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Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 1 von 26 Einführung in die Gesteinsbestimmung mit dem Schwerpunkt kristalline Geschiebe: Voraussetzungen und Hilfsmittel: Eine Lupe ist unverzichtbar, sie sollte 10fach vergrößern. Sparen Sie hier nicht an der Qualität, es wäre die falsche Stelle. Ein Hammer ist das zweite wichtige Werkzeug. Nehmen Sie möglichst einen Geologenhammer. Die Qualität ist deutlich besser. Sie benötigen einen Hammer, weil Sie für die Mineralbestimmung eine frische Bruchfläche brauchen. Weiterhin ist 10 %ige Salzsäure nützlich, die man am besten in einer Pipettenflasche aufbewahrt. Solche Flaschen gibt es in jeder Apotheke. Gelegentlich muß die Härte von Mineralen bestimmt werden. Dazu kann ein gutes Taschenmesser oder eine Spitze aus gehärtetem Stahl benutzt werden. Eine Reißnadel, die im Werkzeughandel wenig kostet, tut dabei gute Dienste. Grundsätzliche Vorgehensweise: Jede Gesteinsbestimmung erfolgt in zwei Schritten: Erstens: Sie schauen sich das Gefüge an, also die Anordnung der Minerale. Daraus leitet sich eine Vermutung ab, was für einen Typ Gestein Sie vor sich haben. Es gibt magmatische, metamorphe und sedimentäre Gesteine. Zweitens: Sie bestimmen die Minerale, soweit möglich. Das mit Abstand wichtigste Hilfsmittel dafür ist die Lupe. Dazu kommen die Salzsäure und ein harter Stahlstift für eine Ritzprobe. Die Bestimmung der Minerale erfolgt ebenfalls nach einem Schema. Die erste und wichtigste Frage ist: Gibt es Quarz? Die Anwesenheit (oder das Fehlen) von Quarz läßt bestimmte andere Minerale erwarten und schließt einige andere aus. Damit ist eine Vorauswahl getroffen, welches Gestein Sie vor sich haben können. Die nächste Frage ist: Gibt es Feldspäte? Wie viele verschiedene? Welche sind es? Oft läßt sich danach bereits eine vorläufige Bestimmung treffen. Zusätzlich werden dann noch die dunklen und andere Minerale bestimmt, sofern möglich. Im Folgenden werden die eben genannten Schritte im Detail erläutert und durch Bilder ergänzt. 1. Drei grundlegende Gesteinsgruppen und ihre Gefüge. 1.1 Magmatite 1.2 Sedimentite (Seite 4) 1.3 Metamorphite (Seite 6) 2. Gesteinsbildende helle Minerale. (Seite 7) 2.1 Quarz (S.7-10) und Feldspat (S.10) 2.2 Zwillingsbildungen bei den Feldspäten. (Seite 14) 2.3 Systematik der magmatischen Gesteine (Streckeisen-Diagramm, Seite 19). 1.) Gefüge beurteilen. 1.1) Das Gefüge magmatischer Gesteine: Magmatische Gesteine entstehen bei der Abkühlung von Gesteinsschmelzen. Ihr Gefüge ist massig, richtungslos und körnig. Die Probe sieht aus allen Richtungen gleich aus, egal, wie ich sie halte. Das Gestein baut sich aus meist unterschiedlich gefärbten Mineralkörnern auf. Die Umrisse der Minerale sind unregelmäßig eckig, teilweise haben sie gerade Kanten, manchmal sind einige, aber nicht alle, rund. Das Gestein enthält nur selten Hohlräume und niemals Fossilien. Die Korngröße reicht von extrem klein (auch mit der Lupe nicht erkennbar) bis viele Zentimeter groß. Entscheidend für die Größe der Minerale ist die Abkühlungszeit der Schmelze. Viel Zeit = große Kristalle, wenig Zeit = kleine Kristalle. Aus der Korngröße leitet sich die Gliederung der magmatischen Gesteine in drei Untergruppen ab: Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 2 von 26 Tiefengesteine (Plutonite) hatten Zeit zum Abkühlen. Sie zeigen deshalb gut entwickelte Mineralkörner (Kristalle). Vulkanische Gesteine (Vulkanite) treten an der Erdoberfläche aus und haben keine Zeit für ein Kristallwachstum. Ihr Gefüge ist dicht, d.h. es sind in der Regel keine Minerale erkennbar. Ganggesteine stehen zwischen den beiden ersten Gruppen. Sie haben einige gut entwickelte Kristalle, die in einer feinkörnigen Grundmasse sitzen. Die Kristallisation hatte begonnen, wurde aber abgebrochen. Solche Gesteine haben ein porphyrisches Gefüge. Dazu Beispiele: A.) Gefüge eines Tiefengesteins (Plutonit): Das Gefüge ist körnig und richtungslos, das Gestein sieht aus allen Richtungen gleich aus, egal ist, wie ich den Stein halte: er hat keine bevorzugte Richtung, keine Streifen oder Schichten. Welche Minerale hier vorhanden sind, ist bei der Gefügebeurteilung noch nicht wichtig. Allerdings sollte die Gesamtfarbe eines Gesteins immer beachtet werden. Gesteine, die so dunkel sind wie dieses hier, sind meist mafische Gesteine. (Gabbro/Diorit und verwandte Gesteine) Als mafisch bezeichnet man eisen- und magnesiumreiche Gesteine. Sie haben immer einen hohen Anteil dunkler Minerale. Auch das nächste Gestein ist körnig und richtungslos, allerdings mit anderen Mineralen, die eine helle Gesamtfarbe bewirken. So helle Gesteine wie dieses hier lassen fast immer Quarz und Feldspäte erwarten. Zählen Sie in solchen Gesteinen die Minerale, d.h. die Anzahl der Farben, die sich erkennen lassen. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 3 von 26 B.) Gefüge eines Vulkanits (schnell erkaltete Lava): Vulkanite haben meist ein richtungsloses, aber sehr feinkörniges Gefüge. Damit ist ein Problem genannt: Sie erkennen meist nicht, welche Minerale vorhanden sind, da diese viel zu klein sind. Vulkanite sind von Hand kaum bestimmbar - ansatzweise ist die Gesamtfarbe ein Indiz. Helle oder graue Vulkanite haben meist einen hohen Anteil an Quarz und Feldspäten (solche Gesteine sind z.B. Latit, Trachyt, Andesit). Sehr dunkle Vulkanite gehören meist zur Gruppe der Basalte. Einzelne Gesteine sind manchmal trotzdem bestimmbar, wenn sich Einsprenglinge finden, die etwas über das Gestein verraten. In Basalten sind gelegentlich grünlichgelbe Klümpchen enthalten: Das ist Olivin. Auf dem Foto unterhalb ist er am unteren Bildrand zu sehen. Beachten Sie das Gefüge auf dem Bild: feinkörnig, scherbiger Bruch (sehr fest), dunkle Farbe (= mafisches Gestein). Wenn Einsprenglinge vorhanden sind: Form und Farbe beachten. Schlanke, helle Einsprenglinge in sehr dunklen Gesteinen sind fast immer Plagioklase. Farbige Einsprenglinge in hellen, grauen oder bunten Vulkaniten sind oft Alkalifeldspäte. C.) Das Gefüge der Ganggesteine (auch "Subvulkanite" genannt): Ihr charakteristisches Gefüge enthält Merkmale beider obiger Gruppen: Die gut entwickelten Kristalle der Magmatite und die dichte bzw. feinkörnige Grundmasse der Vulkanite. Solche Gesteine bezeichnet man als "Porphyre". "Porphyr" bedeutet, daß sich gut entwickelte, größere Kristalle ("Einsprenglinge") in einer feinkörnigen bzw. dichten Grundmasse befinden. Solche porphyrischen Gefüge entstehen unter anderem, wenn die Kristallisation plötzlich abgebrochen wird. Ursache kann der Aufstieg eines kristallhaltigen Magmas sein, das an der Erdoberfläche oder in kalter Umgebung beschleunigt abkühlt. Als Ergebnis bildet sich ein feinkörniges Gestein, das die bereits gebildeten Kristalle in einer feinkörnigen Grundmasse zeigt. Auf der nächsten Seite finden Sie den Schnitt durch einen Porphyr. Beachten Sie, daß in diesem Gestein einige der Einsprenglinge (es sind Feldspäte) eckige Umrisse haben. Die Kristalle sind idiomorph (= eigengestaltig). Ein Detail, daß Ihnen nicht entgehen sollte. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 4 von 26 Im Geschiebe sind solche Porphyre regelmäßig zu finden. Es gibt viele verschiedene Varianten. Einige sind als Leitgeschiebe charakteristisch für ein bestimmtes Herkunftsgebiet. 1.2. Das Gefüge der Sedimentite (Ablagerungsgesteine): Sedimentite entstehen durch Ablagerung der Reste von zersetzten Gesteinen. Diese Ablagerung geschieht meist über sehr lange Zeiträume, dabei werden die einzelnen Bestandteile in Schichten abgelagert. Ein jedem bekanntes Beispiel ist Sandstein. Sand (= Quarzkörner) ist das, was von völlig verwitterten Gesteinen in unseren Breitengraden übrigbleibt. Er wird vom Wasser oder Wind transportiert und abgelagert und unter günstigen Umständen verfestigt. Beim Ablagern bildet sich die charakteristische Schichtung. Sie entsteht zum Beispiel durch verschieden große Körner. Eine Lage feinen Sandes wird von einer Lage grober Körner bedeckt, dann folgt wieder feiner Sand. Es bilden sich Schichten. Wechselt die Färbung der einzelnen Sandkörner, bilden sich farblich abgesetzte Schichten. Sedimentgesteine sehen deswegen oft gestreift aus. Das abgebildete Gestein ist ein Sandstein aus dem nordischen Geschiebe. Seine Schichtung ist hier durch den Farb- und Korngrößenwechsel besonders gut zu erkennen. Schichtungen können in einfarbigen und feinkörnigen Gesteinen schwer zu erkennen sein. Sie sollten das Gefüge deshalb immer mit der Lupe kontrollieren. Sedimentgesteine bestehen aus vielen Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 5 von 26 kleinen, meist gerundeten Bruchstücke, die dicht gepackt liegen und durch ein Bindemittel zusammengehalten werden. Kalkgesteine können feinkörnigen Sandsteinen ähneln. Es ist immer sinnvoll, mit einem Tropfen Salzsäure zu testen, wenn man mit der Lupe nicht sicher ist. Der Gebrauch von Salzsäure ist nicht amateurhaft - im Gegenteil. Es gibt immer wieder schwierige Fälle oder so empfindliche Proben, daß man mit dem Hammer nicht hantieren kann. Dann ist Salzsäure hilfreich - auch um bei kleinen hellen Einsprenglingen die Quarze von den Kalziten zu unterscheiden. Das Schäumen von Kalk unter Salzsäure ist auch bei winzigsten Einsprenglingen gut zu sehen. Nahaufnahme eines Sandsteins. Sie sehen die dicht gepackten Körner. Bei einem Sandstein sind es immer kleine Quarze. Viele Sedimentite sind nicht sehr hart. Man kann sie mit einem Stahlnagel leicht ritzen. Besteht ein Sedimentgestein aus groben, gerundeten Stücken, wird es als Konglomerat bezeichnet (linkes Bild). Sind die Bestandteile eher eckig, nennt man es Brekzie (rechtes Bild). Konglomerate sind weitaus häufiger zu finden als Brekzien Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 6 von 26 1.3. Das Gefüge metamorpher Gesteine: Metamorphite entstehen immer aus bereits vorhandenen Gesteinen. Die Umwandlung wird durch gerichteten Druck und erhöhte Temperaturen verursacht und findet im festen Zustand statt, es kommt nicht zu einer Aufschmelzung. (Gesteine, bei denen die Aufschmelzung einsetzt, heißen Migmatite und bilden eine eigene Gruppe) Ein wichtiges Kennzeichen vieler metamorpher Gesteine ist ihr deformiertes Gefüge. Zu erkennen ist es an den eingeregelten, parallel liegenden und verformten Mineralkörnern. Das ganze Gestein wirkt gestreift oder lagig, wobei dieses lagige Gefüge nicht mit der Schichtung in Sedimentiten verwechselt werden darf. Hier handelt es sich um eine Einregelung der Minerale oder, wenn die Verformung stark genug war, um Schieferung. Schieferung bedeutet, daß sich das Gestein plattig spalten läßt. Metamorphe Gesteine entstehen unter anderem bei Gebirgsbildungen. Man bezeichnet solche Überprägungen als Regionalmetamorphosen, weil sie ganze Regionen betreffen, also sehr weiträumig angelegt sind. Die Feldspäte werden dabei zu "Augen" verformt und gelängt, Quarze plattgedrückt. Außerdem können sich neue Minerale bilden. Ein solches metamorphes Mineral ist Granat. Die meisten Granate in unseren Gesteinen sind bei Metamorphosen entstanden. Granate sehen überwiegend rötlich, violett oder bräunlich aus. Oft erscheinen sie rundlich, gelegentlich zeigen sie schöne Kristallflächen. Granatführende Gesteine sind im Geschiebe häufig. Im abgebildeten Gestein sind es die dunkelrotbraunen Einsprenglinge. Das entscheidende Merkmal im Bild ist das horizontal deformierte Gefüge. Die horizontale Einregelung der Minerale ist das Resultat von Belastungen, die einseitig in eine Richtung wirkten. Die Mineralkörner haben sich in Lagen angeordnet und sind verformt worden. Das Gestein zeigt eine deutliche Foliation und sieht nicht mehr aus allen Richtungen gleich aus. Die Deformation ist nicht durch die Auflast des Gesteins darüber entstanden - dieser Druck wirkt wie in einer Flüssigkeit in alle Richtungen gleich und verursacht keine Verformungen. Das Gestein wurde verschert bzw. gefaltet und dabei entstand das deformierte Gefüge. Der Unterschied zur Schichtung in den oben beschriebenen Sedimentgesteinen besteht darin, daß metamorphe Gesteine nicht aus Bruchstücken aufgebaut sind, sondern eher den magmatischen Gesteinen gleichen. Sie bestehen aus einem Verband von Mineralkörnern. Diese Minerale zeigen oft Spuren von Deformationen, teils mit dem bloßen Auge erkennbar, teils nur mikroskopisch nachweisbar. Ein zweiter deutlicher Hinweis neben der Deformation des Gefüges ist das Auftreten typischer metamorpher Minerale. Insbesondere Granat ist leicht zu erkennen und geht fast immer auf eine Metamorphose zurück. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 7 von 26 Andere Minerale, die sich ebenfalls regelmäßig in metamorphen Gesteinen finden, sind Cordierit, Sillimanit und Disthen (Kyanit). Bei der makroskopischen Bestimmung von Geschieben ist es wichtig, auf eingeregelte Gefüge und auf die typischen metamorphen Minerale zu achten. Eine präzise Bestimmung metamorpher Gesteine ist allerdings meist nur mit Dünnschliffen und weiteren Untersuchungen zu leisten. Das Gebiet der metamorphen Gesteine ist weit gespannt. Eine gründliche Behandlung ist in diesem Rahmen hier nicht möglich. Für mehr Informationen zu diesem komplexen Thema sei hier auf ein Standartwerk verwiesen: Wimmenauer: Petrographie magmatischer und metamorpher Gesteine, Enke-Verlag. 2. Bestimmung der hellen Minerale: Alle magmatischen Gesteine werden nach ihren Mineralen geordnet. Die wichtigsten sind dabei Quarz und Feldspat. Nur wenn Sie diese sicher erkennen, ist die Systematik der Gesteine für Sie verständlich und die Literatur nutzbar. Die nachfolgenden Beschreibungen, die das Erkennen dieser beiden Mineral(gruppen) erläutern, betreffen deshalb das Fundament der Geologie. Um Quarz und die Feldspäte zu erkennen, brauchen Sie Ihre Lupe. Nehmen Sie sie so oft wie möglich zur Hand. Es kommt auf genaues Hinsehen an und es bedarf einiger Übung, um die wichtigen Merkmale zu erkennen. Halten Sie dazu die Lupe dicht ans Auge und führen Sie danach den Stein an die Lupe. Bewegen Sie den Stein und schauen Sie sich verschiedene Minerale nacheinander an. Sie suchen nach zuerst nach Quarz, dann nach Feldspäten (es gibt zwei Typen) und zuletzt nach dunklen Mineralen (Glimmer, Amphibol und Pyroxen). Für den Anfang beschränken wir uns auf die Bestimmung von Quarz und der beiden Feldspäte. Für die Benennung der Gesteine sind sie von zentraler Bedeutung. Minerale und Kristalle: Hier ist ständig von Mineralen die Rede, ebenso von Kristallen. Beinahe alle Minerale, die Sie in Gesteinen finden, sind kristallin. Das bedeutet, daß sie ein Kristallgitter haben, also ihre chemischen Bestandteile regelmäßig angeordnet sind. Meist sieht man dieses Kristallgitter nicht - jedenfalls nicht mit dem Auge oder der Lupe. Unter dem Mikroskop lassen sich diese Strukturen sichtbar machen. Unter günstigen Umständen, nämlich dann, wenn die Minerale beim Wachsen viel Platz haben, spiegelt sich das Kristallgitter auch in der äußeren Form wieder. Dann wachsen die schönen Kristalle, die auf Mineralienmessen gehandelt werden. Der Unterschied zu den gesteinsbildenden Mineralen, mit denen wir uns hier beschäftigen, ist minimal. In Gesteinen sind Hohlräume Mangelware, deswegen sehen die Minerale in den Gesteinen selten so hübsch aus. Der innere Aufbau ist immer gleich - egal ob der Quarz als blaugraues Bröckchen in einer Ecke zwischen anderen Mineralen Platz finden mußte (nächstes Bild) oder ob er einen schönen Hohlraum zum Wachsen hatte (nächste Seite). Beides ist Quarz. Quarz in einem Granit in typischer Ausprägung Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 8 von 26 Quarz, in einem Hohlraum frei gewachsen Solche Formen wie hier oben können sich immer dann bilden, wenn beim Wachsen des Minerals genügend Platz vorhanden ist. Entweder gibt es einen Hohlraum oder die Kristalle bilden sich als erste in der noch sehr heißen Gesteinsschmelze (Magma). Dann sind sie noch von Flüssigkeit umgeben und können ebenfalls ihre Eigengestalt entwickeln. Sie werden dann "idiomorph" (eigengestaltig). In Gesteinen ohne Hohlräume erkennt man solche idiomorphen Minerale an den geraden Kanten, die sie begrenzen. Unterhalb sehen Sie Beispiele. Auch wenn die Kanten nicht immer perfekt sind oder nur einige Kanten an einem Mineralkorn gerade sind: dieses Detail müssen Sie beachten. Es gibt Auskunft über die Art der Minerale und auch die Reihenfolge, in der sie sich bildeten. Dieser Kristall ist idiomorph (eigengestaltig). Er ist beim Aufschlagen des Steins fast unbeschädigt freigelegt worden. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 9 von 26 Wenn die Kristalle einfach quer durchbrechen, was meistens passiert, sehen sie so aus wie hier: (Die Pfeile zeigen auf gerade Außenkanten) Diese drei Bilder zeigen die drei wichtigen Minerale: Alkalifeldspat (oben, weiß), Quarz (mitte, graubraun) und Plagioklas (unten, weiße Leisten). Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 10 von 26 2.1. Quarz (SiO2): Quarz wird immer zuerst gesucht. Ist er vorhanden, bleiben nur ganz bestimmte Gesteine in der Auswahl. Gleichzeitig schließt freier Quarz einige Minerale von vornherein aus: Das sind vor allem Olivin und die Feldspatvertreter (= Foide, siehe Seite 21). Diese Minerale treten nie zusammen mit Quarz auf. Die meisten Tiefengesteine enthalten Quarz. Sein typisches Kennzeichen ist der muschelige Bruch mit Glasglanz. Zerbrochene Quarze haben nie eine ebene Oberfläche. Suchen Sie mit der Lupe unebene, muschelige Bruchflächen, die wie Glas aussehen - Glas ist Quarz. Eine Ritzprobe hilft zusätzlich. Auch mit einer harten Stahlnadel oder einem Taschenmesser können Sie Quarz nicht ritzen, wohl aber alle anderen Minerale wie z.B. Feldspäte oder Kalzit. Kontrollieren Sie eine Ritzprobe immer mit der Lupe. Oft entsteht ein Strich, aber es ist nur unter der Lupe zu sehen, ob Sie wirklich eine Furche gemacht haben oder ob Ihr Taschenmesser nur eine dünne Metallspur auf dem Mineral hinterlassen hat. Sie können aber auch umgekehrt arbeiten: Prüfen Sie, ob eine vorstehende Ecke des Minerals eine Glasscherbe oder Wasserflasche ritzt. Wenn ja, ist es Quarz. Quarze werden bei der Abkühlung der Gesteinsschmelzen meist zum Schluß ausgeschieden. Das führt dazu, daß die Quarze oft in den Lücken zwischen den bereits vorhandenen Mineralen („Zwickel") Platz nehmen müssen. Idiomorphe, also kantige Quarze sind in Gesteinen selten. Die meisten Quarze haben helle Farben. Sehr oft sind sie weißlich oder grau, trübe oder auch glasklar. In schwedischen Graniten findet sich außerdem regelmäßig blauer Quarz. Die Farbe ist aber nur ein Hinweis, denn es gibt sehr viele Varianten. Aufs Ganze gesehen kann Quarz zwar jede Farbe haben, aber tatsächlich ist er meistens weißlich bis grau. Für die Suche nach Quarz ist die Gesamtfarbe des Gesteins ein wichtiges Indiz. Helle Gesteine enthalten oft Quarz und dieser wiederum tritt meist zusammen mit Feldspäten auf. 2.1. Feldspäte: Feldspäte sind die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale. Sie allein machen über 50 % (!) der Erdkruste aus. Magmatische Gesteine bestehen zu großen Teilen aus Feldspäten, von sehr seltenen Ausnahmen abgesehen. Feldspäte sind im frischen Bruch leicht zu erkennen: Sie zeigen lebhaft spiegelnde Flächen. Die Silbe "Spat" deutet auf ihre gute Spaltbarkeit hin. Verwechselungsmöglichkeiten bestehen zu Glimmern, die aber sehr viel weicher sind und dem Mineral Kalzit, das an seiner Reaktion mit Salzsäure leicht unterschieden werden kann. Wenn Sie ein Gestein bestimmen, achten Sie auf lebhaft spiegelnde Flächen. Sie sind mit bloßem Auge zu sehen und fast immer vorhanden. Spiegelnde Minerale sind Kandidaten für Feldspäte. Ausgenommen sind schwarze und silbern spiegelnde Minerale. Diese Farben kommen bei Feldspäten praktisch nicht vor. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 11 von 26 Feldspäte treten in zwei Gruppen auf: Alkalifeldspäte und Plagioklase. Diese beiden Gruppen spielen eine zentrale Rolle bei der Gesteinsbestimmung. Beide unterscheiden sich in ihrer chemischen Zusammensetzung, was Konsequenzen für das Aussehen der Kristalle hat. Alle Feldspäte bestehen aus Aluminium, Silizium und Sauerstoff. Dazu kommt noch jeweils ein Metall: Entweder Kalium oder Natrium oder Kalzium. Daraus entstehen drei Feldspäte, die sich in die bereits erwähnten zwei Gruppen (Alkalifeldspat und Plagioklas) aufteilen. Das übliche Diagramm zur Darstellung dieser Minerale ist das Feldspatdreieck. Im Feldspatdreieck befindet sich an jedem Eckpunkt ein Feldspattyp. Oben steht Kalifeldspat (meistens Orthoklas), unten links der Natriumfeldspat (Albit). Kalium und Natrium werden als Alkalimetalle bezeichnet, daher der Name "Alkalifeldspäte". Unten rechts steht Kalzium, der damit gebildete Feldspat heißt Anorthit. Er bildet zusammen mit Albit die Reihe der Plagioklase an der Basis des Dreiecks. Albit gehört also zu den Alkalifeldspäten und zu den Plagioklasen. Das Wesentliche an dieser Darstellung ist die Mischungslücke. Es gibt keine Feldspäte, die innerhalb der schraffierten Mischungslücke liegen. Eine Schmelze mit einer Zusammensetzung, die innerhalb dieses Bereiches kristallisieren würde, bildet beim Abkühlen zwei getrennte Feldspäte: einen Alkalifeldspat und einen Plagioklas. Auch innerhalb der Alkalifeldspäte sind nicht alle Mischungsverhältnisse möglich. Das führt dazu, daß sich der Kaliumfeldspat vom Natriumfeldspat trennt. Dann teilen sich diese beiden Komponenten einen einzigen Kristall, was dazu führt, daß sich der eine Feldspat innerhalb des anderen abscheidet (= entmischt). Diese Entmischung kann man sehen. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 12 von 26 Deshalb ist die Mischungslücke so wichtig: Sie erzeugt einen sichtbaren Hinweis auf die chemische Zusammensetzung des Feldspatkristalls. Diese Trennung von zwei Feldspäten innerhalb eines Kristalls bezeichnet man als perthitische Entmischung. Es entsteht ein Feldspatkristall, in dem sich der zweite Feldspat in Form von Lamellen oder Spindeln ausscheidet (entmischt). Ein solcher Feldspat sieht so aus: Der grüne Feldspat hier ist ein Amazonit, ein durch Kupfer gefärbter Alkalifeldspat. Das entscheidende auf dem Bild sind die weißen, länglichen Spindeln / Streifen. Diese weißen Gebilde bestehen aus Albit, der sich innerhalb des grünen Alkalifeldspates ausgeschieden hat. Solche weißen Entmischungsstreifen suchen Sie, wenn Sie Feldspäte betrachten. Ein Kristall mit diesen Entmischungen ist immer ein Alkalifeldspat. Wegen der perthitischen Entmischungen im Kristall nennt man solche Feldspäte auch "Perthit". Meist sind die Entmischungen allerdings nicht so prächtig ausgebildet wie oben. Sie müssen manchmal mit der Lupe genau hinschauen, manchmal sehen Sie die Entmischungen schon aus der Entfernung Das nächste Bild zeigt in einer Vergrößerung perthitischer Entmischungen, wie man sie häufig findet. Die Albitlamellen im zweiten Bild sind zwar klein, aber deutlich erkennbar. Sie laufen ungefähr von links unten nach rechts oben. Ein solches Mineral ist immer ein Alkalifeldspat. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 13 von 26 Wenn Sie einen Perthit wie den obigen entdeckt haben, sind alle anderen gleich gefärbten Feldspäte im Gestein ebenfalls Alkalifeldspat, da in einer Probe eine Mineralsorte meistens einheitlich gefärbt ist. Gibt es jetzt einen zweiten, andersfarbigen Feldspat im Gestein, dann können Sie vermuten, daß der andere Feldspat ein Plagioklas ist. Wenn ein Gestein zwei Feldspäte enthält, handelt es sich meist um Alkalifeldspat und Plagioklas. Spaltbarkeit bei Feldspäten: Feldspäte haben ihren Namen wegen der auffällig guten Spaltbarkeit. Zerschlägt man einen Feldspat, entstehen nicht irgendwelche Formen, sondern es bilden sich zwei senkrecht aufeinander stehende ebene und spiegelnde Spaltflächen. Nur die dritte Ebene ist eine uneben rauhe Bruchfläche: Im linken Bild sind die Spaltflächen vorn links und rechts zu sehen, die Bruchfläche liegt oben. Der abgebildete Feldspat ist nicht so gewachsen, sondern ein Spaltprodukt. Im zweiten Bild sehen Sie, daß der Winkel zwischen den Spaltflächen 90° beträgt (Pfeile). Ich habe ihn etwas schräg fotografiert, damit die seitlichen Spaltflächen eben noch zu sehen sind. Schaut man genau in Spaltrichtung, sieht man nur ein Rechteck. Wegen dieses rechten Winkels an allen vier Ecken heißt das Mineral „Orthoklas" („rechtwinklig spaltend"). In den Plagioklasen ist dieser Spaltwinkel etwa 86°. Daher der Name „Plagioklas" („schief spaltend"). Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 14 von 26 Farbverteilung bei Feldspäten: Es gibt eine Faustregel, die sehr oft zutrifft: Von zwei Feldspäten ist der Alkalifeldspat meist kräftiger gefärbt. Meist sind es rötliche, gelbliche oder braune Farbtöne, die die Alkalifeldspäte auszeichnen. Das Spaltstück hier oberhalb hat eine typische und oft zu findende Farbe vieler Alkalifeldspäte. Die sie begleitenden Plagioklase sind in der Regel blasser. Ein Blick auf angewitterte Oberflächen zeigt einen weiteren Unterschied zwischen beiden Feldspäten: Plagioklas verwittert leichter. Er entwickelt eine helle, weißliche oder gelbliche Verwitterungskruste, während der Alkalifeldspat noch gut aussieht. Das geht soweit, daß der Plagioklas auf stark bewitterten Flächen fehlt, während der Alkalifeldspat noch vorhanden ist. Auch so kann man die Zusammensetzung der Gesteine Schritt für Schritt einkreisen. 2.2. Zwillingsbildung bei Feldspäten Feldspäte machen Zwillinge. Das bedeutet, daß zwei oder mehrere Kristalle gleicher Zusammensetzung auf ganz bestimmte Weise miteinander verwachsen sind. Diese Zwillingsbildungen sind jeweils typisch für Alkalifeldspat und Plagioklas. (Die Regel hat, wie immer, Ausnahmen. Aber sie ist so oft richtig, daß man sie sehr gut verwenden kann) Alkalifeldspäte bilden Zwillinge, die aus zwei Hälften bestehen. Diese Zwillinge nennt man „Karlsbader Zwillinge". Bewegt man einen solchen Doppelkristall, so reflektieren seine beiden Hälften in verschiedenen Positionen. Es glänzt immer nur eine Hälfte des Zwillings. Um die andere Hälfte spiegeln zu sehen, muß man den Stein drehen. Der Grund für dieses Phänomen liegt in der Art der Verwachsung begründet. Die beiden Zwillingshälften berühren sich wie zwei verschränkte Hände. Wird der Stein geteilt, verläuft der Bruch in irgendeine Richtung quer durch beide Hälften. Die Nahtlinie zwischen den beiden Hälften ist manchmal gerade, manchmal hat sie einen Absatz. Es gibt außer den Karlsbader Zwillingen bei den Alkalifeldspäten noch Verwachsungen nach dem Manebacher und Bavenoer Gesetz. Diese werden hier übergangen. . Im linken Bild ist ein zur Hälfte freiliegender Karlsbader Zwilling zu sehen. Beide Kristallhälften sind, wie oben skizziert, versetzt verwachsen Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 15 von 26 Solche Zwillingspaare sind selten freiliegend zu sehen. Normalerweise brechen die Gesteine im Handstück quer durch alle Kristalle. Ein Zwilling ist dann nur an der geteilten Reflexion zu erkennen. Das untere Bild zeigt einen Karlsbader Zwilling, wie er oft im Handstück zu sehen ist: Die obere Hälfte des Zwillings ist in Reflexionsstellung. Die untere Hälfte fällt auf dem Bild nicht auf, dazu muß man das Handstück bewegen. Dann spiegeln nacheinander beide Hälften und die Größe des Doppelkristalls ist besser zu erkennen. Karlsbader Zwilling: Die Naht zwischen den beiden Hälften verläuft je nach Bruchlage mit einem Absatz (oben) oder schön gerade (unten): Der Karlsbader Zwilling im unteren Bild unten steckt in einer Probe vom PerniöGranit, Finnland. Die linke Hälfte spiegelt, die rechte Hälfte nicht. Die Pfeile markieren den gesamten Zwilling. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 16 von 26 Karlsbader Zwillinge kann man praktisch immer mit dem bloßem Auge zu erkennen. Kontrollieren Sie trotzdem noch mit der Lupe, ob sich nicht eventuell in der spiegelnden Fläche noch mehr zeigt. An dieser Stelle lauert nämlich eine Falle: Ab und zu tritt der Fall auf, daß die Plagioklase, die hier nachfolgend vorgestellt werden, einen Karlsbader Zwilling „vortäuschen“. Das ist ziemlich selten, aber es kommt vor. (Ein solches Beispiel finden Sie im Anhang am Ende dieses Textes.) Wenn Sie mit der Lupe kontrollieren, ob es einfach nur eine Zweiteilung ohne weitere Verzwilligungen gibt, dann können Sie sicher sein, Alkalifeldspat vor sich zu haben. Zwillingsbildung bei den Plagioklasen: Plagioklase bilden Zwillinge nach dem Albit- bzw. Periklin-Gesetz. Dabei werden viele dünne Zwillinge nebeneinander abgeschieden. Man bezeichnet sie als polysynthetische Zwillinge. Die Skizze unten links verdeutlicht das Prinzip. Die einzelnen „Scheiben" sind im Vergleich zur Länge allerdings meist sehr viel dünner als in der Skizze. Unten rechts sehen Sie die typischen Plagioklaszwillinge. Diese dichte Wiederholung feinster Linien, die wie mit dem Lineal gezogen sind, ist das wichtigste Erkennungsmerkmal für Plagioklase. Die Streifen der polysynthetischen Verzwilligung sind immer eng und exakt parallel. Sie haben keine Eigenfarbe und sie sind nur auf den spiegelnden Flächen zu sehen. Deshalb ist es nötig, die Gesteinsprobe unter der Lupe zu bewegen und die Feldspäte aufspiegeln zu lassen. Die Zwillingsstreifen müssen Sie suchen, sie springen Ihnen nicht ins Auge. So groß wie auf dem Foto oberhalb werden Sie die polysynthetischen Zwillinge nur selten zu sehen bekommen. (Der Plagioklas stammt aus einem norwegischen Pegmatit, die Probe wurde mir von Peter Jacobi überlassen.) Wenn Sie aber mit Hilfe der Lupe auch nur eine spiegelnde Spaltfläche mit diesem feinen Linienmuster finden, dann wissen sie, daß alle Kristalle gleicher Farbe in Ihrem Handstück Plagioklase sind. Unterscheidung zu den perthitischen Entmischungen im Alkalifeldspat: Die perthitischen Entmischungen in den Kalifeldspäten, die weiter oben zu sehen waren, haben immer eine Eigenfarbe, sind nie so gerade und eher kurz. Die hellen Spindeln dort sind Albit in Alkalifeldspat - zwei Feldspäte mit je eigener Farbe ineinander. Entmischungen in Alkalifeldspäten können Sie in jeder Lage des Steins erkennen, die Plagioklaszwillinge nur in Reflexionsstellung. Man kann sie eigentlich nicht verwechseln. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 17 von 26 Grünfärbung der Plagioklase: Es gibt ein weiteres Indiz dafür, ob ein Feldspatkristall Plagioklas oder Alkalifeldspat ist. Wie bereits beschrieben, sind Plagioklase weniger stabil. Insbesondere die kalziumhaltigen Plagioklase neigen zum Grünwerden, das von den Kernen her ausgeht. Der Vorgang, bei dem sich Plagioklase umwandeln, heißt „Saussuritisierung", das Mineralgemisch, das sich im Plagioklas bildet, „Saussurit" (benannt nach dem Schweizer Geologen Saussure). Dabei bildet sich ein Mineralgemenge, das unter anderem Epidot enthält. Dieser Epidot ist von pistaziengrüner Farbe und färbt den Kristall grünlich. Bild unten: Porphyr aus Dalarna (Geschiebe von der Insel Fehmarn) Die grünlichen Kristalle sind Plagioklase, die weißen sind die Alkalifeldspäte. Sonstige Begriffe im Zusammenhang mit Feldspäten: In der Literatur tauchen immer wieder verschiedene Begriffe auf, die auf die Feldspäte Bezug nehmen. Einige wichtige habe ich hier zusammengestellt, um die Orientierung zu erleichtern. Orthoklas: Orthoklase gehören zu den Alkalifeldspäten und sind durch ein Kristallgitter definiert, daß in seiner Ordnung zwischen Sanidin (Hochtemperaturform) und Mikroklin (Tieftemperaturform) steht. Streng genommen macht man der Bezeichnung "Orthoklas" eine Aussage über das Kristallgitter, die eigentlich nur nach einer Dünnschliffuntersuchung statthaft wäre. Die meisten Alkalifeldspäte sind aber in der Tat Orthoklase. Sanidin: Die Hochtemperaturform des Alkalifeldspats. Sanidine kommen nur in vulkanischen Gesteinen vor. Durch die schnelle Abkühlung hatten sie keine Zeit, das Kristallgitter den niedrigeren Temperaturen anzupassen. Im Feldspatdreieck sind es die Sanidine, die im roten Bereich - also am Rande der Mischungslücke - liegen. Sie können wegen der schnellen Abkühlung nicht entmischen. Mikroklin: Die Tieftemperaturform des Kalifeldspats. Mikrokline brauchen zu ihrer Bildung eine langsame Abkühlung. Dabei entwickelt sich das Kristallgitter so, daß die Aluminium- und Siliziumatome ein regelmäßig geordnetes Gitter aufbauen. (Beim Sanidin ist es völlig ungeordnet, beim Orthoklas nur teilweise.) Mikroklin ist im Dünnschliff, also nur unter dem Mikroskop, an einer typischen Gitterbildung zu erkennen. Makroskopisch ist Mikroklin nicht bestimmbar. Oft zeigen Mikroklinkristalle schöne perthitische Entmischungen, weil diese zu ihrer Entstehung die gleichen Bedingungen - langsame Abkühlung und viel Zeit - benötigen. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 18 von 26 Feldspatnamen aus der Plagioklasreihe: Die folgenden Namen beziehen sich auf verschiedene Mischungsverhältnisse von Albit und Anorthit. (Vergl. im Feldspatdreieck die untere Reihe der Plagioklase.) Heute werden statt der Namen auch die prozentualen Mischungsverhältnisse angegeben. Dabei steht der Anorthitgehalt als Prozentangabe in Klammern. Albit: (NaAlSi3O8): Anorthitgehalt von O bis 10 %. (An0-An10) Oligoklas: Anorthitgehalt von10 % bis 30 %. (An10-An30) Andesin: Anorthitgehalt von 30 % bis 50 %. (An30-An50) Labradorit: Anorthitgehalt von 50 % bis 70 % (An50-An70) Bywtonit: Anorthitgehalt von 70 % bis 90 % (An70-An90) Anorthit: (CaAl2Si2O8) Anorthitgehalt 90% bis 100 % (An90-An100) Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 19 von 26 2.3. Die Ordnung der magmatischen Gesteine: Das Streckeisen-Diagramm Das Streckeisen-Diagramm (auch QAPF- Schema genannt) gehört zum Wichtigsten in der Geologie überhaupt. In ihm werden magmatische Gesteine definiert. Es werden zwei Varianten benutzt: Eines für Plutonite (Tiefengesteine) und eines für Vulkanite. Sie finden beide am Ende dieses Textes. Im Streckeisen-Diagramm steht jeder Eckpunkt für ein Mineral. Q = Quarz A = Alkalifeldspat P = Plagioklas F = Foide (Feldspatvertreter, S.23) An diesen Eckpunkten ist der Mineralgehalt jeweils 100 %. Alle Linien im Diagramm stehen für den prozentualen Gehalt an Mineralen. Die Linien von oben nach unten stellen Feldspatgehalte dar, die waagerecht verlaufenden Linien geben den Quarz- oder Foidgehalt an. Diese Prozentlinien begrenzen Felder und definieren damit Gesteine. Ein Gestein kommt je nach seiner Zusammensetzung in einem der Felder zu liegen und erhält danach seinen Namen. Die allermeisten magmatischen Gesteine finden sich in der oberen Hälfte des Diagramms. Ganz links bei „A“ sind es 100% Alkalifeldspat und keinerlei Plagioklas. Ganz rechts bei „P“ gibt es nur Plagioklas, keinen Alkalifeldspat. Da beide Feldspäte zusammen immer 100 % ergeben, genügt es, den Gehalt von nur einem Feldspat an den Begrenzungslinien anzugeben. Im Diagramm steht deshalb nur der Plagioklasgehalt, der Rest zu 100 % ist immer Alkalifeldspat. Ausschnitt aus dem QAPF- Schema: Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 20 von 26 Alle Prozentangaben beziehen sich nur auf die genannten vier hellen Minerale und geben nur die Mengenverhältnisse innerhalb dieser Mineralgruppe wieder. Die dunklen Minerale (meist ist das Biotit oder Amphibol) werden so lange ignoriert, wie ihre Menge weniger als 90 % des Gesteins ausmacht. Erst wenn mehr als 90 % dunkle Minerale vorhanden sind, werden andere Schemata verwendet. Erläuterung am Beispiel von Granit: Das Feld 3 (3a + 3b) ist das Granitfeld. Jedes magmatische Gestein, das eine Zusammensetzung hat, die innerhalb dieses Feldes liegt, ist Granit (zu Vulkaniten siehe Grafik 2). Das Feld 3 wird durch zwei horizontalen Linien begrenzt, die den Quarzgehalt definieren. Granit beginnt unten an der horizontalen 20 % Linie und endet oben bei der 60 % Linie, jeweils ablesbar an den Ziffern am linken Rand. Daraus folgt, daß im Granit der Quarzanteil immer zwischen 20 % und 60 % der hellen Minerale liegt - andernfalls ist das Gestein kein Granit. Links und rechts wird das Granitfeld von Linien begrenzt, die den Gehalt an Feldspäten angeben. Die linke Linie trägt die Ziffer 10. Das bedeutet: 10 % Plagioklas (und gleichzeitig 90 % Alkalifeldspat). Die rechte Begrenzungslinie für Feld 3 liegt bei 65 % Plagioklas (und gleichzeitig 35 % Alkalifeldspat). Das bedeutet, daß in allen Graniten das Verhältnis der Feldspäte zwischen 10 % - 65 % Plagioklas und damit gleichzeitig 90 - 35 % Alkalifeldspat liegt. (Eine Ausnahme sind Hypersolvusgranite. Erläuterung S.23) In gleicher Weise sind alle anderen Felder im Diagramm von Prozentlinien eingerahmt und definieren so die Zusammensetzung der Gesteine. Die Prozentgehalte innerhalb des Diagramms sind relativ und beziehen sich immer nur auf den Anteil der hellen Minerale. Besteht ein Gestein beispielsweise zur Hälfte aus dunklen Mineralen, dann ist die absolute Menge der hellen Minerale entsprechend niedrig. Angenommen, ein Granodiorit (Feld 4) besteht zur Hälfte aus dunklen Mineralen. Die Zusammensetzung bei den hellen Mineralen soll sein: 30 % Quarz sowie 70 % Plagioklas und 30 % Alkalifeldspat. Die absoluten Mineralgehalte, die man dann tatsächlich auf der Gesteinsoberfläche sieht, sind folgende: 15 % Quarz, 24,5 % Plagioklas und 10,5 % Alkalifeldspat. Wieso das? Die Hälfte des Gesteins besteht aus dunklen Mineralen und diese werden nicht berücksichtigt. Nur die andere Hälfte, die der hellen Minerale, dient der Bestimmung. Davon nimmt der Quarz bereits 30 % ein. Diese 30 % machen 15 % der gesamten Gesteinsmasse aus, da 30 % von den 50 % der hellen Minerale 15 % (absolut) ergeben. Dann verbleiben für beide Feldspäte noch 35 % des Gesamtgesteins. Auf diesen Teil bezieht sich die Aufteilung der Feldspäte in 70 % Plagioklas und 30 % Alkalifeldspat. Für den Plagioklas ergibt das einen Anteil von 24,5 % vom Gesamtgestein, denn 70 % Plagioklas von 35 % sind 24,5 %. Analog nimmt der Alkalifeldspat insgesamt nur 10,5 % des Gesteins ein, denn 30 % vom Feldspatgehalt, der insgesamt 35 % des Gesteins ausmacht, sind 10,5 %. Das mag auf den ersten Blick verwirrend aussehen, ist aber eigentlich nicht kompliziert. Im Streckeisendiagramm sind die Prozentangaben immer auf den Gehalt an hellen Mineralen bezogen. Wie groß die tatsächliche Menge dieser hellen, für die Bestimmung entscheidenden Minerale ist, bleibt dabei unerheblich. So lange sie zusammen mehr als 10% des Gesteins ausmachen, bestimmen sie den Namen - egal ob die dunklen Minerale einen kleinen oder einen größeren Anteil Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 21 von 26 haben. Definitionen aus dem Diagramm ablesen: Möchte man zu einem beliebigen magmatischen Gestein die zugehörigen Mineralgehalte wissen, sucht man den Namen im Schema und hat automatisch die Grenzlinien. Beispiel: Quarzmonzonit. Die Quarzmonzonite stehen im Feld 8*. Dieses Feld wird begrenzt durch einen Quarzgehalt von mindestens 5 % und maximal 20 % - abzulesen an den beiden horizontalen Linien oberhalb bzw. unterhalb von 8*. Rechts und links von Feld 8* befinden sich die 35 % und 65 %, die für den Plagioklasanteil im Gesamtfeldspat stehen. Der Rest zu hundert ist wieder der Alkalifeldspat. Ein Quarzmonzonit hat daher in seinen hellen Anteilen zwischen 5 % und 20 % Quarz. Dazu kommen zwischen 35 % - 65 % Plagioklas vom Gesamtfeldspat. Der Rest zu hundert, das sind 65 % - 35 %, ist Alkalifeldspat. Enthält ein Gestein nur einen einzigen Feldspat, so liegt es auf einer der Außenlinien des Diagramms. Ein Basalt, der beispielsweise nur Plagioklas führt, liegt auf der rechten Außenlinie. Je nach Quarzgehalt in der oberen oder, wenn Feldspatvertreter enthalten sind, in der unteren Hälfte. Ein Gestein, das nur Plagioklas enthält und weder Quarz noch Foide führt, liegt exakt auf Punkt P, also am Rand von Feld 10. Praktische Anwendung: 1.) Mineralgehalte grob schätzen: Ein Gestein mit magmatischem Gefüge soll beispielsweise fast keinen Quarz enthalten, nur hin und wieder kleine Körnchen. Neben dunklen Mineralen (die ignoriert werden) findet sich deutlich mehr Alkalifeldspat als Plagioklas. Wie ermittelt man den Namen? Bei nur sehr wenigen Quarzeinsprenglingen schätzen wir den Gehalt an Quarz auf einige wenige Prozent, vermutlich unter 5 %. Damit liegt das Gestein irgendwo in den Feldern 6, 7, 8, 9 oder 10. Bei einem deutlich überwiegenden Gehalt an Alkalifeldspat kann es sich nur um Feld 6 oder 7 handeln. Liegt der Plagioklasgehalt verglichen mit dem Alkalifeldspat unter 10 %, so ergibt sich das Feld 6, also Alkalifeldspatsyenit. Liegt der Plagioklas zwischen 10 % und 35 % des Gesamtfeldspatgehalts, ist es Feld 7 – also ein Syenit. Ein etwa gleich hoher Anteil von Alkalifeldspat und Plagioklas wiederum würde das Gestein ins Feld der Monzonite verschieben. Wäre der Plagioklas gar einziger Feldspat, so kann das Gestein nur ein Diorit oder ein Gabbro sein, vorausgesetzt, daß der Quarzgehalt immer noch unter 5 % ist. 2.) Werksteine beurteilen: Wenn Sie sich beispielsweise einen Larvikit, der als Küchenarbeitsplatte oder Bodenfliese unter dem Handelsnamen „Labrador“ verkauft wird, genauer anschauen, stellen Sie fest, daß er keinen Quarz enthält. Es kann sich also niemals um Granit handeln, auch wenn er beim Händler noch so oft als solcher bezeichnet wird. Ebenso ist ein Gestein, das ein deutlich schlieriges Gefüge mit verformten Mineralen und geschwungenen Linien aufweist, sehr wahrscheinlich ein Gneis oder ein Migmatit, also ein metamorphes Gestein. Damit wird es nicht nach dem QAPF- Schema klassifiziert, denn das gilt nur Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 22 von 26 für magmatische Gesteine. Metamorphe Gesteine werden nach anderen Regeln benannt. Allerdings ist die Grenze zwischen Granit und Gneis fließend, so daß man ein Auge zudrücken kann. Spätestens jedoch, wenn der angebliche „Granit“ dunkelrote Granate enthält, handelt es sich mit großer Wahrscheinlichkeit um ein metamorphes Gestein, das dann eben kein Granit sein kann. Genaue Gesteinsbestimmung bei bekanntem Mineralgehalt: Kennt man den genauen Mineralgehalt eines Gesteins, geht man zur Bestimmung wie folgt vor: Zuerst wird der Feldspatgehalt auf der waagerechten Mittellinie markiert. Man beginnt dafür mit dem Plagioklaswert. Dieser wird ermittelt, indem man den Gehalt an Plagioklas durch die Summe beider Feldspäte teilt. P = P : (A + P) Das ist nötig, weil beide Feldspäte zusammen 100 % ergeben müssen. Abhängig davon, ob das Gestein Quarz oder einen Feldspatvertreter enthält, wird von diesem Punkt auf der Mittellinie aus eine Gerade zum Quarz (oder zum Foidpunkt) gezogen und auf dieser Verbindungslinie der Prozentsatz vom Quarz (bzw. Foid) abgetragen. Der sich ergebende Punkt repräsentiert das Gestein. Beispiel: Neben einem Quarzgehalt von 10 % enthält ein Stein noch Feldspäte im Verhältnis von 70 % Alkalifeldspat zu 20 % Plagioklas. Worum handelt es sich? Zuerst den Plagioklaswert bestimmen: P = 20 geteilt durch 90 (Summe aus 70 % und 20 %) ergibt 0,22 (= 22 %). Diesen Wert von 22 % tragen wir vom Punkt „A" aus nach rechts ab. Ganz links ist der Plagioklasgehalt 0 %, ganz rechts ist er 100 %. Der Plagioklaswert von 22 % kommt damit im Feld 7 zu liegen. Jetzt fehlt noch der Quarz. Sein Anteil beträgt in unserem Beispiel 10 %. Von unserem Plagioklaswert bei 22 % aus ziehen wir eine Verbindung zum Quarzpunkt ("Q") und tragen darauf 10 % ab. Auf dieser Verbindungslinie ist der Quarzgehalt unten null und oben bei "Q" 100%. Das Gestein kommt in Feld 7* zu liegen. Es handelt sich um Quarzsyenit. Zwei oder mehr Namen für ein Feld im QAPF-Diagramm: Im Streckeisen-Diagramm finden sich mehrere Doppelbezeichnungen. “Basanit / Tephrit“ zum Beispiel (Vulkanite, Grafik 2) oder die Dreifachbenennung „Diorit / Gabbro / Anorthosit“ (Plutonite, Grafik 1). In diesen Fällen sind Gesteine nur durch zusätzliche Kriterien unterscheidbar, die nicht im Diagramm dargestellt werden. Diorit und Gabbro sind beides Plagioklasgesteine, die sich nur in der chemischen Zusammensetzung des Plagioklas’ unterscheiden. (Gabbro enthält mehr als 50 % Anorthitkomponente, Diorit weniger als 50 %). Das ist mit der Lupe nicht feststellbar. Ein Anorthosit wiederum ist ein Gestein, das insgesamt zu über 90 % aus Plagioklas besteht, also kaum dunkle Minerale enthält. Das Paar „Basanit / Tephrit“ steht bei den Vulkaniten. Beide enthalten mehr als 10 % Foide, kaum Alkalifeldspat und überwiegend Plagioklas, daher Feld 14. Sie unterscheiden sich aber zusätzlich im Olivingehalt: Basanit enthält mehr als 10 % Olivin, Tephrit weniger. Auch das ist mit bloßem Auge kaum oder gar nicht feststellbar. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 23 von 26 Das QAPF-Diagramm ist vor allem für die präzise Bestimmung maßgebend und nicht nur für die makroskopische. Manche Einzelheiten muß der Amateur schätzen oder einfach offen lassen. 1.) Was sind Foide? Es handelt sich um Feldspatvertreter. Diese Minerale entstehen nur, wenn in einer Schmelze nicht genügend Silizium vorhanden ist, um allen vorhandenen Molekülen, die gerne Feldspat werden möchten, ausreichend SiO2 zu liefern. Sobald das SiO2 in der Schmelze aufgebraucht ist, entstehen die Foide. Man könnte sie als die „Hungerform" der Feldspäte bezeichnen. Es handelt sich um Minerale wie Nephelin, Leucit, Nosean, Hauyn und andere. Sie sind eher selten und unterscheiden sich von den Feldspäten durch eine geringere Härte und einen meist unebenen Bruch. Da Foide erst dann gebildet werden, wenn alles freie SiO2 aufgebraucht ist, kommt Quarz (SiO2) niemals zusammen mit einem Foid vor. Sichtbarer Quarz ist ein Zeichen für einen Überschuß an SiO2. Foide jedoch bilden sich nur bei einem Mangel an Silizium. Die normalen Feldspäte sind praktisch immer zusätzlich im Gestein enthalten, von ganz seltenen Ausnahmen abgesehen. 2) Ein-Feldspat-Granite: In einigen Graniten findet sich nur ein Feldspat. Diese Gesteine sind bei sehr hohen Temperaturen kristallisiert. Deshalb kam es nicht zur Trennung (Entmischung) in Alkalifeldspat und Plagioklas. Die chemischen Komponenten, aus denen Alkalifeldspat und Plagioklas bestehen, sind in einem Feldspat vereint. Diese Granite mit nur einem Feldspat werden auch als „Hypersolvusgranite“ bezeichnet. Die beiden Diagramme, je eines für Plutonite und Vulkanite, finden Sie auf der nächsten Seite. (nach: R.VINX, Gesteinsbestimmung im Gelände, Spektrum Verlag, Elsevier, 2005) Matthias Bräunlich, www.kristallin.de Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 24 von 26 Grafik 1 1a = Quarzolith 1b = Quarzreiche Granitoide 2 = Alkalifeldspatgranit 3 =Granit 3a = Syenogranit, 3b = Monzogranit 4 = Granodiorit 5 = Tonalit 6 = Alkalifeldspatsyenit 6* = Quarz-Alkalifeldspatsyenit 6`= Foidführender Alkalifeldspatsyenit 7 = Syenit, 7*= Quarzsyenit 7`= Foidführender Syenit 8 = Monzonit 8*= Quarzmonzonit 8`= Foidführender Monzonit Matthias Bräunlich, www.kristallin.de 9 = Monzodiorit / Monzogabbro 9*= Quarz-Monzodiorit / Quarz-Monzogabbro 9`= Foidführender Monzodiorit / - Monzogabbro 10 = Diorit / Gabbro / Anorthosit 10* = Quarzdiorit / Quarzgabbro 10`= Foidführender Diorit / - Gabbro 11 = Foidsyenit (Foyait) 12 = Foid-Monzosyenit 13 = Foid-Monzodiorit / -Gabbro (Essexit) 14 = Foiddiorit/ Foidgabbro, 15 = Foidolith Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 25 von 26 Grafik 2 1 = keine Vulkanite 2 = Alkalifeldspatrhyolith 6 = Alkalifeldspattrachyt 6* = Quarz-Alkalifeldspattrachyt 6’ = Foidführender Alkalifeldspattrachyt 7* = Quarztrachyt 7 = Trachyt 7’= Foidführender Trachyt 8* = Quarzlatit 8 = Latit 8’= Foidführender Latit Matthias Bräunlich, www.kristallin.de 11 = Phonolith 13 = Phonolithischer Basanit Phonolitithischer Tephrit 14 = Basanit (mehr als 10 % Olivin) Tephrit (weniger als 10 % Olivin) 15a = Phonolithischer Foidit 15b = Tephritischer Foidit 15c = Foidit Einführung in die Bestimmung kristalliner Geschiebe Seite 26 von 26 Anhang 1: Stolperfalle bei der Feldspatbestimmung Hier unterhalb sehen Sie ein Beispiel für einen „Karlsbader Zwilling“, der keiner ist. Bei der Feldspatbestimmung spielen die Verzwilligungen der Feldspäte eine Schlüsselrolle. In seltenen Fällen kann es vorkommen, daß in einem Plagioklaskristall die polysynthetischen Verzwilligungen eine Zweiteilung vortäuschen, die bei flüchtigem Hinsehen einem Karlsbader Zwilling ähnelt – und damit einem Alkalifeldspat „vortäuscht“. Aus diesem Grund sollte man immer mit der Lupe die Feldspäte kontrollieren. Sie können den abgebildeten, halbseitig spiegelnden Plagioklas nur dann mit einem Alkalifeldspat verwechseln, wenn Sie ziemlich oberflächlich hinschauen. Das entscheidende ist die polysynthetische Verzwilligung. Sie ist klar erkennbar – also ist es ein Plagioklas. Um das abgebildete Exemplar zu finden, mußte ich lange suchen. Solche halbseitig spiegelnden Plagioklase sind ziemlich selten. Beachten Sie den Maßstab. Das Bild ist vergrößert. Matthias Bräunlich, www.kristallin.de
