Karbonatite v2

Oberrheingraben und Kaiserstuhl Exkursion | G.Brügmann und D.Mertz | Uni Mainz | 5. & 6. Juni 2009
Karbonatite – Vorkommen und Genese
Sebastian Fischer, Stephan Porr, Lars Beierlein
Zunächst
wurde
der
Begriff
Karbonatite
nur
für
ein
bestimmtes
Karbonatgesteinsvorkommen in Telemark, Norwegen verwendet. 1921 schlug Brögger
zum ersten Mal einen magmatischen Ursprung für diese Gesteine vor, ab dann wurde der
Begriff für Gesteine ähnlicher Art verwendet. Die magmatische Bildung kann erst seit
1960 dank am Oldoinyo Lengai beobachteten Ausfließens karbonatitischer Lava (Dawson,
1962) als völlig gesichert gelten. Kurz vorher konnte schon experimentell karbonatische
Schmelze „hergestellt“ werden (Wyllie & Tuttle, 1960).
Vorkommen
1989 waren etwa 330 Karbonatitvorkommen bekannt (Wooley, 1989), die aktuellste
Auflistung enthält 527 Vorkommen (Wooley & Kjarsgaard, 2008). Abbildung 1 gibt eine
Übersicht über ihre weltweite Verteilung. Aufgrund der geringen Größe von
Karbonatitvorkommen ist die Wahrscheinlichkeit, dass in nur grob kartierten Gebieten
der Erde noch weitere Karbonatite entdeckt werden relativ groß.
Abb 1 Weltkarte mit allen bekannten Karbonatitvorkommen (aus Woolley & Kjarsgaard, 2008)
1
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Alter
Alter der Karbonatite
Die steigende Anzahl an Altersdatierungen
hat gezeigt, dass im Verlauf der Erdgeschichte
die Karbonatitaktivität stetig zugenommen
hat (vgl. Abb. 2, Wooley & Kjaarsgard, 2008).
Woolley und Kjaarsgard (2008) interpretieren
den Trend als fortschreitende Metasomatose
(hier Karbonatisierung) des Erdmantels über
die Zeit und somit zunehmende Häufigkeit
der Bildungsvoraussetzungen für Karbonatite
(siehe auch Kapitel „Genese“). Bei der
Interpretation der Daten sollte berücksichtigt
Abb 2 Histrogramm von Karbonatitaltern
(Woolley & Kjarsgaard 2008)
werden, dass ältere Karbonatitvorkommen der Verwitterung zum Opfer gefallen sein
könnten (Veizer et al 1992, zitiert in Woolley & Kjarsgaard, 2008).
Tektonisches Setting
Weit verbreitet ist die Auffassung, Karbonatite seien an Riftstrukturen gebunden. Die
bekannten Vorkommen am Kaiserstuhl und am Oldoinyo Lengai unterstützen diese
Ansicht. Allerdings lässt sich weniger als die Hälfte aller bekannten Karbonatite auf
Grabenstrukturen zurückführen. Die restlichen Karbonatite sind mit Hauptstörungen und
Schnittpunkten von großen Störungen (z.B. Kola-Halbinsel) in Verbindung zu bringen
(Woolley, 1989). Oftmals wird darauf hingewiesen, dass die Karbonatite einiger
Vorkommen entlang Linien angeordnet sind. Woolley (1989) führt dies auf u.U. tief
liegende Störungszonen zurück und betont, dass Plattenwanderung über einen stationären
Mantelplume aufgrund der sehr unterschiedlichen Alter entlang einiger Linien nicht als
Erklärung für die lineare Anordnung der Karbonatite gelten kann. Anhand der zeitlichen
Verteilung (vgl. Abb. 2) von Karbonatitbildungsphasen zieht er eine Verbindung von
Karbonatitbildung und orogener Aktivität.
Erscheinungsbild im Gelände
Karbonatite zeigen das volle Spektrum an Platznahmeformen (Laven, Tephren,
Intrusionen in Form von Gängen, Sills…), das auch von silikatischem Magmatismus
2
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bekannt ist. Der Hauptunterschied besteht in Größe und Intrusionsfolge. So sind keine
Karbonatitkörper bekannt, die die Dimensionen großer silikatischer Intrusionen
erreichen (Barker, 1989). Eine Vergesellschaftung von Karbonatiten und silikatischen
Magmatiten ist häufig zu beobachten. Meist handelt es sich um SiO2-untersättigte,
foidhaltige Alkalimagmatite wie Nephelinite, Phonolite, Melilitite (Mitchell, 2005).
Karbonatite, so sie mit silikatischen Magmatiten assoziiert sind, eruptieren bzw.
intrudieren im späten Stadium der Sequenz und sind massenmäßig den silikatischen
Gesteinen deutlich untergeordnet (Barker, 1989).
Oft unterlagen gerade die Karbonatitintrusionen einer Subsolidus-Rekristallisation,
sodass magmatische Strukturen (z.B. Fließgefüge, Einsprenglinge in Matrix) zumindest
verschleiert, wenn nicht sogar völlig überprägt sind (Barker, 1989). Auch ist in vielen
Fällen eine Alkali-Metasomatose des Nebengesteins zu beobachten, die durch C-reiche
Fluide aus dem Karbonatitmagma bedingt ist. Der Prozess der Alkali-Metasomatose durch
Karbonatite wird nach dem Fen-Komplex in Norwegen auch als Fenitisierung bezeichnet
(Gittins, 1989).
Chemismus und Klassifikation
Tabelle 1 (im Anhang) gibt eine Übersicht über die chemische Zusammensetzung von
verschiedenen Karbonatit-Typen. Auffällige Merkmale sind sehr niedrige Gehalte an SiO2,
Al2O3 und Alkalien und hohe
1000.0
Gehalte an CO2, CaO und bei
Karbonatittypen
MgO und FeO & Fe2O3. Eine
Ausnahme
bilden
Natrokarbonatite
die
vom
100.0
Gestein/MORB
bestimmten
10.0
Calciokarbonatite
1.0
Oldoinyo Lengai Vulkan, die
Na2O-Gehalte von über 30
wt% und K2O-Gehalte von
über 7 wt% haben (Dawson et
al, 1995).
Magnesiokarbonatite
Ferrokarbonatite
0.1
La
Ce
Pr
Nd Sm Eu Gd Tb
Dy
Ho
Er
Tm Yb Lu
Abb. 3 SEE von Karbonatiten im Vergleich zu MORB
(Daten aus Woolley & Kempe, 1989; Werte für MORB aus
Klein, 2003)
3
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Unter den magmatischen Gesteinen haben Karbonatite die höchsten Gehalte an Seltenen
Erdelementen (SEE) überhaupt (Woolley & Kempe, 1989). Oft sind diese so stark
angereichert, dass sie eigene Mineralphasen bilden und somit wichtige Lagerstätten für
SEE darstellen. Abbildung 3 zeigt die Anreicherung von SEE in Karbonatiten im
Vergleich zu MORB. Ferrokarbonatite haben die höchsten SEE-Gehalte, generell sind bei
allen Karbonatiten die leichten SEE gegenüber den schweren SEE sehr viel höher
angereichert als in anderen Magmatiten (Woolley & Kempe, 1989).
Klassifikation
Die folgende Klassifikation erfolgt nach LeMaitre (2004).
Karbonatite sind Gesteine magmatischen Ursprungs, die mehr als 50 Modalprozent
Karbonatminerale
enthalten.
Weitere
Unterscheidung
erfolgt
anhand
des
Mineralgehaltes:
Calcitkarbonatit (calciocarbonatite), wenn
das Hauptkarbonatmineral Calcit ist. Diese
können weiter in grobkörnigen Sövit und
fein- bis mittelkörnigen Alvikit unterteilt
werden.
Dolomitkarbonatite (magnesiocarbonatite),
wenn
Dolomit
das
dominierende
Karbonatmineral ist. Alternativ werden
diese auch Beforsit genannt.
Ferrokarbonatite,
Ferrokarbonatite wenn das Hauptkarbonat
Abb 4 Chemische Klassifikation der Karbonatite
unter Verwendung der Oxid-wt% (nach LeMaitre,
2004). Gilt nur für SiO2 < 20%!
eisenreich ist (z.B. Siderit).
Natrokarbonatite,
Natrokarbonatite die hauptsächlich aus Na-K-Ca-Karbonaten bestehen. Diese seltene
Karbonatitvariante ist nur vom Oldoinyo Lengai Vulkan in Tansania bekannt.
Ist das Gestein zu feinkörnig für die oben genannte Klassifikation, so kann, falls der
SiO2 Gehalt 20 wt% nicht übersteigt, die chemische Klassifikation aus Abbildung 4
verwendet werden. Für Gesteine mit mehr als 20 wt% SiO2 sollte der Name
Silicokarbonatit verwendet werden. Für detaillierte Klassifikation aufgrund der Chemie
siehe LeMaitre (2004) und Verweise darin.
4
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Genese
Es ist noch immer nicht einwandfrei geklärt, wie karbonatische Schmelzen gebildet
werden. Typische Isotopen-Werte für die Oldoinyo Lengai Karbonatite sind 0.512610.51268 für
147/144
Nd und 0.70437-0.70446 für
87/86
Sr (Bell & Simonetti, 1996). Auch
hinsichtlich der Bleiisotopie sind Mantelisotopensignaturen typisch unter Karbonatiten.
Andere Karbonatitvorkommen bewegen sich in ähnlichen Bereichen. Zumindest für die
Stammmagmen kann eine Bildung im Erdmantel somit als gesichert angenommen
werden.
Laut Panina & Motorina (2008) gibt es heute drei populäre Konzepte, die Mechanismus
und Ort der Karbonatitmagmenbildung erklären:
a) Karbonatitische Schmelzen werden als primäre Schmelzen durch geringfügiges
partielles Aufschmelzen des (lithosphärischen) Mantels gebildet,
b) Karbonatitmagmen entmischen aus parentalen Nephelinit- oder Melilititmagmen
aufgrund von nicht länger gegebener Mischbarkeit bei Aufstieg und damit verbundener
Druckentlastung oder
c) Karbonatitschmelzen sind die Restschmelzen aus der krustalen Differentiation und
Fraktionierung alkalischer Magmen.
Lee & Wyllie (1998) geben für Szenario a) an, dass in diesem Fall der Mantel
karbonatisiert (= an CO2 angereichert) sein muss, was sowohl durch Karbonatminerale in
Peridotiten als auch durch Hinweise auf metasomatische Reaktionen von Mantelgesteinen
mit karbonatreichen Schmelzen zumindest als möglich angesehen werden kann. Die
entstehenden Schmelzen wären in diesem Fall dolomitischer Art. Die karbonatitischen
Schmelzen seien die Ersten eines Kontinuums von geringvolumigen, partiellen Schmelzen
im Mantel, zu dem auch Melilitite und Kimberlite gehören. Ein weiterer Hinweis auf eine
direkte Mantelquelle für die Karbonatite sind besonders in Calcitkarbonatiten mitgeführte
Mantelxenolithe und Cr-reiche Magnesio-Chromite (Bailey, 1993).
Fischer et al. (2009) favorisieren hingegen Szenario b), zumindest für die Oldoinyo
Lengai Laven. Extrem niedrig gradiges partielles Aufschmelzen eines nicht übermäßig an
C angereicherten (max. 300 ppm C, zum Vergleich 50-220 ppm C in MORB-Quelle)
Mantels führe zu einer nephelinitischen/melilititischen Schmelzzusammensetzung, aus
5
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der nach Fraktionierung die natrokarbonatitische Schmelze in der oberen Kruste
entmische. Dieses Modell würde auch das häufige gemeinsame Auftreten von
Karbonatiten zusammen mit Nepheliniten/Melilititen erklären. Es sind aber Vorkommen
von (meist dolomitischen) Karbonatiten bekannt, die keine assoziierten Silikatgesteine
aufweisen (Mitchell, 2005), was allerdings unter Umständen auf fehlende Aufschlüsse
derselben zurückzuführen ist.
Barker (1989) argumentiert anhand des graduellen Übergangs von mit Kimberliten
vergesellschafteten Karbonatiten zur Zusammensetzung des Kimberlits für eine
fraktionierte Kristallisation, die zu einer karbonatitischen Restschmelze führt.
Auch die Anreicherung von Alkalien in manchen extrusiven Karbonatiten (z.B. die
Natrokarbonatite des Oldoinyo Lengai) und die damit verbundene Frage der initialen
Zusammensetzung von Karbonatiten steht immer noch zur Debatte (Panina & Motorina,
2008). So wird angenommen, dass diese Anreicherung entweder 1) ein typisches Merkmal
primärer
Karbonatitschmelzen
ist
und
das
Vorhandensein
der
anderen
Karbonatitvarietäten durch Verlust von Alkalien während der Entwicklung des Magmas
(z.B. durch Reaktionen mit dem Nebengestein Fenitisierung) zu erklären ist oder aber
2) dass die kalkalkalinen Karbonatite die primären Schmelzen darstellen und die
Alkalianreicherung ein Hinweis auf Schmelze im späten Entwicklungsstadium ist (ähnlich
wie Rhyolite alkalireicher als Basalte sind).
Das erste Konzept erscheint unwahrscheinlich, da die Natrokarbonatite nahe der
eutektischen Zusammensetzung bei niedrigem Druck liegen und somit eher als letzte
Restschmelze denn als primitive Schmelze anzusehen sind (Bailey 1993).
Abschließend bleibt zu sagen, dass die einzelnen Pros und Contras in der
Diskussion um die Petrogenese von Karbonatiten von Vorkommen zu Vorkommen zu
schwanken scheinen, sodass eventuell mehrere Prozesse im Zusammenspiel herangezogen
werden müssen, um die Entstehung der ganzen Bandbreite der Karbonatite zu erklären.
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Literatur
Bailey, D (1993) Carbonate magmas. Journal of the Geological Society, 150,
150 637-651.
Barker, DS (1989) Field Relations of Carbonatites. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution.
Unwyn Hyman, London. 618 pages
Bell, K and Simonetti, A (1996) Carbonatite Magmatism and Plume Activity: Implications from the Nd, Pb
and Sr Isotope Systematics of Oldoinyo Lengai. Journal of Petrology, 37,
37 1321-1339.
Brögger, WC (1921) Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes. IV. Das Fengebiet in Telemark, Norwegen.
Norsk Videnskapsselskapets Skrifter, I. Math Natruv Klasse, 9.
Dawson, JB (1962) Sodium carbonate lavas from Oldoinyo Lengai, Tanganyika. Nature, 195,
195 1075-1076.
Dawson, JB, Pinkerton, H, Norton, GE, Pyle, DM, Browning, P, Jackson, D and Fallick, AE (1995) Petrology
and Geochemistry of Oldoinyo Lengai Lavas Extruded in November 1988: Magma Source, Ascent and
Crystallization. In: Bell, K and Keller, J (eds) Carbonatite Volcanism. Springer, Berlin. 210 pages
Fischer, TP, Burnard, P, Marty, B, Hilton, DR, Füri, E, Palhol, F, Sharp, ZD and Mangasini, F (2009) Uppermantle volatile chemistry al Oldoinyo Lengai volcano and the origin of carbonatites. Nature, 459,
459 7780.
Gittins, J (1989) The Origin and Evolution of Carbonatite Magmas. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and
Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages
Klein, EM (2003) Geochemistry of the Igneous Oceanic Crust. In: Rudnick, RL (ed) Treatise on
Geochemistry. vol. 3, Elsevier. 659 pages
Lee, WJ und Wyllie, PJ (1998) Petrogenesis of Carbonatite Magmas from Mantle to Crust, Constrained by
the System CaO-(MgO + FeO*)-(Na2O + K2O)-(SiO2 + Al2O3 + TiO2)-CO2. Journal of Petrology, 39,
39
495-517.
Mitchell, RH (2005) Carbonatites and Carbonatites and Carbonatites. The Canadian Mineralogist, 43,
43 20492068.
LeMaitre, RW (Ed) (2004) Igneous Rocks. A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University
Press, Cambridge. 236 pages
Panina, L and Motorina, I (2008) Liquid immiscibility in deep-seated magmas and the generation of
carbonatite melts. Geochemistry International, 46,
46 448-464.
Veizer, J, Bell, K, and Jansen, SL (1992) Temporal distribution of carbonatites. Geology, 20,
20 1147-1149.
Woolley, AR (1989) The Spatial and Temporal Distribution of Carbonatites. In: Bell, K (ed) Carbonatites.
Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages
Woolley, AR and Kempe, DRC (1989) Carbonatites: Nomenclature, Average Chemical Compositions, and
Element Distribution. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London.
618 pages
Woolley, AR and Kjarsgaard, BA (2008) Carbonatite Occurrences of the World: Map and Database.
Geological Survey of Canada, Open File Report 5796. 27 pages, 1 coloured map (1:20 000 000).
Wyllie, PJ and Tuttle, OF (1960) The System CaO-CO2-H2O and the Origin of Carbonatites. Journal of
Petrology, 1, 1-46.
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Tabelle 1 – Chemische Zusammensetzung von Karbonatiten
calciocarbonatites
wt%
range
average no
SiO2
2.72 116
0.0 - 8.93
TiO2
0.15 115
0.0 - 1.09
Al2O3
1.06 116
0.0 - 6.89
Fe2O3
0.0 - 9.28
2.25 97
FeO
0.0 - 4.7
1.01 91
MnO
0.0 - 2.57
0.52 119
MgO
1.8 122
0.0 - 8.11
CaO
49.12 118
39.24 - 55.4
Na2O
0.29 102
0.0 - 1.73
K2O
0.0 - 1.47
0.26 105
H2O+
0.0 - 4.49
0.76 78
P2O5
0.0 - 10.41
2.1 119
CO2
36.64 104
11.02 - 47.83
BaO
0.34 74
0.0 - 5.0
SrO
0.86 66
0.0 - 3.29
F
0.0 - 2.66
0.29 31
Cl
8
0.0 - 0.45
0.08
S
0.02 - 2.29
0.41 23
SO3
0.02 - 3.87
0.88 15
ppm
Li
1
-0.1
Be
2.4
5
0.4 - 8
Sc
7
7
0.6 - 18
V
80 31
0 - 300
Cr
13 10
2 - 479
Co
2 - 26
11 12
Ni
5 - 30
18 11
Cu
24 25
4 - 80
Zn
188 16
20 - 1120
Rb
14
6
4 - 35
Y
119 16
25 - 346
Zr
4 - 2320
189 33
Nb
1 - 1500
1204 43
Ag
---Cs
20
1
-Hf
---Ta
5
1
-W
---Au
---Pb
56
6
30 - 108
Th
52 13
5 - 168
U
8.7 10
0.3 - 29
La
608 31
90 - 1600
Ce
1687 18
74 - 4152
Pr
219
2
50 - 389
Nd
883
8
190 - 1550
Sm
130
2
95 - 164
Eu
39
2
29 - 48
Gd
105
2
91 - 119
Tb
9
2
9 - 10
Dy
34
2
22 - 46
Ho
6
2
3-9
Er
4
1
-Tm
1
1
-Yb
1.5 - 12
5 10
Lu
0.7
1
-Daten aus Woolley & Kempe, 1989
magnesiocarbonatites
average no
range
3.63 50
0.6 - 9.4
0.33 49
0.0 - 1.98
0.99 53
0.0 - 4.41
2.41 48
0.0 - 9.57
3.93 47
0.0 - 10.4
0.96 54
0.2 - 5.47
15.06 54
9.25 - 24.82
30.12 53
20.8 - 47.0
0.29 44
0.0 - 2.23
0.28 44
0.0 - 1.39
1.2 36
0.08 - 9.61
1.9 51
0.0 - 11.3
36.81 49 16.93 - 47.88
0.64 32
0.01 - 4.3
0.69 29
0.06 - 1.5
0.31 21
0.03 - 2.1
0.07 1
-0.35 12
0.03 - 1.3
1.08 13
0.06 - 2.86
-<5
14
89
55
17
33
27
251
31
61
165
1422
3.2
0.9
3.2
21
10
-89
93
13
764
2183
560
634
45
12
-4.5
----9.5
0.08
1
3
9
9
9
5
12
10
4
13
14
19
2
1
1
6
1
7
11
13
19
14
1
6
6
6
6
10
1
--10 - 17
7 - 280
2 - 175
4 - 39
21 - 60
4 - 94
15 - 851
2 - 81
5 - 120
0 - 550
10 - 16780
3.2 - 3.3
--4 - 34
--30 - 244
4 - 315
1 - 42
95 - 3655
147 - 8905
222 - 1755
33 - 75
3 - 20
-0.9 - 8
----1 - 52
--
ferrocarbonatites
average no
range
4.7 57
0.36 - 9.0
0.42 57
0.0 - 2.3
1.46 53
0.01 - 5.6
7.44 50
0.46 - 17.84
5.28 50
0.0 - 20.28
1.65 57
0.23 - 5.53
6.05 58
0.1 - 14.5
32.77 58
9.2 - 46.43
0.39 46
0.0 - 1.52
0.39 51
0.0 - 2.8
1.25 35
0.04 - 4.52
1.97 54
0.0 - 11.56
30.74 53 20.56 - 41.81
3.25 38
0.02 - 20.6
0.88 34
0.01 - 5.95
0.45 20
0.02 - 1.2
0.02 3
0.01 - 0.04
0.96 12
0.12 - 5.4
4.14 21
0.06 - 17.1
10
12
10
191
62
26
26
16
606
-204
127
1292
3.4
0.6
-0.9
20
12
217
276
7.2
2666
5125
550
1618
128
34
130
16
52
6
17
1.8
15.5
--
1
1
2
16
8
7
7
14
9
9
13
17
2
1
1
1
2
4
13
16
15
8
4
4
4
4
4
4
4
4
4
4
4
--9 - 14
56 - 340
15 - 135
11 - 54
10 - 63
4 - 45
35 - 1800
-28 - 535
0 - 900
10 - 5033
3.4 - 3.5
----10 - 15
46 - 400
100 - 723
1 - 20
95 - 16883
1091 - 19457
141 - 1324
437 - 3430
30 - 233
11 - 78
31 - 226
4 - 36
11 - 105
1-9
3 - 35
0.3 - 3
1 - 16
--
8