Thema: Gesteine: Bildung der magmatischen Gesteine :

Von : Andreas Wenzel
An
12. Februar 2005
: SF - Geologie 4. Semester im SS 2005
Betr. : Skript für den SF-Kurs : Geologische
Prozesse in der Erde
Thema: Gesteine:
Bildung der magmatischen Gesteine :
Das Magma ist eine silikatische Gesteinsschmelze
In einer silikatischen Gesteinsschmelze finden sich eine Reihe von Bausteinen für die
zu bildenden Festkörper und auch bereits gebildete Moleküle, die ganz
unterschiedliche Zustandsbedingungen (Gleichgewichtsbedingungen) haben.
Die wichtigsten Bausteine des Magmas.
Schwerflüchtige Bestandteile
Kationen
Anionenkomplexe
Leichtflüchtige Bestandteile sind Gase, vor allem:
Abb. 23: aus : Matthes, S.
1987, S. 201
Die häufigste Form der Bildung von Festkörpern aus magmatischen Schmelzen ist
die Kristallisation aus der Schmelze. Das Magma stellt dabei ein Mehrstoffsystem mit
unterschiedlichen physikalischen und chemischen Eigenschaften der Komponenten
wie Schmelzpunkten Bindungsverhalten usw. dar.
1
Das folgende Diagramm zeigt die Bedingungen der Kristallisation von Gesteinen aus
magmatischen Schmelzen und den thermodynamischen Entwicklungs- und
Differenzierungsprozess eines Magmas.
Abb. 24 : Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 f.
Entwicklungsprozess eines Magmas :
„Den gesamten Entwicklungsprozess eines
machte P. NIGGLI verständlich. In seinem
(Abb. 2) kennzeichnet A leichtflüchtige
Schmelzen) Komponenten. Zwischen A und
chemischen Verbindungen möglich sein.
Magmas bis hin den Restlösungen
Temperatur-Konzentrations-Diagramm
und B schwerflüchtige (silikatische
B sollen der Einfachheit halber keine
Die Anfangskonzentration einer Schmelze (Magma) kann mit 10% A und 90% B
angenommen werden (X1) Bei der Temperatur t1 entsprechend Punkt a des
Diagramms beginnt die Schmelze zu erstarren. Wegen der Ausscheidung von B
erfolgt in der Restschmelze eine stetige Zunahme von A, die bis zum Punkt b1
beziehungsweise bis zur Temperatur t2 noch ohne wesentlichen Einfluss auf die
Kristallbildung zu sein scheint. Von b1 an ändert sich das Kurvenbild; es verläuft bis
b2 sehr flach.“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 )
An das Liquidmagmatische Stadium schließt sich bei einer Temperatur t2, (650600°C) das Pegmatitische Stadium an, in dem sich bei geringfügiger
Temperaturerniedrigung relativ große Mengen an verbliebenem B abscheiden,
wodurch mit Annäherung an b2, eine beträchtliche Anreicherung von A zu
verzeichnen ist. Typische Mineralbildungen sind in diesem Stadium neben
Kalifeldspat und Quarz, Muskowit sowie seltene Minerale, wie Beryll, Phosphate,
Niobate und Tantalate und viele andere mehr. Jetzt bilden sich auch chemische
Verbindungen zwischen A und B. Von b2 an bis zum Punkt c der Kurve erfolgt wieder
eine relativ langsame Ausscheidung von Kristallen, deren Zusammensetzung jedoch
raschen Veränderungen unterliegt. Minerale mit Anteilen von A dominieren, darunter
Topas, Turmalin und verschiedene Erzminerale (Kassiterit, Wolframit). In dem
dazugehörigen Temperaturbereich t3 bis t4 (~ 550-375°C) liegt das Pneumatolytische
Stadium. Unterhalb von c beziehungsweise t4 (374°C, kritische Temperatur von H2O)
2
folgt das hydrothermale Stadium, das durch wässerige Lösungen bis in niedrige
Temperaturbereiche gekennzeichnet ist und zu unterschiedlichen Mineralbildungen
führt (Ganglagerstätten).
Das Temperatur-Druck-Diagramm (Abb.1) veranschaulicht die, beim skizzierten
Kristallisationsverlauf herrschenden Druckbedingungen. In allen dessen Stadien
muss durch einen genügend hohen Außendruck die Abtrennung leichtflüchtiger
Komponenten aus dem mobilen System verhindert werden. Von a an wachsen
während des liquidmagmatischen Stadiums die Innendrücke und damit auch die
erforderlichen Außendrücke ständig an, bis im Punkt b2 und teilweise darüber hinaus,
bis zum Punkt c ein Maximum erreicht ist.
Im hydrothermalen Stadium lässt der Druck allmählich nach, um mit der
Kondensation von H2O bei niedrigen Temperaturen den Wert Null zu erreichen.“
(Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 f.). Die folgende Tabelle 1
zeigt die Abfolge, die Entwicklung der einzelnen Phasen und ihre Produkte im
Überblick.
Temp.
Phase
Ausscheidung/
Kristallisation
Gestein
1200°C
1000°C
800°C
650°C
650°C
540°C
374°C
< 374°C
Tabelle 34: Phasen der Kristallisationsdifferentiation
Im Laufe der magmatischen Differentiation laufen in Magmen verschiedene
komplexe Prozesse ab, die schließlich zur Bildung sehr unterschiedlicher Gesteine
und zur Herausbildung verschiedener Typen von Gesteinen beitragen.
3
Magmatische Differentiation
Im folgenden Abschnitt zum Thema „Magmatische Differentiation“ sind einige der
wichtigsten Überlegungen hierzu zusammengefasst.
„Ionen, Ionenkomplexe und verschiedene molekulare Konfigurationen (Moleküle,
Kristallkeime u.a.) können in einem Magma unter dem Einfluss der Gravitation
wandern (absinken oder aufsteigen); vor allem bewirken Temperaturgefälle
Verschiebungen im Chemismus (Thermodiffusion).
1. Ein ursprünglich homogenes Magma kann bei sinkender Temperatur in zwei nicht
mischbare Magmen zerfallen (Liquation)
2. Durch Gastransport (pneumatolytische Differentiation sind Magmenveränderungen
möglich.
3. Große Bedeutung hat die Kristallisationsdifferentiation die auch als fraktionierte
Kristallisation bezeichnet wird und mehrere Spielarten umfasst.
3.1.Unter dem Einfluss der Schwerkraft sinken relativ schwerere Erstkristallisate
in einem relativ leichten Restmagma ab (Gravitative
Kristallisationsdifferentiation)
3.2.Umgekehrt können relativ leichte Erstkristallisate in einem relativ schweren
Restmagma aufsteigen (Agpaitische Differentiation).
3.3:Früh ausgeschiedene Kristalle werden bei hohen Gehalten an leichtflüchtigen
Komponenten von Gasbläschen umschlossen beziehungsweise mit ihnen
verbunden und dadurch in oberen Bereichen des Magmas konzentriert
(Flotationsdifferentiation).
3:4:Unter bestimmten Bedingungen können früh ausgeschiedene Kristalle ein
schwammartiges Gefüge bilden, in dessen Poren Restmagma verbleibt.
Beim Ansteigen des äußeren Drucks wird solches Restmagma abgepresst
(Filter-, Pressungs-, Ausquetschungs- oder Squeezing-Out-Differentiation).
3.5.Kristalle können vom Restmagma durch dessen Eigenbewegung abgetrennt
werden. Durch gegenseitige Reibung und Reibung an den Wänden bleiben
feste Phasen gegenüber flüssigen zurück.
3.6.Bereits ausgeschiedene Kristalle werden bei weiterer Abkühlung vom Magma
wieder resorbiert. Unterbleibt aus Zeitgründen solche Resorption, resultieren
u. U. Magmendifferentiate.
Die Gravitative Kristallisationsdifferentiation (unter 3. ) wird sehr vielen
magmatischen Erscheinungen zugrunde gelegt. Im wesentlichen kommt es hierbei
darauf an, dass bereits ausgeschiedene Kristalle von einem Restmagma getrennt
werden, welches eine eigenständige Entwicklung nimmt. Die Geschwindigkeit v, mit
der beispielsweise Kristalle absinken, hängt von den Kristallgrößen (Radius r), den
Dichtedifferenzen zwischen den Kristallen und den Restmagmen (D - D') sowie den
Viskositäten η der Restmagmen ab und lässt sich nach der Formel von Stookes wie
folgt berechnen :
2 • r 2 ( D − D') • g
v=
(g = 981 cm/sec2)“
9η
(Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 27 f.)
A. RITTMANN (1960) ermittelte die Sinkgeschwindigkeit zentimetergroßer Olivine in
einem basaltischen Restmagma und kam zu nachstehenden Ergebnissen:
4
Tiefe (km)
Druck (atm)
Druck (Pa)
3,3
16
33
50
65
1000
5000
10000
15000
20000
~101 MPa
~ 507 MPa
~1013 MPa
~1 520 MPa
~ 2026 MPa
Sinkgeschwindigkeit
(cm/sec)
2,1 x 10-3
1,8 x 10-5
1,4 x 10-10
9,5 x 10-15
5,5 x 10-21
Zeit für ein Sinken
um 10 m
~ 55
Tage
~ 21
Monate
~ 6x104
Jahre
9
~ 33x10
Jahre
~ 5,5x 1015 Jahre
Tabelle 36: Bearbeitet nach Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie. Stuttgart 1981. S. 28.
Daraus lässt sich schließen, dass in größeren Tiefen eine Gravitative
Kristallisationsdifferentiation kaum ablaufen wird, wohl aber im Bereich der Erdkruste
und im obersten oberen Erdmantel.
„In den meisten Fällen muss mit verschiedenen Differentiationsmöglichkeiten
gerechnet werden; neben gravitativen Kristallisationsdifferentiationen können
durchaus Gastransporte und agpaitische Differentiationen wirksam werden“ (Pfeiffer,
Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 29 )
Die Prozessabläufe in Magmen sind nicht mit unseren Alltagsvorstellungen
vergleichbar. Dies wird bei der Betrachtung der Bewegungsabläufe in einem Magma,
hier dargestellt an der Sinkgeschwindigkeit von Olivinkristallen, in verschiedenen
Bereichen der Erdkruste deutlich.
(Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 29)
Aus der Kristallisationsdifferentiation entwickeln sich die bekannten kontinuierlichen
und diskontinuierlichen Reaktionsreihen nach BOWEN.
„Aus dem Schema der Kristallisations- oder Reaktionsreihen ergibt sich die
Charakteristik entsprechender Magmen- oder Magmatit-Typen. Das Basalt- oder
Gabbromagma ändert sich über ein Dioritmagma zu einen Granitmagma; im Gabbro
sind Pyroxen und Ca-reicher Plagioklas typische Gemengteile, im Diorit Amphibol
und Andesin und im Granit Biotit und Oligoklas neben Kalifeldspat und Quarz (Abb.
4). Die Restlösungen enthalten außer H20 und überschüssigen Komponenten
vorangegangener Magmenentwicklungen (Na2O, Si02 u. a.) vor allem solche
Komponenten, die nicht in Minerale der sogenannten Hauptkristallisation eingebaut
werden können und nun eigene Phasen, zum Beispiel Oxide und Sulfide, bilden
müssen. Unterschiedliche Entwicklungen von Magmen sind allerdings auch dadurch
möglich, dass leichtflüchtige Bestandteile bereits frühzeitig entweichen und sich
diffus im Nebengestein verteilen beziehungsweise völlig fehlen können. Aus extrem
trockenen Magmen sind beispielsweise keine Amphibol- oder Biotitbildungen zu
erwarten !“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 45 f.)
Die folgende Abb. 25 stellt diese Entwicklung dar.
5
Abb. 25 : Schema der Magmendifferentiation. Bahlburg, H. & Breitkreuz,Ch..
Grundlagen der Geologie. Stuttgart 1998; S. 225
6
Gesteinsbestimmung : Mineralbestand der Gesteine.
„Qualitativer“ Mineralbestand
Die Bestimmung der am Aufbau eines Gesteines beteiligten Mineralarten, des
qualitativen Mineralbestandes, ist eine der wichtigsten Aufgaben des
Gesteinskundlers. Deshalb soll zunächst ein kurzer Überblick über die Methoden der
Mineralbestimmung in Gesteinen gegeben werden. Sind die einzelnen ein Gestein
bildenden Minerale groß genug (gewöhnlich >1 mm), so können wir bereits ohne
Hilfsmittel oder unter Verwendung einer Lupe die Bestimmungsmethoden nach
äußeren Kennzeichen anwenden, die bereits im Mineralbestimmungsbuch
ausführlich dargelegt worden sind. Hier sei deshalb nur erwähnt, dass wir in diesen
Fällen durch Ermittlung von Farbe, Strichfarbe, Glanz, Härte, Spaltbarkeit und
Kristallform eine erste Bestimmung der Minerale vornehmen können. Einerseits
reichen aber diese Bestimmungsverfahren nicht aus, um ein Mineral mit
hinreichender Sicherheit zu identifizieren, andererseits sind die Mineralkörner in den
meisten Gesteinen so klein, dass sie nach äußeren Kennzeichen nicht bestimmbar
sind. Aus diesem Grunde ist das Mikroskop das Hauptuntersuchungsinstrument des
Gesteinskundlers. Fast alle Gesteine, auch die dunkelsten, sind in genügend dünnen
Plättchen durchsichtig. Deshalb werden mit einer Gesteinssäge dünne Scheiben von
einem Bruchstück abgeschnitten, auf gläserne Objektträger aufgekittet und mit
Schmirgel oder sogar Diamantpulver auf Stärken von 2 bis 3 Hundertstel Millimetern
abgeschliffen. Nachdem noch ein dünnes Deckgläschen aufgekittet wurde, ist der so
entstandene Dünnschliff fertig zur mikroskopischen Betrachtung. Es gibt aber
Minerale, die auch in dünnsten Schliffen undurchsichtig bleiben. Diese Minerale
werden nur an einer Seite feingeschliffen, auf Hochglanz poliert und dann unter dem
Mikroskop im reflektierten Licht wie ein Spiegel betrachtet. Durch die Vergrößerung
kann man im mikroskopischen Bild Kristallformen sehen, die bei normaler
Betrachtung wegen ihrer Kleinheit unsichtbar bleiben...........
Hat man alle Mineralarten eines Gesteines ermittelt, so gilt es eine Ordnung in die
Vielfalt zu bringen. Die Einteilung der Minerale erfolgt durch den Gesteinskundler
anders, als es der Mineraloge gewohnt ist. Für den Gesteinskundler ist in erster Linie
das Mineral als Gesteinsgemengteil im Verband mit anderen Mineralen wichtig. Es
interessiert die Wirkung der Mineralart auf Gesteinseigenschaften. Auffälligstes
Unterscheidungsmerkmal der Gesteine ist die Farbe. Deshalb teilt der
Gesteinskundler die Minerale in helle (leukokrate) und dunkle (melanokrate)
Gemengteile ein.
Zu den leukokraten Mineralen gehören Quarz, Kalifeldspat, Plagioklase, Nephelin,
Leucit und andere Feldspatvertreter sowie Muskowit.
Die wichtigsten melanokraten Gemengteile sind Olivin, Augit, Hornblende, Granat
und Biotit. Sehen wir uns die chemische Zusammensetzung dieser Minerale an, so
sind die leukokraten reich an Silizium (Si) und Aluminium (AI), die melanokraten
enthalten reichlich Eisen (Fe) und Magnesium (Mg). Es ist leicht einzusehen, dass
die hellen Minerale überwiegend in sauren, die dunklen Minerale vorwiegend in
basischen Gesteinen anzutreffen sind. Diese Einteilung trifft vor allem für die
Gesteine endogener Entstehung zu und ist von besonderer Bedeutung, da diesen
Gesteinen der überwiegende Anteil am Aufbau der Erdkruste zukommt.
7
„Quantitativer“ Mineralbestand
Die charakteristischen Merkmale eines Gesteins werden nun nicht nur durch die Art
der an seinem Aufbau beteiligten Minerale bestimmt. Ausschlaggebend für das
Erscheinungsbild ist das Mengenverhältnis der Mineralarten, das wir als quantitativen
Mineralbestand bezeichnen wollen. Infolge der statistischen Verteilung der Minerale
im Gestein muss ein nicht zu kleines Bruchstück zur Untersuchung benutzt werden.
Die Mindestgröße einer Gesteinsprobe für derartige Untersuchungen ist durch den
sogenannten Elementarkörper gegeben, einen Gesteinswürfel, dessen Kantenlänge
durch Abzählen von 10 Körnern der in geringster Menge vorkommenden Mineralart
bestimmt wird.
Durch Ausmessen der Flächen, welche die einzelnen Mineralarten auf einer
Würfelfläche des Elementarkörpers einnehmen, erhalten wir deren Mengenverhältnis
im Gestein, das in Volumenprozent angegeben wird. Für diese Ausmessung ist eine
Reihe von Methoden bekannt, von denen die wichtigste das sogenannte
Punktzählverfahren ist. Über die zu vermessende Fläche wird ein regelmäßiges
Punktnetz gelegt, und die Menge der auf jede Mineralart entfallenden Punkte wird
gezählt.
Das
Punktzahlverhältnis
der
Mineralarten
entspricht
ihrem
volumenprozentualen Anteil am Gestein. Moderne Geräte, die eine Kombination von
Mikroskop, Fernsehtechnik und elektronischer Datenverarbeitung darstellen,
erlauben heute die rasche automatische Bestimmung des quantitativen
Mineralbestandes und von Gefügemerkmalen der Gesteine.
Sind von einer großen Anzahl verschiedener Gesteinsproben die (quantitativen
Mineralbestände bestimmt, so ordnet man die Mineralarten nach zwei
Gesichtspunkten. Zunächst betrachtet man den prozentualen Anteil jeder Mineralart
in jeder einzelnen Probe. Diesen Wert bezeichnen wir als Intensität. Eine in einer
Gesteinsprobe häufig vorkommende Mineralart besitzt dann große, eine in geringen
Mengen auftretende Mineralart kleine Intensität. Vergleicht man das Auftreten der
Mineralarten in allen Proben, so erhält man die Verbreitungsweise oder Extensität.
Eine in allen Proben vorkommende Mineralart besitzt demzufolge große, eine nur in
wenigen oder nur in einer Probe erscheinende Art kleine Extensität. Nach Intensität
und Extensität unterteilen wir die gesteinsbildenden Minerale in drei Gruppen :
Hauptgemengteile sind Minerale mit großer Extensität und großer Intensität, d.h.,
sie treten in vieler Gesteinsproben mit hohem prozentualem Anteil auf. Diese
Minerale sind typisch für eine Gesteinsgruppe. Ihre Kombination wird in der
Bezeichnung einer Gesteinsgruppe ausgedrückt. So wissen wir z.B., dass in allen
Gesteinen der Granitgruppe Quarz und Feldspat (Kalifeldspat und/oder
natriumreicher Kalknatronfeldspat = Plagioklas) als Hauptgemengteile vorhanden
sind.
Nebengemengteile besitzen kleine Intensität, aber große Extensität. Sie sind in
geringen Mengen in fast allen Gesteinen anzutreffen. Sie heißen auch Akzessorien.
Zu diesen Mineralen gehören Apatit, Zirkon, Magnetit, Pyrit u. a.
Übergemengteile treten in großer Intensität, aber in geringer Extensität auf. Sie
erscheinen also in großen Mengen, sind aber jeweils an bestimmte
Gesteinsvorkommen gebunden, d.h., sie sind für einzelne Vorkommen typisch.
Deshalb werden sie dem Namen der Gesteinsgruppe vorangestellt, um eine
8
bestimmte Gesteinsart zu bezeichnen. Ein Turmalin-Granit z. B. enthält als
Übergemengteil in größeren Mengen das Mineral Turmalin.
Aus der Gesteinsbeschreibung erkennen wir somit die Art und Menge der in einem
bestimmten Gestein enthaltenen Minerale. Ein Hornblendebiotitgranit besteht aus
Quarz und Feldspat in großer Menge (da diese Minerale Hauptgemengteile der
Granite sind), aus Hornblende und Biotit ebenfalls in größeren Mengen (da der
Gesteinsname Hornblende und Biotit als Übergemengteile ausweist) und aus den in
allen Erstarrungsgesteinen als Nebengemengteile vorkommenden Mineralen Apatit,
Zirkon, Magnetit, Pyrit u. a. in geringen Mengen.“ (Jubelt & Schreiter 1972; S. 19-22)
Zusammenfassung:
Gemengteil
Extensität
Intensität
Hauptgemengteil
Nebengemengteil / Akzessorien
Übergemengteil
Beispiele für einige wichtige Gemengteile :
HAUPTGEMENGTEILE
Quarz, Alk.-Fsp., Plg., Hornblende (Amphibol-Gruppe),
(HGT)
Olivin, Biot., Prx..
NEBENGEMENGTEILE
Apatit, Zirkon, Titanit, Erze
ÜBERGEMENGTEILE
Muskowit, Turmalin,
oder überproportional vertretene HGT
Helle Gemengteile
Dunkle Gemengteile
= felsische, salisch
= mafische, femisch
= Helle
= Mafite
9
Verteilung der Hauptgemengteile in MagmatitenReduzierung auf die idealtypische Standardbesetzung
Hauptgemengteile
Mafite
Hell
Nebenge
mengteile
Akzess.
Gesteine
Plutonit
Olivin,
Pyroxen
Chemismus/ T
Vulkanit SiO2-Gehalt
Ultrabasisch
Olivin,
und wenig
Pyroxen
Orthopyroxen
Klinopyroxen
< 45 %
Amphibol
(Hbl.)
52 – 66 %
Basisch
45 – 52 %
A
B
N
E
H
M
E
N
D
Biotit
+/Hbl.
Biotit
Tabelle 36: Verteilung der Hauptgemengteile in Plutoniten.
Die Farbzahl der Plutonite
Farbzahl (FZ) =
10
Schema für die Zusammensetzung der Plutonite
Gestein
Mineralische
Zusammensetzung
Farbzahl
Qu.-Gehalt in %
der hellen
Gemengteile
Gabbro
Diorit
Granodiorit
Granit
Definition für die Struktur der Plutonite.
Makrokristallin Holokristallin –.
Richtungslos –
Gleichkörnig –
Hypidiomorph -
11
Ermittlung des Gesteinsnamens für Plutonite.
Zusammenfassung :
Praktisches Vorgehen bei der Gesteinsbestimmung :
Plutonite
1. Ermittlung des Gesteinstyps aus dem charakteristischen Gefüge.
2. Ermittlung der Farbzahl.
3. Erste Gesteinsansprache (z.B. Granit, Diorit usw.).
4. Qualitative Bestimmung der Hauptgemengteile ( Mafite und Felsite ).
5. Quantitative Bestimmung der prozentualen Verteilung der Hauptgemengteile.
6. Berechnung der Summe der hellen Hauptgemengteile.
7. Umrechnen der hellen Hauptgemengteile für das Streckeisendiagramm.
8. Eintragen der Werte in das Streckeisendiagramm.
9. Ermittlung des Gesteinsnamens im Streckeisendiagramm.
Streckeisendiagramm
Q = Anteil Quarz an der Summe der hellen Gemengteile
A = Anteil Alkalifeldspat/Orthoklas an der Summe der hellen Gemengteile
P = Anteil Plagioklas an der Summe der hellen Gemengteile
Q
100
10
90
20
80
30
70
40
60
50
50
60
40
70
30
80
20
90
10
100
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
A
P
Abb. 6 : Ternäres Diagramm (hier das Streckeisendiagramm)
12
Abb. 7 : Klassifikation und Benennung der Plutonite (Streckeisendiagramm)
Pichler, H. & Schmitt-Riegraff, C;
Gesteinsbildende Minerale im Dünnschliff; Stuttgart 1987;.S. 205
13
Gesteinsbeschreibung:
Die Gesteinsbeschreibung fasst den petrographischen Befund der
Gesteinsbestimmung zusammen.
Dazu gehören:
• Die Beschreibung des Gefüges
• Der Qualitative Mineralbestand
• Der Quantitative Mineralbestand
• Der Name des Gesteins
Das Gefüge magmatischer Gesteine ist bestimmt durch Struktur
und Textur.
Die Struktur beschreibt das genetische Gefüge.
Sie gibt Hinweise auf die bei der Bildung herrschenden physikalisch-chemischen
Bedingungen und auf die Ausscheidungsabfolge (relatives Alter) der einzelnen
Komponenten (Gemengteile).
• Die Struktur wird bestimmt durch Größe, Form/Gestalt und gegenseitige
Abgrenzung/Verzahnung der Komponenten.
Die Textur beschreibt das räumliche Gefüge
Gibt Hinweise auf das mechanische Verhalten der Schmelzen. Sie wird beeinflusst
von den Bewegungen und der Viskosität der Schmelze / des Magmenkörpers
(Fließbewegungen, Einregelung unter Herddach usw.)
• Die Textur beschreibt die Anordnung und Regelung der Gemengteile im Raum
und die Raumerfüllung im Gestein.
Durch Beobachtung und klare Beschreibung der Strukturmerkmale lassen sich die
verschiedenen magmatischen Gesteine eindeutig abgrenzen.
Die wichtigsten Strukturmerkmale für Magmatite:
Korngröße: Bereich
Bezeichnung
riesenkörnig
großkörnig
grobkörnig
mittelkörnig
kleinkörnig
feinkörnig
sehr feinkörnig
dicht
Vereinfachte Zusammenfassung
Korngröße
> 33 mm
33 - 10 mm
10 - 3,3 mm
3,3 - 1,0 mm
1,0 - 0,3 mm
0,3 - 0,1 mm
0,1 - 0,01 mm
< 0,01 mm
> 5 mm
1 - 5 mm
grobkörnig
mittelkörnig
< 1 mm
kleinkörnig
14
Korngröße: Korngrößenverhältnis:
Gleichkörnig
Wechselkörnig
Ungleichkörnig,
porphyrisch
Alle HGT haben etwa die gleiche Größe. D.h.
die Größenunterschiede sind in etwa
gleichmäßig im Verhältnis 1 zu 2 bis 3 bis
maximal 1 zu 10.
Starke Variation der Unterschiede in der
Korngröße, ohne daß ein deutlicher
Unterschied im Mineralbestand der
verschiedenen Korngrößen erkennbar wird.
Verhältnis etwa 1 : 10.
Plutonite
Korngrößenunterschiede > 1:10 und bis zu 1:
10 000. Einsprenglinge (Phänokristalle) in
feiner oder dichter Grundmasse.
= porphyrisches Gefüge
Vulkanite
Kornform:
Ganggesteine
Subvulkanite
/
Gestein
Idiomorph
Kristalle eigengestaltig mit relativ
Pheno’s
in
guter Kristallflächenausbildung,
Vulkaniten
z.B. tafelig, prismatisch oder strahlig. z.T.
in
Gangesteinen
Kristalle nicht komplett ausgebildet, Plutonite
charakteristische Fläche und Winkel
aber noch zu erkennen.
Hypidiomorph
Xenomorph
Kristalle fremdgestaltig, verzerrte
Grundmasse in
oder unterdrückte Erscheinungsform Vulkaniten.
(Habitus).
Feinkörnige
Ganggesteine
Häufige Texturformen:
Begriff
Richtungslos
Einregelung
Fluidaltextur
Hohlraumtextur
Definition
keine bevorzugte Ausrichtung oder Einregelung
der Minerale.
Einregelung des Gesteins bei Beibehaltung der
strukturellen Eigenschaften eines Plutonits.
Fließtextur = lagige Einregelung von Mineralen
oder glasiger Grundmasse oder von
Gasbläschen oder Einschlüssen in einer Lava.
Raumerfüllung
mit
Hohlräumen
infolge
Entgasung. Handstücke von Lava und Schlacke
Plutonite
Plutonite
Vulkanite
Vulkanite,
in feinkörnigen
Gangesteinen.
15
Die folgenden Abbildungen zeigen einige Beispiele für charakteristische Strukturen
und das Korngrößenverhältnis.
Abb. 26 :
Richtungslo
s,
gleichkörnig
mittelkörnig
es Gefüge
in Granit.
Aus :
Lexikon der
Geowissens
chaften.
Heidelberg
2001
Abb. 27 :
Wechselkörnig
es Gefüge
eines
Granodioritporp
hyr.
Pichler, H. &
SchmittRiegraf, C.
Gesteinsbilden
de minerale im
Dünnschliff;
Stuttgart 1987;
S. 210
1 mm
16
Olv.
Leucit
Prx.
Plg.
Abb. 28 :
Ungleichkörnig
es Gefüge.
Porphyrische
Struktur eines
Leucitbasanit
mit Prx., Olv.
Leucit und Plg.
Vesuv, Italien.
Brinkmann, R.
(Hg.) Lehrbuch
der
Allgemeinen
Geologie;
Stuttgart 1967;
S 138
1 mm
1 mm
Abb. 29 : Fluidaltextur in Trachyt vom Kühlsbrunnen aus dem Siebengebirge. Die
Phänokristalle sind Sanidin.
Brinkmann, R. (Hg.) Lehrbuch der Allgemeinen Geologie; Stuttgart 1967; S. 138
17
AUFTRETEN DES PLUTONISMUS UND ERSCHEINUNGSFORMEN
PLUTON ist ein allgemeiner Begriff für größere magmatische Intrusionskörper, der
auf H. CLOOS zurückgeht. Die Platznahme der Plutone erfolgte in größerer Tiefe der
Lithosphäre unter langsamer Abkühlung. Nach der Gestalt der Plutone, bzw. nach
dem Mechanismus der Platznahme werden verschiedene Namen für Plutone
verwendet,
Die Beschreibung der Plutonformen ist schwierig, da im allgemeinen nicht der
gesamte Plutonkörper, sondern nur die durch Abtragung freigelegten Anschnitte
vorgefunden werden. Dabei handelt es sich zumeist um unregelmäßig geformte,
häufig kreisförmige, ovale oder bogenförmige und gestreckte Formen. So sind auch
die räumlichen Dimensionen der Plutone sehr unterschiedlich und reichen von
wenigen km2 bis zu mehreren hunderttausend km2, wie beim ostafrikanischen
Zentralpluton mit 250.000 km2 aufgeschlossener Oberfläche.
Aus der Beziehung zum Nebengestein lassen sich zwei Typen abgrenzen.
Plutone, die konkordant in die Schichtfolge eindringen und schüssel- oder pilzförmige
Körper bilden,
= LOPOLITH und LAKKOLITH .
Plutone, die mit ihrer Intrusion Schichtfolgen diskordant durchschneiden.
Sie bilden vorwiegend stock - oder gangartige Körper.
= STÖCKE, SILLS, LAGERGÄNGE
Die folgende schematische Darstellung der wichtigsten Plutonformen arbeitet die
jeweiligen Besonderheiten dieser Typen heraus.
Abb. 31:
Plutonforme
n
(Brinkmann,
R. (Hg.);
Lehrbuch
der
Allgemeine
n Geologie,
Band III;
1967 S. 95)
18
Die folgende Abbildung zeigt in einem Blockbild die vielfältigen Erscheinungsformen
des kontinentalen Plutonismus im Zusammenhang ihrer möglichen natürlichen
Vorkommen.
Abb. 31: Erscheinungsformen des kontinentalen Plutonismus und Vulkanismus (nach
Skinner und Porter 1992)
aus : Hendl, M. & Liedtke, H. (Hg.) Lehrbuch der Allgemeinen Physischen
Geographie. 3. Auflage, Gotha 1997; S. 55
19
Zusammenfassung:
Wichtige Plutonformen:
Name des Plutons
Batholith
Kurzbeschreibung
Großer, meist diskordanter Pluton mit mehr als 100 km2
Ausstrichbreite an der Erdoberfläche und unbekannter Basis.
Ethmolith
Trichterpluton, ein sich trichterartig nach unten verjüngender
subvulkanischer Pluton.
Lakkolith
Laccolith, ein in relativ geringer Tiefe erstarrter Pluton mit
ebener Basis und nach oben gewölbter Oberfläche
(Pilzpluton).
Die hangenden Schichten werden durch das Magma
aufgewölbt. Seltener sind Lakkolithe bikonvex oder
konkavkonvex gestaltet. Lakkolithe entstehen in der Regel
aus saurem, zähflüssigem Magma.
Großer, nach unten eingebogener, schüsselförmiger Pluton.
Lopolith
Stöcke
Sills
unregelmäßig gestalteter Tiefengesteinskörper (Pluton) mit
weniger als 100 km2 Ausstrichfläche an der Erdoberfläche,
der das Nebengestein meist diskordant mit steilem Kontakt
durchsetzt (Intrusion).
Lagergang
Sill, eine tafelförmige magmatische Intrusion, welche
konkordant, d.h. subparallel zu den Schichtflächen von
Sedimentgesteinen bzw. konkordant zur Foliation von
metamorphen Gesteinen (Metamorphite) verläuft.
Tabelle 37: Die wichtigsten Plutonformen.
20
Unterscheidung der Strukturen von Plutoniten, Ganggesteinen und
Vulkaniten.
Erarbeitung einer Zusammenstellung an Handstücken der drei Gesteinsgruppen.
Plutonite
tiefer 5 ∼ 30 km
Gangesteine
Subvulkanite
1 bis ca. 5 km
Vulkanite
ab 1 km
Holokristallin
Makrokristallin
Gleichkörnig
Hypidiomorph
Richtungslos
Tabelle 38: Vergleich der Strukturen von Magmatiten
21
Vulkanismus
Die Vulkanismus-Zonen auf der Erde
Zone - Bereich
Beispiele
MOR
Subduktionszonen
Hot-Spot-Vulkanismus a) Ozeanische Hot Spots
Intraplattenvulkane
b) Kontinentale Hot Spots –
Von den "Kontinentalen Hot-Spots"
kann es Übergänge geben zum
Vulkanismus der Kontinentale
Riftzonen
Tabelle 39: Vulkanismuszonen
22
Abb. 32 : Verknüpfung von Vulkanismus und Plattentektonik
Lanius, Karl; Die Erde im Wandel; Berlin 1995; S. 132
23
ÜBERSICHT ÜBER DIE MAGMENPRODUKTION IN KM3/A
Bereich
Extrusiv
km3/a
Anteil in
%
Intrusiv
km3/a
Anteil in
%
MOR
Subduktionszonen
Intraplattenvulkane
Ozeanisch
Intraplattenvulkane
Kontinental
SUMME
Tabelle 40: ( bearbeitet nach Schmincke 1986 ; S.8 )
24
Petrographie der Vulkanite
Die Gesteinsnamen sind nicht wie bei den Plutoniten direkt zu ermitteln. Die
Ermittlung über das Streckeisendiagramm erfolgt über die vorhergehende chemische
Analyse der Gesteine und eine Errechnung der mineralischen Normgehalte an
Mineralien aus chemischen Analysen.
Übung zur Bestimmung von Vulkaniten :
Vorgehen nach Farbzahl und Phänokristallen.
Die Bestimmung der Namen von Vulkaniten erfolgt wesentlich nach den in ihnen
enthaltenen Phänokristallen, dem Gefüge, der Farbzahl (Abschätzung). Die
Bewertung der Phänokristalle für die Benennung orientiert sich an den Kenntnissen
über die Ausscheidungsabfolge bei der Kristallisationsdifferentiation (wie bei den
Plutoniten gelernt). Für jeden Plutonit gibt es ein vulkanisches Äquivalent.
Ergänze in der folgenden Tabelle die leeren Felder mit den entsprechenden
Angaben
Plutonit
Äquivalent
Granit
Vulkanit
Rhyolith
Granodiorit
Dacit
Diorit
Andesit
Gabbro
Basalt
Mögliche
Phänokristalle
Farbe/Farbton
Tabelle 41: Plutonite und ihre vulkanischen Äquivalente
25
Zusammenfassung :
Die Ermittlung der Gesteinsnamen erfolgt über die Schritte :
• Bestimmung der Pheno's
• Zuordnung der Pheno's zu einem repräsentativen Magmentyp
• Vergleich des Typs mit den übrigen Charakteristika, wie etwa (vergleichbare)
Farbzahl, auftretende Mafite.
Beispiele:
Das Gestein ist sehr hell, gelblich.
Der Farbeindruck vermittelt zum Granit
Pheno's: Quarz und Alk.-Fsp.
Geochemischer Charakter = saurer Vulkanit
Zusammensetzung ist rhyolitisch, also äquivalent zum Syenogranit.
Rhyolith
OlivinBasalt
Basalt
Andesit,
Latit
Tabelle 42: Einführung in Petrographie der Vulkanite
26
Streckeisendiagramm zur Ermittlung der Gesteinsnamen von Vulkaniten.
Abb. 33: Klassifikation und Benennung der Vulkanite (Streckeisendiagramm)
Pchler, H. & Schmitt-Riegraff, Gesteinsbildende Minerale im Dünnschliff; Stuttgart
19987; C.S. 205
27
Vulkanische Erscheinungsformen:
Schildvulkane / Monogene Vulkane :
Die folgende Abbildung zeigt einen Schildvulkan im Querschnitt.
Abb. 34: Schematische Darstellung eines Schildvulkans. Rast, H.; Vulkane und
Vulkanismus; Stuttgart 1980; S. 53
Förderprodukte der Schildvulkane sind vor allem Flutbasalte mit niedrigviskoser Lava
die sich über Hot Spots aufbauen. Hierzu gehören die „Kontinentalen Hot Spots“
und/oder „Kontinentalen Riftsysteme“, wie auch die ozeanischen Hot Spots.
Die Förderung erstreckt sich über längere Zeiträume. Die Eruptionen erfolgen aus
zentralen Förderstellen - ZENTRALVULKANE - oder entlang linear angeordneter
Störungssysteme - LINEARVULKANE - und führen zur Ablagerung von Lavadecken
(Deckenvulkane), die größere Mächtigkeiten aufbauen und weite Bereiche
überlagern können.
EINEN SCHILDVULKAN über einem ozeanischen "Hot Spots", stellt z.B. Beispiel
Hawaii dar. Der Durchmesser der Hauptinsel hat eine Grundfläche von 400 km
Durchmesser. Die Basis liegt in ca. 5.000 m Wassertiefe, darüber erheben sich die
Krater des Mauna Loa oder des Mauna Kea mit 4170, bzw. 4200 m. Sie reihen sich
damit in die Abfolge der höchsten Berge der Erde ein .
Beispiele für Deckenbasalte
• Karroobasalte in Südafrika
• Parana-Becken im südwestlichen Süd-Amerika
• Dekkan-Trapp (Indien)
• Columbia-River-Plateau in Oregon im östlichen Nordamerika, westlich von S.
Francisco
28
Schichtvulkane / Stratovulkane / gemischte Vulkane :
Aufgebaut aus einer Wechselfolge von Lava und Pyroklastiten.
Die Dimensionen der Schichtvulkane liegen zwischen 100.000 bis 1.000.000 km2
Fläche und einem entsprechenden Raumbedarf in km3.
Abb. 35 : Schematische Darstellung eines Schichtvulkans. Rast, H.; Vulkane und
Vulkanismus; Stuttgart 1980; S. 54
Schichtvulkane / Stratovulkane werden wegen ihrer langen Entstehungsgeschichte
und heterogenen Zusammensetzung auch als „Polygenetische Vulkane“
bezeichnet
Sie sind vorwiegend an intermediäre bis saure Vulkankomplexe gebunden.
Erscheinen jedoch auch in basischen und hier vor allem alkalireichen
Vulkangebieten, wie z.B. der Eifel, Teneriffa-Teide, Vesuv. (Schmincke 1986, S.73)
Die typischen Ablagerungsformen sind Wechsellagerungen von Tephra/Tuffe und
Lavaströmen.
Das Volumen der Stratovulkane beträgt zwischen 5 bis 100 km3.
Die Lebens- oder Förderungsdauer schwankt zwischen 105 und 107 Jahren.
Die Förderprodukte von Stratovulkanen sind neben vulkanischer Lava :
29
Vulkanische Lockerprodukte - Pyroklastite
Tephra
Tuff
= Sammelbegriff für alle lockeren Pyroklastite
= Sammelbegriff für alle verfestigten Pyroklastite.
Pyroklasten sind die einzelnen Bestandteile beider. Aus Pyroklasten
zusammengesetzte Gesteine sind : PYROKLASTITE. Liegen verfestigte Pyroklastite
vor, so bezeichnet man die entsprechenden Schichtkomplexe als Tuffe. z.B. als
basaltischer Aschetuff oder basaltischer Lapillituff.
Pyroklastit
Asche
Lapilli
Bomben
Korngröße
Verfestigter Tuff
Zusammenfassung:
Tabelle : Klassifizierung vulkanischer Förderprodukte
Aggregatzustand Bezeichnung
gasförmig
Wasserdampf, Gas
flüssig
Lava
Aa-Lava
Pahoehoe-Lava
fest
Aussehen (Abmessungen)
schlackenartige, unregelmäßige,
scharfkantige Oberfläche (Blocklava)
glatte, oft wulstig bis seilartig
verformte Oberfläche (Stricklava)
Aschenregensedimente
Asche
<2 Millimeter
Lapilli
2-64 Millimeter
Bomben
> 64 Millimeter (plastisch verformbare
Lavafetzen)
Blöcke
> 64 Millimeter (feste Gesteinsfragmente)
pyroklastische Ströme durch erhitzte Gase verflüssigte
(fluidisierte) Ströme
Schlammströme
durch Regen, Schmelzwasser
Lahar
oder ausgeworfene Lavaseen verflüssigte
Ströme
Lawinen
mächtige, hügelige Ablagerungen
aus Gesteinstrümmern
Tabelle 43: aus Decker, R. & Decker, Vulkane; Heidelberg1992; S. 116
30
Explosivitätsindex:
Die Explosivität von Stratovulkanen ist sehr unterschiedlich. Sie lässt sich im Anteil
der geförderten Lockerprodukte ausdrücken. Ein Maß hierfür ist der
Explosivitätsindex / Explosivindex, den A. Rittmann definiert hat (Rittmann, A.
Vulkane und ihre Tätigkeit; Stuttgart 1981; S. 23 f.).
Eine differenzierte Definition geben Newhall & Self (1982) (in Schmincke 2000 –
Literaturhinweis Nr. 221).
Hier wird der VEI als Wert definiert, der in etwa der Mercalli-Skala bei Erdbeben
entspricht.
Der halbquantitative Wert ist aus historischen Daten zusammengestellt worden.
Die Skala ist in Stärken von 0-8 gegliedert. Die Stärken werden definiert aus einer
Kombination verschiedener Kriterien unterschiedlichen Charakters.
Volumen der Förderung
• Dauer der Eruption
• Höhe der Eruptionssäule
• Klassifikation des Eruptionstypus
• Art der Förderung usw.
Die folgende Abbildung zeigt die Zusammenhänge und die Definition der Stärken des
VEI. Die empirische Basis sind 8.000 prähistorische und historische Eruptionen.
Etwa 20 setzten ein Volumen von > 1 km3 frei. Darunter sind 11 plinianische
Eruptionen, die zwischen 10 und 25 km3 freisetzten. Spitzenreiter ist der Tambora,
der vom 5. bis 11. April 1815 Tephra in der Menge von 175 km3 (= mehr als 50 km3
DER = Dense Rock Equivalent) förderte und 1,4*1024 J freisetzte.
Statistisch ergibt sich für 10 Jahre ein Mittelwert von 104 Eruptionen der Stärke 2, 82
der Stärke 3 ,und höher. Seit 1500 sind lediglich 4 Eruptionen der Stärke 6 zu
registrieren (Long Island in Papua-Neuguinea, Krakatau, Santa Maria in Guatemala,
Katmai) und 1 Eruption der Stärke 7, das ist der Tambora.
(Bardintzeff, Jacques-Marie; Vulkanologie; Stuttgart 1999; S. 121.)
31
Abb 36:
Intensitäts
skala der
vulkanisch
en
Eruptione
n – VEI.
Bardintzef
f,
JacquesMarie;
Vulkanolo
gie;
Stuttgart
1999; S.
121.
Begriffserklärungen:
Phreatismus
- Übergang Wasser zu Wasserdampf, Folge Explosionen
Kataklysmatisch
- katastrophal
Paroxysmal
- katastrophal
Nuée ardente- Pyroklastischer Strom
Pyroklastischer Strom, turbulent bis laminar fließende, dichte Dispersion aus heißem
Gas, Magmafetzen bzw. Lavafragmenten, Kristallen und ggf. Gesteinsbruchstücken,
die sich der Topographie folgend auf der Landoberfläche bewegt (die folgende Abb.).
Pyroklastische Ströme können
a) durch den (Teil-) Kollaps von Eruptionswolken entstehen, wobei die noch
schmelzflüssigen bzw. bereits zu Glas erstarrten Magmafetzen i.d.R. stark
aufgeschäumt sind (Bims). Es entstehen bimsreiche Ströme, deren
Ablagerungen als Ignimbrite bezeichnet werden.
b) Sie können auch die Folge einer Explosion oder eines gravitativen Kollapses von
SiO2-reichen Lavadomen und Lavafronten sein. Hierbei entstehen Block-undAsche-Ströme, deren Ablagerungen als Block-und-Asche-Strom-Ablagerungen
bezeichnet werden. (Lexikon der Geowissenschaften 2002)
32
Abb. 37: Pyroklastischer Strom: Aufbau und Ablagerungen eines pyroklastischen
Stromes.
Der pyroklastische Strom (2) ist in eine Aschewolke (3a, 3b) eingehüllt, die aus
aufgeheizter Luft und aus dem Strom entweichenden Aschepartikeln und heißem
Gas besteht.
An der Stromfront können ebenfalls Gas und Asche herausschießen und eine z.T.
schräggeschichtete basale Lage bilden (Ground-surge-Ablagerung, 1).
Auf der massigen Stromablagerung (2) sedimentiert nach und nach die Aschewolke
als feine Fallablagerung (3b).
Durch seitliche Strömungen an der Basis der Aschewolke können Ash-cloud-surgeAblagerungen entstehen (3a). (Lexikon der Geowissenschaften 2002)
Caldera :
Calderen sind runde vulkanische „Kollaps-Krater“ mit oft 5-30 km Durchmesser, in
ihnen können sich neue Kegel aufbauen. Die Bildung erfolgt nach Kollaps des
Vulkandachs, wenn der magmatische Druck nachlässt. Er findet zum Beispiel statt,
wenn das Magma neue Eruptionsstellen z.B. an Flanken, statt im Gipfelbereich
gefunden hat.
Beispiel : Î Somma (Vesuv). Sie werden allgemein als Einbruch in ein
oberflächennahes Magmareservoir gedeutet, das schnell entleert wurde. Die
folgende Abbildung zeigt eine Caldera im Entstehungsprozess.
33
Abb. 38 : Caldera. Richter, Dieter; Allgemeine Geologie, Berlin 1992; S. 191
Schlackenkegel : Sind die häufigsten Landvulkane.
Abb. 39 : Schlackenkegel (Schmincke 1986 S. 68. )
Die Form ist kegelförmig, relativ ebenmäßig. Die abgestumpfte Spitze ist kraterförmig
eingesenkt. Die durchschnittlichen Maße liegen bei :
Basisdurchmesser:
Die Höhe schwankt:
Die Kraterdurchmesser:
Die Hangneigung:
800 m - von 250 m - 2.500 m
50 und 200 m.
50 - 600 m
etwa 32°.
Das Volumen beträgt 40.000.000 m3 bei einer durchschnittlichen Effusionsrate von
30 m3/Sekunde.
Die Schlackenkegel besitzen eine große initiale Förderaktivität. D.h. die
Fördermenge ist in den ersten Tagen besonders hoch. Schon nach einem Tag kann
34
ein Kegel 100 m hoch sein; nach durchschnittlich 12 Tagen ist das Endwachstum
erreicht. Dieser Prozess kann allerdings auch bis zu 15 Jahre dauern.
Die Schlackenförderung ist meist nach den ersten Tagen (weniger als fünf)
abgeschlossen, es folgt die Förderung von Lavaströmen, die auch am
Gesamtvolumen der Schlackenkegel den größeren Abteil ausmachen.
Die Größe der Schlackenkegel scheint im Zusammenhang mit der Tiefe der
Magmenkammer zu stehen.
¾ Kleine Schlackenkegel mit Durchmesser bis zu 250 m werden danach
vermutlich aus Magmakammern in einer Tiefe von ca. 100m gespeist.
¾ Mittlere Kegel mit einem Durchmesser bis zu 800 m aus einer Tiefe von etwa
3 km.
¾ Große Kegel mit ca. 2 km Durchmesser aus einer Tiefe von 35 km bis 40 km
Tiefe.
Förderprodukte der Schlackenkegel sind vor allem:
Schlacken, Schweißschlacken, Blocklava
und
Pyroklastika, wie Aschetuff, Lapillituff und Bombentuff.
Maare
Verbunden mit dem Phänomen der Schlackenkegel sind die MAARE.
Die initiale Phase wird durch eine „Phreatomagmatische Eruption“ eingeleitet.
Hierunter versteht man eine durch Wasser-Temperatur-Kontakt hervorgerufene
Explosion.......hierzu später, im Rahmen unserer Exkursion mehr.
LOCKERVULKANE
Ein weiterer Typ sind Locker-Vulkane, die aus sauren, Magmenkammern fördern.
Saure Lava reagiert durch ihren hochviskosen Charakter bei Druckentlastung
explosiv. Bei explosionsartigen Ausbrüchen wird ausschließlich Lockermaterial
gefördert. Die häufigsten Förderprodukte sind Ignimbrite. Dabei handelt es sich um
Schmelztuff aus vulkanischen Glutwolken, die sich aus explosiv überquellenden
Vulkanen bilden.
Die Zusammensetzung ist sauer bis (selten) intermediär. Ignimbrite sind Produkte
eines explosiven Vulkanismus. Mit der Eruption tritt eine „basale Glutlawine“ aus dem
Vulkan aus. Sie besteht aus feinverteilten glühenden Partikeln aus der
Magmenkammer. Sie wälzen sich in Täler oder dem Gefälle folgend abwärts und
lagern sich ab. Aus der Glutlawine lösen sich aufsteigende Glutwolken, die aus
heißen Gasen bestehen. Mit den Gasen werden feine Aschepartikel mitgerissen.
Die Glutwolken steigen oft mehrere Kilometer hoch in die Atmosphäre auf und
breiten sich dort auch aus. Der Aufstieg der Glutwolken erfolgt konvektiv, d.h. die
heißen Wolken steigen in der kühleren und spezifisch dichteren Umgebung auf,
nehmen dabei einen Teil der umgebenden Luftmassen nach Erwärmung mit, bis die
Wärmenergie der Glutwolke „verbraucht“ ist. Die Dichte ist nun durch die
mitgeführten festen Partikel gegenüber der Umgebung schwerer, die Glutwolke
kollabiert, die festen Partikel (Staub und Gesteinsfetzen, Asche) fallen herab.
35
Die Erstarrung der Ignimbrite erfolgt aus den Glutlawinen durch Verschmelzung der
in ihnen mitgeführten Partikel. Die Verschmelzung oder Verschweißung erfolgt
allerdings nur bis zu Temperaturen von etwa 500° C. Derartige Gesteine sehen
sauren Laven sehr ähnlich.
Unterhalb dieser Temperatur liegen unverschweißte Ignimbrite vor, die allerdings
immer noch ein sehr stabiles Gestein bilden.
BIMS : ist ein blasenreiches sauer bis intermediäres glasiges Gestein, das sich durch
Druckentlastung des Magmas bildet. Die entweichenden leichtflüchtigen Bestandteile
(Gase) blähen die Lava stark auf. Der entstandene Porenraum ist so groß, dass das
entstehende Gestein spezifisch leichter als Wasser wird. Ein Bild für die Bildung von
Bimsstein ist, dass Bims der Schaum eines Lavasees sein könnte.
Postvulkanische Erscheinungen (?)
GEYSIRE UND FUMAROLEN
Geysire „Springquellen“
Fumarolen : Wasserdampf - Austritt mit Temp. von 200-800°C.
Das Wasser setzt sich aus vadosem und juvenilem Wasser zusammen.
Solfataren : Schwefelhaltige Dampfquellen mit Temp. unter 200°C und hohem H2OGehalt. Bei Oxydation mit dem Luftsauerstoff bildet sich freier Schwefel.
Mofetten : CO2-Exhalationen geringer Temperatur.
Beispiel : Laacher-See. Löst sich vulkanisches Kohlendioxid in aufsteigenden
Quellwässern, so bilden sich die sogenannten Säuerlinge.
36
Zusammenfassung:
Vorkommen Mechanismu Erscheinungsfo
des
s/
rm,
Vulkanismus Charakter
Vukantyp
des
Vulkanismus
Explosi Viskosität
vitätsin
dex/
VEI
Geochemie
SiO2gehalt
Typ
MOR
Schildvulkan
0-1
Niedrig
basisch
Rot
Subduktions Explosiv
zonen
Stratovulkan
Lockervulkan
2,5 - 7
Hoch
Sauer –
interm.
Grau
Ozeanischer Effusiv
Intraplattenv
ulkanismus
Schildvulkan,
Plateauvulkan
0 -1
Niedrig
basisch
Rot
Kontinentale Explosiv
r Intraplatten Und effusiv
Vulkanismus
Stratovulkan
0–7
Plateauvulkane (8)
Lockervulkane
Schlackenkege
l
Maare
hoch bis
Niedrig
Sauer - Rot /
intermedi grau
är
Effusiv
Rot
oder
grau
Tabelle 44: Zusammenfassung Vulkanismus
37
Metamorphose:
Definition: Mineralogische und texturelle Umwandlung von überwiegend festen
Gesteinen (Gesteinsmetamorphose) unter physikalischen und chemischen
Bedingungen im Erdinneren (d.h. oberflächennahe Prozesse wie Verwitterung und
Diagenese werden ausgeschlossen), die anders sind als diejenigen, die zur
ursprünglichen Bildung der Gesteine geführt haben.
Der Begriff Metamorphose leitet sich aus dem Griechischen ab und bedeutet wörtlich
übersetzt "Änderung der Form". Die sich bildenden Gesteine werden als
Metamorphite oder metamorphe Gesteine bezeichnet.
Kommt es während der Metamorphose zu deutlichen Änderungen in der chemischen
Zusammensetzung der Gesteine (mit Ausnahme von H2O, CO2 oder anderen
flüchtigen Komponenten), so spricht man von Metasomatose oder weniger
gebräuchlich allochemischer Metamorphose.
Schon aufgrund des Auftretens im Gelände lassen sich folgende prinzipielle
Ursachen von metamorphen Prozessen unterscheiden:
a) die Intrusion von heißen Magmen in kühleres Nebengestein
= Kontaktmetamorphose,
b) großräumige tektonische Bewegungen der Lithosphärenplatten, die zu
Änderungen in den Druck-Temperatur-Bedingungen der Gesteine führen
= Regionalmetamorphose,
c) starke, auf schmale Störungszonen beschränkte Gesteinsdeformation
= Kataklastische Metamorphose
d) Impakte extraterrestrischer Körper, die kurzzeitig zu starken Druck- und
Temperaturerhöhungen führen
= Stoßwellenmetamorphose.
Die Minerale in den Ausgangsgesteinen (Edukte) reagieren auf die sich ändernden
äußeren
Bedingungen,
in
dem
sie
neue,
thermodynamisch
stabile
Mineralparagenesen bilden. Diese Umkristallisation läuft im festen Zustand ab,
allerdings in vielen Fällen unter Beteiligung einer sich auf den Korngrenzen
befindenden fluiden Phase.
•
Zu hohen Temperaturen hin wird der metamorphe Bereich von der
magmatischen Gesteinsbildung dadurch abgegrenzt, dass sich je nach
Gesteinszusammensetzung und Anwesenheit von Wasser Teilschmelzen bilden
(Anatexis). Solange die entstehenden Gesteine (z.B. Migmatite) überwiegend
fest bleiben, werden sie zu den Metamorphiten gerechnet.
• Zu tiefen Temperaturen hin gibt es ebenfalls keine scharfe Grenze zu den
diagenetischen Prozessen in Sedimenten. Je nach Gesteinszusammensetzung
erfolgen erste metamorphe Mineralneubildungen schon ab 150ºC.
• Der Druckbereich der Metamorphose reicht von oberflächennahen Bedingungen
(z.B. am Kontakt von extrudierenden Magmen) bis zu den Drücken von mehr als
3 GPa, wie sie im oberen Erdmantel herrschen.
Da metamorphe Gesteine Produkte sich ändernder Druck-Temperatur-(P-T-)
Bedingungen sind, treten sie in solchen Gebieten, die eine besonders hohe
geodynamische Aktivität besitzen, auch besonders häufig auf, wie z.B. in
38
Kollisionsorogenen entlang von Kontinenträndern. Besonders die Gesteine der
Regionalmetamorphose bilden häufig langgestreckte Gürtel, die parallel zu den
heutigen (oder auch früheren) Kontinenträndern angeordnet sind. In
Kollisionszonen, wo eine ozeanische Lithosphärenplatte unter eine kontinentale
abtaucht (wie z.B. im zirkumpazifischen Raum), ergeben sich besondere
thermische Verhältnisse. Diese führen zum Nebeneinander von langgestreckten
Gebieten (paired metamorphic belts) mit hochdruckmetamorphen Gesteinen
(Hochdruckmetamorphose),
die
auf
der
Kontinentseite
von
hochtemperaturmetamorphen Gürteln (Hochtemperaturmetamorphose) gesäumt
werden. Gerade für die Rekonstruktion von geotektonischen Vorgängen, die in der
Vergangenheit abgelaufen sind, spielt die Erforschung der metamorphen Gesteine
eine wichtige Rolle.
Aber auch überall im Erdmantel laufen metamorphe Prozesse ab, nur kommen
deren Produkte viel seltener an die Erdoberfläche und ins Blickfeld (die
diamantführenden Peridotit- und Eklogit-Xenolithe in Kimberliten sind Beispiele
dafür).
Die wichtigsten Parameter, die in einem komplexen Wechselspiel alle metamorphen
Prozesse steuern, sind:
a) Temperatur,
b) Druck,
c) Anwesenheit und Zusammensetzung einer fluiden Phase,
d) Die chemische Zusammensetzung der Ausgangsgesteine
e) Die Zeit.
a) Der Temperaturbereich, in dem sich metamorphe Prozesse abspielen, reicht
von etwa 150 bis 1100ºC, je nach chemischer Zusammensetzung der
beteiligten Gesteine. Er wird jeweils bestimmt durch das lokal herrschende
Wärmefluss-Regime,
welches
als
geothermischer
Gradient,
d.h.
Temperaturzunahme pro Kilometer Erdtiefe, ausgedrückt werden kann. Je
nach geotektonischer Situation variieren die während der Metamorphose
auftretenden Gradienten von 5 bis 10ºC/km in Subduktionszonen über Werte
von 20 bis 40ºC/km, wie sie für stabile Kontinentbereiche typisch sind, bis zu
mehr als 100ºC/km in Zonen erhöhter magmatischer Aktivität, wie z.B. an
Mittelozeanischen Rücken oder unter den pazifischen Inselbögen (Abb. 40).
Da sich die geotektonischen Verhältnisse und damit auch die thermischen
Zustände in der Erde mit der Zeit ändern, können sich sehr vielfältige
Temperaturvariationen während der Metamorphose ergeben.
b) Der während der Metamorphose herrschende lithostatische Druck PL ergibt
sich aus dem Gewicht der überlagernden Gesteinssäule (etwa 0,3 GPa in der
Erdkruste in 10 km Tiefe). Der Druck kann von Atmosphärendruck am Kontakt
von Extrusionen bis zu sehr hohen Werten in Subduktionszonen (2-3 GPa,
entsprechend 70 bis 100 km Erdtiefe) oder noch höher im Erdmantel variieren.
Druckveränderungen
ergeben
sich
durch
Versenkungsund
Heraushebungsprozesse, wobei neben der sedimentären Überlagerung von
Gesteinsschichten und der Abtragung durch Erosion tektonische Vorgänge
wie Überschiebungen oder großräumige Verfaltungen eine wichtige Rolle
spielen.
39
Der lithostatische Druck kann ergänzt werden durch:
•
Druck - PF – den Druck der fluiden Phasen
•
Druck – PS – den gerichteten Stress in tektonisch aktiven Gebieten
Abb. 40:
Bahlburg,H. &
Breitkreuz,Ch.
Grundlagen der Geologie.
Stuttgart 1998. S. 249
c) Wasserreiche Gesteinsfluide besitzen eine große Bedeutung als
Transportmedium und für die katalytische Beschleunigung zahlreicher
metamorpher Prozesse. Sie werden in Form von Porenwässern oder durch
wasserhaltige Minerale (oder durch Carbonate im Fall von CO2) in den
metamorphen Bereich transportiert. Dort können sie unter prograden
Bedingungen (prograde Metamorphose) freigesetzt werden und das Gestein
entlang von Schwächezonen nach oben verlassen. Oder sie verbleiben im
Intergranularraum (unter dem jeweiligen lithostatischen Druck).
d) Trotz der großen Vielfalt möglicher sedimentärer und magmatischer Edukte
lassen sich die chemischen Zusammensetzungen der metamorphen Gesteine
zu fünf am weitesten verbreiteten Gruppen zusammenfassen:
1.
2.
3.
4.
5.
pelitisch (Pelit),
mafisch (basische Gesteine),
felsisch (aciditisch – saure Gesteine),
kalkig (karbonatische Gesteine)
ultramafisch (ultrabasische Gesteine).
40
Für diese fünf chemischen Gruppen gibt die Tabelle einen Überblick über die
möglichen Ausgangsgesteine, die wichtigsten auftretenden Minerale und die
typischen Gesteine.
Zusam Edukt
menset
zung
Wichtige
metamorphe
Minerale
Metamorphe Gesteine
Mit
Einregelung
Felsiges
Gefüge
Sauer
Basisch
interme
diär
Ultraba
sisch
Kalkig
Tab. 46: Metamorphose - Die fünf wichtigsten chemischen Gruppen der
metamorphen Gesteine. (Lexikon der Geowissenschaften 2002)
e) Die Zeitspanne, innerhalb der metamorphe Prozesse ablaufen, reicht von
wenigen Jahren im Fall von sehr kleinräumiger Kontaktmetamorphose nahe
der Erdoberfläche bis zu Größenordnungen von 10-50 Mio. Jahren für die
großräumige Regionalmetamorphose. Ein Ziel in der metamorphen Petrologie
ist es daher, mit Hilfe von geochronologischen Methoden die DruckTemperatur-Zeit-Pfade (P-T-t-Pfade), die metamorphe Gesteine genommen
haben, zu rekonstruieren.
Für die Gliederung der Regionalmetamorphose lassen sich übergreifende Bereiche
für die Bildung bestimmter Mineralgemeinschaften (Mineralassoziationen /
Mineralparagenesen ) definieren, die als Faziesbereiche der Metamorphose
bezeichnet werden. Die Grobeinteilung dieser Faziesbereiche zeigt die folgende
schematische Abbildung.
41
Phyllit
Glimmerschiefer
Versenkungsmetamorphose
G
n
e
i
s
Stabilitätsfelder (Faziesbereiche) der Metamorphose.
Bearbeitet nach:Frisch, W. & Löschke, J. Plattentektonik; Darmstadt, 1993; S. 102
Abb. 41: Vereinfachte Faziesbereiche der Regionalmetamorphose
42
Schematische Gliederung der Metamorphose
Diagenese
Autometamorphose
(z.B. durch eigene
Differentiate, wie
bei Granit)
Metamorphose
isochem
allochem
Konservative Metamorphose
Zu- und/oder
Abfuhr
von
Komponenten
X
Metasomatose
Statische
Metamorphose
T
Kontaktmetamorphose
PL (Lithostatisch)
Regionale Thermo- Dynamo
- Metamorphose
Dynamische
Metamorphose
PS (Streß)
DynamoMetamorphose
Abb. bearbeitet nach Reinsch, D.; Petrographisches Praktikum. CLZ 1988; S. 7
Diagramm an der Tafel und Ableitung der beiden Extremtypen :
43
Das Gefüge der metamorphen Gesteine
Die Veränderung der P-T-Bedingungen bedeutet jeweils eine Veränderung der
Zustandsbedingungen der betroffenen Minerale / Gesteine. Dabei werden die
Kristallgitter bei fortschreitender (progressiver) Metamorphose durch die Zufuhr von
Energie mobilisiert. Das Resultat sind häufig Veränderungen der Gitterstruktur.
Hierbei bilden sich, den neuen Zustandsbedingungen angepasste, energetisch
günstigere Gitterkonstellationen heraus. In der Regel werden dies Kristallgitter mit
kleinerem Volumen sein, die sich senkrecht zum Druck einregeln. Dabei resultiert
eine für Metamorphite typische Einregelungsstruktur, die allgemein als
SCHIEFERUNG bezeichnet wird. Die Schieferung lässt sich je nach ihrer Ausbildung
weiter differenzieren in :
Schieferung, ein engständiges Parallelgefüge ebener Flächen, die nicht durch
Sedimentation entstanden sind und die dem Gestein eine mehr oder weniger gute
Teilbarkeit nach diesen Flächen verleihen. Der Begriff kann sowohl die
Gefügeprägung als auch das Gefügeelement selbst bezeichnen. In der deutschen
Literatur wird letzteres jedoch manchmal als Schiefrigkeit von dem gefügebildenden
Vorgang unterschieden.
Schieferung entsteht durch orientiertes Wachstum nicht isometrischer Minerale.
Schieferung erzeugende Minerale sind meistens Schichtsilicate, die in der
Schieferungsfläche wachsen oder umkristallisiert werden. Ein Schieferungsgefüge
kann aber auch durch orientiertes Wachstum oder Einregelung stängeliger Minerale
in die Schieferungsebene hervorgerufen werden (z.B. Amphibole in Amphiboliten
oder Chrysotil oder Asbest in Serpentiniten.).
Schieferung
Foliation
Lamination
Bänderung /
Streifung
Der Begriff ist übergreifend, wird aber vorherrschend bei
gröberer Paralleltextur verwendet.
Der Begriff ist übergreifend, wird eher bei sehr engständiger
Schieferung, etwa im Bereich von Zehntelmillimeter verwendet,
so bei den Phylliten.
Ist die Gliederung eines Gesteins in parallelverlaufende dünne
Lagen unterschiedlicher mineralischer Zusammensetzung.
Dieser Effekt ist häufig mit Foliation und Schieferung
verbunden.
Bei gröberer Ausbildung der Lamination werden auch die
Begriffe Bänderung und Streifung verwendet. Häufig tritt in
Metamorphiten auch Fältelung und Kleinfältelung als Folge von
Durchbewegung und/oder Deformation auf. Auch Klüfte /
Gänge und Risse sind verbreitet.
44
Zusammenfassung:
Die wichtigsten Strukturtypen der Metamorphite sind :
1. Massige oder Felsige Gefüge
2. Schieferung
Die verschiedenen Bezeichnungen für schiefrige Gefüge werden konkreten /
traditionellen Gesteinstypen / Gesteinsnamen zugeordnet.
Gefüge
Bezeichnung
Gestein
Metamorphose-Zone
Feinschieferung
Schiefriges Gefüge
Gneisiges Gefüge
Tab. 45 : Metamorphe Gesteine und Gefügetypen.
45
Die metamorphen Gesteine
Der Nomenklaturvorschlag von W. Lorenz für bereichstypische Gesteinsgruppen der
metamorphen Gesteine
Bereich/Gestein
Gefüge
Korngröße
in mm
Mineralische
Zusammensetzung
Diagenese
Tonschiefer
/Tonstein
ANCHIMETAMORPHOSE
mit fließenden Grenzen
METAMORPHOSE i.e.S.
Phyllit - Bereich
GlimmerschieferBereich
Gneis – Bereich
Marmor
Quarzit
quarzitisch
Amphibolit
felsig / schiefrig
interm. Plg.und .Hbl
Biotit; Quarz
Eklogit
felsig / schiefrig
Granulit – Bereich
felsig / schiefrig
Granoblastisch
Omphacit u. Pyrop
Glimmer; Quarz
Quarz u. Feldspat,
+/- Mafite,
vorherrschend
OH-frei
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