeneinheit H2O. Damit ist nicht zu erwarten, daß sich Methanhydrat in Meerenoder tiefen Seen bildet, auch wenn dies auf Grund von Druck und Temperatur möglichwäre.

submarin im Permafrost auf dem Land

ABBILDUNG 221 Weiße Gashy-dratlagen in Sediment (Quelle:http://www.netl.doe.gov/scng/hydra te /about -hydra te s /about_hydrates.htm)

258

Lagerstätten

ABBILDUNG 222 Stabilität von Methanhydrat. Links: allgemeines Stabilitätsdiagramm; im lin-ken (gelben) Bereich ist es stabil neben H2O als Eis bzw. oberhalb von ca.0 °C als Wasser. Mitte: Erwartetes Vorkommen im Meer bei einer angenom-menen Wassertiefe von 1200m innerhalb der obersten ca. 300m des Sedi-mentes. Rechts: Erwartetes Vorkommen im Bereich eines 600m mächtigenPermafrostes (unterhalb des Permafrostes steigt die Temperatur mit der Tie-fe stärker an als darüber); hier könnte Methanhydrat über einen Bereich vonfast 1000m vorkommen.

Abbildung 222 gibt Informationen über den Stabilitätsbereich von Methanhydrat. Es wirdstabil bei einem Mindestdruck von wenigen 10 bar. Innerhalb des Wassers wird man aberkeine Methanhydratbildung erwarten, weil die Konzentration von CH4 hier zu gering ist.Im marinen Milieu wird man mit Gashydraten in den obersten Hunderten von Metern derSedimente rechnen können; in größerer Tiefe ist auf Grund der Temperaturerhöhung Me-thanhydrat nicht mehr stabil (mittlere Skizze). Zuweilen liegen Gashydrate direkt auf demMeeresboden, so z.B. auf dem „Hydratrücken“ im Pazifik nahe des US-Bundesstaates Ore-gon, wo es versehentlich sogar in den Netzen von Fischfangschiffen gelandet ist.

Über einen größeren Bereich sollte Methanhydrat im Permafrost (und darunter) stabil sein(rechte Skizze von Abbildung 222). Die tatsächlichen Stabilitätsbereiche hängen allerdingsvon den lokalen Gegebenheiten ab (Tiefe des Wassers, Mächtigkeit des Permafrostes). Ander Erdoberfläche zerfällt es; das Methan verdampft, und Wasser bleibt zurück. Desgleichenverbrennt es, wobei Wasser den Rückstand bildet.

Bislang sind die Gashydratlager wirtschaftlich bedeutungslos. Lediglich im nordsibirischenPermafrost gibt es einen kleinen Abbau. Technologisch erheblich schwieriger wird der Ab-bau am Meeresboden sein. Länder wie Japan, die über keine nennenswerten Vorkommenvon fossilen Energieträgern verfügen, investieren allerdings erheblich in die Erforschungder Gashydrate als zukünftige Energiequellen.

Die Menge an Methan, das in Form von Gashydrat gespeichert ist, hängt erheblich von derTemperatur auf den Kontinenten (Ausdehnung des Permafrostes) und am Ozeanboden(ozeanische Tiefenströmungen) ab. CH4 ist ein Treibhausgas, das in seiner Klimawirksam-keit (bezogen auf gleiche molare Mengen) einen rund 30´ höheren Effekt hat als CO2; dieMenge an CH4 in der Atmosphäre hat also einen starken Rückkopplungseffekt mit dem alsGashydrat festgelegten Methan. In Kaltzeiten kann mehr CH4 im Permafrost gespeichertwerden als in Warmzeiten; andererseits liegt der Meeresspiegel in Kaltzeiten niedriger, weilmehr H2O als Eis festgelegt ist. Damit mag Methanhydrat – trotz niedrigerer Temperatur –auf den Schelfgebieten instabil werden, auf denen es heute auftritt. Aus Messungen vonGaseinschlüssen in Bohrkernen der Antarktis und von Grönland weiß man, daß die atmo-sphärischen Gehalte an Methan und auch an CO2 in Kaltzeiten geringer waren als in

-10-20 0 10 20 30Temperatur [8C]

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

Tief

e [m

]

Methan-hydrat

+ H2O-Eis

Methangas+ H2O-Eis

Methangas+ Wasser

Methan-hydrat

+ Wasser

Schmelzkurvevon H2O

-10-20 0 10 20 30Temperatur [8C]

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

Tief

e [m

]

Gashydratepotentiell

vorhanden

üïïýïïþ

Temperatur-verlauf

-10-20 0 10 20 30Temperatur [8C]

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

Tief

e [m

]

Temperatur-verlauf

Meeres-boden

Gashydratepotentiell

vorhanden

üýþ

Stabilitäts-bereich derGashydrate

Stabilitäts-bereich derGashydrate

259

Lagerstättentypen

Warmzeiten. Die CH4-Gehalte in der Atmosphäre sind allerdings heute mit ca. 0.7 ppmsehr gering (etwa 2‰ des atmosphärischen CO2-Gehaltes), und daher ist klar, daß bereitsder Zerfall kleiner Mengen an Methanhydrat auf dem Meeresboden und ihr aufdringen andie Erdoberfläche den CH4-Gehalt der Atmosphäre deutlich erhöhen kann (vergleiche dazudie relativen C-Anteile in der Atmosphäre und in Gashydraten in Abbildung 219). Ab-schließend sei erwähnt, daß der Aufstieg von CH4-Gasblasen aus dem Meeresboden großesubmarine Rutschungen auf den Kontinentalhängen erzeugen kann. Auch als Ursache fürdas plötzliche Verschwinden von Schiffen im Bermuda-Dreieck werden Methanhydrate ge-handelt; dies erscheint aber eher unwahrscheinlich.

260

Anhang

5.0 Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

5.1 Gesteins- und Mineralanalytik

5.1.1 Röntgenfluoreszenzanalyse [RFA]

Sie ist die vermutlich wichtigste Methode der analytischen Geochemie und zudem sowohlfür Haupt- als auch für viele Spurenelemente einsetzbar. In einer an einen Generatorgekoppelten Röntgenröhre wird eine monochromatische Strahlung erzeugt. Die Strahlungwird auf die zu untersuchende Probe gelenkt, die eine plane Oberfläche haben muß (Glas-oder Pulvertablette), und regt in ihr die Röntgenfluoreszenzstrahlung an. Der interessierendeTeil dieser Strahlung besteht aus den K- (Elemente niedriger Ordnungszahl, die alle Haupt-elemente normaler Silikatgesteine umfassen) und L-Röntgenlinien (Elemente hoher Ord-nungszahl – nur Spurenelemente in normalen Silikatgesteinen). Die Intensität dieserLinien ist der Konzentration des zugehörigen Elementes in der Probe proportional. DieMessung des Spektrums erfolgt wellenlängendispersiv (WD) oder energiedispersiv (ED). Da dieRFA keine absolute Meßmethode darstellt, erfolgt die Auswertung gegen eine Reihe vonStandards mit bekannten Elementgehalten (natürliche Gesteine, die von vielen Laborato-rien weltweit untersucht worden sind, oder synthetische Mischungen).

Im Normalfall sind RFA-Geräte nur für die WD-Messung ausgerüstet. Dieses Verfahrenberuht auf der Beugung von Röntgenstrahlen an den Gittern geeigneter Kristalle. Reflexio-nen an Netzebenen treten auf bei Erfüllung der Braggschen Gleichung

n ´ l = 2d ´ sin(J) [GL 70]

mit l = Wellenlänge der Röntgen-strahlung, d = Abstand der Netzebe-nen im Gitter des Analysatorkri-s ta l l s , J = E infa l l s - bzw.Austrittswinkel des Röntgenstrahlsauf die (aus der) Netzebene des Ana-lysatorkristalls und n = Ordnungdes Reflexes (ganze niedrige Zahl).Ein derartiges Kristallspektrometer(siehe Abbildung 223) besteht auseinem Kollimator („Sollerblen-den“), der einen möglichst paralle-len Strahl der zu untersuchendenpolychromatischen Röntgenstrah-lung auf den Analysatorkristall lei-tet. Der von den Gitterebenen imWinkel 2J reflektierte monochro-matische Strahl wird durch einenweiteren Kollimator in einen Detek-tor geführt. Als Detektoren werdenProportionalzählrohre und Szintil-lationszähler benutzt. Durch Verän-derung des Winkels 2J, die durchRotation sowohl des Analysatorkristalls als auch des Detektors erzeugt wird, kann nachein-ander der gesamte Wellenlängenbereich abgefahren werden, wobei eventuell auch ver-schiedene Analysatorkristalle mit unterschiedlichen d-Werten benutzt werden. Kristallde-

ABBILDUNG 223 Funktionsweise eines Röntgen-fluoreszenzspektrometers

261

Gesteins- und Mineralanalytik

tektoren haben ein ausgezeichnetes Auflösungsvermögen (d.h. noch eng benachbarteRöntgenlinien können voneinander getrennt werden), aber auch eine vergleichsweisegeringe Empfindlichkeit für Röntgenstrahlung.

Beim ED-Verfahren wird die polychromatische Röntgenstrahlung direkt auf den Detektorgelenkt, der in diesem Fall ein Halbleiterkristall ist [Si(Li)-Detektor], in welchem inAbhängigkeit von der Energie des einfallenden Röntgenstrahls ein Ladungsimpuls unter-schiedlicher Amplitude erzeugt wird. Leider ist die Energieauflösung auch der besten Halb-leiterdetektoren wesentlich geringer als die von Kristallspektrometern, so daß Linienüber-lagerungen rechnerisch korrigiert werden müssen, was nicht immer zu akzeptablenErgebnissen führt.

5.1.2 Atomabsorptionsspektrometrie [AAS]

Die Atomabsorptionsspektroskopie gehört zu den gebräuchlichsten Meßmethoden zurBestimmung von Spurenmetallen (und –halbmetallen) in geologischen Proben. Auch dieHauptelemente von Silikatgesteinen lassen sich analysieren, jedoch mit höherem Auf-wand, wenn man eine der RFA vergleichbare Genauigkeit erzielen will. Voraussetzung fürden Einsatz der AAS ist, daß sich die Proben in Lösung bringen lassen. „Refraktäre Ele-mente“, die selbst oder in Form ihrer Oxide sehr hohe Schmelzpunkte haben, sind in derRegel nur schlecht oder gar nicht nachzuweisen (z.B. die Seltenen Erden, Zr, Nb, Hf, Ta, Th,U).

Die am weitesten verbreitete Technik ist dieAtomisierung der Probe in einer Flamme,wobei die Probenlösung in Form eines fei-nen Aerosols in die Flamme gesprüht wird.Der Aufbau eines solchen AAS-Gerätes istschematisch in Abbildung 224 dargestellt.Die wichtigsten Komponenten sind: eineelementspezifische Lichtquelle [1], Atomi-sierungseinrichtung, z.B. Brenner [2],Monochromator [3], Detektor [4] undAnzeigeeinrichtung [5]. Als Lichtquellensind heute die sogenannten Hohlkathoden-lampen (Hkl) gebräuchlich, die „Wechsel-licht“ (durch Verwendung von pulsieren-dem Gleichstrom zur Lampenversorgungoder durch eine zwischen Lichtquelle undFlamme geschaltete rotierende Sektor-blende) erzeugen und das (Emissions)Spek-trum des interessierenden Elementes aus-senden. Das Licht einer solchen Hkl wird durch die Flamme geschickt. Ein derKonzentration an diesem Element entsprechender Anteil der vorher ausgewählten „Reso-nanzlinie“ wird durch die dissoziierten Atome des Elementes absorbiert. Nach der spektra-len Zerlegung des Lichts im Monochromator wird durch den Austrittsspalt die Resonanzli-nie ausgesondert, und alle anderen Linien werden ausgeblendet. Ein Detektor mißt dieSchwächung der Resonanzlinie als Maß für die Konzentration des interessierenden Ele-mentes in der Probe und bringt sie zur Anzeige.

Neben der Flammentechnik gibt es in der AAS weitere Möglichkeiten zur Bestimmung vonElementen, z.B. Graphitrohrtechnik, Hydridverfahren und Kaltdampftechnik. Diese Ver-fahren bieten bei einigen Elementen bessere Empfindlichkeiten und Nachweisgrenzen. Dasgebräuchlichste dieser Verfahren ist die Graphitrohrtechnik, bei der die Proben nicht ineiner Flamme, sondern einem elektrisch beheizten Graphitrohr atomisiert werden.

1 2 3 54

ABBILDUNG 224 Schematischer Aufbau einesAAS-Gerätes (oben: Einstrahlgerät; unten:Zweistrahlgerät, bei dem das Licht der Hkldurch einen halbdurchlässigen Spiegel in einenTeilstrahl aufgespalten wird, der die Flammedurchsetzt, und einen, der außen um die Flam-me geführt wird)

262

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

5.1.3 Flammenphotometrie

Die Flammenphotometrie ist eng mit der AAS verwandt. Der wesentliche Unterschied liegtdarin, daß keine Lichtquelle zur Anregung benutzt wird, sondern daß die Lichtemissiongemessen wird, die leicht zur Strahlung anzuregende Elemente bereits in einer relativ küh-len Flamme erfahren. Der Einsatz der Flammenphotometrie ist in der Praxis auf die Alka-lien beschränkt.

5.1.4 ICP-Analytik

Die ICP-SpektroskopieA–1 zählt zu den modernsten Verfahren der instrumentellen Analy-tik. Die Methode zeichnet sich durch Nachweisstärke und Schnelligkeit aus. Sie existiert inzwei sehr verschiedenen Varianten, denen nur die Art der Erzeugung von Ionen gemein-sam ist, nämlich der ICP-AES („AES“ für Atomemissionsspektrometer) und der erheblichkostspieligeren ICP-MS („MS“ für Massenspektrometer). Bei beiden Varianten wird der Aus-gang eines Hochfrequenzgenerators (meist bei ca. 27.1MHz betrieben) von 2–5kW Lei-stung auf eine Spule mit wenigen Windungen gelegt. In die Spule wird ein von Argondurchströmtes Quarzrohr gestellt. Bei eingeschaltetem Generator herrscht in der Spule einsehr starkes elektrisches Wechselfeld. Werden in der Nähe der Spule durch einen Zündfun-ken einige Ionen und Elektronen erzeugt, die in dem Feld beschleunigt werden, dannerzeugen diese weitere Ionen und Elektronen etc., bis über dem Quarzrohr ein stationäresPlasma „brennt“. Im Innern des Plasmas herrschen Temperaturen von mehr als 7000°C.Ein Plasma ist ein nach außen elektrisch neutrales Gas, in dem durch thermische Dissozia-tion und Ionisation nebeneinander Moleküle, Atome, Ionen und Elektronen existieren.Der Ionisierungsgrad des Argons ist gering (<<1%); trotzdem ist auch bei ins Plasma geführ-ter Probenlösung das Ar+ das bei weitem häufigste Ion.

Eine Prinzipskizze der ICP-Technik (AES-Version) ist in Abbildung 225 darge-stelltA–2. Die wäßrige Lösung der zuuntersuchenden Probe wird mit Argon ineiner Sprühkammer zerstäubt; ein kleinerTeil (wenige Prozent) des so erzeugtenAerosols wird in das Plasma gesprüht.Infolge der hohen Temperaturen werdenim Plasma praktisch alle Elemente ange-regt, auch hoch refraktäre, z.B. Ti, Zr, Nb,die Seltenen Erden oder W, die der AASund der Flammenphotometrie nichtzugänglich sind. Die hohen Temperatu-ren des Plasmas haben den Nachteil, daßdie Emissionsspektren komplexer Probenextrem linienreich sind. Man brauchtdaher sehr leistungsfähige Spektrometer-optiken, um die Vielzahl der im Plasmaerzeugten Emissionslinien aufzulösen.Dazu werden optische Gitter (Monochro-matoren) mit einer höheren Auflösungals die Gitter in AAS-Geräten benutzt. I.a. steht für jedes Element mindestens eine – inAbhängigkeit von der Probenmatrix – brauchbare Linie zur Verfügung.

Bei der ICP-MS werden Bruchteile des Plasmas mit den angeregten Atomen in ein Quadru-polmassenspektrometer eingebracht, dort im Verhältnis von Masse zu Ladung abgelenktund meist als einwertig positiv geladene Ionen oder Moleküle, sortiert nach ihren Massen,

A–1. ICP steht für „inductively coupled plasma“A–2. P.J. Potts (1992) A Handbook of Silicate Rock Analysis, Blackie, Glasgow, 622 Seiten.

ABBILDUNG 225 Wirkungsweise eines ICP-AES-Gerätes; bei der ICP-MS ist der optische Teil (Mo-nochromator) durch ein Quadrupolmassen-spektrometer ersetzt.

263

Gesteins- und Mineralanalytik

als Isotope gemessen. Spurenelemente können mittels ICP-MS meist auch im sehr niedri-gen Konzentrationsbereich ohne chemische Separation der entsprechenden Elemente oderElementgruppe analysiert werden, während bei der ICP-AES-Technik unter Umständenbereits chemische Abtrennungen vorgenommen werden müssen, z.B. zur Analyse der Sel-tenen Erden.

5.1.5 Neutronenaktivierungsanalyse [NAA]

Wenn man eine Probe in einem Kernreaktor mit Neutronen niedriger (thermischer) Ener-gie bestrahlt, wird eine Reihe von Kernreaktionen dadurch ausgelöst, daß Neutronen vonvielen Kernen aufgenommen werden unter Abgabe von Gammastrahlung (sogenannte(n,g)-Reaktionen. Dadurch entsteht ein Isotop desselben Elementes mit einer höherenMasse. Manche dieser Isotope sind radioaktiv und zerfallen unter Aussendung eines Elek-trons (und in der Regel eines weiteren g-Quants mit charakteristischer Energie) in ein sta-biles (selten radioaktives) Isotop des Elementes mit der nächst höheren Ordnungszahl.Eine typische Reaktion ist z.B. 23Na(n,g)24Na ® 24Mg. Ein Teil der stabilen Isotope 23Na (ausdem das natürliche Na allein besteht) wird durch den Neutronenbeschuß (n) im Kernreak-tor in radioaktive Isotope 24Na umgewandelt; diese Umwandlung ist begleitet von der Aus-sendung eines g-Quants (energiereiche Röntgenstrahlung). 24Na zerfällt mit einer Halb-wertszeit von ca. 15 Stunden in stabiles 24Mg, eine der Kernarten, aus denen natürlichesMg aufgebaut ist. In Fällen, in denen die Halbwertszeit des radioaktiven Isotops minde-stens einige Stunden beträgt (wenn sich das analytische System unmittelbar am Kernreak-tor befindet, können auch Isotope mit Halbwertszeiten von wenigen Minuten oder sogarSekunden analysiert werden), läßt sich die Energie des Zerfalls mit einem g-Spektrometer(einem hoch auflösenden Ge-Halbleiterdetektor mit der erforderlichen Elektronik, sieheAbbildung 226) messen. Die Zahl der Zerfälle pro Zeiteinheit ist ein Maß für die Menge derradioaktiven Isotope in der Probe und damit auch für die Menge des Elementes, zu dem dasIsotop gehört. Die NAA hat besondere Stärken bei der Analyse einer Reihe von Spurenele-menten wie Sc, Cr, Co, Seltene Erden, Hf, Ta, Th. Vielfach bedarf die Probe keinerlei Vorbe-handlung. Solche Analysen werden daher als zerstörungsfrei bezeichnet; es ist allerdings zuberücksichtigen, daß die Probe nach der Reaktorbestrahlung radioaktiv ist und daß außer-dem durch die Kernreaktionen Gitterstörungen in Kristallen hervorgerufen werden.

ABBILDUNG 226 Schematischer Aufbau eines NAA-Meßplatzes

264

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

5.1.6 Isotopenverdünnungsanalyse [ID]

Bei diesem Ver-fahren wird dieProbe auf geeig-nete Weise inLösung gebracht.Zu der Lösungwird dann e insogenannter Spikegegeben, dereines der (stabi-len) Isotope deszu analysieren-den E lementesgegenüber dernatürlichen Häu-figkeit hoch ange-reichert enthält,so daß die Isoto-penzusammen-setzung derMischung gegen-über der natürli-chen Zusammen-setzung gutmeßbar verscho-ben wird.

In Abbildung 227ist das Prinzip der Isotopenverdünnung illustriert. Die Messung selbst wird mit einem Mas-senspektrometer vorgenommen, einem Gerät wie es z.B. auch bei der Altersbestimmungbenutzt wirdA–3. Mit Hilfe der Isotopenverdünnungsmethode lassen sich nur solche Ele-mente einfach bestimmen, die aus mindestens zwei natürlich vorkommenden Isotopenbestehen, weil nur in solchen Fällen ein Spike produziert werden kann, der ein Isotop hochangereichert enthält. In Spezialfällen könnte man einen Spike auch aus einem Radioisotopmit sehr langer Halbwertszeit herstellen, doch ist dies nicht sonderlich praktikabel. Diemassenspektrometrisch vorgenommene ID liefert im Prinzip Analysen mit einer Genauig-keit, die von anderen Methoden kaum erreichbar ist.

5.1.7 Mikroanalytische Verfahren

Die Elementverteilung zwischen koexistierenden (sich berührenden oder im Dünnschiffnebeneinander vorkommenden) Mineralen ist eine Funktion der intensiven Zustandsva-riablen, vor allem von P und T. Bei vollkommener Gleichgewichtseinstellung wären alleMinerale chemisch homogen zusammengesetzt. Schon bei der optischen Untersuchung imDünnschliff zeigt sich aber, daß dies häufig nicht der Fall ist. Die Anwendung mikroanaly-tischer Methoden erlaubt nicht nur die Analyse einzelner Mineralkörner, sondern auch dieAufnahme von Profilen über Minerale und Mineralkorngrenzen hinweg. Dies ist eine uner-läßliche Voraussetzung zur Erhellung der P–T-Geschichte von Metamorphiten und Pluto-niten.

A–3. Im Prinzip kann eine Isotopenverdünnungsanalyse auch mit radioaktiven Isotopen und den zuderen Messung geeigneten Detektoren wie Halbleitern oder gar einfachen Zählrohren vorgenommenwerden.

0.0

1.0

2.0

3.0Rb-85

Rb-87

Probe Spike Mischung

Illustration der Isotopenverdünnungsanalyse

2.6

1

0.1

1.6

2.72.6

Mo

le R

b

ABBILDUNG 227 Prinzip einer Isotopenverdünnungsanalyse am Beispielvon Sr

265

Gesteins- und Mineralanalytik

In den Geowissenschaften werden praktisch nur röntgen-analytische Mikroverfahren eingesetzt. Sie beruhen dar-auf, daß durch die Wechselwirkung mit hochenergeti-schen geladenen Teilchen (Elektronen, Protonen, Ionen)in dem damit bestrahlten Probenmaterial die für jedesElement charakteristische Röntgenstrahlung angeregtwird, wobei die Intensität der ausgesandten Strahlungproportional der Masse des entsprechenden Elementes indem angeregten Probenvolumen ist. Da sich Strahlengeladener Teilchen durch geeignete elektrostatische oderelektromagnetische Linsensysteme fein bündeln lassen,können sehr kleine Bereiche einer Probe (Durchmesservon einigen µm) angeregt und analysiert werden.

5.1.7.1 Transmissions- oder Durchstrahlelektronenmikroskopie

Das Transmissionselektronenmikroskop [TEM, Abbildung228] ähnelt im Aufbau einem Durchlichtmikroskop,arbeitet anstelle von Licht jedoch mit einem Elektronen-s t rahl , der von e iner Glühkathode oder e inerFeldemissionskathode erzeugt und im Wehnelt-Zylindervorfokussiert und auf Energien von » 100 – 200 KeVbeschleunigt wird. Durch eine Kondensorlinse auf einenQuerschnitt zwischen 0.1 und 1 µm gebündelt, fällt derElektronenstrahl auf die (sehr dünne) Probe und durch-dringt sie, wobei der Strahl teilweise absorbiert undgestreut wird. Hinter der Probe werden die Elektronenerneut durch eine Objektivlinse fokussiert; das Zwischen-bild wird mittels einer Projektionslinse weiter vergrößertund schließlich auf einem fluoreszierenden Schirm sicht-bar gemacht. Das Auflösungsvermögen eines TEM liegtbei » 1 Å (10–8 cm). TEMs werden in allgemeinen zurUntersuchung der Mikrostrukturen (Gitterdefekte, Entmi-schungen) von Kristallen und nicht zur chemischen Ana-lyse benutzt.

5.1.7.2 Rasterelektronenmikroskopie

Das Rasterelektronenmikroskop [REM] ermöglicht Oberflächenaufnahmen von Proben mithoher Auflösung und Tiefenschärfe herzustellen. Auch bei diesem Gerät werden die voneiner Glüh- oder Feldemissionskathode emittierten Elektronen in einem Wehnelt-Zylindervorfokussiert, dann jedoch nur auf 5 bis <60 KeV beschleunigt und in einem elektromagne-tischen Linsensystem mit kleiner Apertur zu einem ca. 50 – 100 Å starken und parallelenStrahl gebündelt. Durch vier in einer Ebene liegende Ablenkspulen kann der Elektronen-strahl über die zu untersuchende Oberfläche geführt werden. Synchron damit läuft einElektronenstrahl in einer Oszillographenröhre über einen Bildschirm. Im Gegensatz zumTEM werden nicht die durch das Präparat dringenden Elektronen zur Bilddarstellungbenutzt, sondern die an der Probenoberfläche rückgestreuten Primärelektronen oder ausder Probe emittierte Sekundärelektronen in einem Detektor nachgewiesen. Das Ausgangs-signal dieser Detektoren moduliert nach entsprechender Verstärkung die Intensität desElektronenstrahls in der Bildröhre. Das Ergebnis ist ein aus vielen Einzelpunkten zusam-mengesetztes Bild mit großer Tiefenschärfe und hohem Kontrast, was ein detailliertes Stu-dium der Oberflächen von praktisch allen Materialien ermöglicht. Durch Veränderung desStroms in den Ablenkspulen kann die Größe der abgerasterten Probenoberfläche zwischenvielleicht 10 mm2 und 2 µm2 variiert werden. Aus dem Verhältnis von abgerasterter Pro-benoberfläche zur Bildschirmfläche ergibt sich die Vergrößerung zwischen ca. 5´ und150000´.

ABBILDUNG 228 Prinzipskizzedes Au fbaus e ines Trans -missionselektronenmikroskops

266

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

Viele REMs verfügen noch über Zusatzeinrichtungen, mit denen sich Haupt-elementanalysen von Silikaten zumindest halbquantitativ mit einem energiedispersivenVerfahren anfertigen lassen. Eingesetzt werden können REMs überall, wo Oberflächenuntersucht werden müssen – neben den Geowissenschaften z.B. in den Materialwissen-schaften oder in der Biologie.

5.1.7.3 Elektronenstrahlmikrosondenanalytik

Die Elektronenstrahlmikrosonde[EMS, Abbildung 229], oft kurz als„Mikrosonde“ bezeichnet, eignetsich ganz besonders für die che-mische Mikroanalyse. Da zurschnellen, quantitativen Röntge-nemissionsanalyse eine hoheAusbeute an charakteristischerRöntgenstrahlung notwendig ist,muß die Probe mit einem intensi-ven Elektronenstrahl angeregtwerden. I.a. wird mit Probenströ-men von 10–6 – 10–8 A gearbeitet,entsprechend Elektronenstrahl-durchmessern von » 0.1 – 3 µm.Das Auflösungsvermögen derEMS ist daher erheblich geringera l s das von REM und TEM.Obwohl moderne Mikrosondenebenfalls Ablenkspulen für denElektronenstrahl besitzen, wirdbei der quantitativen Analyse grö-ßerer Probenflächen nicht derElektronenstrahl in einem Rasterüber die Probe bewegt, sonderndie Probe mittels eines Goniome-tertisches unter dem Strahl ver-schoben. Der Grund dafürbesteht darin, daß bei der EMS zur Röntgenanalyse vollfokussierende Kristallspektrometerbenutzt werden, die eine gut definierte Geometrie von Strahlenquelle, Analysatorkristallund Detektor erfordern. Daher werden mit der EMS auch nur Präparate mit ebenen Ober-flächen untersucht (polierte Dünnschliffe oder Anschliffe mit Unebenheiten von <1 µm).

5.1.7.4 Ionenstrahlmikrosondenanalytik

Die Ionenstrahlmikrosonde [SIMS = Sekundärionenmassenspektrometer], kurz „Ionen-sonde“ genannt, ist vom Prinzip her der EMS sehr ähnlich; sie arbeitet anstelle des Elektro-nenstrahls mit einem Ionenstrahl, z.B. aus (möglichst monoisotopischen) O–- oder Ar+-Ionen (siehe Abbildung 230). Dabei werden nicht nur Röntgenstrahlen angeregt, sondernauch Sekundärionen herausgeschlagen, die nach entsprechender Beschleunigung in einemMassenspektrometer analysiert werden. Es können damit noch Mengen von 10–18 g, ent-sprechend » 104 Atomen nachgewiesen werden. Die zu erreichende Auflösung hängt vonder Konzentration des zu analysierenden Elements ab und liegt typischerweise bei einigen10 µm.

Im Gegensatz zur EMS oder zum REM ist die Analyse nicht zerstörungsfrei, sondern es wer-den im Verlauf einer Analyse regelrechte Krater in die Probe gebrannt. Prinzipiell eignensich Ionensonden sogar zur Isotopenanalyse. Bislang ist diese Anwendung aber auf Isoto-pensysteme beschränkt, bei denen infolge des radioaktiven Zerfalls große Isotopenunter-

ABBILDUNG 229 Schema des Aufbaus einer Elektronen-strahlmikrosonde

267

Gesteins- und Mineralanalytik

schiede (im Prozentbereich und mehr) in verschiedenen Proben (Gesteine oder Minerale)innerhalb geologischer Zeiträume erzeugt werden.

ABBILDUNG 230 Schematischer Aufbau eines Sekundärionenmassenspektrometers

S

elektrostatischeKondensorlinse

primärerIonenstrahl

elektrostatischeObjektivlinse

Probe

Hohl-kathode

O2-Gas

Duoplasmatron(Primärionenquelle)

Primärionen-massen-

spektrometer

sekundärer Ionenstrahl

Blende

Energie-analysator

Austritts-spaltMagnet-

analysator

Faraday-Becher „Source“-Schlitz

Extraktionslinsen fürSekundärionen

optisches Mikroskop

Quadrupollinse

268

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

5.2 Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

5.2.1 Quench- und Gasmischöfen

ABBILDUNG 231 Aufbau eines Quench- und Gasmischofens; rechts ist eine Ausschnitts-vergrößerung mit der Probenhalterung und der Pt-Quenchdrahtschleifedargestellt.

Mit Quench- und Gasmischöfen (Abbildung 231) werden Experimente bei Atmosphären-druck durchgeführt. Der Ofen besteht aus einer vertikal aufgestellten Keramikröhre, dievon Heizdrähten und Isoliermaterial umgeben ist. Die Probe wird auf eine heizbare Platin-drahtschleife aufgebracht, die an dickeren Pt-Quenchdrähten befestigt ist. Das magumständlich erscheinen; Pt hat aber leider die Eigenschaft, sich mit Fe aus der Probe zulegieren, und dieser Fe-Verlust aus der Probe an das Pt ist bei Verwendung einer Pt-Kapselinfolge der großen Oberfläche wesentlich höher als an die Drahtschleife. Ein Gasgemischbekannter Zusammensetzung fließt durch den Ofen und macht Experimente bei definier-ter Fluidzusammensetzung möglich. Zum Abschrecken der Probe wird Strom durch denQuenchdraht geschickt, der diesen zum Schmelzen bringt; die Probe fällt in Wasser oder inflüssigen Stickstoff.

5.2.2 Hydrothermalapparaturen, außenbeheizt

Hydrothermalapparaturen (nach dem Entwickler auch als Tuttle bombs bezeichnet – Abbil-dung 232) stellen die einfachsten Apparate dar, um Experimente bei erhöhten Drücken biszu etwa 0.8 GPa (8 kbar) und bei Temperaturen bis zu » 800 °C durchzuführen. Die einsetz-baren Probenmengen sind mit ca. 20 ml sehr groß. Ein 1 – 2 cm dicker und 10 – 30 cm lan-ger Stahlstift, der an einem Ende in der Mitte längs aufgebohrt ist (Bombe), nimmt die ineiner Edelmetallkapsel befindliche Probe sowie ein Thermoelement auf. Das offene Endeder Bombe wird über ein Gewinde verschlossen. Dabei besteht aber über eine enge Druck-leitung Verbindung zum Drucksystem. Der Druck wird meist über eine wäßrige fluidePhase übertragen. Beheizt wird die Bombe von außen. Ihr Verschlußende befindet sich

269

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

außerhalb des Ofens; man spricht daher auch von einem cold-seal vessel. Apparaturen die-ser Bauart sind nicht ganz ungefährlich zu betreiben und tragen den Namen „Bombe“nicht ganz zu unrecht.

5.2.3 Hydrothermalapparaturen, innenbeheizt

ABBILDUNG 232 Aufbau einer Hydrothermalapparatur

Sie erlauben es, Drücke bis um 1 GPa (10 kbar) und Temperaturen bis zu 1500 °C zu errei-chen. Eingesetzt werden können Probenvolumina bis zu 30 ml. Die Druckübertragunggeschieht hydraulisch und dann über Ar-Gas (Abbildung 233). Als Autoklav wird ein dick-wandiger Stahlzylinder verwendet, durch dessen verschließbare Enden die Probe, die iso-lierte Heizeinrichtung und das Thermoelement eingeführt werden.

5.2.4 Stempel-Zylinder-Pressen

Piston cylinder-Apparaturen (Abbildung 235) erlauben die Durchführung von Experimen-ten mit einigen ml Probenmaterial bei Drücken bis zu 7 GPa und Temperaturen bis 2500°C. Die Druckübertragung geschieht hydraulisch mit Hilfe eines einfachen Metallstempels,der in einen Metallzylinder greift und die Ofenzelle zusammendrückt. Die hohen Tempe-raturen werden erzeugt, indem ein starker Strom durch ein in der Ofenzelle befindlichesGraphitrohr geleitet wird. Aufbau und Füllung der Ofenzelle können variabel sein (untererTeil von Abbildung 235).

270

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

ABBILDUNG 233 Innenbeheizter Autoklav mit Argon als Druckübertragungsmedium [C.N. =closure nut – verschließbare Enden des Autoklaven]

5.2.5 Diamantzellen

Extrem hoheDrücke von 200GPa und mehr beiTemperaturen biszu 3000 °C lassensich mit Diamant-stempelapparatu-ren er re ichen(Abbildung 234).Ein wesentlicherNachteil ist jedoch,daß die einsetzba-ren Probenvolu-mina extrem geringsind (einige 10–6

ml). Dafür kann dieProbe während desExperiments beob-achtet und mittelsRöntgenstrahlenuntersucht werden.Der Aufbau einer solchen Apparatur ist im Prinzip einfach: Zwei Diamantstempel mit einerMetallmanschette dazwischen, in der die Probe enthalten ist, werden aufeinandergepreßt.Da sich der Druck aus dem Quotienten Kraft pro Fläche errechnet, können extrem hoheDrücke leicht erzeugt werden (sogar per Hand!), wenn die Fläche sehr klein ist. Die Druck-

ABBILDUNG 234 Aufbau einer Diamantzellenapparatur

271

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

bestimmung erfolgt mit Hilfe eines winzigen Rubinkristalls, dessen durch Laserlicht ange-regte Fluoreszenz als Funktion des Druckes bei verschiedenen Frequenzen auftaucht.Geheizt wird ebenfalls durch Laserlicht oder auch durch einen internen Heizdraht. Da dieGeräte klein sind, können sie leicht zu einem Synchrotron transportiert werden; dort las-sen sich Phasenumwandlungen mittels Synchrotronstrahlung direkt beobachten.

ABBILDUNG 235 oben: Aufbau einer Stempel-Zylinder-Presse; die Ausschnittsvergrößerungrechts zeigt einen Querschnitt durch die Druckzelle; unten: verschiedeneTypen von Ofenzellen, die in Stempel-Zylinder-Pressen Anwendung finden.

272

Methodische Ergänzungen zu Kapitel 1.5, Seite 9

5.2.6 Ultrahochdruckpressen

Gegenüber denwinzigen Diamant-zellen lassen sicherheblich größereProbenvoluminaeinsetzen (bis ca.0.1 ml). Allerdingsliegen die derzeitzugängl ichenMaximaldrückedieser Riesenma-schinen auch„nur“ um 30 GPabei » 3000 °C. Diehohen Drücke wer-den er re icht ,indem vier (tetra-edrisch angeord-nete) oder mehrMeta l l s tempelgegeneinanderge-preßt werden(Abbildung 236).

5.2.7 Schockröhre

Mit Hi l fe d iesesGerätes (Abbi l -dung 237) lassensich Schockwellen-exper imente anmaximal 0 .2 mlgroßen Probenvo-lumina ausführen,bei denen extremeDrücke bis zu 500GPa bei Temperatu-ren bis » 4000 °C zuerreichen sind. Inder Schockröhrewird ein Projektil auf die Probe geschossen. In der in der Abbildung gezeigten Apparaturwird der Schock in einem Zweistufenprozeß erzeugt. Zunächst wird eine chemische Explo-sion ausgelöst, die Wasserstoffgas auf einen hohen Druck komprimiert. Durch dieses Gaswird das Projektil in der Vakuumröhre auf die Probe beschleunigt. Der Druck wird durchdie Schockwelle bei der Übertragung vom Projektil auf die Probe erzeugt. Der Nachteil die-ses Verfahrens ist, daß es dynamisch ist; die hohen Drücke werden nur für Mikrosekundenaufrecht erhalten, so daß immer fraglich ist, ob ein Gleichgewicht eingestellt wurde. In denProben bleiben die bei hohen Drücken gebildeten Paragenesen in der Regel nicht stabil, sodaß Kristallstrukturen nicht bestimmt werden können. Das Verfahren wird vornehmlichzur Bestimmung von Dichten von Mineralen und Schmelzen bei extremen Drücken einge-setzt.

ABBILDUNG 236 Aufbau einer Ultrahochdruckpresse; die Ausschnittsver-größerung rechts zeigt einen Querschnitt der Ofenzelle innerhalb derWolframcarbidstempel.

ABBILDUNG 237 Aufbau einer Gaskanone zur Durchführung vonSchockwellenexperimenten

273

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

6.0 Die CIPW-Norm

Die CIPW-Norm ist ein rechnerisches Verfahren, mit dem aus der chemischen Analyseeines Gesteins – in der Regel eines Magmatits – ein hypothetischer Mineralbestand errech-net wird. Sie wurde Anfang des 20. Jahrhunderts von den Petrologen Cross, Iddings, Pirs-son und WashingtonA–4 nach umfangreichen petrographischen Untersuchungen erarbeitetund trägt danach den Namen CIPW-Norm. Eingangsdaten sind die Gewichtsprozente derHauptelemente in Form von Oxiden sowie einige Nebenelemente (Gehalte zwischen » 1und 0.1%); Spurenelemente können vernachlässigt werden, zumal dann, wenn sie andereElemente in Hauptmineralen substituieren. Wie sind nun diese Komponenten sinnvoll inMinerale zu verrechnen? Ihre petrographische Erfahrung zeigte Cross, Iddings, Pirsson undWashington, daß in Gesteinen Minerale nicht willkürlich vorkommen, sondern daß esdafür verschiedene Bedingungen und Beschränkungen gibt. Die Normminerale, die nachder CIPW-Norm berechnet werden, sind im Prinzip diejenigen, die sich bei gegebener Pau-schalzusammensetzung eines Magmas bei seiner Kristallisation unter niedrigen Drückenbilden würden. In mittleren bis seichten Krustenniveaus kristallisierte Plutonite habendaher Modalbestände, die den normativen Mineralbeständen ähnlich sind.

Die Berechnung einer CIPW-Norm erfordert eine Reihe von Schritten mit der Anwendungvon Verrechnungsvorschriften, die man unmöglich alle im Gedächtnis behalten kann. DieBerechnungen „zu Fuß“ durchzuführen, ist zwar nicht schwierig, aber zeitraubend underfordert Konzentration. Die Rechenvorschriften eignen sich vorzüglich zur Programmie-rung oder zur Verrechnung mit Hilfe von Tabellenkalkulationsprogrammen. Die Verrech-nungsvorschriften lauten wie folgt und sind in exakt dieser Reihenfolge anzuwenden. Siesind in einer Form geschrieben, die leichte Programmierung ermöglichtA–5. In dieser Vor-schrift sind mehrere Komponenten aufgeführt, die normalerweise nur als Spuren in Gestei-nen auftreten und nicht immer analysiert werden (z.B. Zr, F, Cl, Sn). Die entsprechendenRegeln können dann natürlich übergangen werden.

1. Die Gewichtsprozente der Oxide (bei F und S der Elemente) werden durch das Molge-wicht dividiert und damit in molare Anteile, die Molquotienten (MQ) umgerechnet.

2. Einige der vorhandenen Nebenkomponenten bilden in der Regel keine eigenen Mine-rale, sondern werden in Hauptminerale eingebaut unter Substitution für ein anderesElement. Mn und Ni können in Mineralen wie Pyroxenen, Amphibolen, Glimmernoder Spinellen Mg und Fe ersetzen; die MQs von MnO und NiO werden denen des FeOzugeschlagen.

3. Aus analogen Gründen werden die MQs von BaO und SrO dem von CaO zugeschlagen.

Bei der Berechnung der CIPW-Norm werden die Normminerale berücksichtigt, die mit denzugehörigen Molgewichten in Tabelle 24 angegeben sind. In den im folgenden aufgeführ-ten Verrechnungsvorschriften steht der Name eines Oxids (oder Elementes im Falle von F,Cl und S) für seinen Molquotienten.

4. Setze Z = ZrO2; setze å = Z (also Z=0, wenn kein ZrO2 angegeben ist).In den folgenden Schritten werden å Werte zugeordnet, sofern SiO2-haltige Norm-minerale gebildet werden. Der Endwert von å wird in Regel 23 benötigt.

5. Wenn CaO ³ 10/3 P2O5, setze AP = P2O5; subtrahiere 10/3 AP von CaO.Wenn CaO < 10/3 P2O5, setze AP = 3/10 CaO; subtrahiere AP von P2O5; CaO wird 0;Gew.% Überschuß-P2O5 im Gestein = 141.95 P2O5.

A–4. W. Cross, J.P. Iddings, L.V. Pirsson & H.S. Washington (1902) A Quantitative chemico-mineralogi-cal classification and nomenclature of igneous rocks, J. Geol 10, 555 – 690.A–5. C.S. Hutchison (1975) The norm, its variations, their calculation and relationships, Schweiz. mine-ral. petrogr. Mitt. 55, 243 – 256.

274

Die CIPW-Norm

6. Wenn F ³ 2/3 AP, subtrahiere 2/3 AP von F.Wenn F < 2/3 AP, setze F = 0.

TABELLE 24: In der CIPW-Norm auftretende Minerale

Mineral Abkürzung Formel MolgewichtQuarz Q SiO2 60.09

Korund C Al2O3 101.96

Zirkon Z ZrO2 ´ SiO2 183.31

Halit HL NaCl 58.44

Orthoklas OR K2O ´ Al2O3 ´ 6SiO2 556.67

Albit AB Na2O ´ Al2O3 ´ 6SiO2 524.46

Anorthit AN CaO ´ Al2O3 ´ 2SiO2 278.21

Leucit LC K2O ´ Al2O3 ´ 4SiO2 436.50

Nephelin NE Na2O ´ Al2O3 ´ 2SiO2 284.11

Kaliophilit (Kalsilit) KP K2O ´ Al2O3 ´ 2SiO2 316.33

Akmit AC Na2O ´ Fe2O3 ´ 4SiO2 462.02

Na-Metasilikat NS Na2O ´ SiO2 122.07

K-Metasilikat KS K2O ´ SiO2 154.28

Diopsid Mg-DI MgO ´ CaO ´ SiO2 216.56

Hedenbergit Fe-DI FeO ´ CaO ´ SiO2 248.10

Wollastonit WO CaO ´ SiO2 116.17

Enstatit EN MgO ´ SiO2 100.39

Ferrosilit FS FeO ´ SiO2 131.93

Forsterit FO 2MgO ´ SiO2 140.70

Fayalit FA 2FeO ´ SiO2 203.78

Ca-Orthosilikat (Larnit) CS 2CaO ´ SiO2 172.24

Magnetit MT FeO ´ Fe2O3 231.54

Chromit CM FeO ´ Cr2O3 223.84

Hämatit HM Fe2O3 159.69

Ilmenit IL FeO ´ TiO2 151.75

Titanit TN CaO ´ TiO2 ´ SiO2 196.07

Perowskit PF CaO ´ TiO2 135.98

Rutil RU TiO2 79.90

Apatit AP 3(3CaO´P2O5) ´ CaF2 336.21

Fluorit FR CaF2 78.08

Pyrit PR FeS2 119.97

Calcit CC CaO ´ CO2 100.09

Kassiterit CT SnO2 150.69

Spinell Mg-SP MgO ´ Al2O3 142.27

Hercynit Fe-SP FeO ´ Al2O3 173.81

275

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

7. Wenn CaO ³ 0.5 F, setze FR = 0.5 F; subtrahiere FR von CaO.Wenn CaO < 0.5 F, setze FR = CaO, subtrahiere 2 FR von F; CaO wird 0; Gew.% Über-schuß-F im Gestein ist 19.00 F.

8. Wenn Na2O ³ 0.5 Cl, setze HL = Cl; subtrahiere 0.5 HL von Na2O.Wenn Na2O < 0.5 Cl, setze HL = 2 Na2O; subtrahiere HL von Cl; Na2O wird 0. Gew.%Überschuß-Cl im Gestein ist 35.45 Cl.

9. Wenn FeO ³ 0.5 S (oder 0.5 SO3), setze PR = 0.5 S (oder 0.5 SO3); subtrahiere PR vonFeO.Wenn FeO < 0.5 S (oder 0.5 SO3), setze PR = FeO; subtrahiere 2 PR von S (oder SO3); FeOwird 0. Gew.% Überschuß-S im Gestein = 32.06 S (Gew.% Überschuß-SO3 = 80.06 SO3).

10. Wenn CaO ³ CO2, setze CC = CO2; vermindere CaO um CC.Wenn CaO < CO2, setze CC = CaO; reduziere CO2 um den Betrag von CC; CaO wird 0.Gew-% Überschuß-CO2 im Gestein ist 44.01 CO2.

11. Wenn FeO ³ Cr2O3, setze CM = Cr2O3; reduziere FeO um CM.Wenn FeO < Cr2O3, setze CM = FeO; vermindere Cr2O3 um CM; FeO wird 0. Gew.%Überschuß-Cr2O3 im Gestein ist 151.98 Cr2O3.

12. Wenn FeO ³ TiO2, setze IL = TiO2; reduziere FeO um IL; TiO2 wird 0. Falls FeO < TiO2, setze IL = FeO; reduziere TiO2 um IL; FeO wird 0.

13. Setze CT = SnO2.

14. Wenn Al2O3 ³ K2O, setze OR = K2O; vermindere Al2O3 um den Betrag von OR; erhöheå um 6 OR.Wenn Al2O3 < K2O, setze OR = Al2O3; vermindere K2O um OR; Al2O3 wird 0; setze KS =K2O. Erhöhe å um (6 OR + KS).

15. Wenn Al2O3 ³ Na2O, setze AB = Na2O; vermindere Al2O3 um AB; Na2O wird 0; erhöheå um 6 AB.Wenn Al2O3 < Na2O, setze AB = Al2O3; reduziere Na2O um AB; Al2O3 wird 0; erhöhe åum 6 AB.

16. Wenn Na2O ³ Fe2O3, setze AC = Fe2O3; Fe2O3 wird 0; vermindere Na2O um AC; setze NS= Na2O; erhöhe å um (4 AC + NS).Wenn Na2O < Fe2O3, setze AC = Na2O; vermindere Fe2O3 um AC; Na2O wird 0; erhöheå um 4 AC.

17. Wenn Al2O3 ³ CaO, setze AN = CaO; CaO wird 0; vermindere Al2O3 um AN; erhöhe åum 2 AN; setze C = Al2O3.Wenn Al2O3 < CaO, setze AN = Al2O3; reduziere CaO um AN; Al2O3 wird 0; erhöhe åum 2 AN.

18. Wenn CaO ³ TiO2, setze TN = TiO2; vermindere CaO um TN; erhöhe å um TN; TiO2wird 0.Wenn CaO < TiO2, setze TN = CaO; CaO wird 0; vermindere TiO2 um TN; setze RU =TiO2; erhöhe å um TN.

19. Wenn Fe2O3 ³ FeO, setze MT = FeO; FeO wird 0; vermindere Fe2O3 um MT; setze HM =Fe2O3; Fe2O3 wird 0.Wenn Fe2O3 < FeO, setze MT = Fe2O3; Fe2O3 wird 0; vermindere FeO um MT.

20. Setze (MgFe) = (MgO + FeO); errechne Mg# zu [MgO/(MgO + FeO)] und Fe# zu [FeO/(MgO + FeO)].

21. Dieser Schritt sollte nur angewandt werden, wenn das Gestein weniger als 45 Gew.%SiO2 enthält, d.h. wenn es ultramafisch ist:Wenn (MgFe) £ C, setze Mg-SP = Mg# ´ (MgFe); setze Fe-SP = Fe# ´ (MgFe); vermindereC um (Mg-SP + Fe-SP); (MgFe) wird 0.

276

Die CIPW-Norm

Wenn (MgFe) > C, setze Mg-SP = Mg# ´ C; setze Fe-SP = Fe# ´ C; C wird 0; vermindere(MgFe) um (Mg-SP + Fe-SP).

22. Wenn CaO ³ (MgFe), setze Mg-DI = Mg# ´ (MgFe); setze Fe-DI = Fe# ´ (MgFe); vermin-dere CaO um (Mg-DI + Fe-DI); setze WO = CaO; erhöhe å um [2(Mg-DI + Fe-DI) + WO];(MgFe) wird 0.Wenn CaO < (MgFe), setze Mg-DI = Mg# ´ CaO; setze Fe-DI = Fe# ´ CaO; vermindere(MgFe) um (Mg-DI + Fe-DI); setze EN = Mg# ´ (MgFe); setze FS = Fe# ´ (MgFe); (MgFe)wird 0; erhöhe å um [2(Mg-DI + Fe-DI) + EN + FS].

23. Jetzt wird Bilanz gezogen: Falls SiO2 ³ å ist, hat man Glück gehabt, allderweil das über-schüssige SiO2 zu Quarz verrechnet werden darf. Alle zuvor gebildeten Normmineralesind endgültig, und die folgenden Regeln brauchen nicht angewandt zu werden. An-dernfalls muß man in vorgeschriebener Reihenfolge aus einigen der bisher gebildetenMinerale andere SiO2-ärmere Normminerale bilden, bis das SiO2-Defizit behoben ist,also:Wenn SiO2 ³ å, setze Q = SiO2 – å; weiter bei Regel 31. Wenn SiO2 < å, setze Q = 0; setze D = å – SiO2; die folgenden Regeln sind anzuwenden,bis D = 0 ist! Sobald D = 0, weiter bei Regel 31.

24. Wenn D £ 0.5 ´ (EN + FS), setze FO = Mg# ´ D; setze FA = Fe# ´ D; vermindere EN umMg# ´ 2D; vermindere FS um Fe# ´ 2D; D = 0!Wenn D > 0.5 ´ (EN + FS), setze FO = 0.5 EN; setze FA = 0.5 FS; verringere D um 0.5 ´(EN + FS); EN wird 0; FS wird 0.

25. Wenn D £ TN, setze PF = D; vermindere TN um D; D wird 0!Wenn D > TN, setze PF = TN; vermindere D um TN; TN = 0.

26. Wenn D £ 4 AB, setze NE = D/4; verringere AB um D/4; D wird 0!Wenn D > 4 AB, setze NE = AB; vermindere D um 4 AB; AB = 0.

27. Wenn D £ 2 OR, setze LC = 0.5D; verringere OR um 0.5D; D = 0!Wenn D > 2 OR, setze LC = OR; vermindere D um 2 OR; OR = 0.

28. Wenn D £ 0.5 WO, setze CS = D; verringere WO um 2D; D = 0!Wenn D > 0.5 WO, setze CS = 0.5 WO; vermindere D um 0.5 WO; WO = 0.

29. Wenn D £ (Mg-DI + Fe-DI), erhöhe CS um 0.5D; erhöhe FO um (0.5 D ´ Mg#); erhöheFA um (0.5 D ´ Fe#); vermindere Mg-DI um D ´ Mg#; vermindere Fe-DI um D ´ Fe#; Dwird 0!Wenn D > (Mg-DI + Fe-DI), erhöhe CS um (0.5 ´ (Mg-DI + Fe-DI); erhöhe FO um 0.5 ´Mg-DI; erhöhe FA um 0.5 ´ Fe-DI; vermindere D um (Mg-DI + Fe-DI); Mg-DI wird 0; Fe-DI wird 0.

30. Wenn D £ 2 LC, setze KP = 0.5D; vermindere LC um 0.5D; D = 0!Wenn D > 2 LC, setze KP = LC; vermindere D um 2 LC; LC = 0; das verbleibende D istder SiO2-Fehlbetrag, für den es keine Verrechnungsvorschriften mehr gibt. Sie solltensich daher überlegen, ob (i) Sie richtig gerechnet haben, (ii) die Gesteinsanalyse stimmtoder (iii) diese Beschreibung richtig wiedergegeben ist.

31. Die Werte für die nach den bisherigen Regeln errechneten Normminerale sind nunnoch in ihre Gewichtsprozente umzurechnen, indem der Wert für jedes Mineral mitdem in Tabelle 24 aufgeführten Molgewicht multipliziert wird. Es empfiehlt sich, En-statit + Ferrosilit als Hypersthen anzugeben, Diopsid + Hedenbergit als Diopsid, Forste-rit + Fayalit als Olivin und Spinell + Hercynit als Spinell.Die Summe der Normminerale Quarz bis Halit (laut Tabelle 24) kann jetzt noch zurGruppe der salischen (hellen) Minerale zusammengefaßt werden; die übrigen Mineralebilden die femische Gruppe. Als kleine Kontrolle, ob man richtig gerechnet hat, kannman noch die Summe aller Normminerale bilden; sie sollte der Summe der Oxide derchemischen Analyse entsprechen, also den Eingangsdaten der Normberechnung.Wenn man will, kann man die Summe der Normminerale auf 100% umrechnen, in-

277

Experimentelle Methoden der Petrologie und Lagerstättenkunde

dem man den Anteil jedes einzelnen Minerals mit dem Faktor 100/(å%Normminerale)multipliziert.

In Tabelle 25 ist eine Normberechnung als Beispiel und zum Nachrechnen angegeben.

Autoren nach Cross, Iddings, Pirsson und Washington haben diese Berechnungsvorschrif-ten in Einzelheiten z.T. geändert, indem zusätzliche Normminerale wie Spinell eingeführtwurden, die in der Praxis jedoch fast nie eine Rolle spielen. Der CIPW-Norm analoge Ver-rechnungsvorschriften sind zudem für Gesteine vorgeschlagen worden, die erheblicheMengen an gebundenem H2O enthalten, das in Magmatiten insbesondere in den Mineral-gruppen der Amphibole und Glimmer festgelegt ist (z.B. Hutchison, 1975<Hochgestellt>5).Keine der Berechnungsvorschriften berücksichtigt allerdings, daß viele Mineralgruppenzusätzlich zu den Elementen, welche die Endglieder zusammensetzen, weitere Komponen-ten enthalten können. So wird in der CIPW-Norm das vorhandene Ti zunächst zu Ilmenitverrechnet, obwohl Klinopyroxene beträchtliche Mengen an Ti einbauen können. Außer-dem enthalten Pyroxene meist nennenswerte Mengen an Al. Die normativen Mengen anMineralen wie Ilmenit, Pyroxene oder Feldspäte können daher von den modalen Mengendeutlich abweichen. Bedeutung kommt der CIPW-Norm vor allem für die Unterteilungvon basaltischen Gesteinen zu, die sich im Basalttetraeder mit den Ecken Diopsid – Nephe-lin – Forsterit – Quarz darstellen lassen (Siehe Abbildung 73, Seite 94). Tholeiitische Basalteenthalten normativen Quarz und/oder Orthopyroxen, während Alkalibasalte weder nor-mativen Quarz noch Orthopyroxen führen.

TABELLE 25: Beispiel einer CIPW-NormberechnungWenn der molare Anteil von der Bildung eines Normminerals betroffen wird, wird der neue Wert hier eingetragen:

Oxid Gew. Mol- MQ AP IL OR AB AN MT DIa

a. Die Mengen, die für Diopsid als Endglieder Wollastonit, Enstatit und Ferrosilit aufgeführt sind, solltenbesser als Diopsid und Hedenbergit angegeben werden. Das geschieht einfach durch Multiplikationder MQs für EN und FS (in der Spalte von DI) mit den Molgewichten von Mg-DI und Fe-DI, also DI =0.0315 ́ 216.56 = 6.82%; Fe-DI = 0.0281 ́ 248.10 = 6.97%. Der Anteil an Wollastonit (6.92 Gew.%)ist dafür ersatzlos zu streichen.

HY Q

% gew. WO EN FS EN FS

SiO2 53.8 60.09 0.8953 0.7999 0.5095 0.3655 0.2463 0.1133 0.0000

TiO2 2.0 79.90 0.0250 0.0000

Al2O3 13.9 101.96 0.1363 0.1204 0.0720 0.0000

Fe2O3 2.6 159.69 0.0163 0.0000

FeO 9.3 71.85 0.1294 0.1072 0.0909 0.0628 0.0000

MnO 0.2 70.94 0.0028

MgO 4.1 40.31 0.1017 0.0702 0.0000

CaO 7.9 56.08 0.1409 0.1316 0.0596 0.0000

Na2O 3.0 61.98 0.0484 0.0000

K2O 1.5 94.20 0.0159 0.0000

P2O5 0.4 141.95 0.0028 0.0000

å 98.7

MQ des Normminerals 0.0028 0.0250 0.0159 0.0484 0.0720 0.0163 0.0596b

b. Da in Diopsid das Verhältnis von CaO zu MgO = 1 ist und in Hedenbergit das Verhältnis von CaO zuFeO ebenfalls = 1, lassen sich aus diesem Wert die in den beiden Spalten rechts aufgeführten Wertefür EN und FS in DI durch Multiplikation mit dem Mg# bzw. Fe# errechnen, wobei MgO = 0.1017(Spalte 4) und FeO = 0.0909 (Spalte 10).

0.0315 0.0281 0.0702 0.0628 0.1133

Umrechnungsfaktor 336.21 151.75 556.67 524.46 278.21 231.54 116.17 100.39 131.93 100.39 131.93 60.09

Gew.% des Normminerals 0.94 3.79 8.85 25.38 20.03 3.77 6.92 3.16 3.71 7.05 8.28 6.81

Summe der Normminerale 98.7

278

Isotopengeochemie

7.0 Isotopengeochemie

7.1 Radiogene Isotopensysteme – Rb-Sr als BeispielFür einführende Bemerkungen in die Isotopengeochemie wird auf Seite 135 des Skripts ver-wiesen. Das natürliche Rb besteht aus den beiden Isotopen mit den Massenzahlen 85 und87. 87Rb ist radioaktiv und zerfällt mit einer HalbwertszeitA–6 von 49´109a in stabiles 87Sr.Da die Zerfallskonstante l eine Materialkonstante ist und unabhängig von Parametern wieDruck oder Temperatur, vollzieht sich der Zerfall von 87Rb überall auf der Erde gleichschnell. Das Verhältnis der beiden Rb-Isotope ist daher in allen Materialien konstant (85Rb/87Rb = 2.593).

Natürliches Sr besteht aus vier stabilen Isotopen mit den Massenzahlen 84, 86, 87 und 88.87Sr war von Beginn des Sonnensystems an Bestandteil des natürlichen Sr, und nur ein –meist kleiner – Teil an 87Sr ist durch den radioaktiven Zerfall von 87Rb dazugekommen. Dadas Verhältnis von Rb/Sr (und damit auch von 87Rb/87Sr oder von 87Rb/86Sr etc.) in ver-schiedenen Gesteinen und Mineralen extrem unterschiedlich sein kann (z.B. nahe 0 ineinem ultramafischen Gestein und >10 in Graniten) und da zudem die Gesteine der Erdeunterschiedliche Alter haben, ist der Anteil an radiogenem (= durch radioaktiven Zerfallentstandenem) 87Sr sehr variabel und damit natürlich auch die Isotopenzusammensetzungdes SrA–7.

Die allgemeine Zerfallsgleichung für das Rb-Sr-Isotopensystem lautet

[GL 71]

Hierin ist der initiale Anteil (Initialwert, das ist der seit Bildung des Gesteins

oder Minerals vorhanden war) und der radiogene Anteil. GL 71 ermög-

licht eine zweifache Anwendung des Rb-Sr-Systems inder Geochemie, (a) als Mittel derAltersbestimmung; und (b) bei Kenntnis des Alters eines Gesteins dient der (87Sr/86Sr)o-Wertals Tracer (Pfadfinder) zur Aufklärung von petrogenetischen Prozessen.

In GL 71 stehen zwei Verhältnisse, die man messen kann, nämlich 87Sr/86Sr und 87Rb/86Sr.Da mit (87Sr/86Sr)o und t aber zwei unbekannte Größen verbleiben, ist obige Gleichung füreine einzige Probe nicht zu lösen. Die Gleichung ist dagegen lösbar, wenn man eine Serie(mindestens zwei) von genetisch zusammengehörenden Proben analysiert – z.B. mehrereMinerale aus dem Handstück eines magmatischen Gesteins oder mehrere Proben, aus ver-schiedenen Partien eines Gesteinskörpers entnommen. Man muß dabei voraussetzen, daßalle Proben der Serie

• zur selben Zeit aus einem homogenen Material entstanden sind – dann war zur Zeit t=0das (87Sr/ 86Sr)o für alle Proben identisch – und

• daß im Anschluß an den Zeitpunkt t = 0 jede der Einzelproben ein geschlossenesSystem war, d.h. es erfolgte kein Elementaustausch mit der Umgebung; bei der Abküh-lung eines Granits z.B. wird bei irgendeiner Temperatur jeglicher Austausch von Sr undRb selbst im Mineralkornbereich zum Erliegen kommen.

A–6. Die Halbwertszeit ist die Zeit, nach der von der ursprünglich vorhandenen Menge eines radio-aktiven Isotops noch genau die Hälfte übrig ist. Sie läßt sich aus der Zerfallsgleichung N = N0´e-lt er-rechnen, indem N = 1/2N0 gesetzt wird: elt = 2 Þ t = ln2/l (t = Halbwertszeit).A–7. Das Verhältnis 87Sr/86Sr ist variabel, andere Verhältnisse wie 84Sr/86Sr oder 88Sr/86Sr sind aber mitWerten von 0.00674 bzw. 8.375 konstant!

87

86

87

860

87

861

Sr

Sr

Sr

Sr

Rb

Sre tæ

èçö

ø÷=

æ

èçö

ø÷+ -( )l

87 86

0Sr Sr( )

87 86 1Rb Sr e tl -( )

279

Radiogene Isotopensysteme – Rb-Sr als Beispiel

Wenn diese Voraussetzungen erfüllt sind, läßt sich GL 71 als Geradengleichung der Form

y = b + ax

auffassen, wobei x dasfür eine Probe gemes-sene 87Rb/86Sr ist und ydas gemessene 87Sr/86Sr. Jedes Datenpaar(87Rb/86Sr, 87Sr/86Sr) bil-det in einem x-y-Dia-gramm einen Punktauf einer Geraden mitder Steigung (elt – 1),aus der sich natürlichdas Alter errechnenläßt. Der Schnittpunktder Geraden mit der y-Achse ergibt den Initi-alwert (87Sr/86Sr)o,. DieGerade heißt Isochrone,weil jede Probe auf ihrdas gleiche Alter hat.Ein Beispiel für eineIsochrone ist in Abbil-dung 238 angegeben.

Die Anwendung der 87Sr/86Sr-Isotopenzusammensetzung als geochemischer Tracer beruhtdarauf, daß infolge des extrem niedrigen Rb/Sr-Verhältnisses des Erdmantels (»0.03) dessen87Sr/86Sr im Laufe der Erdgeschichte nur sehr langsam angewachsen ist (von einem Wertvon ca. 0.699 vor 4.55´109a bis auf knapp 0.705 heute im unfraktionierten Erdmantel undnoch weniger im Erdmantel, der bereits eine Teilschmelzung erfahren hat. Demgegenüberhaben fast alle Gesteine der kontinentalen Erdkruste ein viel höheres (und zudem extremvariables) Rb/Sr-Verhältnis, und infolgedessen wächst in ihnen das 87Sr/86Sr mit der Zeitviel rascher an als im Erdmantel. Mit Hilfe der initialen 87Sr/86Sr-Werte von (vor allem sau-ren) Magmatiten läßt sich oft entscheiden, ob sie im wesentlichen aus älterer Erdkrusteerschmolzen wurden, oder ob an ihrer Bildung auch der Erdmantel beteiligt war.

Abbildung 239 zeigt das am Beispiel eines ca. 310´106a alten Granits aus dem Schwarzwaldund eines »2´109a alten Granits aus Westafrika. Das initiale 87Sr/86Sr des westafrikanischenGranits ist nicht unterscheidbar von der Sr-Isotopenwachstumskurve des Erdmantels zudieser Zeit; es zeigt daher an, daß dieser Granit über Zwischenstufen wie Gabbro oderDiorit innerhalb geologisch kurzer Zeit aus dem Erdmantel differenziert sein muß. ImGegensatz dazu hat das initiale 87Sr/86Sr des Triberg-Granits einen typisch krustalen Wert,der eine Beteiligung einer größeren Erdmantelkomponente sehr unwahrscheinlich macht.Dieser Granit ist daher durch Aufschmelzung von älteren krustalen Gesteinen (Metasedi-menten) entstanden.

Sr-Isotopenmessungen an rezenten marinen Karbonaten haben gezeigt, daß ihr 87Sr/86Srund damit das des Seewassers, aus dem sie i.w. durch biologische Tätigkeit ausgefällt wur-den, mit 0.70910±0.00005 weltweit sehr konstant ist. Das beruht letztlich auf dem effekti-ven Austausch des Wassers zwischen den Weltmeeren durch Tiefen- und Oberflächen-strömungen, weil die Durchmischung des Wassers der Ozeane eine Zeit von »103aerfordert, während die sogenannte „ResidenzzeitA–8“ des Sr im Meerwasser »5´106a beträgt.

A–8. Die Zeit, die ein Ion im Mittel in Lösung im Meerwasser verbringt, bevor es ausgefällt oder anMinerale adsorbiert wird.

0 0.04 0.08 0.12 0.16 0.200.7036

0.7040

0.7044

0.7048

0.7052

87Rb/86Sr

87Sr

/86Sr

Sr-Isochronendiagramm für einenEklogit (Münchberger Gneisgebiet)

Gesamtgestein

CpxI, II

AmphibolGranat

Phengit

t = 393±16Ma

87Sr/86Sr)0 = 0.703952±0.000016

ABBILDUNG 238 Beispiel für eine Rb-Sr-Isochrone: Eklogit aus demMünchberger Gneisgebiet

280

Isotopengeochemie

Das äußert sich in der vergleichsweise hohen Sr-Konzentration des Seewassers von ca.8100µg/l (zum Vergleich: Rb 120, Nd 0.0028, Sm 0.00045, Pb 0.03, U 3.3, Th 0.0004µg/lA–9). Die geographische Konstanz des 87Sr/86Sr im Seewasser nimmt man auch für die geo-logische Vergangenheit an. Durch Analyse verschieden alter Karbonate hat man für dasPhanerozoikum eine Variationskurve des Seewassers aufzustellen vermocht (siehe Abbil-dung 240A–10). Es zeigt sich, daß seit dem Beginn des Kambriums die Isotopenzusammen-setzung des Meerwassers nur zwischen »0.7065 und 0.709 geschwankt hat und daß etwaseit dem Mitteljura eine ständige Erhöhung von »0.7068 auf den heutigen Wert um 0.709zu verzeichnen ist. Kretazische bis rezente marine Karbonate könnten daher sogar auf dieseWeise datiert werden.

ABBILDUNG 239 Mit Hilfe der Sr-Entwicklungskurve des Erdmantels läßt sich abschätzen, obMagmatite im wesentlichen aus dem Erdmantel stammen oder durch Auf-schmelzung von älteren Gesteinen der Kruste (Metasedimente).

Was mag die Ursache der 87Sr/86Sr-Fluktuationen des Meerwassers sein? – Die im Meer-wasser gelösten Salze stammen aus 3 Quellen, (a) aus einem Anteil, der durch Verwitterungund Abtragung der Kontinente (Magmatite und klastische Sedimente) in Lösung über dieFlüsse den Weltmeeren zugeführt wird, (b) aus einer Komponente, die durch vulkanischeAktivität, insbes. an den mittelozeanischen Rücken, ins Meerwasser gelangt und (c) auseinem Anteil, der aus der Auflösung mariner Karbonate (inklusive älterer auf den Konti-nenten) herrührt. Auch die Sr-Isotopie der Ozeane setzt sich aus diesen 3 Beiträgen zusam-men:

(87Sr/86Sr)Ozean = (87Sr/86Sr)vulk. ´ jv + (87Sr/86Sr)kont. ´ jk + (87Sr/86Sr)karb. ´ jc, [GL 72]

A–9. K.K. Turekian „Die Ozeane“, Enke-Verlag 1985A–10. Burke et al. (1982): Geology 10, 516-519

87Sr/86Sr

4.0 3.0 2.0 1.0 0.00.695

0.700

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

Alter der magma-tischen Bildung

t [Ga]

Erdmantelfeld

Granite

Elfen

beink

üste

Trib

erg-

Gra

nit

281

Stabile Isotope – 18O/16O als Beispiel

wobei ji die Bruchteile des Sr der einzelnen Komponenten am Sr des Meerwassers wider-spiegeln (åji = 1). (87Sr/86Sr)vulk. wird dabei Werte zwischen »0.702 und 0.705 (meist<0.7035) einnehmen, (87Sr/86Sr)kont. wird >0.710 sein (durchschnittlich 0.720) und (87Sr/86Sr)karb. wird im Phanerozoikum Werte zwischen 0.7065 und 0.709 einnehmen. Die Fluk-tuationen in der 87Sr/86Sr-Entwicklungskurve des Seewassers können dann Variationen inden relativen Beiträgen dieser 3 Komponenten zugeschrieben werden. Insbes. kann derAnstieg seit dem mittleren Jura auf erhöhten Beitrag von Sr zurückgeführt werden, das sichaus den Gesteinen der kontinentalen Erdkruste (Granitoide, klastische Sedimente) ableitetinfolge erhöhter Abtragungsrate der Kontinente, verursacht durch die jungen Orogenesen.Der Anstieg an der Wende Ordovizium-Silur kann denselben Effekten im Anschluß an diekaledonische Orogenese zugeschrieben werden. Das starke Absinken im Perm könnte dem-gegenüber auf intensiven Vulkanismus hindeuten – die gewaltigen sibirischen Flutbasalteentstanden zu dieser Zeit.

ABBILDUNG 240 Variation der Sr-Isotopenentwicklung des Seewassers im Phanerozoikum

7.2 Stabile Isotope – 18O/16O als BeispielDie Geochemie der stabilen Isotope befaßt sich mit Variationen in den Häufigkeits-verhältnissen vor allem der leichten Elemente H, (Li), (B), C, N, O, (Si) und S. Die relativenMassenunterschiede zwischen dem selteneren schwersten Isotop und dem leichtesten Iso-top sind groß, z.B. 1.125 für 18O/16O, während der Unterschied für 87Sr/86Sr nur 1.012beträgt. Am höchsten ist die Variation beim Wasserstoff mit »2, und daher beobachtet manfür dieses Element in der Natur Isotopenfraktionierungen, also selektive Anreicherungendes schweren (Deuterium D) oder leichten Isotops, die um ca. eine Zehnerpotenz höhersind als die der übrigen Elemente. Mit Ausnahme von B und Si kommen die genannten Ele-mente in mehreren Oxidationsstufen vor und gehen in der Natur Verbindungen ein, indenen sie fest, flüssig oder gasförmig vorliegen. Gemeinsam ist allen diesen Elementenaußerdem, daß sie in ihren chemischen Bindungen über einen hohen Grad an kovalentemCharakter verfügen. Mit der Verbesserung des Meßtechnik kann man inzwischen auchnatürliche Variationen in der Isotopenzusammensetzung schwererer Elemente wie Fe, Cu

87Sr

/86Sr

Ter

tiär

Kre

ide

Jur

a

0.709

0.708

0.707

100 200 300 400 500 600Ma

Tria

s P

erm

Dev

on

Kar

bon

Silu

r

Ord

oviz

ium

Kam

briu

m

Pro

tero

zoik

um

Die Sr-Isotopenentwicklungdes Meerwassers im

Phanerozoikum

282

Isotopengeochemie

oder Zn auflösen. Größere Variationen findet man dabei insbesondere bei biogenen Prozes-sen. Die Ursachen sind dabei aber bislang nur wenig bekannt.

Die Geochemie der stabilen Isotope beschäftigt sich mit den Isotopenvariationen oder Iso-topieeffekten (Die letzteren sind die Unterschiede in den physikalischen und chemischenEigenschaften verschiedener Isotope eines Elementes, die auf deren unterschiedlicherMasse beruhen.), die entweder durch Isotopenaustauschreaktionen verursacht werdenoder denen massenabhängige Fraktionierungen bei physikalischen und chemischen Vorgän-gen in der Natur zugrunde liegen.

Kinetische Isotopieeffekte können genausogroß wie oder gar größer sein als Gleichgewichts-isotopieeffekte. Die kinetischen Isotopieeffekte lassen sich grob als Ungleichgewichtsreak-tionen charakterisieren. Sie stehen meist im Zusammenhang mit schnellen, unvollständi-gen und in eine Richtung verlaufenden Vorgängen wie Verdampfung, Diffusion undDissoziation. Die Effekte im Zusammenhang mit Diffusion und Verdampfung kann mandurch die unterschiedlichen Translationsgeschwindigkeiten der verschiedenen Molekülein einer Phase oder über eine Phasengrenze hinweg erklären. Bei gegebener Temperatur istdie kinetische Energie Ekin in idealen Gasen pro Molekül gleich. Damit gilt z.B. für 12C16Ound 12C18O:

[GL 73]

d.h. daß die durchschnittliche Geschwindigkeit von 12C16O »3.5% größer ist als die von12C18O in demselben System. Daher können leichte Moleküle z.B. rascher aus einemSystem herausdiffundieren als schwere oder rascher aus einer flüssigen in die gasförmigePhase übertreten. Infolge eines solchen kinetischen Effekts liegt d18O von Wasserdampfüber den Ozeanen bei » -13‰, während der Gleichgewichtswert bei nur -9‰ liegen sollte.Kinetische Isotopieeffekte sind vor allem bei Tieftemperaturreaktionen von Bedeutung. Siewerden in der Geochemie der stabilen Isotope oft nur am Rande behandelt.

Die Geochemie der stabilen Isotope beschäftigt sich vornehmlich mit Gleichgewichts-isotopieeffekten. Diese haben ihre Ursache in der Abhängigkeit der Bindungsenergie von derAtommasse. Wenn in einem Molekül ein leichtes Isotop durch ein schwereres ersetzt wird,bleiben Kernladung und Elektronenverteilung und ebenso die Kurve des Potentialenergie-verlaufs unverändert. Da schwerere Isotope jedoch niedrigere Schwingungsenergieniveausbesetzen als leichte, ist ihre Bindungsenergie in einem Molekül etwas größer als die desMoleküls mit dem leichten Isotop.

Eine der wichtigsten Definitionen in der Geochemie stabiler Isotope ist die des Fraktionie-rungsfaktors a zwischen zwei Substanzen A und B:

aA–B = RA/RB [GL 74]

wobei RA,B die Verhältnisse des schweren zum leichten Isotop sind, also z.B. D/H, 13C/12C,18O/16O. Man kann sich a als eine Art Verteilungskoeffizient vorstellen, der oft auch in derForm ln a oder 103 ln a, angegeben wird. a ist temperaturabhängig und gehorcht für denAustausch zwischen Mineralen und Fluiden oder zwischen verschiedenen Mineralarteneiner Gleichung der Art

1000 ln a = A/T2 + B [GL 75]

Der Koeffizient B ist dabei für den Austausch zwischen koexistierenden wasserfreien Mine-ralen in der Regel 0.

Mit Hilfe von Standardmaterialien werden die Zusammensetzungen der stabilen Isotope inder d-Formulierung angegeben:

E m v m vkin = =12 1 1

2 12 2 2

2

v v m m1 2 2 1 30 28 1 035= = = . ,

283

Stabile Isotope – 18O/16O als Beispiel

[GL 76]

z.B. für Sauerstoff:

wobei Pr für Probe, Std für Standard steht. Ein gebräuchlicher Standard für H und O ist z.B.Ozeanwasser (VSMOW – Vienna standard mean ocean water, dessen d18O natürlich defini-tionsgemäß 0 ist), für C sind es Karbonate.

Der natürliche Sauerstoff besteht aus den drei Isotopen 16O, 17O und 18O, wobei das leichte-ste Isotope das bei weitem häufigste ist (mit durchschnittlich knapp 99.8% auf der Erde)und 17O das seltenste (0.037% im Durchschnitt). Da die Isotope bei allen bekannten Pro-zessen auf der Erde massenabhängig fraktioniert werden – d.h. die Fraktionierung zwischen18O und 16O ist doppelt so groß wie die zwischen 17O und 16O – begnügt man sich bei ter-restrischen Materialien mit der Messung des Verhältnisses 18O/16O.

Erhebliche Bedeutung habendie Isotopenverhältnisse18O/16O und 13C/12C für dieErforschung der Klimage-schichte, vor allem währenddes Quartärs. Das Austausch-gleichgewicht 1/3 CaC16O3 + H2

18O 1/3CaC18O3 + H2

16O

ist temperaturabhängig. Dasd18O des Meerwassers ist inWarmzeiten um rund 1 ‰niedriger als in Kaltzeiten(weil in Warmzeiten wesent-lich weniger H2O als Eis mit niedrigem d18O gebunden ist als in Kaltzeiten); außerdem wirddie Fraktionierung zwischen CaCO3 und Wasser mit zunehmender Temperatur geringer,was ebenfalls »1 ‰ Unterschied ausmacht. Beide Effekte addieren sich. Daraus folgt, daßdie d18O-Werte von marinen Karbonaten (i.w. die Schalen von Organismen) in Warmzeitenniedriger sind als in Kaltzeiten (siehe Abbildung 241).

Die d18O-Variationen von Magmen auf der Erde reichen von mindestens -2 bis +16‰. Alsmögliche Ursachen der Variationen können angeführt werden:

• Effekte der magmatischen Kristallisation im geschlossenen oder offenen System,

• Auswirkungen der partiellen Aufschmelzung und von Heterogenitäten der Quellregio-nen der Magmen hinsichtlich ihrer Isotopien,

• Ungleichgewichtseffekte und Magmenmischung, sowie

• Effekte fluider Phasen.

Effekte der magmatischen Kristallisation im geschlossenen System können nur im End-stadium der Fraktionierung nennenswert werden, wenn sich Minerale wie Quarz oderFeldspäte ausscheiden, die den schweren Sauerstoff 18O besonders anreichern. Die Unter-schiede zwischen Rhyolithschmelzen und Quarzen betragen aber allenfalls 2‰, und wäh-rend der ersten »90% fraktionierter Kristallisation von Basalten wurden O-Fraktionierun-gen von nur wenigen Zehntel ‰ gefunden. d18O frischer ozeanischer Basalte liegt beiWerten von » 5.7±1‰, was anzeigt, daß der obere Erdmantel weltweit bezüglich der O-Iso-

d [ ] Pr‰

RRStd

= -æèç

öø÷

´1 103

d [ ] ,Pr‰O O

O OStd

=( )

( ) -é

ë

êêê

ù

û

úúú

´18 16

18 1631 10

d18

O [

‰]

0 100 200 300 400 500 600 700

0-1

-2

Alter [Ka]

ABBILDUNG 241 d18O-Fluktuationen in den Schalen der Fora-miniferen Globigerina sacculifer in Kernbohrungen der Karibikim Verlauf des Quartärs. Die Minima (niedrige Werte) und Ma-xima spiegeln Warm- bzw. Kaltzeiten wider.

º

284

Isotopengeochemie

topie homogen zusammengesetzt ist und daß außerdem der Aufschmelzprozeß keine nen-nenswerte Fraktionierung erzeugt. Daher läßt sich bei Magmatiten das d18O ähnlich wiedie Sr-Isotope als geochemischer Tracer verwenden, der Auskunft über die Herkunft vonMagmen und Prozesse ihrer Veränderung erlaubt. So deuten d18O-Werte von Granitoidenzwischen ca. 6 und 9‰ auf eine Herkunft aus magmatischen Gesteinen hin (die ihrerseitsaus dem Erdmantel erschmolzen wurden), Werte von >10‰ auf eine Herkunft aus der Auf-schmelzung von Metasedimenten (vergleiche Abbildung 110, Seite 137 im Skript). Mag-men, die direkt aus dem Erdmantel stammen, sollten d18O-Werte um 5.7‰ aufweisen;deutlich höhere Werte zeigen dann an, daß die Magmen bei ihrem Aufstieg Gesteine derErdkruste assimiliert haben – oder daß sie bei niedrigen Temperaturen am Meeresboden oderan Land im Bereich des Grundwasserspiegels mit Wasser reagiert haben (siehe unten). Die-se möglichen Quellen der „Verunreinigung“ lassen sich durch einen Vergleich mit radioge-nen Isotopenzusammensetzungen, insbes. des 143Nd/144Nd unterscheiden, weil die Nd-Ge-halte in Wässern gegenüber denen in fast allen Gesteinstypen vernachlässigbar geringsind.

ABBILDUNG 242 Variation der Sauerstoffisotope von Basalten aus einem Bohrkern im CostaRica-Rift (DSDP = Deep Sea Drilling-Project)

Seit Mitte der sechziger Jahre sind die Prozesse, die zur Alteration der Ozeankruste führen,Gegenstand intensiver und systematischer Untersuchung. Die Temperaturen, bei denendiese Prozesse stattfinden, reichen von 0 bis vielleicht 450°C und werden unter dem Sam-melbegriff Spilitisierung zusammengefaßt. Die Tieftemperaturalteration wird auch als sub-marine Verwitterung bezeichnet, die Hochtemperaturprozesse nennt man auch hydrother-male Alteration. Ursache dieser Prozesse ist in beiden Fällen die Instabilität der Ozeankruste

1000

800

600

400

200

0

3 4 5 6 7 8 9

m

T = 0 – 1508Csubmarine

Verwitterung

T < 1508Creduzierend

Metamorphoseunter

hydrothermalenBedingungen(100 – 4008C)

DSDP Hole 504B (Costa Rica Rift, Pazifik)

d18OBasalt [‰]

fris

che

Basa

lte

Blöcke

Pillows

Übergangs-zone

Dikes

285

Stabile Isotope – 18O/16O als Beispiel

gegenüber Seewasser. Bei hohen Temperaturen sind Plagioklas, Pyroxen, Magnetit undbasaltisches Glas instabil und reagieren zu Albit, Chlorit, Epidot, Aktinolith, Quarz, Häma-tit und Zeolithen, während bei tiefen Temperaturen v.a. smektitische Tonminerale undCalcit neu gebildet werden.

Hoch- und Tieftemperaturalteration führen zu völlig verschiedenen O-Isotopien: Bei niedri-gen Temperaturen sind die Fraktionierungsfaktoren a hoch, und das d18O der Ozeankrustewird von Werten zwischen »5.5 und 6‰ für frische MOR-Basalte erhöht bis zu Werten um25‰, wobei z.T. eine positive Korrelation zwischen d18O und dem H2O-Gehalt zu beobach-ten ist. Mit zunehmender Temperatur werden die Fraktionierungsfaktoren kleiner undkönnen bei ca. 350 °C ihre Vorzeichen umkehren, d.h. d18O der Silikate nimmt dann ab.Typischerweise sind daher die d18O-Werte der Ozeankruste direkt am Meeresboden amhöchsten (Tieftemperaturverwitterung) und nehmen mit der Tiefe ab. Das ist in Abbildung242 für einen Bohrkern aus dem Costa Rica-Rift schematisch gezeigt. Charakteristisch fürdie submarine Verwitterung sind hohe Verhältnisse von H2O zu Basalt (>>1), währendniedrige Verhältnisse die Hochtemperaturalteration kennzeichnen (»1).

Eklogite und Blauschiefer haben häufig d18O-Werte, die außerhalb der Variationsbereichsfrischer Basalte liegen. Da sie aber unzweifelhaft ehemalige ozeanische Basalte darstellen,gilt dies als Hinweis darauf, daß diese Zeugen älterer Ozeankruste hydrothermale Überprä-gungen erfahren haben.

Andere stabile Isotopenverhältnisse haben vornehmlich andere Anwendungsbereiche inden Geowissenschaften. So ist das Verhältnis 13C/12C wichtig für die Erfassung des Kohlen-stoffkreislaufs in der Natur, das Verhältnis D/H ist in der Hydrologie vonnutzen, und dasVerhältnis der Schwefelisotope 34S/32S kann Fragen der Bildung von Sulfiderz- und Salz-lagerstätten klären helfen.

286

Formulierung metamorpher Reaktionen

8.0 Formulierung metamorpher Reaktionen

In einem Zweikomponentensystem kann dieZusammensetzung aller darin existierender Pha-sen auf einer Geraden dargestellt werden:

Wenn in einem solchen System A–D zwei weitere Phasen intermediärer Zusammensetzungexistieren, dann existieren zwischen diesen Phasen die folgenden Reaktionsbeziehungen:

[A] B + D C; [B] A + D C

[C] A + D B [D] A + C B

In eckigen Klammern steht jeweils die Phase, die an der Reaktion nicht teilnimmt. Das ent-spricht z.B. im System MgO – SiO2 den Reaktionen:

Mg2SiO4 + SiO2 2 MgSiO3 (also: Forsterit + SiO2 2 Enstatit)

MgO + SiO2 MgSiO3 (Periklas + SiO2 Enstatit)

2 MgO + SiO2 Mg2SiO4 (2 Periklas + SiO2 Forsterit)

MgO + MgSiO3 Mg2SiO4 (Periklas + Enstatit Forsterit)

Die stöchiometrischen Koeffizien-ten für die Reaktion sind in die-sem Fall noch leicht durch Probie-ren zu finden.

Die Phasenbeziehungen in einemDreikomponentensystem lassensich bekanntlich im Konzentrati-onsdreieck darstellen (Abbildung243). Dabei können zwei Reakti-onstypen unterschieden werden.Ein Reaktionstyp kann auftreten,wenn die Zusammensetzung einerPhase innerhalb eines durch dreiandere Phasen aufgespanntenDreiecks liegt. So kann im Beispieldie Phase D zu den drei sie begren-zenden Phasen abgebaut werden,also

D A + C + E

Der zweite Reaktionstyp ist eineReaktion zwischen Phasen mitsich kreuzenden Konoden, im Bei-spiel betrifft das die Phasen A – Bund D – E, also

A + B D + E

Die stöchiometrischen Koeffizienten solcher und noch komplexerer Reaktionen lassen sicheinfacher als durch Probieren durch das Aufstellen von linearen Gleichungssystemen fin-den. In Abbildung 243 sind die Zusammensetzungen der Phasen A – E:

A = X0.6Y0.4 B = Y0.5Z0.5 C = X0.3Z0.7 D = X0.4Y0.3Z0.3 E = X0.2Y0.6Z0.2

A B C D

º º

º º

º º

º º

º º

º º

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

00.2

0.4

0.6

0.8

1

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

A

B

C

E

XY

Z

D

ABBILDUNG 243 Beispiel eines Konzentrationsdreiecks, indem fünf Phasen (A – E) existieren mögen.

º

º

287

Stabile Isotope – 18O/16O als Beispiel

Wir betrachten als Beispiel die Reaktion [B] A + C + E D. Für diese Reaktion kann für jededer drei Komponenten X, Y und Z eine Massenbilanzgleichung aufgestellt werden, weil jaauf beiden Seiten der Reaktion dieselben Molzahlen ni stehen müssen.

Anteile an Komponente X: 0.6nA+0.3nC+0.2nE = 0.4nD Þ 0.6nA+0.3nC+0.2nE–0.4nD = 0

Anteile an Komponente Y: 0.4nA + 0nC + 0.6nE = 0.3nD

Anteile an Komponente Z: 0nA + 0.7nC + 0.2nE = 0.3nD

Da in diesen drei Gleichungen vier Unbekannte stehen, benötigt man zur Lösung nocheine weitere Gleichung. Diese läßt sich als Normierungsbedingung formulieren, indemirgendeiner der Koeffizienten willkürlich 1 gesetzt wird, weil man vorzugsweise ganze Zah-len für die Koeffizienten ni erhalten möchte, z.B.

nA = 1

Am leichtesten wird sich die Ermittlung ganzzahliger Koeffizienten gestalten, wenn manden (zunächst nicht bekannten) kleinsten Koeffizienten gleich 1 setzt. Die Lösung des Glei-chungssystems ergibt:

nA = 1 nC = 0.889 nD = 2.444 nE = 0.556

Durch Multiplikation mit 9 findet man dann ganzzahlige Koeffizienten: nA = 9, nC = 8, nD =22 und nE = 5. Damit kann Reaktion [B] also stöchiometrisch geschrieben werden zu:

9A + 8C + 5E 22E

Es ist leicht einsichtig, daß eine komplexe Reaktion wie der Zerfall von Staurolith in derAmphibolitfazies nach

Staurolith + Muskovit + Quarz Granat + Biotit + Sillimanit + Wasser

durch Probieren nur noch zeitaufwendig lösen lassen. Die Aufstellung in Form eines linea-ren Gleichungssystem (Massenbilanzgleichungen für die einzelnen Komponenten) undLösen der Matrix führt dagegen schnell zum Ziel, z.B. (bei einem willkürlich angenomme-nen Mg/Fe-Verhältnis von St, Grt und Bt; sonstige molare Anteile aller Minerale wie inTabelle 19 auf Seite 166 angeführt):

SiO2: 8nSt + 6nMs + 1nQtz – 3nGrt – 6nBt – 1nSil – 0nH2O = 0

Al2O3: 9nSt + 3nMs + 0nQtz – 1nGrt – 1nBt – 1nSil – 0nH2O = 0

FeO: 3nSt + 0nMs + 0nQtz – 2.5nGrt – 4nBt – 0nSil – 0nH2O = 0

MgO: 1nSt + 0nMs + 0nQtz – 0.5nGrt – 2nBt – 0nSil – 0nH2O = 0

K2O: 0nSt + 0nMs + 1nQtz – 0nGrt – 1nBt – 0nSil – 0nH2O = 0

H2O: 2nSt + 2nMs + 0nQtz – 0nGrt – 2nBt – 0nSil – 1nH2O = 0

Normierung: nSt + 0nMs + 0nQtz + 0nGrt + 0nBt + 0nSil + 0nH2O = 1

Damit ergeben sich die Koeffizienten:

nSt = 1.00; nMs = 0.33; nQtz = 3.00; nGrt = 0.67; nBt = 0.33; nSil = 9.00; nH2O = 2.00

Die Reaktion lautet demnach (mit ganzzahligen Koeffizienten):

3St + 1Ms + 9Qtz 2Grt + 1Bt + 27Sil + 6H2O

Man beachte, daß diese Reaktion sich im AFM-Diagramm als Reaktion darstellt, bei dereine Phase (Staurolith) in einem durch Granat, Biotit und Sillimanit begrenzten Dreieckliegt. Eine Aufstellung eines Gleichungssystems nur mit diesen vier Mineralen und seineLösung liefert dann zwar Koeffizienten, die für die Darstellung im AFM-Diagramm richtigsind. Diese Koeffizienten entsprechen aber nicht den stöchiometrischen Koeffizienten dervollständigen Reaktionsgleichung, wie sie zuvor errechnet wurden!

º

º

º

º

288

9.0 Definition einiger Begriffe

AAa- oder Blocklava (auf Hawaii Aa genannt wegen der Laute,

die sie infolge ihrer mit nackten Füßen schlechten Begeh-barkeit beim Läufer hervorruft) ist eine Schlackenlava miteinem großen Anteil an scharfkantigen Bruchstücken. ImVergleich zur Pahoehoe- oder Fladenlava ist sie zäh-flüssiger und gasreicher. Ihre Oberfläche besteht aus loseaufgetürmten rauhen Schlacken. Unter dieser Oberflächefolgt eine zerklüftete und poröse Schicht. Schlacken- undBlocklava fließen langsamer (meist <1m/min) als Fladen-lava und in Schüben.

Adakit ein Andesit oder Dazit, der durch direkte Aufschmel-zung einer subduzierten Ozeankruste entstanden seinkann. Der Beitrag des Mantelkeils über der subduziertenPlatte ist nicht entscheidend.

Adamellit ein plagioklasreicher Granit. Die Einführung desQAPF-Diagramms hat den Begriff überflüssig gemacht.

Alkalibasalt ist ein alkalibasaltisches Gestein mit einemVerhältnis von normativen Foiden zur Summe von Foi-den plus Feldspäten kleiner als 0.1. Foide sind in der Regelselbst unter dem Mikroskop nicht identifizierbar, sondernnur Bestandteil der CIPW-Norm.

alkalibasaltische Gesteine eine große Gruppe von „Basal-toiden“, die Feldspatvertreter in der CIPW-Norm aufweisen.Mit zunehmendem Grad der SiO2-Untersättigung (d.h.zunehmenden Gehalten an Feldspatvertretern) nenntman die Gesteine Alkalibasalte, Basanite, Nephelinite.Alkalibasaltische Gesteine findet man typischerweise aufKontinenten, in Deutschland z.B. in der Eifel, im Vogels-berg, im Hegau, in der Oberpfalz.

Amphibolit metamorphes Gestein der Amphibolitfaziesder orogenen Metamorphose, bestehend vor allem ausAmphibolen und Plagioklas. Amphibolite sind i.a. ausmagmatischen Gesteinen basaltischer Ausgangszusam-mensetzung entstanden. Selten sind auch mergelige Sedi-mente als Edukte wahrscheinlich (Paraamphibolite).

Andesit vulkanisches Gestein intermediärer Zusammenset-zung mit einem SiO2-Gehalt zwischen 57% und 63% beieinem Gehalt an Alkalien Na2O + K2O unter 7%. Andesitesind typische Vulkanite, die bei Plattenkollisionen entste-hen (namengebend sind die Anden).

Ankaramit basaltisches Gestein, dominiert durch Ein-sprenglinge von dunkelgrünen bis schwarzen Klinopyro-xenen; daneben auch gelbgrüner Olivin

Aplit helles (SiO2-reiches) fein- bis kleinkörniges Gangge-stein, meist im Gefolge granitoider Intrusionen

Aschen feinkörniges Lockermaterial (<2mm Durchmesser)von explosiven Vulkanausbrüchen; siehe auch unterTephra.

Assimilation Inkorporation von Nebengestein durch einMagma. Basische Magmen haben infolge ihrer hohenTemperatur (>1000 °C) ein besonders großes Vermögen,bei ihrer Platznahme in der Tiefe Nebengestein aufzu-schmelzen, sofern diese Nebengesteine nicht selbstbasisch oder gar ultrabasisch sind. Assimilation wird inder Regel von fraktionierter Kristallisation begleitet sein.Als Folge kann das Restmagma seine Zusammensetzunggegenüber dem Ausgangsmagma erheblich verändern.Siehe auch Hybridisierung.

Augengneis ist ein Gneis mit cm-großen ovalen Feldspäten(„Augen“), die aus dem Ausgangsgestein (z.B. porphyri-scher Granit) ererbt sind. Wenn auf das Gestein bei derMetamorphose ein gerichteter Druck ausgeübt wird, sam-meln sich mobile Komponenten (insbesondere Quarz) im„Druckschatten“ um diese Augen und erzeugen so dieovale Form.

BBasalt dunkles vulkanisches Gestein, entstanden durch

partielle Aufschmelzung im oberen Erdmantel. Eingebet-tet in eine im Handstück nicht auflösbare Grundmassekönnen Einsprenglinge von gelbgrünem Olivin, dunkel-grünem bis schwarzem Pyroxen und weißem Feldspat(Plagioklas) erkennbar sein.

Basanit ist ein alkalibasaltischer Vulkanit. Das Verhältnisvon Feldspatvertretern F zur Summe von F + Alkalifeld-spat (A) + Plagioklas (P) sollte zwischen 0.1 und 0.6 lie-gen. Da Einsprenglinge oft nur Pyroxene und Olivin sindund die Foide (Nephelin, Leucit) Bestandteile der Grund-masse, legt man zur Berechnung von F/(F+A+P) am ein-fachsten die CIPW-Norm zugrunde.

basisch Bezeichnung für einen Magmatit mit <52% SiO2;dazu gehören alle Basalte und Gabbros; synonym mitmafisch.

Batholith großer Pluton; Batholithe können Hunderte vonKilometern lang sein, z.B. in den peruanischen Anden.

Benmoreit Vulkanit, der im TAS-Diagramm in den Bereichder Trachyandesite fällt und zusätzlich relativ arm anKalium ist (%Na2O – 2% ³ %K2O).

BIF oder banded iron formation nennt man eine sedimentäreWechsellagerung von Eisenoxiden mit Chert/Kieselschie-fer und z.T. mit Eisenkarbonaten und -silikaten.

Bims schaumig aufgeblähtes vulkanisches Material saurerbis intermediärer Zusammensetzung. Er kommt in Formgrober Lapilli und feiner Aschen vor. Die groben Partikelsind frisch sehr porös und so leicht, daß sie auf Wasserschwimmen. Bimse und Bimsaschen treten als Produktedes quartären Vulkanismus in der Osteifel auf.

Blauschiefer ist ein bei der Subduktion gebildetes hoch-druckmetamorphes Gestein, das seine blaue Farbe demVorkommen der Amphibole Glaukophan oder Crossitverdankt. Im Bereich der niedrigen Blauschieferfazies istLawsonit ein weiteres charakteristisches Mineral; imBereich der höheren Blauschieferfazies treten Jadeit undGranat hinzu. Ausgangsgesteine sind Basalte und basalti-sche Tuffe.

Blocklava siehe Aa-Lava.

Bombe vulkanisches Material explosiver Eruptionen, Korn-größe 64mm und höher; siehe auch unter Tephra.

Boninit ist ein Mg-reicher Andesit, der im Bereich einigerSubduktionszonen vorkommt. Hoher Mg-Gehalt undniedrige Gehalte an inkompatiblen Elementen legen eineEntstehung durch hohe Aufschmelzgrade des Ausgangs-materials nahe.

CCaldera nennt man ein großes kesselförmiges Einsturz-

becken in einem Vulkanbau, entstanden nach großenExplosionen und dem damit verbundenen Entleeren derMagmakammer im Untergrund.

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Definition einiger Begriffe

Chert ein aus Chalcedon, Mikroquarz und/oder gröberemQuarz bestehendes Sediment oder eine dichte kieseligeKonkretion. Ein anderer Name für Chert ist Hornstein.

CIPW-Norm ein rechnerisches Verfahren, um aus der che-mischen Analyse eines Gesteins einen hypothetischenMineralbestand abzuleiten. Dieser Mineralbestand ent-spricht ungefähr dem Mineralbestand, den das Gesteinaufwiese, wenn es langsam in wenigen Kilometern Tiefeaus einer H2O-freien Schmelze erstarrt wäre. Berech-nungsvorschrift siehe Seite 274.

DD''-Schicht ist die unterste Schicht des unteren Erdmantels.

Ihre Dicke ist variabel (bis ca. 250 km). Wahrscheinlichfinden darin turbulente Durchmischung statt und einbeträchtlicher Wärmetransfer vom äußeren Erdmantel.Dieser Bereich ist möglicherweise der Ort der Entstehungtiefer Plumes.

Dazit saures helles vulkanisches Gestein, chemisch zwi-schen Andesit und Rhyolith stehend. An Einsprenglingentreten vor allen Dingen Feldspäte (Na-reiche Plagioklaseund K-reiche Alkalifeldspäte) auf. Typischerweise sindDazite an Subduktionszonen gebunden.

Diabas nennt man einen sekundär umgewandelten Vulka-nit oder Subvulkanit basaltischer Zusammensetzung. DieDiabase der mitteleuropäischen Varisziden sind zumeistam oder dicht unterhalb des Meeresboden(s) ausgeflos-sen. Durch hydrothermale Reaktionen ist die Grund-masse stark in Chlorit umgewandelt, die Plagioklas-einsprenglinge sind sericitisiert.

Deformation bezeichnet in der allgemeinen Geologie Rela-tivbewegungen im Gestein, die durch ein Überschreitender Festigkeit ausgelöst werden. Die Relativbewegungenkönnen sein: Translation (Verschiebung, z.B. Bewegungeiner Platte), Rotation (z.B. Kippung eines Blocks) und Ver-formung oder Strain (z.B. die Abplattung eines Korns).

Dike, Dyke englisch für eine plattenförmige Intrusion mitmeist steiler Stellung, die Schichtflächen von Sedimentenoder die Foliation von Metamorphiten diskordant durch-schlagend (siehe auch Skizze Seite 292 unter Lakkolith).

Diorit ist das Tiefengesteinsäquivalent zum Andesit. Er istim Gelände nicht von Gabbro zu unterscheiden, weil dieKlassifizierung auf der chemischen Zusammensetzungder Plagioklase beruht.

Dolerit klein- bis mittelkörniges basaltisches Ganggestein;typischerweise befinden sich weiße leistenförmige Kri-stalle von Plagioklas eingebettet in eine „Grundmasse“aus feineren Klinopyroxenkristallen („ophitischesGefüge“).

EEdukt nennt man das Ausgangsgestein eines Metamorphits

(seltener auch eines Magmatits). So sind Basalte z.B. dieEdukte von Eklogiten, Kalksteine die Edukte von Marmo-ren oder tonige Sedimente die Edukte von Glimmerschie-fern und Sillimanitgneisen. Da magmatische Gesteinemeist durch partielle Aufschmelzung eines Ausgangsge-stein entstehen, bevorzugt man dafür den Begriff desMuttergesteins. Peridotite sind z.B. die Muttergesteine derBasalte.

effusiv synonym mit extrusiv – Bezeichnung für das Aus-fließen von Lava an der Erdoberfläche; Gegensatz istintrusiv.

Eklogit ist ein hochdruckmetamorphes Gestein, das ausGranat und Na-reichem Klinopyroxen (Omphacit)besteht. Daneben treten fast immer Rutil und Quarz auf.Edukte sind basaltische Gesteine. Eklogite entstehen vorallem bei der Subduktion der Ozeankruste bei Temperatu-ren oberhalb von ca. 500 °C (oberhalb der Blauschiefer-fazies). Die Eklogite des Münchberger Gneisgebietes inOberfranken zeigen allerdings keine blauschieferfaziellenRelikte, sondern sind wahrscheinlich aus der Versenkungvon Amphiboliten entstanden.

erweitertes REE-Diagramm (englisch meist „spidergram“genannt, offensichtlich wegen der häufigen Zickzack-Muster) ist ein um eine Anzahl anderer inkompatiblerElemente erweitertes REE-Diagramm. Der Grad derInkompatibilität (und damit die Anordnung der Ele-mente) wird dabei z.B. durch das Verhalten der Elementebei partiellen Aufschmelzprozessen unter den mittel-ozeanischen Rücken festgelegt; für MOR-Basalte würdensich damit sanfte Muster ergeben, für andere Typen vonVulkaniten aber mehr oder weniger irreguläre Muster. EinBeispiel für Inselbogenvulkanite ist in Abbildung 81, Seite101 gezeigt; daraus läßt sich ablesen, welche Elementesich bei Prozessen unter Inselbögen anders verhalten alsunter den mittelozeanischen Rücken (Nb, Ta) oder inwie-weit fraktionierte Kristallisation der primären Magmendie Spurenelementzusammensetzung bereits veränderthat (Sr-Akkumulation und -Verlust).

Ffelsisch alternative Bezeichnung für sauer für ein magmati-

sches Gestein mit >63% SiO2

Fladenlava siehe Pahoehoe-Lava.

fluide Phase nennt man eine Phase oberhalb des kritischenPunktes (hier sind die Dichten von Gasphase und flüssi-ger Phase gleich), bei welcher man nicht mehr zwischenflüssiger und gasförmiger Phase unterscheiden kann. Oftwird der Begriff allerdings auch auf den hydrothermalenBereich angewandt, der per Definition unterhalb des kri-tischen Punktes liegt.

Foliation ist ein Oberbegriff für ein durchdringendes, nichtbei der Sedimentation entstandenes Flächengefüge. Esentsteht z.B. durch Einregelung nicht isometrischerMinerale oder durch scherende Deformation.

fraktionierte Kristallisation eines Magmas führt zu einercharakteristischen Abfolge der Ausscheidung von Minera-len. Aus einem Basaltmagma scheidet sich z.B. zunächstOlivin, gefolgt von Pyroxenen und Plagioklas aus. DieseMinerale bilden Mischkristalle; sie entziehen derSchmelze bevorzugt Mg über Fe (Olivin, Pyroxene) bzw.Ca über Na (Plagioklas). Dadurch ändert sich die Zusam-mensetzung der Schmelze kontinuierlich. Elemente, dienicht in die Kristallstrukturen dieser Minerale passen,also für diese Minerale inkompatibel sind, reichern sichstark in der Restschmelze an.

Fumarole ein „Kamin“, aus dem vulkanische Dämpfe undGase mit hohen Temperaturen (>200 °C) entweichen. Sietreten in einem späten Stadium des Vulkanismus auf.Unter den Gasen sind neben H2O vor allem SO2 und HClvertreten, die stark zersetzend auf die Gesteine an derOberfläche wirken (siehe auch unter Solfatare).

GGabbro ist das Tiefengesteinsäquivalent des Basalts; infolge

der langsamen Abkühlung in der Tiefe ist er grobkörnig

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kristallisiert. Er besteht hauptsächlich aus weißem Plagio-klas und dunklem Pyroxen.

Geothermobarometrie nennt man Verfahren, um die Bil-dungstemperaturen und -drücke metamorpher (seltenermagmatischer) Gesteine abzuschätzen. Chemische Reak-tionen zwischen Mineralen, bei denen sich die Entropie(ein Maß für den Unordnungsgrad) stark ändert (z.B. derMg–Fe-Austausch zwischen Granat und Biotit im Kontaktmiteinander), sind in der Regel erheblich temperaturab-hängig und eignen sich als Geothermometer. Reaktionenzwischen Mineralen, bei denen sich das Volumen deut-lich ändert (z.B. der Zerfall von Albit in Jadeit + Quarz),sind meist sowohl temperatur- als auch druckabhängig,und sie eignen sich daher sowohl zur Temperatur- alsauch zur Druckbestimmung.

Glimmerschiefer ist ein metamorphes Gestein mit einerplattigen Teilbarkeit im mm- bis cm-Maßstab, hervorge-rufen durch die Einregelung der Glimmer senkrecht zumDruck. Glimmerschiefer enthalten vor allem Hellglim-mer, daneben auch Quarz, Chlorite, Biotit. Sie werden aussedimentären Edukten bei der orogenen Metamorphosein der Amphibolitfazies gebildet.

Gneis ein metamorphes Gestein mit einem Lagenbau imcm- bis dm-Maßstab, hervorgerufen durch eine Einrege-lung von hellen (Feldspäte, Quarz) und dunklen (Biotit,Hornblende) Gemengteilen. Gneise sind typische Bildun-gen der Amphibolitfazies bei einer Regionalmetamor-phose. Orthogneise sind aus magmatischen Ausgangsge-steinen hervorgegangen, Paragneise aus sedimentärenEdukten. Augengneise enthalten cm-große Feldspäte ineiner feineren Matrix. Diese „Augen“ werden als Reliktedes magmatischen Mineralbestandes gedeutet.

Granit SiO2-reiches plutonisches Gestein, bestehend vorallem aus Feldspäten, Quarz und Glimmer. Granite ent-stehen vor allem bei Kontinent–Kontinent-Kollisionenim Zuge der orogenen Metamorphose in der tiefen Erd-kruste. Die viskosen Schmelzen steigen auf, können aberim Gegensatz zu basaltischen Schmelzen nur selten (alsRhyolithe) an die Erdoberfläche ausfließen, sondern blei-ben in einigen Kilometern Tiefe als Stöcke (Körper vonwenigen km Durchmesser), Plutone (mittlere Größe) oderBatholithe (>100 km2 Querschnitt) stecken. Die meistendieser orogenen Granite entstehen durch die partielleAufschmelzung von Metasedimenten.

Granitoide nennt man Plutonite, die im QAPF-Diagrammin die Felder der Alkaligranite, Granite, Granodiorite undTonalite/Trondhjemite fallen. Ihrer Entstehung nachunterscheidet man Granitoide vom S-Typ (sedimentäreAusgangsgesteine; meist Granite), I-Typ (magmatischeEdukte; Tonalite, die meisten Granodiorite, einige Gra-nite), A-Typ (anorogene und/oder alkalireiche und/oderH2O-arme Granitoide; meist Alkaligranite) und M-Typ-Granitoide (durch Differenzierung aus Basalten entstan-den; durchweg Tonalite).

Granophyr saures Tiefen- oder Ganggestein, chemisch demRhyolith entsprechend, mit einer charakteristischen ori-entierten Verwachsung von Quarz und Alkalifeldspäten.

Granulit Metamorphit der Granulitfazies, d.h. hohen Bil-dungstemperaturen (>750 °C, d.h. oberhalb der Stabilitätvon Hellglimmern) und variablen Drücken. Der typischeMineralbestand von Granuliten basaltischer Edukte istPlagioklas + Pyroxene ± Granat, während Granulite toni-ger Ausgangsgesteine typischerweise aus Alkalifeldspat ±

Plagioklas + Cordierit + Quarz + Sillimanit + Orthopyro-xen bestehen.

HHawaiit vulkanisches Gestein, im TAS-Diagramm ins Feld

der Trachybasalte fallend

HFS-Elemente (high field-strength) nennt man in der Geo-chemie Elemente, deren Kationen ein großes Verhältnisvon Ladung zu Radius haben (Ti, Zr, Nb, Hf, Ta).

Hornito kleine, manchmal turm- oder kaminartige Kegelauf Lavaströmen, aufgebaut aus Lavafetzen und ausSchlacken. Sie entstanden durch freiwerdende Gase in derLava oder dadurch, daß Lava durch eine Öffnung imDach eines Lavatunnels herausgedrückt wurde. Im engli-schen Sprachgebrauch bezeichnet spatter cone einen Mini-vulkan, der einer Spalte aufsitzt, und damit ungefähr das-selbe wie Hornito.

Hyaloklastit glasreiche Tuffe und vulkanische Brekzien, dieunter H2O-Bedeckung entstanden sind. Der subglazialgebildete Teil von Tafelbergen besteht aus derartigenGesteinen.

Hybridisierung Prozeß, bei dem ein Magma durch Assimi-lation von Nebengestein oder auch durch Vermischungmit einem anderen Magma seine Zusammensetzung sostark verändert, daß das neue (hybridisierte) Magma beimAbkühlen ein anderes magmatisches Gestein ergibt.

Hydrothermale Lösungen sind wäßrige Lösungen unter-halb des kritischen Punktes (der bei reinem H2O bei 221bar und 374 °C liegt). Aus ihnen können sich abbauwür-dige Erzlagerstätten bilden.

I–JIgnimbrit Ablagerungen eines pyroklastischen Stromes aus

Glasscherben, Bimslapilli, Kristallen, Gesteinsfragmentenund Aschen. Die schlechte Sortierung rührt aus demTransport in einem Massenstrom an der Erdoberflächeher. Ignimbrite, die bei Temperaturen oberhalb ca. 500 –600 °C abgelagert wurden, sind zu einem festen Gesteinversintert (verschweißt) und können bei der Abkühlungnoch kristallisieren, so daß sie sehr ähnlich wie eine Lavaaussehen. Bei niedrigeren Temperaturen abgelagerteIgnimbrite bleiben relativ lockere Gesteine.

inkompatible Elemente sind solche Elemente, die nichtoder nur untergeordnet in Minerale, insbesondere desErdmantels (Olivin, Pyroxene, Granat, Spinell – siehe auchunter Peridotit), eingebaut werden können und sich daherbei der partiellen Aufschmelzung des Erdmantels oder beider fraktionierten Kristallisation von Magmen in derSchmelze anreichern. Bei Verwendung des Begriffs„inkompatible Elemente“ sollte immer angegeben wer-den, auf welche Minerale oder andere Materialien mansich bezieht. Ein Maß für die Inkompatibilität eines Ele-mentes ist der Verteilungskoeffizient D.

intermediär nennt man Magmatite mit SiO2-Gehalten zwi-schen 52% und 63%.

intrusiv Platznahme eines Magmas in der Tiefe; seineErstarrung führt zur Bildung von Plutoniten.

Islandit ist der in Island häufig benutzte Name für Vulka-nite andesitischer Zusammensetzung (siehe auch Andesit)auf der Insel. Islandite sind ärmer an H2O als die norma-len Andesite. Die Islandite sind dunkel und im Geländekaum von Basalt zu unterscheiden.

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Definition einiger Begriffe

Isotope, radiogene Kernarten eines Elementes, die instabilsind und mit einer charakteristischen Halbwertszeit inein Isotop eines anderen Elementes zerfallen. Die Halb-wertszeit t1/2 ist definiert als die Zeit, nach der genau dieHälfte der ursprünglich vorhandenen radioaktivenAtome zerfallen ist. Sie ist mit der Zerfallskonstante ldurch die Beziehung

[GL 77]

verbunden (l hat also die Dimension einer reziprokenZeit). Halbwertszeit und Zerfallskonstante sind Naturkon-stanten. Einige Isotope, insbesondere 40K (® 40Ca, 40Ar),87Rb (® 87Sr), 147Sm (® 143Nd), 176Lu (® 176Hf), 187Re (®187Os), 232Th (208Pb), 235U (® 207Pb) und 238U (® 206Pb) ha-ben so große Halbwertszeiten bzw. so kleine Zerfallskon-stanten, daß sie für geologische Zwecke nutzbar sind.

Isotope, stabile Kernarten eines Elementes, die keinemradioaktiven Zerfall unterliegen; insgesamt gibt es 264davon. Bei Elementen, die aus mindestens zwei stabilenIsotopen bestehen, vor allem bei den leichteren Elemen-ten, flüchtigeren Elementen und/oder Elementen mit ver-schiedenen Oxidationsstufen in der Natur kann es durchgeologische oder biologische (und natürlich auch techni-sche) Prozesse zu meßbaren Isotopenvariationen inverschiedenen Materialien kommen („Isotopenfraktio-nierung“), die sich in Gleichgewichtseffekte (quantenme-chanisch begründet, aber thermodynamisch beschreib-bar) und kinetische Effekte (Ungleichgewichtseffekte, z.B.wenn aus einer chemischen Reaktion ein Reaktionspart-ner ständig entfernt wird, so daß es nicht zur Einstellungeines Gleichgewichts kommen kann) unterscheiden las-sen. Die Größe der Isotopenfraktionierung sinkt mitzunehmender Masse der Elemente. Innerhalb eines Ele-mentes ist sie proportional zur Massendifferenz (die Frak-tionierung zwischen den Sauerstoffisotopen mit der Mas-senzahl 18 und 16 ist ungefähr doppelt so groß wie diezwischen 17O und 16O). Und schließlich ist sie noch pro-portional 1/T2 (bei magmatischen Temperaturen um1000 °C ist sie nahe Null); die Druckabhängigkeit kannmit Ausnahme von Wasserstoff vernachlässigt werden.

K–LKeratophyr ist ein Name für einen alten (mindestens

mesozoischen) sauren bis intermediären Vulkanit, beste-hend vor allem aus Na-reichem Plagioklas und Chlorit.

Kieselschiefer ist ein nicht mehr sehr gebräuchlicher Namefür paläozoische geschieferte Kieselgesteine. Dies sindAblagerungen in tiefem Meerwasser.

Kimberlit fluidreiche (CO2, H2O) ultramafische vulkani-sche Brekzie, bestehend aus serpentinisierten und karbo-natisierten Peridotiten, krustalen Xenolithen und Ein-sprenglingen des Kimberlitmagmas. Kimberlite, die durchKratone eruptiert sind, können wirtschaftlich bedeutendinfolge ihrer Diamantführung sein.

Kissenlava synonym mit Pillow-Lava

Komatiit Vulkanit peridotitischer bis basaltischer Zusam-mensetzung. Für viele Komatiite ist die Spinifex-Texturkennzeichnend. Komatiite treten fast nur in archaischenKratonen auf. Zu Bildung der peridotitischen Komatiitesind sehr hohe Temperaturen (>1600 °C) und sehr hoheAufschmelzgrade des Erdmantels (bis zu 45%) nötig.

Lagergang plattenförmige Intrusion, konkordant zu denSchichtflächen von Sedimenten bzw. zur Foliation vonMetamorphiten (siehe auch folgende Skizze)

Lahar nennt man einen vulkanischen Schutt- undSchlammstrom. Er entsteht, wenn Aschenströme in Was-serläufe fließen, bei Eruptionen durch einen Kratersee,aber auch bei Remobilisierung von Aschen durch heftigeRegenfälle.

Lakkolith ein Pluton mit nach oben gewölbter Oberseiteund flacher Unterseite

Lamproit K-reicher, aber CO2-armer ultramafischer bismafischer Vulkanit mit Einsprenglingen von Phlogopit.Im Norden von Australien treten diamantführende Lam-proite auf.

Lamprophyr ist ein dunkles (SiO2-armes) Ganggestein.

Lapilli (Singular: Lapillus) Auswurfsmaterial vulkanischerEruptionen mit einer Korngröße zwischen 2mm und64mm. Das Material mag beim Aufprall auf die Erd-oberfläche bereits fest oder noch plastisch verformbargewesen sein, so daß die Form der Lapilli variabel ist.Akkretionäre Lapilli bestehen aus konzentrisch um einenKern gewachsenen Aschepartikeln, wobei das Wachstumz.B. durch Regentropfen ausgelöst wird, die in eineAschenwolke fallen. Siehe auch Tephra.

Lava ist ein allgemeiner Begriff für an der Erdoberflächeoder am Meeresboden ausgeflossenes Magma. Auch dasrasch erkaltete Magma – das heutige Gestein – wird Lavagenannt.

Lavaröhren, Lavatunnel können sich durch Fließen vonLava des Pahoehoe-Typs unter einer bereits erstarrtenOberfläche bilden. Wenn die Lava aus den Tunneln undRöhren ausfließen kann, hinterläßt sie einen Hohlraum,auch Lavahöhle genannt. Diese Gebilde erreichen aufHawaii Längen von 20 km.

LIL-Elemente nennt man Elemente mit großen Ionen-radien und niedriger Ladung. Insbesondere zählt mandazu K, Rb, Cs, Sr und Ba und allenfalls noch die leichtenREE (La–Nd). Die LIL-Elemente reichern sich bei partiel-len Schmelzprozessen im Erdmantel in der Teilschmelzean und sind daher in der Erdkruste konzentriert worden.

Liparit synonym mit Rhyolith

Liquidus In einem Druck (P) –Temperatur (T)-Diagrammmarkiert die Liquiduskurve die Kombination von P und T,oberhalb der ein Gestein vollständig aufgeschmolzen ist.Unterhalb des Liquidus existiert zunächst ein P–T-Bereich, in dem Schmelze und festes Material nebenein-ander vorkommen. Erst unterhalb des Solidus ist alleSchmelze verschwunden.

t1 2 2/ ln= l

Gang (Dike)

Lakkolith

Lagergang

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Lopolith nennt man einen Pluton mit schüsselförmigemQuerschnitt.

M–NMaar ein vulkanischer Explosionskrater, entstanden durch

einen gasreichen und feststoffarmen Vulkanausbruch, inDeutschland (Eifel) oft mit Wasser gefüllt.

mafisch Bezeichnung für ein SiO2-armes magmatischesGestein mit <52% SiO2; synonym mit basisch.

Magma geschmolzenes oder teilweise geschmolzenesGesteinsmaterial. Ein Magma besteht meistens aus einerSchmelze und aus festem Material, bei dem es sich entwe-der um Restmaterial der Aufschmelzung handelt oder umaus der Schmelze kristallisierte Minerale oder Mineral-aggregate.

Metamorphose ist die Summe der Veränderungen, die einGestein erfährt, wenn es Drücken und Temperaturen aus-gesetzt wird, die oberhalb des Bereichs der Diagenese undunterhalb des Bereichs der weitgehenden Aufschmelzungliegen, also vielleicht zwischen 200 °C und (abhängig vonder Gesteinsart) 700 °C bis 1000 °C. Der wichtigste Typder Metamorphose ist mit Plattenkollisionen verbunden.Bei Plattenkollisionen, an der mindestens eine kontinen-tale Platte beteiligt ist, vollzieht sich diese orogene Meta-morphose in der oberen Platte von der Grünschiefer- indie Amphibolitfazies und dann wieder rückwärts in dieGrünschieferfazies. Die P–T-Bedingungen der Granulit-fazies werden nicht immer erreicht. Im Verlauf der Zeitdurchläuft ein Gesteinspaket meist einen im Uhrzeiger-sinn gekrümmten P–T-Pfad. Die in den Erdmantel abtau-chende Platte erfährt eine vornehmlich durch den Druckgeprägte Metamorphose; aus einem Basalt entsteht dabeizunächst ein Blauschiefer und dann ein Eklogit. Umgroße Plutone bildet sich nach deren Platznahme einschmaler Bereich (wenige km, abhängig von der Größeund Tiefe der Intrusion) aus, der durch Temperaturerhö-hung kontaktmetamorph verändert wird.

Metasediment ein aus einem Sediment entstandenes meta-morphes Gestein

Metasomatose bezeichnet die chemische (und meist auchmineralogische) Umwandlung eines Gesteins im festenZustand durch Reaktion mit – wäßrigen oder CO2-halti-gen – Fluiden. Bekannt sind metasomatische Umwand-lungen der Nebengesteine in der Nähe von syenitischenIntrusionen. Auch die Anreicherung von Peridotiten desErdmantels an inkompatiblen Elementen schreibt mangerne metasomatischen Prozessen zu, selbst wenn sie sichnicht in Mineralneubildungen äußert.

Moho Mohorovicic-Diskontinuität, die seismische Grenzezwischen Erdkruste und Erdmantel. Sie wird als chemi-sche Diskontinuität angesehen, bei der die Vielfalt krusta-ler Gesteine von ultramafischen Gesteinen (v. a. Perido-tite) abgelöst wird.

MORB Akronym für „mid-ocean ridge basalts“, also Basalte,die an den mittelozeanischen Rücken erzeugt werden.Man unterscheidet weiterhin N-MORB, von E-MORBoder P-MORB. „N“ steht für normal; dies sind die an denhoch inkompatiblen Elementen wie K, Rb oder den leichtenSeltenen Erden (La – Nd) über weniger inkompatible Ele-

mente wie die schweren Seltenen Erden (Ho – Lu), Y oderTi angereicherten Basalte (Die Gehalte der Elemente wer-den dabei zusätzlich durch diejenigen unfraktionierterMaterie des Sonnensystems dividiert; dies sind z.B. diechondritischen Meteorite oder der ursprüngliche Erd-mantel in der Frühzeit der Erde). P(lume)- und E(nri-ched)-MORB haben höhere Gehalte an hoch inkompati-blen Elemente; als Ursache dafür wird meist dieGegenwart einer zweiten Quelle (neben normalem Peri-dotit des oberen Erdmantels) angenommen, insbeson-dere ein aus dem tiefen Erdmantel aufsteigender Plume.Die Diabase der mitteleuropäischen Varisziden stellenpaläozoische am Ozeanboden ausgeflossene Basalte dar,entstanden an einer konstruktiven Plattengrenze, d.h.einem mittelozeanischen Rücken oder einem Spreizungs-zentrum in einem Back Arc.

Nephelinit ein alkalibasaltischer Vulkanit mit einem Ver-hältnis von Foiden zur Summe von Foiden plus Feldspä-ten größer als 0.6.

Norm, normativer Mineralbestand ein hypothetischerMineralbestand eines Gesteins, der nach Rechenvor-schriften aus der chemischen Analyse ermittelt wird;wichtigste Norm ist die CIPW-Norm.

OObsidian dunkles, oft schwarzes vulkanisches Glas, in der

chemischen Zusammensetzung meist Rhyolith entspre-chend. SiO2-reiche Schmelzen sind – sofern ihr H2O-Gehalt nicht hoch ist – sehr viskos und erstarren meistglasig, vergleichbar mit einer Schmelze von Fensterglas.Die schwarze Farbe vieler Obsidiane rührt von winzigenKristallen von Magnetit her, die lagenartig angereichertsind (siehe auch Abbildung 18, Seite 32–unten).

Ophikarbonat ist der Name für ein metamorphes Gestein,das aus Serpentin und Karbonatmineralen besteht. Wenndas Karbonat überwiegend Calcit ist, nennt man dasGestein Ophicalcit; bei Überwiegen von Magnesit liegt einOphimagnesit vor. Ophikarbonate können durch Reaktionultramafischer Gesteine mit gemischten H2O-CO2-Flui-den entstehen, in denen H20 überwiegt (>85 Volumen-prozent), weil andernfalls Serpentinminerale nicht mehrstabil wären.

Ophiolith nennt man Segmente der Ozeankruste, diedurch tektonische Prozesse in kontinentale Kruste inte-griert wurden. Ein vollständiger Ophiolith sollte vonoben nach unten bestehen aus Tiefseesedimenten, spiliti-sierten Pillowbasalten, basischen Intrusiva (Gabbros) undUltramafiten. Letztere sind oft stark deformiert, alsometamorphen Ursprungs.

P–QPahoehoe nennt man auf Hawaii die Fladenlava. Sie ist

durch Abkühlung eines gasarmen und dünnflüssigenMagmas entstanden. Ihre Oberfläche besteht aus Fladen,die seilartig verdreht sind (Stricklava). Sie entsteht, wennein nur an der Oberfläche erstarrtes Magma durch dasFließen des noch flüssigen Magmas darunter mitge-schleppt wird. Im Untergrund kann das Magma längereZeit fließfähig bleiben; siehe auch Lavaröhren.

Palagonit ein durch H2O-Aufnahme umgewandeltes vulka-nisches Glas. Palagonit-Tuff ist ein durch Reaktion mitWasser umgewandeltes pyroklastisches Gestein basalti-scher Zusammensetzung.

293

Definition einiger Begriffe

partielle Aufschmelzung eines Eduktes führt zur Entste-hung magmatischer Gesteine. In einem Einkomponen-tensystem, z.B. H2O, stehen feste und flüssige Phase nachder Gibbsschen Phasenregel entlang einer Reaktionskurveim Gleichgewicht (F = 1). Bei konstantem Druck schmilztdie feste Phase bei einer Temperatur vollständig auf. Ineinem Mehrkomponentensystem – das fast alle Gesteinedarstellen – erhöht sich die Zahl der Freiheitsgrade, sodaß die festen Phasen bei konstantem Druck nicht mehrbei einer Temperatur vollständig aufschmelzen, sondernüber ein Temperaturintervall, markiert durch die Solidus-und die Liquiduskurve. Dieses Intervall kann zwischeneinigen Zehner °C (SiO2- und H2O-reiche Edukte) undeinigen 100 °C betragen (ultramafische Edukte). Ein nied-rig viskoses Basaltmagma kann sich vom Restit bereits beieinem kleinen Aufschmelzgrad (1%) abtrennen und auf-steigen, während eine hoch viskose granitische Schmelzemehr als ca. 25% Aufschmelzgrad dazu benötigt.

Pechstein H2O- und SiO2-reiches schwarzes oder dunkel-grünes Gesteinsglas mit im Gegensatz zum Obsidianstumpfer Oberfläche.

Pegmatit nennt man ein grob- bis riesenkörniges Gangge-stein, das meist im Gefolge granitischer Magmen auftritt.Das grobe Wachstum ist auf Ausscheidung aus wäßrigen(und damit niedrigviskosen) Lösungen bei Temperaturenzwischen ca. 500 und 600 °C zurückzuführen. Pegmatitestellen die Endphase der Kristallisation saurer Magmenaus Lösungen mit hoher Anreicherung der für die Haupt-minerale der Granite inkompatiblen Elementen dar.

Peles Haar Fäden oder Knäuel von Fäden vulkanischer (inder Regel basaltischer) Gläser. Es entsteht in Lavafontä-nen oder bei turbulentem Fließen von Lava. Ein einzelnerFaden mit einem Durchmesser von <0,5mm kann eineLänge von 2m erreichen.

Peles Tränen Tröpfchen von tränenförmigem, kugeligemoder zylinderförmigem vulkanischem Glas, oft mit PelesHaar an dessen Ende verwachsen vorkommend.

peralkalisch nennt man einen Magmatit, in welchem dermolekulare Anteil von Na + K den Anteil von Al über-steigt. Dann sind mehr Alkalien vorhanden, als zur Bil-dung von Feldspäten oder Feldspatvertretern nötig ist, sodaß Alkaliamphibole oder Alkalipyroxene gebildet werden.

Peridotit Gestein, das den oberen Erdmantel aufbaut,bestehend aus Olivin, Ortho- und Klinopyroxen undeinem Al-reichen Mineral, welches in Tiefen >80 – 100km Granat [(Mg,Fe,Ca)3 (Al,Cr)2(SiO4)3] ist und in gerin-gerer Tiefe Spinell [(Mg,Fe) (Al,Cr)2O4]. Unter den Ozea-nen, unter denen die Temperatur mit der Tiefe besondersstark steigt, tritt unterhalb der MOHO zunächst Plagioklasals Al-reiches Mineral in Peridotit auf. Durch partielleAufschmelzung von Peridotiten entstehen die Basalte. Inden kontinentalen basaltischen Vulkaniten treten häufigPeridotitxenolithe auf; ihr Vorkommen zeigt an, daß dieSchmelze rasch – innerhalb von allenfalls einigen Tagen –an die Erdoberfläche gelangt ist.

Phänokrist (auch: Phänokristall) ist ein Einsprengling, derim Magmatit kristallisierte, in dem er auftritt. Siehe auchXenokrist!

phreatisch, phreatomagmatisch nennt man eine Vulkan-explosion, die durch Kontakt eines Magmas mit Grund-wasser ausgelöst wird. Eine phreatische Explosion ist einereine Dampfexplosion, während bei einer phreatomag-matischen Explosion neben Gasen auch Magma gefördert

wird. Phreatische Explosionen sind häufig die Vorbotenanderer Vulkanausbrüche.

Phyllit ein feinkörniges metamorphes Gestein der Grün-schieferfazies mit Teilbarkeit im mm-Bereich und Seiden-glanz, der von Sericit und Chlorit herrührt. Edukte sindin der Regel tonige Sedimente.

Pikrit basaltisches vulkanisches Gestein mit viel Einspreng-lingen von gelbgrünem Olivin. Pikrite können durchhohe Aufschmelzgrade des Erdmantels entstehen (viel-leicht 30%) oder in einer Magmakammer durch Absinkenvon Olivin in einer Basaltschmelze.

Pillow-Lava ist durch Abschreckung von Magma mit Was-ser am Meeresboden oder auch unter Gletschern entstan-den und im Anschnitt von kissen- oder wulstartigerForm. Da die Lava im Innern der Körper zunächst nochfließfähig bleibt, entstehen dreidimensional wurst- oderröhrenförmige Gebilde.

Plateaubasalte Begriff für Basalte, die innerhalb kurzer Zeitgroße Flächen auf dem Land oder dem Meeresboden„überfluten“ (daher auch der Name Flutbasalt), meist vonSpalteneruptionen ausgehend.

plinianische Eruptionen sind explosive und große Vul-kanausbrüche, bei denen Aschen bis in die Stratosphäregetragen werden und sich über ein weites Areal ausbrei-ten können. Der „Fallout“ der Eruptionen an andererStelle kann zur Datierung verwendet werden (Tephro-chronologie).

ABBILDUNG 244 Typen von Vulkaneruptionen•. Spalten-eruptionen vom Island-Typ und Eruptionen vom Hawaii-Typsind mit dem Ausfließen heißer basaltischer Laven aus Spal-ten bzw. Schloten verbunden. Die Lava entgast beim Ausflie-ßen; dadurch kommt es zur Bildung von Lavafontänen. Dadie Lava niedrig viskos ist, kann sie weit fließen und Plateausoder große Schildvulkane aufbauen. Eruptionen vom Strom-boli-Typ sind wenig gefährlich, weil das Auswurfsmaterial inder Nähe des Schlotes niedergeht und die hin und wieder

294

ausfließende Lava viskos und wenig fließfähig ist. Der Vulca-no-Typ zeichnet sich durch stärkere Explosionen aus, bei de-nen sich Aschenwolken bilden, meist gefolgt vom Ausfließenviskoser Lava; ein Stratovulkan wird so aufgebaut. Explosio-nen vom Pelée-Typ (benannt nach der Eruption des MontPelée auf Martinique 1902) sind extrem gefährlich, weil siezerstörerische Glutlawinen ausbilden, die infolge ihrer hohenDichte die Hänge hinabrasen. Plinianische Eruptionen (be-nannt nach der von Plinius beobachteten Eruption des Vesuvim Jahr 79 sind extrem explosiv. Feine Asche kann in die Stra-tosphäre gelangen und das Weltklima beeinflussen. Das grö-bere Material wird durch Wind verdriftet und fällt raschwieder auf die Erde. Die Eruptionen dauern meist lange (eini-ge Tage) und enden erst, wenn der Magmennachschub aus-bleibt; anschließend bildet sich oft ein Einsturzbecken(Caldera). In Deutschland ist der Laacher See in der Eifel einBeispiel dafür.

Plume ein infolge seiner – relativ zum umgebenden Erd-mantel – geringeren Dichte im festen Zustand aufsteigen-der Gesteinskörper („anomaler Erdmantel“) variablerForm und Größe. Plumes werden für den Vulkanismusinnerhalb stabiler Platten verantwortlich gemacht – „HotSpot-Vulkanismus“; Paradebeispiel ist Hawaii innerhalbder Pazifischen Platte. Plumes haben ihre Quelle an seis-mischen Diskontinuitäten tief in der Erde, z.B. der Grenzezwischen Erdmantel und Erdkern in 2900 km Tiefe oderder Grenze zwischen oberem und unterem Erdmantel inca. 670 km Tiefe. Island liegt auf dem MittelatlantischenRücken und zusätzlich über einem Hot Spot. Derzeit wirddiskutiert, ob auch die kontinentalen basaltischen Vulka-nite, z.B. im französischen Massif Central, in der Eifeloder im Egergraben Ausdruck eines Plumes sind. Geophy-siker aus Göttingen und Karlsruhe haben z.B. unter derEifel mit seismischen Methoden eine Struktur kartiert, diesich als weniger dicht und daher wohl anomal heiß imVergleich zur Umgebung interpretieren läßt.

Pluton nennt man einen großen (bis mehrere 100 kmDurchmesser) Tiefengesteinskörper, der in der Erdkrustedurch Abkühlung eines Magmas entstanden ist. Da einPluton in der Regel in kühleres Nebengestein intrudiert,kühlt er vom Rand her ab. Ergebnis ist ein zonierter Plu-ton, bei dem sich die höchst differenzierte Restschmelzeim Innern nahe dem Dach ansammelt.

Plutonit Gestein, das innerhalb der Erdkruste durchAbkühlung eines Magmas entstanden ist; synonym mitTiefengestein

Pneumatolytisches Stadium ist ein Abschnitt in der End-phase der Erstarrung von Plutoniten nach dem pegmatiti-schen Stadium; der Stofftransport erfolgt im überkriti-schen Zustand bei Temperaturen zwischen ca. 500 und400 °C. Die Bildung von Greisen und Zinnstein in Grani-ten (Seite 235) wird mit diesem Stadium verbunden.

porphyrisch Begriff, der sich auf das Gefüge von magmati-schen Gesteinen bezieht. Ein porphyrisches Gefüge istdurch große Kristalle gekennzeichnet, die in eine Grund-masse erheblich geringerer Korngröße eingebettet sind.Bei vulkanischen Gesteinen heißen die großen KristalleEinsprenglinge; sie sind in einer Grundmasse enthalten,in der mit dem unbewaffneten Auge oder auch mit einerLupe in der Regel keine Minerale mehr unterscheidbarsind.

Prasinit ist der Name für ein grünes feinkörniges basalti-sches Gestein, das einer Metamorphose in Grünschiefer-

fazies ausgesetzt wurde. Es besteht vorwiegend aus Na-rei-chem Plagioklas, Chlorit und Epidot.

Pyroklastika alle festen Bruchstücke, die von Vulkanenausgeschleudert werden

pyroklastische Gesteine Oberbegriff für vulkanischeLockergesteine; siehe auch Tephra.

pyroklastische Ströme Suspensionen aus festem Materialjeder Größe und aus Gasen, die sich infolge ihrer hohenDichte entlang oder nahe der Erdoberfläche rasch undfalls vorhanden in morphologischen Senken ausbreiten.Dazu gehören Glutlawinen (pyroklastische Blockströme)und Ignimbrite. Das feste Material von Ignimbriten hat dieGröße von Bims und Asche, während die festen Anteilevon Glutlawinen aus mikro- bis feinblasigen Lavablöckenbestehen. Große Vulkankatastrophen wie die Zerstörungder Stadt St. Pierre auf Martinique im Jahr 1902 gehen aufKosten solcher pyroklastischer Ströme. Im Tal der Zehn-tausend Dämpfe (Katmai-Nationalpark) in Alaska findensich 5 – 10 m große Blöcke von Dazit, die beim Ausbruchvon 1912 in einer Glutlawine transportiert wurden.

QAPF-Diagramm Doppeldreieck zur Klassifizierung vonPlutoniten auf Grund ihres Mineralbestandes an Quarzoder Foiden und von Feldspäten. Ein analoges Diagrammfür Vulkanite eignet sich für die Ansprache im Gelände.Da Vulkanite häufig nur wenige Einsprenglinge aufwei-sen, ist ihre chemische Klassifizierung nach dem TAS-Dia-gramm sicherer.

RRestit ist das residuale Gestein, das nach einem partiellen

Aufschmelzprozeß zurückbleibt. In ihm sind die Mineraleund chemischen Komponenten konzentriert, die erst beihöheren Temperaturen in die Teilschmelze eingetretenwären. Bei der partiellen Aufschmelzung eines metasedi-mentären Gneises gehen z.B. Hellglimmer, Quarz undAlkalifeldspäte bevorzugt in die Teilschmelze; der Restitist an Mineralen wie Sillimanit, Plagioklas und Biotitangereichert, mithin an Elementen wie Al, Ca und Mg.

Rhyolith SiO2-reiches vulkanisches Gestein mit mehr als69 Gew.-% SiO2. Falls Einsprenglinge vorhanden sind,tritt Quarz auf und bei höheren Gehalten an K2O oderNa2O auch Alkalifeldspäte.

Ssauer Bezeichnung für ein magmatisches Gestein mit

hohem SiO2-Gehalt (>63%); synonym mit felsisch.

Schildvulkan breiter Vulkankegel (10 – 100 km2) mit sehrflachen Hängen. Der Vulkan ist aufgebaut aus sich über-lappenden und ineinandergreifenden Strömen aus basal-tischer Lava, die im geschmolzenen Zustand niedrig vis-kos war. Namengebend i s t der Sk ja ldbre i›ur(„Schildbreit“) auf Island nördlich des fiingvallavatn(siehe auch Abbildung 18, Seite 32–oben).

Schlacke nennt man ein blasenreiches und daher wenigkompaktes vulkanisches Gestein. Die Blasen sind durchEntgasung beim Ausfließen und Erstarren des Magmasentstanden.

Seltene Erden (abgekürzt REE „für rare earth elements“) dieGruppe der Elemente mit den Ordnungszahlen 57 (La) bis71 (Lu). In der Petrologie und Geochemie sind die REEvon beträchtlicher Bedeutung, weil sie infolge der gerin-gen Unterschiede im chemischen Verhalten, die imwesentlichen in den Unterschieden ihrer Ionenradienbegründet liegen, in der Natur vorausschaubar zwischen

295

Definition einiger Begriffe

verschiedene Phasen fraktionieren. Die REE treten fastnur als REE3+-Ionen auf. Ausnahmen sind Ce, das unterstark oxidierenden Bedingungen (vor allem im marinenMilieu) als Ce4+ vorkommen kann, und Eu, das unterreduzierenden Bedingungen (in vielen Magmatiten) teil-weise zweiwertig vorliegt. In diesen Ausnahmefällen ver-halten sich Ce und Eu geochemisch völlig anders als dieübrigen REE. Für die meisten gesteinsbildenden Mineralesind die REE inkompatibel, d.h. sie reichern sich relativ zuden Mineralen in einer koexistierenden Schmelze an(ihre Verteilungskoeffizienten D sind kleiner als 1). Zur Ver-anschaulichung werden die REE-Gehalte im allgemeinenin normierter Form als Funktion der Ordnungszahl oderdes Ionenradius aufgetragen.

Serpentinit ein überwiegend aus Serpentinmineralen(Antigorit, Lizardit, selten Chrysotil) bestehender ultra-mafischer Metamorphit. Serpentinite entstehen durchhydrothermale Verwitterung ultramafischer Gesteine,insbesondere Peridotite, vor allem auf Kosten des Olivins.Typische Begleitminerale sind Talk und Magnetit (ent-standen vorwiegend aus der hydrothermalen Verwitte-rung des Orthopyroxens). Pyroxene können als Reliktedes ursprünglichen Mineralbestandes noch vorhandensein.

Sill englisch für Lagergang

Solfatare ein „Kamin“, aus dem vulkanische Dämpfe undGase bei Temperaturen unter ca. 200 °C entweichen.Neben Wasserdampf kommt häufig H2S vor, durch dessenOxidation elementarer Schwefel abgelagert werden kann.

Solidus Gesteine, die aus mehreren Phasen bestehen,schmelzen nicht an einem Punkt (in den Koordinatenvon Druck P und Temperatur T) vollständig auf, sondernüber eine P–T-Intervall hinweg. Die Soliduskurve ist ineinem P–T-Diagramm die Kurve, die den Beginn der Auf-schmelzung markiert. Zwischen Solidus- und Liquidus-kurve existieren Schmelze plus festes Material. Abhängigvom Schmelzgrad und der Viskosität der Schmelze kannsich die Teilschmelze vom restlichen festen Materialabtrennen und infolge ihrer geringeren Dichte aufstei-gen. Die niedrigviskosen basaltischen Schmelzen im Erd-mantel können schon bei niedrigen Aufschmelzgraden(1%) vom Restgestein (Peridotit) abgetrennt werden undaufsteigen, während die viskosen SiO2-reichen Schmelzenin der Erdkruste sehr viel höhere Aufschmelzgrade benö-tigen (>20% bei rhyolithischen Schmelzen), um aufstiegs-fähig zu werden.

Spalteneruption Ausfließen von Lava entlang von Spalten.So treten in der aktiven Vulkanzone Islands, die sich vonSüdwesten nach Nordosten quer durch die Insel zieht,Schwärme (40 – 100 km Länge) von Spalten auf. Als größ-ter Eruptionsgraben der Welt gilt eine Spalte, zu der dieEldgjá südöstlich von Landmannalaugar zählt. Sie ist ins-gesamt rund 30 km lang, die Eldgjá (isländisch für Feuer-schlucht) allein ca. 5 km lang, 600 m breit und im Durch-schnitt 200 m tief. Ihr Ausbruch wird auf das Jahr 934datiert, wobei aus der Eldgjá ca. 10 km3 Lava geflossensein soll. Vielleicht noch spektakulärer dürften die Aus-brüche aus der Kraterreihe der Laki-Spalte südöstlich derEldgjá im Jahr 1783 gewesen sein. Dabei wurden durchrund 100 Eruptionskrater entlang einer ca. 25 km langenSpalte vielleicht 12 km3 Lava gefördert.

Spilitisierung ist eine Form der Metasomatose basaltischerVulkanite am Meeresboden und verursacht durch Reak-tion mit Meerwasser, bei der Plagioklase durch Albit und

Klinopyroxene durch Chlorit verdrängt werden. Gegen-über einem frischen Tholeiit ist Na angereichert, währendCa und Mg verarmt sind. Das resultierende Gestein nenntman Spilit.

Stock kleiner Pluton (<100 km2 Ausstrich an der Erdoberflä-che); in der Tiefe kann er sich mit anderen Stöcken zueiner großen Intrusion vereinigen.

Stockwerk bezeichnet in der Lagerstättenkunde einenBereich, in dem ein Gestein durch eine Vielzahl erzfüh-render unregelmäßiger kurzer Risse und Gängchengeprägt ist.

Stratovulkanein Vulkan,der alternie-rend aus La-ven und Pyro-klastika auf-gebaut i s t .Die Hängevon Strato-vulkanen sind erheblich steiler als die von Schildvulkanen,welche die Austrittsröhren von niedrig viskosen und da-mit weit fließenden Basaltlaven darstellen.

Streckeisen-Diagramm Synonym für QAPF-Diagramm; A.Streckeisen war Vorsitzender einer Kommission, die sichmit der Nomenklatur und Klassifizierung von Magmati-ten befaßte.

Streß ist seitlicher (gerichteter) Druck, der auf Gesteine beider Metamorphose ausgeübt wird. Im Vergleich zumDruck, der durch die überlagernden Gesteine ausgeübtwird, ist der Streß gering (meist nur einige bar; allenfalls100 bar; zum Vergleich: in der kontinentalen Krusteherrscht in 10 km Tiefe ein durch die Auflast ausgeübterDruck von ca. 2750 bar).

strombolianische Eruptionen wenig explosive kleine Vul-kanausbrüche; namengebend ist der Stromboli. DieTephra fällt schon in der näheren Umgebung des Schlotesauf die Erde zurück. Bei größeren Eruptionen fließt Lavaaus, die infolge relativ hoher Viskosität kein großes Fließ-vermögen aufweist.

TTafelvulkan (Tafelberg) ein Vulkan, der unter Eisbe-

deckung eines Gletschers entsteht. Typischerweise ist ervon unten nach oben aufgebaut aus Pillow-Laven, vulka-nischen Brekzien, Tephra und Lavaflüssen.

TAS-Diagramm (total alkalis – silica) Diagramm, in demdie Summe der Alkalien Na2O + K2O gegen den SiO2-Gehalt aufgetragen wird; das Diagramm dient zur Klassi-fizierung der vulkanischen Gesteine.

Tephra Oberbegriff für alles vulkanische Lockermaterial,unabhängig von Zusammensetzung, Korngröße undForm. Nach der Korngröße unterscheidet man Aschen(Partikel <2mm Durchmesser), Lapilli (2 – 64mm) undBomben (>64mm).

Tephrit nennt man einen alkalibasaltischen Vulkanit miteinem Verhältnis von Feldspatvertretern zur Summe vonFeldspatvertretern plus Feldspäten zwischen 0.1 und 0.6.Anders als dem Basanit fehlen dem Tephrit jedoch Oli-vine als Einsprenglinge.

Tholeiit ein Basalt, der durch mittelhohe Aufschmelzgrade(10 – 20%) des Erdmantels entstanden ist. In der chemi-schen Zusammensetzung zeichnen sich Tholeiite durch

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296

niedrige Gehalte an inkompatiblen Elementen aus. In derCIPW-Norm äußert sich dies durch das Fehlen vonFeldspatvertretern. Tholeiite sind die typischen Basalte derOzeanböden.

Tonalit, Trondhjemit SiO2-übersättigte Plutonite, derenFeldspäte fast nur Plagioklase sind. Trondhjemite sindquarzreicher als Tonalite. Beide sind die charakteristi-schen Granitoide des Archaikums, treten aber auch injüngerer Zeit noch auf. Zur Bildung der Tonalite sindbeträchtlich höhere Temperaturen (>900 °C) nötig als zurBildung von Graniten.

Trachyt alkalireiches (Na2O + K2O > 10%) vulkanischesGestein mit SiO2-Gehalten zwischen 57% und 70%, meisthell. Die SiO2-arme Ausgangsschmelze, aus der ein Tra-chytmagma durch fraktionierte Kristallisation entstehenkann, muß einen hohen Alkaligehalt aufweisen (alkali-basaltische Magmen). In Deutschland kommen Trachytez.B. in der Osteifel und im Siebegebirge vor.

Tuff nennt man eine verfestigte vulkanische Tephra, meisteine verfestigte Asche. Die Glaspartikel in den Ausgangs-gesteinen sind recht instabil und reagieren – in geologi-schen Zeiträumen – rasch, mit Wasser. In den Poren-räumen bilden sich neue Minerale, z.B. Zeolithe, die alsKitt wirken.

U–Zultrabasisch, ultramafisch Bezeichnung für ein magmati-

sches oder metamorphes Gestein mit SiO2 <45%.

Verteilungskoeffizient D ist im einfachsten Fall als Kon-zentrationsverhältnis eines Elementes (meist Spuren-elementes) zwischen zwei Phasen definiert, z.B. zwischeneinem Mineral und einer Schmelze im Gleichgewicht mitdiesem Mineral. Die Größe der Verteilungskoeffizientenist von Parametern wie der Temperatur, der chemischenZusammensetzung der Phasen im Gleichgewicht, derStruktur der Schmelze und auch dem Druck abhängig.Verteilungskoeffizienten sind in der Petrologie nützlichz.B. zur Ableitung des Aufschmelzgrades des Erdmantels,den die verschiedenen Basalttypen repräsentieren, oderzur Bestimmung des Ausmaßes an fraktionierter Kristalli-sation eines Magmas. Durch den Wert der Verteilungs-koeffizienten zwischen einem Mineral und einer koexi-stierenden Schmelze lassen sich kompatible Elemente(D³1) von inkompatiblen Elementen (D<1) unterschei-den.

Xenokrist ist ein Einsprengling in einem Vulkanit, dernicht im Magma kristallisiert ist, sondern aus demNebengestein mitgeschleppt wurde. So treten in basalti-schen Gesteinen häufig Olivine auf, die aus Peridotitendes Erdmantels stammen. Siehe auch Phänokrist!

Xenolith nennt man einen Fremdgesteinseinschluß ineinem Magmatit. In Vulkaniten können Xenolithe dergesamten Erdkruste und des obersten Erdmantels auftre-ten, die vom Magma bei dessen Aufstieg mitgerissen wur-den. Im Fall von Xenolithen in vulkanischem Locker-material spricht man auch von Auswürflingen und, wennsie rundlich sind, von Knollen. Dunkle Xenolithe in Gra-niten können Bruchstücke des Eduktes darstellen, Restiteoder ebenfalls beim Aufstieg mitgerissene Nebengesteine.

Zentralvulkan ein Vulkan, der Magmen verschiedenerZusammensetzung eruptiert, z.B. Basalt und Rhyolith.Häufig besitzen sie zudem eine Caldera.

Literaturhinweise:

• Lexikon der Geowissenschaften in sechs Bänden (2002)Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg

• Decker, R.W. & Decker, B.B. (1991) Mountains of Fire,Cambridge University Press, Cambridge, 198 Seiten

• Jackson, J.A. (1997) Glossary of Geology, Am. Geol. Insti-tute, Alexandria/Virginia, 769 Seiten

297

Definition einiger Begriffe

298

Gesteins-/Lagerstättenlehre @ Index

Seite SeiteSymbols

d, von Isotopenverhältnissen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

d18O, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134

AAa-Lava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

AAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262

ACF-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

ACFM-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

ACFN-Diagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

Achsentransformationen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 163

Adakite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97, 289

Adamellite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Adkumulate. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Afar-Dreieck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117, 119

AFM-Diagramm

für Magmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

für Metamorphite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166, 198

agpaitischer Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

akkretionäre Lapilli. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Aktinolith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

aktive kontinentale Rifts. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

Aktivität. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175

Al2SiO2, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

Albit–Anorthit, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

Albit–Kalifeldspat, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

Albit–Orthoklas–SiO2, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . 64

Albit–Orthoklas–SiO2–H2O, Phasendiagramm . . . . . . . . . . 65

Albit–SiO2, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

Algoma-Typ BIF. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

Alkalibasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 289

alkalibasaltische Gesteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Alkaligesteinskomplexe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Alkaligranite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130

alkalireiche Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

Alkalirhyolithe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

Alkemade-Theorem . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63

Almadén, Hg-Lagerstätte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225

alpinotype Peridotite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82

REE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82

Altersbestimmung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 136

Aluminium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . 210

Amphibol, Stabilitätskurve. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74

Amphibolite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156, 289

Amphibolitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160, 188, 200

Analcim. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

Andesite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25, 97, 289

Anglesit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 222

Ankaramite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

anomale Rückensegmente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90

anorogene Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

Anorthit–Albit–Orthoklas, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . 66

Antimon, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . 210

antiperthitische Entmischung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

Aplite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Arrhenius-Gleichung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

Arsen, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . 210

Aschen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Assimilation. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Asthenosphäre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Atlantis II . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223

Atomabsorptionsspektrometrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 262

A-Typ-Granitoide. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

Augengneise . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Auripigment . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 222

äußerer Kern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

Austauschreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172

Austauschvektor . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 162, 163

Austauschverteilungskoeffizient . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172

A-Wert . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133

BBack-Arc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

banded iron formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Barrow-Faziesmetamorphose. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 184

Basalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 25, 278, 289

basaltische Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80

Basaltoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Basalttetraeder . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 94

Basanite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 289

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

basisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 289

Bastnäsit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Batholith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130, 289

Bauxite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Be-10, in Mn-Knollen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 256

Benioff-Zonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96

Benmoreite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 289

Berührungsparagenesen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 158

Beryllium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . 210

Besshi-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 227

BIFs . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247, 289

Billiardkugelmodell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 214

Bimse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Bingham, porphyrische Cu-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . 228

Bingham-Verhalten, Schmelzen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

Biotitzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 184

Bischofit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250

black ore, Kuroko-Vererzungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 227

black smokers . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 220

Blattverschiebungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

Blauschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156, 160, 204, 289

Blei, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . . 210

Blocklava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 289

Böhmit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Bombe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 269, 289

i

Index @ Gesteins-/Lagerstättenlehre

Seite SeiteBoninite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23, 289

Bor, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . . .210

Bornit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

Braggsche Gleichung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261

Broken Hill, Massivsulfidlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Brom, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . .210

brückenbildende Sauerstoffe. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28

CCadmium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . .210

Calcium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . .210

Caldera. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .289

Calyptogena magnifica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .221

Carnallit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .250

CCD . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .255

Celadonit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .194

chalkophile Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .80

Chalkosin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .246

Charnockite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

chemische Diffusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35

chemisches Potential . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .169

Chemographie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .161

Cherts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

chilled margins . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .116

Chlor, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . .210

Chloritzone. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

Chondritmodell der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .80

Chrom, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . .210

Chuquicamata, porphyrische Cu-Lagerstätte . . . . . . . . . .228

CIPW-Norm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .274, 290

Clapeyron-Gleichung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .40

Clarion-Fracture Zone, Mn-Knollen. . . . . . . . . . . . . . . . . .252

Clathrate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .256

Clausius-Clapeyron-Gleichung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .71

Climax, porphyrische Mo-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . .229

Clipperton Fracture Zone, Mn-Knollen . . . . . . . . . . . . . . .252

Coffinit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .243

Columbia River, Flutbasalte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .105, 107

Columbit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .240

Comendite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .24

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .120

Coriolis-Kraft. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .251

crustal underplating . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35, 143

cryptic layering. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111

DD''-Schicht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13, 290

Daly Gap . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .119, 121

Dazite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .97, 290

Deformation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30, 290

Deformationsrate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30

degenerierte Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .181

Dekkan, Flutbasalte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .105, 108

destruktive Plattengrenzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .14

Diabase . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

diagenetisches Wachstum, Mn-Knollen. . . . . . . . . . . . . . .255

Diamanten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .129

Diamantzellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .271

Diaspor. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .249

Diatreme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .127

Dichte von Magmen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .33

Differentiationsindex . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .26

Diffusion, Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35

Diffusionskoeffizienten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35, 36

Diffusionswege . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .36

Dike . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

Diopsid–Albit–Anorthit, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . .58

Diorite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .131

diskontinuierliche Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .172

disseminated ores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .228

Disthenzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .189

Dolerite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

Dreikomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .51

Dreiphasendreieck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .54

Durchstrahlelektronenmikroskopie . . . . . . . . . . . . . . . . . .266

Dyke. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

EEast Kalkaroo, U-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .244

Edukt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

effusiv. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

Effusivgesteine, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17

Einkomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

Einschluß, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4

Einschlußverbindungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .256

Einsprengling . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .295

Eisen, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . .210

eiserner Hut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .231

Eklogite . . . . . . . . . . . . . . . . . .156, 160, 204, 205, 206, 290

Ekman-Drift . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .252

El Teniente, porphyrische Cu-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . .228

Elektronenstrahlmikrosondenanalytik . . . . . . . . . . . . . . . .267

Elemente

chondritische Häufigkeiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .83

kosmische Häufigkeiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .81

unfraktionierter Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . .83, 85

eluviale Seifen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .218

Ely, Skarnlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

E-MORB . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .95

Enargit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .222

Enderbite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Endoskarn. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

endotherme Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .171

entartete Reaktionen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .181

Enthalpie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .171

Entmischung von Magmen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .213

ii

Gesteins-/Lagerstättenlehre @ Index

Seite Seiteepigenetisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

epithermale Lösungen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 230

Epizone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148

equilibrium mineral assemblage . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 157

Erden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 209

Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Erdmantelgesteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80

erweitertes REE-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Erze. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 209

Eu-Anomalie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

Eutektikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

eutektische Schmelze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

Evaporitlagerstätten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 218

Exoskarn . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237

exotherme Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

extensive Eigenschaften. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169

extensive Größen, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

extrusiv . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

FFahlerz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 222

Farallon-Platte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107

Farbzahl . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148

Feldspäte, ternäres Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . 66

felsisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 290

felsische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

Fenitisierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Fibrolith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 190

Ficksches Gesetz, erstes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

filter pressing. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Fitzroyit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128

Fladenlava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Flammenphotometrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263

Fleckschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193

fluid inclusions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215

Fluiddruck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153

Fluide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153

fluide Phase. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Fluideinschlüsse. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215

Fluor, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . 210

Flutbasalt. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Flutbasalte, REE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107

Flutbasalte, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109

Flutbasaltprovinzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105

Foliation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

forbidden zone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68

Forearc . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97

Formationswasser . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215

Forsterit–Anorthit–SiO2, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . 61

Forsterit–Diopsid–Anorthit–SiO2, Phasendiagramm . . . . . 112

Forsterit–Diopsid–SiO2, Phasendiagramm . . . . . . . . . . 75, 76

Forsterit–SiO2, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

fossile kontinentale Rifts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

Fouriersches Gesetz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

fraktionierte Aufschmelzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

fraktionierte Kristallisation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42, 290

Fraktionierung, von Isotopen. . . . . . . . . . . . . . . . . . 135, 283

Fraktionierungsfaktor. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

freie Energie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169, 170

Fruchtschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193

Fugazität, Sauerstoff . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77

Fumarole. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

GGabbros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Gallium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . 210

Gangart. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 209

Ganggesteine, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Garnierit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Gashydrate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 256

Gasmischöfen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 269

GASP-Barometer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 175

Gefüge, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

Gehlenit–Åkermanit, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . . 49

Geländearbeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Geobarometer. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173, 291

Geothermalsysteme. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 216

Geotherme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 150

geothermischer Gradient. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Geothermobarometrie. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291

Geothermometer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173, 291

gepanzerte Relikte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

Germanium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . 210

geschlossene Systeme, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

Gesteine, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Gesteinskunde, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Gibbsit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Gibbssche freie Energie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169, 170

Gibbssche Phasenregel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

Glaukophanschiefer. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160, 206

Gleichgewichtsaufschmelzung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44

Gleichgewichtsisotopieeffekte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

Gleichgewichtskristallisation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

Gleichgewichtsvergesellschaftungen . . . . . . . . . . . . . . . . 157

Gleichgewichtszustände, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

gleitende Reaktionen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172

Glimmer, Schmelzkurven . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 142

Glimmerschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 291

Glutlawinen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

Gneise. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156, 291

Gold, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . 210

Gradierung, Lagenintrusionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Granatzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 186

iii

Index @ Gesteins-/Lagerstättenlehre

Seite SeiteGranite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

experimentelle Petrologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .139

Vorkommen im Schwarzwald . . . . . . . . . . . . . . . . . .143

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .131

Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18, 130, 291

Chemismus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .131

geotektonische Umgebung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .133

Klassifizierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .133

Mineralbestand. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .133

Mineralisation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .133

Granitschmelzen

H2O-Löslichkeit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .141, 142

Granitsystem . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .139

Granodiorite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .130

Granofelse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Granophyre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

Granulite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156, 291

Granulitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .160, 192, 200

Greenstone. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .244

Greisen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .235

Grünschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Grünschieferfazies. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .160, 184, 200

Grünstein . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Gutenberg-Diskontinuität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13

HHafnium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . .210

Halbwertszeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135, 279, 292

Halit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .250

Hamersley Range, BIF . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .247

Haplogranit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .141

Harker-Diagramme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .26

Hauptelemente, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Hauptgemengteile, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Hawaiite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23, 291

Hebelgesetz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .43

Henderson, porphyrische Mo-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . .229

heterogene Keimbildung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .37

Heulandit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .198

HFS-Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .101, 291

high field-strength-Elemente siehe HFS-Elemente

HM-Puffer. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

Hochdruckfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .160

Hochdruckmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .194

Hochtemperaturalteration, O-Isotope . . . . . . . . . . . . . . . .286

Hochtemperaturperidotite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .82

homogene Keimbildung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .37

Hornfelse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149, 157

Hornfelsfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .160

Hornito. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

Hornstein . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

hot spot . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .16

Hot Spot-Vulkanismus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .295

Hotspot-Theorie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .102

Hyaloklastite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

Hybridisierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

hydrogenetisches Wachstum, Mn-Knollen . . . . . . . . . . . .255

Hydrothermalapparaturen

außenbeheizt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .269

innenbeheizt. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .270

hydrothermale Lösungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

hydrothermale Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149

Hydrothermalfelder, Ostpazifik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .220

Hydrothermalwässer, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . .222

Hyperliquidus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42

Hypersolvusgranite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .65

I–JICP . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .263

ID, isotope dilution. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .265

Ignimbrit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .295

Ignimbrite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

Ijolite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .125

Illitkristallinität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

Impaktmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149

Indium, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . .210

Industrieminerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209

Initialwert, radiogene Isotope . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279

inkompatible Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .86, 147, 291

inkongruentes Schmelzen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45

innerer Kern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13

intensive Eigenschaften. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .169

intensive Größen, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .8

Interkumulusphase . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111

Interkumulusschmelze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .110

intermediär. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

intrakontinentale Riftgebiete. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .117

intrusiv . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

invarianter Punkt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .8

Ionenstrahlmikrosondenanalytik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .267

Islandite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

isobare Schnitte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

isochemisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147

Isochrone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .280

Isograde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

isolierte Systeme, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .7

isoplethe Schnitte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

isotherme Schnitte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

Isotope . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135

radiogene . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .292

stabile. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .292

Isotopenfraktionierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .292

Isotopengeochemie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135

Isotopenverdünnungsanalyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .265

Isotopieeffekte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .283

Itabirite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .247

iv

Gesteins-/Lagerstättenlehre @ Index

Seite SeiteI-Typ-Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

Jaspilite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

Jod, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . . . 210

Jotunite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

KK2O–SiO2-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

Kalium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . 211

Kalkalkaliindex. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

kalkalkalische Serie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

Kalksilikatgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

Karbonatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 119

Alter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

Karbonatkompensationstiefe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 255

Karpholith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 194

kataklastische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

kataklastische Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Katazone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148

Kationenaustauschreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172

Keimbildungsraten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

Kenia-Rift. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

Keratophyre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Kerguelen-Plateau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105, 106

KFMASH-System . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 166, 183

Khibina, Alkaligesteinskomplex . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 241

Kieselschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Kimberlite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 126, 292

Kimberlite, Alter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

Kimberlitpipe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

Kinetik. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 171

Kinetische Isotopieeffekte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283

Kinta Valley, Sn-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233

Kissenlava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Kobalt, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . 211

Kohlenstoff, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . 211

Kollophan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250

Komatiite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22, 292

Kompaktion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Komponenten, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

Kompressibilität, Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

Kompressionswellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

kongruentes Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

Konode . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

konstruktive Plattengrenzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14

Kontaktaureole . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

kontaktmetamorphe Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160

Kontaktmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149, 160, 192

kontinentale Flutbasalte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105

kontinentale Riftzonen, Magmatismus. . . . . . . . . . . . . . . 117

kontinuierliche Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172, 174

Konzentrationsdreieck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161

Kornerupin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 192

Koronatexturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 202

kotektische Linie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53

kristalline Schiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

kritische Ebene der SiO2-Untersättigung . . . . . . . . . . . . . . 94

kritische Linie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41

kritischer Punkt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48, 154

kritischer Radius, Keimbildung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

kryptischer Lagenbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Kumulate, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Kumuluskristalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Kupfer, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . 211

Kupferschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 246

Kuroko-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 226

LLagenintrusionen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110, 239

Lagergang. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Lagerstätten, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Lahar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Laki-Spalte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Lakkolith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Lamproite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 126, 292

Alter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

Lamprophyre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Landmannalaugar, Obsidianstrom. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Lapilli . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

large igneous provinces. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106

Larsen-Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

Lateralsekretion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 217

Laterite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

Latite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

Laumontit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 198

Lava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 292

Lavaröhren . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Lavatunnel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Lawsonit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

layered intrusions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110

Leucitite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

leukokrat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Leukosom . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 190

LIL-Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

Liparite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292

LIPs siehe large igneous provinces

liquid line of descent . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

Liquiduskurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42, 292

Lithium, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . 211

lithophil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84

lithophile Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80

Lithosphäre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

lithostatischer Druck . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153

Lopolith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

Lothringen, Minette . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 249

low velocity zone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Lowell-Guilbert-Modell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 230

v

Index @ Gesteins-/Lagerstättenlehre

Seite SeiteM

Maar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

mafisch. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17, 293

mafische Gesteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Mafite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Magma. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4, 293

Magnesium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . .211

Magnetit–Ilmenit, ƒO2-Indikator. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .79

Majorit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13

Mangan, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . .211

Mangerite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Mansfeld, Kupferschiefer. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .246

Marmore . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Marquette Range Supergroup, BIF . . . . . . . . . . . . . . . . . .247

Massivsulfidlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Maximum, in Phasendiagrammen . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49

mechanische Lithosphäre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .13

Meerwasser, Sr-Isotopie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .282

Megakristalle, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4

Megalith. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .103

Meggen, Massivsulfidlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Meimechite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .22

melanokrat . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17

Melanosom . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .190

Melilithite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23

Melteigite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .125

Mesozone. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .148

Meta- . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

metallische Rohstoffe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209

metaluminous . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .130

metamorphe Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .148, 158

Metamorphose, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147, 293

Metamorphosearten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .148

Metasedimente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

Metasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

meteorisches Wasser. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .215

Methanhydrate. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .257

Mg# . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25

Mg-Wert. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25

Mg-Zahl . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25

Michipicotin, BIF. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .248

mid-ocean ridge basalt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .93, 293

Migmatisierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .147

Migmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157, 190

mineralogischer Lagenbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111

Mineralparagenesen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157

Minette . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .249

Minimum, in Phasendiagrammen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49

Mississippi-Valley-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .242

Mn-Knollen, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .256

MnO–FeO, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .48

Modalbestand . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5, 17

modaler Mineralbestand. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17

Mohorovicic-Diskontinuität, Moho . . . . . . . . . . . . . . .11, 293

Molenbruchdreieck. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .161

Molybdän, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . .211

Monazit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .240

Mont Pelée, Eruptionstyp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .295

MORB . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .93, 293

Seltene Erden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .95

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .92

Mount Isa, Massivsulfidlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Mountain Pass, Karbonatit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .240

M-Typ-Granitoide. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .134

Mugearite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .120

Mutternuklid . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135

MW-Puffer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

Mylonite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149

NNAA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .264

Natrium, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . .211

Nebenelemente, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Nebengemengteile, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Nephelinite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23, 293

Nephelin–Kalsilit–SiO2, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . .124

Nephelin–SiO2, Phasendiagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . .47

net-transfer reactions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .176

Netzwerkbildner . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .29

Netzwerkwandler . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .29

Neukaledonien, Ni-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .249

Neutronenaktivierungsanalyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .264

Newton-Verhalten, Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30

nicht brückenbildende Sauerstoffe . . . . . . . . . . . . . . . . . . .28

nichtmetallische Rohstoffe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .209

nicht-Newton-Verhalten, Schmelzen. . . . . . . . . . . . . . . . . .30

Nickel, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . .211

Niedrigdruckmetamorphose. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .192

Niob, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . .211

N-MORB. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .95

NNO-Puffer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

Nontronit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

Norm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

normativer Mineralbestand. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .18, 293

Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Nuklide. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135

OOberrheingraben . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .117

Obsidian. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .32, 293

offene Systeme, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .7

Oldoinyo Lengai, Karbonatschmelzen. . . . . . . . . . . . . . . .125

Ontong-Java-Plateau. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .105

Ophicalcite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

Ophikarbonate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

Ophimagnesite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .293

vi

Gesteins-/Lagerstättenlehre @ Index

Seite SeiteOphiolithe. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91, 293

Stratigraphie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92

ophitische Textur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60

orogene Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

orogene Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148

Ortho-. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

orthomagmatische Lagerstätten

Ni-Cu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 239

Platinoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 239

Ti. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Ostafrikanisches Rift. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117, 125

Ozeanbodenmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Ozeanbodenvulkanismus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87

Ozeaninselvulkanismus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 102

ozeanische Flutbasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105

Ozeankruste, Aufbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91

PPahoehoe-Lava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

Palagonite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

Palagonit-Tuff . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293

Paläosom. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 190

Pantellerite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

Para- . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

Paraná, Flutbasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105

partielle Aufschmelzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90, 294

Pauschalchemismus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

Pechblende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243

Pechsteine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Pegmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Peles Haar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Peles Tränen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Pelite bei der Metamorphose. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183

Pellets . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250

peralkalisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24, 120, 130, 294

peraluminous . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130

Peridotite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81, 294

p–T-Stabilität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85

Peristeritlücke . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 200

Peritektikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

peritektische Linie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60

peritektische Reaktion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

peritektischer Punkt. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

perthitische Entmischung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

petrogenetische Netze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173

Petrographie, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Petrologie, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4

Phänokristalle siehe Phänokristen

Phänokristen, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4, 294

phase layering . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

Phonolithe. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

Phosphor, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . 211

Phosphorite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250

phreatisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

phreatomagmatisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Phyllite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156, 294

Pigeonit, Inversion des Gitters . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69

Pikrite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 94, 294

Pillow-Lava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Pine Point, Pb-Zn-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 242

Pipe. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 127

Plagiogranite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130

Plateaubasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Platingruppenelemente, Vorkommen und Verwendung . 211

Platinoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 239

Plattengrenzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

Plattentektonik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

plinianische Eruption . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294, 295

Plume . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16, 295

Plutone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 295

Plutonite, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 295

P-MORB . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95

pneumatolytisches Stadium. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

podiforme Cr-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 226

poikilitisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114

Polymerisationsgrad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

porphyrisch. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

Porphyroblasten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Porphyroklasten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

porphyry copper ores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 229

Postkumulusphasen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111

ppm, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

Prasinite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203, 295

Prehnit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

Prehnit-Pumpellyit-Fazies. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 160, 199

Priderit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128

primitiver Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80

Probenahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Probenaufbereitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

Projektionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39, 162

Propylitzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 231

pseudoplastisches Verhalten, Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . 31

Pseudotachylit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

P–T-Diagramme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71

P–T–t-Pfade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 154

Puffer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77

Pumpellyit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 199

P-Wellen, Primärwellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Pyrochlor. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Pyroklastika . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

pyroklastische Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

pyroklastische Ströme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

Pyrometamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Pyrometasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 236

vii

Index @ Gesteins-/Lagerstättenlehre

Seite SeitePyroxene, Phasendiagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . .68, 69, 70

QQAPF-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .19, 295

QFM-Puffer. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

Quarzdiorite, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . .131

Quarzite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157

Quarzmonzodiorite, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . .131

Quarzmonzonite, Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . .131

Quecksilber, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . .211

Quenchöfen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .269

RRammelsberg, Massivsulfidlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . .225

rare earth elements. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .83, 84

Rasterelektronenmikroskopie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .266

Rb, Isotopenzusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279

Reaktionsgefüge, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .6

Reaktionsisograde. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

Reaktionskurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .60

Reaktionspunkt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .60

Reaktionsskarne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

Realgar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .222

Redoxverhältnis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .77

REE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .83, 84, 295

Häufigkeit in Chondriten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .84

Reinelemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .135

Residenzzeit von Ionen in Meerwasser . . . . . . . . . . . . . . .244

residuale Seifen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .218

Restite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157, 295

RFA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261

Rhyolithe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .25, 97, 295

rhythmic layering . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111

rhythmischer Lagenbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111

Richterit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .128

Riftia pachyptila . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .221

Ringintrusionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .240

Ringwoodit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .12

Rio Tinto, Massivsulfidlagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Rodingite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157

Rohstoff, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4

Röntgenfluoreszenzanalyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .261

Rotation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .290

Rotes Meer, Sulfidvererzungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .224

SSaponit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .237

Sapphirin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .192

sauer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .17, 295

Sauerstoff, Isotopenzusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . .284

Scheelit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .234

Scherfestigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .33

Scherspannung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .30

Scherwellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11

schichtgebunden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .212

Schiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Schildvulkan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .32, 295

schist . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

Schlacke . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .295

Schmelzkurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

Schnitte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

Schockmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .149

Schockröhre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .273

Schreinemakers-Analyse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .178

schwarze Raucher . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .220

Schwefel, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . .211

Schwefelisotope, Mississippi-Valley-Lagerstätten . . . . . . . .243

Seamounts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .102

SEDEX-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .225

Seifenlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .218

Sekundärwellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .11

Selbstdiffusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35

Seltene Erden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .84, 295

Häufigkeit in Chondriten. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .84

Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . . .211

Sericit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .184

Serpentinite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157, 296

Shoshonite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .23

Sibirische Flutbasalte. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .108

siderophile Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .80

Siedekurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .39

Silber, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . . . .212

Silizium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . .212

Sill . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

Sillimanitzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .189

SIMS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .267

Skarne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .157, 217, 236

slate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .156

SMOW . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .284

Solfatare . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

solid solution . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .41

Soliduskurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .42, 296

Solvus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .46, 48, 50

Spalteneruption . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .294, 296

Spannung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .153

spatter cone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .291

spidergram siehe erweitertes REE-Diagramm

Spilit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

Spilite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .208

Spilitisierung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .285, 296

Spurenelemente, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .5

Sr, Isotopenzusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .279

Stempel-Zylinder-Pressen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .270

Stickstoff, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . .212

Stilpnomelan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .203

Stock . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

Stockwerk. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .296

viii

Gesteins-/Lagerstättenlehre @ Index

Seite SeiteStockwerksvererzung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 228

Strain . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

strata-bound . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

stratiform . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

Stratovulkan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Streckeisen-Diagramm. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19, 296

Streß . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153, 296

strombolianische Eruptionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Struktur der Erde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

S-Typ-Granitoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 132

subalkalische Basalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

subalkalische Vulkanite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

subcalcic augite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70

Subduktionszonenmagmatismus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96

Sublimationskurve . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

Subsolidus. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42

Subsolvusgranite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65

Subvulkanite, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Sudbury, Ni-Cu-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

Sudoit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 194

Superior-Typ BIF . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

S-Wellen, Sekundärwellen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Sylvin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 250

syngenetisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212

TTaconite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 247

Tafelberg. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Tafelvulkan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Tantal, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . 212

TAS-Diagramm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21, 296

für Plutonite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

Tellnes, Ti-Lagerstätte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 240

tensile strength . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 153

Tephra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

Tephrite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23, 296

thermische Barriere . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47, 94

thermische Lithosphäre . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

thermischer Gradient . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

Tholeiite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 296

tholeiitische Serie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

Thorium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . 212

three-phase triangle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54

Tiefengestein. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

Tiefengesteine, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

tiefhydrothermal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 230

Tieftemperaturalteration, O-Isotope . . . . . . . . . . . . . . . . 286

Titan, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . 212

Tochternuklid . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135

Tonalite. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130, 297

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131

Tonschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 156

Topologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161

Tracer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135

Diffusion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

Isotopenverhältnisse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 279

Trachybasalte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

Trachyte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119, 297

Zusammensetzung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120

Transformstörungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14, 88

Translation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Transmissionselektronenmikroskopie . . . . . . . . . . . . . . . . 266

Trölladyngja, Schildvulkan. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Trondhjemite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130, 297

Troodos-Ophiolith. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225, 226

Tuff . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 297

UÜbergangszone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Überschußminerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161

Überschußphasen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161

Ugandit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128

ultrabasisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 297

Ultrahochdruckpressen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273

ultramafisch . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17, 297

ultrapotassic rocks . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126

Ultraspurenelemente, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

undifferenzierter Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80

univariante Kurven . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8

Uplift. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 117

Uran, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . 212

VVanadium, Vorkommen und Verwendung. . . . 212, 240, 243

Verformung. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 290

Vernetzungsgrad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28

Versenkungsmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . 148, 198

Verteilungskoeffizient . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84, 172, 297

Viskosität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

Vitrinitreflektivität . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 184

VSMOW . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 284

Vulcano, Eruptionstyp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 295

Vulkaneruptionen, Typen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 294

Vulkanite, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

WWadati-Benioff-Zonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96

Wadsleyit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11

Wärmefluß . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 149

weiße Raucher. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 220

Weißschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 195

white smokers . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 220

Winddrift. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 252

Wismut, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . 212

Witwatersrand, Au-Vorkommen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 245

Wolfram, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . . . 212

Wolframit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 234

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Index @ Gesteins-/Lagerstättenlehre

Seite SeiteWyomingit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .128

X–ZXenokristen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .297

Xenolithe, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .4, 297

yellow ore, Kuroko-Vererzungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .227

Zentralvulkan . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .297

Zeolithfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .160, 198

Zerfallskonstante. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .292

Zink, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . .212

Zinn, Vorkommen und Verwendung. . . . . . . . . . . . . . . . .212

Zirkonium, Vorkommen und Verwendung . . . . . . . . . . . .212

Zugfestigkeit. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .153

Zustandsfunktionen, Definition. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .8

Zustandsvariablen, Definition . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .8

Zweikomponentensysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .41

zweite Sillimanitisograde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .190

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