Die Schwerminerale der leukokraten

Die Schwerminerale der leukokraten
Rhönvulkanite und ihre Bedeutung für die
Petrogenese der vulkanischen Rhön
Den Naturwissenschaftlichen Fakultäten
der Friedrich-Alexander-Universität Erlangen-Nürnberg
zur
Erlangung des Doktorgrades
vorgelegt von
Wolfgang Köhler
aus Herzogenaurach
I
Inhaltsverzeichnis
Seite
1. Aufgabenstellung und Einleitung
1.1. Aufgabenstellung
1.2. Einleitung mit geologischer und petrologischer Übersicht
l
l
2
2. Probennahme, Probenaufbereitung
2.1. Probenliste
2.2. Probenaufbereitung
2.2.1. Isolierung der Schwerminerale
2.2.2. Schwermineralgehalte
4
4
5
5
6
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
3.1. Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse
3.1.1. Hauptelemente
3.1.2. Spurenelemente
3.1.3. CIPW-Normberechnung
3.2. Literaturdaten und Diskussion
3.3. Gesteinsklassifizierung
3.3.1. Das TAS-Diagramm
3.3.2. Das Zr/TiO2-Diagramm
3.3.3. Der agpaitische Koeffizient
3.3.4. Diskussion der Klassifizierungsmethoden
3.3.5. Mediananalyse der Gesteinsklassifizierung nach dem
TAS-Diagramm
3.4. Die Zentral-Zonierung der Rhönvulkanite
9
10
10
12
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16
19
19
21
22
25
4. Phasenanalyse
4.1. Analysenmethoden
4.1.1. Durchlichtmikroskopie
4.1.1.1. Ergebnisse der Durchlichtmikroskopie
4.1.2. Röntgendiffraktometrie
4.1.2.1. Ergebnisse der Röntgendiffraktometrie
4.1.2.2. Diskussion der Ergebnisse
4.1.3. Elektronenstrahl-Mikroanalyse
4.1.3.1. Probenpräparation und Meßmethode
4.1.3.2. Meßgenauigkeit, Eichung
4.1.3.3. Ergebnisse der Mikroanalyse, Zusammenfassung
29
29
29
29
30
30
32
33
33
34
39
5. Schwerminerale der Proben
5.1. Pyroxene
5.1.1. Meßergebnisse Rhön
5.1.1.1. Zur Nomenklatur der Pyroxene
5.1.2. Statistische Datenbetrachtung
5.1.2.1. Der t-Test
5.1.2.2. Der U-Test
5.1.2.3. Der Median-Test
5.1.2.4. T-Test für die Ägirine
5.1.3. Literaturdaten und Diskussion
5.1.3.1. Zirkoniumgehalt der Pyroxene
40
40
40
46
50
51
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52
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55
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27
II
Seite
5.2. Apatit
5.2.1. Meßergebnisse Rhön
5.2.2. Statistische Datenbetrachtung
5.2.3. Literaturdaten und Diskussion
5.2.3.1. Vergleich der Ce-Gehalte mit Literaturwerten
5.3. Titanit
5.3.1. Titanite mit niedrigem SE-Gehalt
5.3.2. Titanit mit hohem SE-Gehalt
5.4. Olivin
5.4.1. Meßwerte Rhön
5.4.2. Literaturdaten und Diskussion
5.5. Zirkon
5.5.1. Meßergebnisse Rhön
5.5.2. Literaturdaten und Diskussion
5.6. Magnetit
5.6.1. Meßergebnisse Rhön
5.6.2. Literaturdaten und Diskussion
5.7. Andalusit
5.8. Ilmenit
5.9. Pyrit
59
59
62
64
66
67
67
70
72
72
72
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74
74
76
76
76
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79
6. Helle Gemengteile der Proben
6.1. Nephelin
6.2. Analeim
6.3. Sodalith
6.4. Feldspäte
80
80
81
82
83
7. Magmenentwicklung und Petrogenese der Rhönvulkanite
7.1. SB-Systematics der untersuchten Proben
7.2. Rückschlüsse auf die Magmenentwicklung durch das K/RbVerhältnis
7.3. Vergleich der Rhönentwicklung mit einer Differentiationsfolge aus der Eifel
7.4. Schlußfolgerungen für die Genese der Rhönvulkanite
7.4.1. Massenbilanz zweier Differentiationsbeispiele
7.4.1.a. Die Differentiation Trachyandesit-Trachyt
7.4.1.b. Die Differentiation Trachyandesit-Phonolith
7.4.2. Genesetheorie aus den gewonnenen Daten
7.4.2.1. Konsequenzen aus den geochemischen Daten
7.4.2.2. Konsequenzen aus den Mineralanalysen
85
85
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92
92
93
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96
96
8. Zusammenfassung
99
9. Literaturverzeichnis
101
10. Anhang
108
.
1. Aufgabenstellung und Einleitung
1
1.1. Aufgabenstellung
Die vulkanische Rhön zeigt auf relativ engem Raum ein weites Spektrum
unterschiedlichster Vulkanite. Es reicht von untersättigten ultrabasischen Foiditen, über
intermediäre Phonolithe bis zu sauren Trachyten. Die Petrogenese, speziell der
Phonolithe, ist noch umstritten, jedoch scheint festzustehen, daß die Phonolithe aus
einem primären Magma durch Differentiation, wie auch immer, entstanden sind.
Um die Differentiationsprozesse, die zur Bildung der Phonolithe führten, weiter zu
erhellen, werden in dieser Arbeit 34 Phonolithe, Trachyte und Trachyandesite näher
untersucht, sowie ergänzend 4 Foidite und Tephrite.
Die Gesteinsklassifizierung erfolgt über die chemische Analyse der Gesteine, sowie die
polarisationsmikroskopische
Untersuchung
von
Dünnschliffen
und
die
Röntgendiffraktometrie, wobei die Kombination verschiedener Analysenmethoden
Rückschlüsse auf die Verwendbarkeit chemischer Klassifizierungsmethoden erlauben
soll.
Da die Differentiationsmechanismen z.T. auf die jeweils gebildeten Minerale
zurückgeführt werden, wurden mittels Rasterelektronenmikroskopie und Mikroanalyse
vor allem die Schwerminerale näher untersucht. Ergänzend sind auch die Analysen von
Leichtmineralen, die zwangsläufig als "Verunreinigungen" bei der Aufbereitung des
Schwermineralkonzentrates anfallen, mit aufgeführt.
Mittels Röntgenfluoreszenzanalyse wurden in den Gesteinen neben
Hauptelementen die Spurenelemente Rb, Sr, Zr, Nb, Ba und Ce gemessen.
den
Aus der Kombination von Gesteinschemie und Chemie der Minerale in diesen
Gesteinen, können dann Rückschlüsse auf die Differentiationsmechanismen gezogen
werden.
Neben den eigenen Messungen werden auch Literaturdaten hinzugezogen, um eine
größere Datenbasis zu erhalten.
Eine zentrosymmetrische Verteilung der Rhönvulkanite beschreiben JÄCKEL (1981)
und WALZ (1987). In dieser Arbeit soll dies durch eine breitere Datenbasis näher
untersucht werden.
MEDUNA (1988) faßt die sieben wesentlichen Phonolith-Genese-Theorien aus der
Literatur zusammen. In dieser Arbeit werden die SB-Systematics nach ONUMA et al.
(1981) hinzugefügt. Mit den gewonnenen Daten kann die Anwendbarkeit dieses
Genesemodelles für die Rhön diskutiert werden.
1. Aufgabenstellung und Einleitung
2
1.2. Einleitung mit geologischer und petrologischer Übersicht:
Die Geologie der Rhön wurde umfassend von BÜCKING (1910) beschrieben. Einen
knappen Überblick bringt BAUSCH (1978). Hier soll nur eine kurze Zusammenfassung
gegeben werden.
Die vulkanische Rhön entstand im Miozän bis Pliozän. Am Nordrand der süddeutschen
Großscholle liegt sie im Bereich einer Aufbeulungszone, die von einem herzynisch
streichendem Grabensystem gekreuzt wird. Des weiteren sind die Eruptionen
manchmal auch an rheinisch streichende Verwerfungen geknüpft, was bis zu
perlschnurartigen Anordnungen von Einzelschloten führen kann (MARTINI et al., 1970).
Heute sind neben großflächigen Deckenergüssen, die vor allem im östlichen Teil die
"Hohe Rhön" gestalten, im westlichen Teil viele einzelne Schlote und isolierte
Deckenreste, die die "Kuppenrhön" bilden, erhalten.
In dieser Arbeit werden die Analysen von 69 Rhönvulkaniten berücksichtigt, von denen
38 vom Autor erstellt wurden, und 31 aus der Literatur übernommen wurden. Das weite
Spektrum, das die Gesteine überstreichen, läßt sich gut im TAS-Diagramm nach LE
BAS et al. (1986) in der Abbildung 1-1 darstellen.
Abb.1-1: 69 Rhönvulkanite im TAS-Diagramm nach LE BAS et al. (1986)
Die Erläuterung der einzelnen Felder zeigt die Abbildung 3-6.
1. Aufgabenstellung und Einleitung
3
Ein vereinfachtes Schema der Chronologie der Vulkanite erstellt BAUSCH (1978):
Olivinnephelinit
Basanit
Phonolith / Tephrit
- Tuffe
Feldspatbasalt
- Eruptivbrekzien
Dabei ist der Olivinnephelinit stets der jüngste, und der Feldspatbasalt der älteste
Erguß. Bei den anderen Gesteinen ist die Abfolge nicht so eindeutig festzulegen.
Bei den Mengenverhältnissen überwiegen die basischen Basanite und Olivinnephelinite
die Feldspatbasalte bei weitem.
Frühere Autoren wie BÜCKING (1910) und EIGENFELD & FICKE (1963) führen viele
weitere Gesteinsbezeichnungen wie z.B. Nephelinbasalt, diese sind aber z.T.
irreführend (BAUSCH, 1978) oder aber nach neueren Nomenklaturvorschlägen wie
dem TAS-Diagramm von LE BAS et al. (1986) nicht mehr gebräuchlich.
Bei den Untersuchungen in dieser Arbeit zeigte es sich, daß der Vorschlag von LE BAS
et al. (1986), die Einteilung über das Diagramm Summe der Alkalien gegen SiO2 der
Petrographie der Rhönvulkanite eher gerecht wird, als die Einteilung von
WINCHESTER & FLOYD (1977), über das Diagramm SiO2 gegen das Verhältnis
Zr/Ti02.
In den folgenden Abbildungen werden die Meßwerte meist für die jeweiligen
Gesteinstypen mit unterschiedlichen Signaturen dargestellt. Gleichzeitig werden in den
Tabellen zum Teil Abkürzungen der Gesteinsbezeichnungen angeführt. Es gilt nach
dem Vorschlag von LE BAS et al. (1986):
2. Probennahme, Probenaufbereitung
4
2. Probennahme, Probenaufbereitung
Neun Proben waren bereits am Mineralogischen Institut Erlangen vorhanden, sie
wurden von früheren Bearbeitern der Rhönvulkanite übernommen. Die restlichen 29
Proben wurden vom Autor gesammelt. Dabei diente die Abbildung 5 aus der Arbeit von
BAUSCH (1978) als Grundlage, die die ungefähre Verteilung der tertiären Rhönvulkanite zeigt. Für geochemische Aussagen wurden Gesamtanalysen von nicht beprobten
Fundorten von FICKE (1961) hinzugenommen.
2.1. Probenliste
Tabelle 2-1: Fundorte und Gauss-Krüger-Koordinaten der Proben
Probe
Fundort
Rechtswert
Hochwert
WK01
Milseburg
35637
56014
WK02
Teufelstein SE
35635
55985
WK03
Steinwand
35614
55988
WK04
Abtsroda
35655
55974
WK05
Weiherhof E
35720
55950
WK06
Wasserkuppe SW
35663
55958
WK07
Linz-Berg
35598
56125
WK08
Mosbach-Rodenbach
35676
55890
WK09
Kl. Nallenberg
35626
55891
WK10
Ebersberg
35605
55935
WK11
Poppenhausen NW
35612
55953
WK12
Rupsroth Steinbruch
35667
56023
WK13
Kesselkopf Gipfel
35671
56021
WK14
Aura NW
35690
56058
WK15
Harbach SW
35653
56038
WK16
Hohlstein
35637
56041
WK17
Ziegenkopf
35627
56028
WK18
Bernhardser Kuppe
35680
56073
WK19
Kothenberg
35684
56128
WK20
Dornbuscher Gehäg
35656
56008
WK21
Poppenhausen
35602
55952
WK22
Pferdskopf
35654
55955
WK23
Friedenstein
35600
55985
WK24
Alschberg
35577
55991
WK25
Maulkuppe
35623
55995
WK26
Eselsbrunn E
35635
55995
WK27
Bubenbader Stein
35646
56007
WK28
Milseburg Nordhang
35635
56018
WK29
Hauenstein
35626
56006
WK30
Abtsroda
35655
55974
WK31
Haselstein
35602
56165
WK32
Findloser Berg
35696
56013
WK33
Unterbernhards
35677
56063
WK34
Stellberg
35620
56006
WK35
Dalherda Kuppe
35588
55864
WK36
Rößberg
35645
56115
WK37
Lesberg
35601
56157
WK38
Dornbuscher Gehäg
35656
56008
2. Probennahme, Probenaufbereitung
5
Die Tabelle 2-1 enthält die Fundorte der bearbeiteten 38 Proben, außerdem die GaussKrüger-Koordinaten mit einer Genauigkeit von 100 m.
Vor allem für die Gesteinsklassifizierung über die Alkali-Gehalte ist es wichtig frisches,
d.h. unverwittertes Gestein zu analysieren. Lediglich die Proben WK12-Rupsroth und
WK23-Friedenstein konnten in Steinbrüchen den Wänden entnommen werden. Bei den
anderen Fundpunkten wurden deshalb entweder aus anstehendem Gestein, nach
Abschlagen von sichtbaren Krusten, Proben entnommen, oder aber größere
Lesesteine, aus erkennbaren Verbänden heraus, zertrümmert, um die frischeren Kerne
zu entnehmen.
2.2. Probenaufbereitung
2.2.1. Isolierung der Schwerminerale
Einer groben Reinigung die bereits im Gelände erfolgte, schloß sich im Labor eine
Zertrümmerung der bis mehrere dm großen Proben mit einem Hammer an. Es folgte
ein Zerkleinern in einer Scheibenmühle auf Korngrößen kleiner als 5 mm.
Die harten und scharfkantigen Bruchstücke der Gesteine führten zu einem merklichen
Abrieb am Chromnickelstahl der Mühle. Deshalb wurde das Material für die
geochemische Analyse, d.h. vor allem für die RFA-Tabletten, von Hand mittels Hammer
und Amboss zerkleinert, um eine Kontamination auszuschließen. Das so gewonnene
grobe Gut für die RFA-Tabletten und die Glühverlustmessung wurde dann in einer
Achatmörsermühle auf die erforderliche Feinheit gemahlen.
Die Proben für die Schwermineraltrennung und -Analyse wurden im nächsten Schritt
gesiebt. Es folgte eine Trennung in die Fraktionen:
< 63 µm , 63 - 125 µm , 125 - 250 µm , 250 - 355 µm , > 355 µm
Die Fraktion > 355 µm wurde erneut in der Achatmörsermühle bei Aufgabe von jeweils
ca. 30 g ungefähr 5-10 s gemahlen.
Anschließend wurde wie beschrieben gesiebt, und der Zyklus wiederholt, bis die
gesamte Probe auf eine Korngröße < 355 µm gebracht war.
Es folgte das Waschen der Fraktionen > 63 µm in destilliertem Wasser und eine
Reinigung der Körner im Ultraschallbad. Ein weiterer Siebdurchgang ergab die
endgültigen Fraktionen.
Nach dem Trocknen wurden die Schwerminerale, mittels Bromoform der Dichte 2.84
g/ cm3, in Scheidetrichtern abgetrennt.
Nach den ersten Untersuchungen im Rasterelektronenmikroskop zeigte es sich, daß
nur die Fraktion 63 - 125 µm genügend geeignete Minerale liefert, so daß nur diese
Fraktion für die weiteren Untersuchungen herangezogen wurde.
Bei den gröberen Fraktionen handelte es sich meist um nicht sauber auflösbare
Verwachsungen von Schwer- mit Leichtmineralen.
2. Probennahme, Probenaufbereitung
6
2.2.2. Schwermineralgehalte
Die Schwerminerale der nach dem Mahlen und Sieben gewonnenen Fraktionen wurden
mit Bromoform abgetrennt. Wie schon erwähnt ist das Mahlgut mit Abrieb der
Scheibenmühle verunreinigt. Deshalb ist in der Tabelle 2-2 der Anteil der
ferromagnetischen Körner ausgewiesen. In dieser Fraktion befinden sich die
"Hobelspäne". Daß dieser Anteil den Rest der Schwerminerale deutlich überwiegen
kann, ist ersichtlich.
Andererseits muß erwähnt werden,
dass der ferromagnetische Magnetit eine
wesentliche Komponente im Schwermineralspektrum der Rhönvulkanite ist. Hierin liegt
ein kleines Problem der Untersuchungen:
a) Wird der ferromagnetische Anteil nicht abgetrennt, sind bei der REM-Analyse
kaum genügend Schwerminerale auszumachen.
b) Wird er abgetrennt, fehlt ein Teil des Magnetits.
Deshalb werden Aussagen über die quantitative Zusammensetzung des
Schwermineralspektrums, die sowieso schon problematisch sind, noch schwieriger. So
ist z.B. der Verwitterungsgrad der Gesteine kaum festzulegen. Es konnten beim Mahlen
durchaus Unterschiede in der Konsistenz der Proben festgestellt werden, jedoch lassen
sich daraus kaum Schlüsse ziehen. Andererseits ist klar, daß die z.T. äußerst
resistenten Schwerminerale aus einem "angegriffenen" Gestein mit höherer Ausbeute
zu isolieren sind, da die Grundmasse (in Bezug auf die Schwerminerale) im
allgemeinen leichter verwittert.
Genauere quantitative Aussagen über die Zusammensetzung der Gesteine sind
möglich, wenn die Vermessung über Dünnschliffe mit der chemischen
Zusammensetzung der Minerale und der des Gesteines verbunden wird.
Als Beispiel sei der Trachyt WK22 vom Pferdskopf angeführt, der im Dünnschliff zwar
viele Pyroxene aufweist, deren sichtbarer Durchmesser aber fast immer kleiner als 63
µm ist. Das Ergebnis ist, daß der gewinnbare Schwermineralgehalt in der Fraktion 63
- 125 µm lediglich 0.3% beträgt.
Ein "Auszählen" der Schwerminerale am Rasterelektronenmikroskop analog der
Untersuchung von Schwermineralen im Polarisationsmikroskop, wie z.B. bei KUCH
(1984), ist jedenfalls nicht zu vertreten.
Die in Tabelle 2-2 angeführten Schwermineralgehalte sollen deswegen nur
Anhaltspunkte sein, die zeigen, welche Mengen aufgearbeitet werden müßten um
weitere Untersuchungsmethoden, wie zum Beispiel die Röntgenfluoreszenzanalyse,
anwenden zu können.
7
2. Probennahme, Probenaufbereitung
In Tabelle 2-2 sind die ermittelten Schwermineralgehalte aufgelistet. Dabei bedeuten:
LM - Leichtmineralanteil
HM - Schwermineralanteil
FM - Anteil der ferromagnetischen Komponenten
Zur Probenbezeichnung tritt die Siebfraktionsbezeichnung hinzu.
z.B.
WK13-1: Fraktion 63 - 125 µm
WK13-2: Fraktion 125 - 250 µm
WK13-3: Fraktion 250 - 355 µm
Tabelle 2-2: Schwermineralgehalte der Rhönvulkanite
Probe
Phonolithe:
WK01-1
WK02-1
WK03-1
WK03-2
WK13-1
WK13-2
WK13-3
WK17-1
WK17-2
WK25-1
WK26-1
WK27-1
WK27-2
WK28-1
WK29-1
WK34-1
Trachyte
WK06-1
WK08-1
WK09-1
WK09-2
WK10-1
WK10-2
WK12-1
WK12-2
WK12-3
WK16-1
WK16-2
WK18-1
WK18-2
WK20-1
WK21-1
WK22-1
WK23-1
WK24-1
WK32-1
WK33-1
LM
in %
HM
in %
FM
in
99.4
97.2
98.8
99.6
96.7
98.0
99.1
99.9
99.8
96.8
97.8
98.4
99.2
97.8
99.0
96.7
0.2
2.4
1.0
0.4
3.3
2.0
0.9
0.1
0.2
2.7
2.2
1.2
0.8
2.2
0.2
3.1
0.4
0.4
0.2
96.6
97.6
99.5
99.6
99.7
99.7
96.3
98.9
99.5
98.5
99.0
99.2
99.8
96.2
98.7
99.7
99.0
93.0
97.2
98.9
3.0
0.5
0.2
0.4
0.3
0.3
3.7
1.1
0.5
0.8
1.0
0.3
0.2
2.9
1.3
0.3
0.7
3.5
1.0
0.9
0.4
1.9
0.3
0.5
0.4
0.8
0.2
LM
Probe
in %
Trachyandesite :
WK04-1
99.0
WK04-1/II
99.8
WK05-1
93.7
WK07-1
99.4
WK07-2
99.5
WK11-1
87.3
WK11-2
93.3
WK11-3
96.3
WK14-1
88.2
WK14-2
91.6
WK14-3
93.2
WK15-1
98.8
WK19-1
97.6
WK19-2
98.0
WK19-3
98.1
WK30-1
98.3
WK31-1
96.7
1.0
0.0
1.3
0.2
0.5
6.2
6.7
3.7
5.8
9.4
6.8
1.2
1.2
2.0
1.9
0.3
0.9
Tephrite
WK36-1
WK37-1
45.8
21.7
17.8
78.3
Foidite:
WK35-1
WK38-1
16.1
8.9
83.9
89.3
0.7
0.5
0.9
0.3
3.5
1.8
0.2
,
HM
In %
FM
in %
0.2
5.0
0.4
6.5
6.0
1.2
1.4
2.4
36.4
1.8
2. Probennahme, Probenaufbereitung
8
Die Tabelle 2-2 gibt, wie schon erwähnt, die nach der beschriebenen
Aufbereitungsmethode gewinnbaren Gehalte wieder.
Für alle Proben, bei denen mehrere Fraktionen getrennt wurden, gilt, dass der
Schwermineralgehalt mit zunehmender Korngröße fällt.
Das bedeutet, dass der Großteil der Schwerminerale kleiner als 125 µm ist.
Für die Fraktion 63 - 125 µm , die für die weiteren Untersuchungen verwandt wurde,
ergaben sich folgende Spannweiten der %-Gehalte :
Anmerkung:
Ein Olivinmafitit vom Käulingsberg, der in Vorversuchen bearbeitet wurde, hatte einen
Schwermineralgehalt von 98.2 %.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
9
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
In der Rhön sind stark untersättigte ultrabasische Vulkanite und basische, intermediäre
bis saure Gesteine z.T. eng verzahnt. Die geologischen Verhältnisse und die daraus
ableitbare Entwicklung der vulkanischen Rhön läßt vermuten, dass sich hier die
Differentiation eines großen Magmenkörpers in den Vulkaniten abzeichnet. In der
vorliegenden Arbeit werden vor allem die am stärksten differenzierten intermediären bis
sauren Trachyandesite, Trachyte und Phonolithe untersucht. Vier ultrabasische Proben,
die bei der Probennahme vorsorglich mitgenommen wurden, runden die Untersuchungsergebnisse ab. Ergänzend werden auch einige Literaturanalysen, aufgelistet
in Tab. 3-1, in die Betrachtungen einbezogen.
Tabelle 3-1: Verzeichnis der verwandten Literaturanalysen von Rhönvulkaniten aus
FICKE (1961)
Probe
WK39
WK40
WK41
WK42
WK43
WK44
WK45
WK46
WK47
WK48
WK49
WK50
WK51
WK52
WK53
WK54
WK55
WK56
WK57
WK58
WK59
WK60
WK61
WK62
WK63
WK64
WK65
WK66
WK67
WK68
WK69
Nr.
16.07
17.21
09.07
17.22
06.10
07.08
07.09
04.04
10.02
07.12
08.04
06.13
06.06B
09.10B
09.09
09.08
15.01
01.05B
15.02
16.06
17.25
02.11
02.12
04.05
10.03
02.08
08.01
08.02
08.05
13.01
06.07
Fundort
Dalherda Kuppe
Schackau
Hozzelberg
Kesselkopf
Pferdskopf
Holzberg
Bauersberg
Schwarzenfels
Sparbrod
Billstein
Suchenberg
Wasserkuppe
Kreuzberg
Steinhauck
Detgesstein
Kirschberg
Milseburg
Sparhof
Pferdskopf
Poppenhausen
Wasserkuppe
Reupers
Gangolfsberg
Zornberg
Kirschberg
Kalte Buche
Rückersberg
Tannenfels
Bildstein
Platzer Kuppe
Höhlwald
Rechtswert
35588
35621
35665
35671
35654
35710
35730
35479
35650
35737
35632
35663
35698
35664
35625
35645
35637
35482
35654
35612
35663
35780
35767
35650
35640
35742
35578
35680
35734
35654
35766
Hochwert
55864
56040
56101
56021
55954
55880
55860
55740
55896
55896
56128
55961
55821
56090
56159
56230
56014
55824
55955
55953
55961
55936
55912
55860
56200
55872
56008
56000
55992
55716
56005
Die angegebenen Nummern sind von BÜCKING (1910). Rechts-, bzw. Hochwert der
Gauss-Krüger-Koordinaten sind Schätzungen, nach den Bezeichnungen in den
jeweiligen topographischen Karten.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
10
Für künftige weitere Untersuchungen der Genese der vulkanischen Rhön müßten aber
dringend Spurenelementsdaten der basischen Gesteine, speziell der Basalte,
gewonnen werden.
Die Analysen der Vorkommen aus der Tabelle 3-1 wurden, wie schon erwähnt, aus der
Arbeit von FICKE (1961) übernommen. Von den restlichen Proben, den Nummern
WK01 bis WK38, wurden die Gehalte der Haupt- und Spurenelemente mittels
Röntgenfluoreszenzanalyse (RFA) ermittelt. Dazu wurde der Glühverlust durch einstündiges Glühen bei 1000° C bestimmt.
3.1. Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse
Gemessen wurde mit der SRS1 von Siemens, die im Mineralogischen Institut der FAUErlangen installiert ist. Die Meßvorschriften , die im Rahmen dieser Arbeit mitentwickelt
wurden, sind gut erläutert in den Diplomarbeiten von WALZ (1987) und PREISSINGER
(1988), so daß hier darauf verzichtet werden kann. Analysen-Vergleiche mit früheren
Bearbeitern einiger Fundorte (z.B. WALZ 1987, MEDUNA 1988) zeigen gute
Übereinstimmung, und bestätigen die allgemein hohe Homogenität der einzelnen
Gesteinskomplexe (s.a. KLAES, 1981).
Außerdem dokumentiert sich durch den Vergleich die gute Reproduzierbarkeit der
Messungen, auch über lange Zeiträume. Von einigen Proben sind auch
Gesamtanalysen mit der Atomabsorptionsspektrometrie im chemischen Labor des
Mineralogischen Institutes erstellt worden (bearbeitet von S. WOZNIAK). Auch mit
diesen Analysen kann eine gute Übereinstimmung festgestellt werden.
3.1.1. Hauptelemente
Aus den RFA-Analysen lassen sich für die drei Hauptgruppen, die sich aus der später
erläuterten Klassifizierung ergeben, folgende Mittelwerte mit Standardabweichung
berechnen:
Tabelle 3-2: Mittelwerte mit Standardabweichung der Hauptelemente der 3 definierten
Gesteinsgruppen der untersuchten Rhönvulkanite.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
11
Wie schon erwähnt, sind die Analysen der Fundpunkte, die schon von WALZ (1987)
und MEDUNA (1988) untersucht wurden, gut reproduzierbar. In dieser Arbeit wurde die
Basis durch Proben weiterer Vorkommen erweitert. An den grundsätzlichen
Verteilungsmustern der Elemente in den Rhönvulkaniten hat sich dabei nichts geändert,
abgesehen davon, dass die SiO2, Gehalte von WALZ etwas überhöht sind.
Korrelationen und Verteilungsmuster wären also nur Wiederholungen der ausführlichen
Betrachtungen von WALZ und MEDUNA, so dass hier auf diese Arbeiten verwiesen
werden kann.
Für einen schnellen Überblick über die untersuchten Gesteine, eignet sich gut die
Korrelation der Alkalien mit dem Calcium, die in Abbildung 3-1 dargestellt wird.
Abb. 3-1: Die untersuchten Rhönvulkanite im Diagramm Na2O+K2O gegen
CaO (38 Analysen).
Für die Erläuterung der benutzten Symbole sei auf die Legende auf Seite 3 dieser
Arbeit verwiesen.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
12
3.1.2. Spurenelemente
Die Rhönvulkanite zeichnen sich durch einige auffallende Spurenelementgehalte aus.
Die starke Anreicherung von Rb, Nb und Zr beschreibt schon JÄCKEL (1982), wobei
das Maximum bei dem Zentralphonolith der Milseburg gemessen wurde.
In dieser Arbeit kann dies, wenn auch auf einer wesentlich breiteren Datenbasis,
bestätigt werden.
Abb. 3-2: Korrelation Nb gegen Zr für 38 Rhönvulkanite R = 0.93
Gleichzeitig konnte eine analoge Anreicherung für das Element Cer gemessen werden:
Tab. 3-3: Mittlere Cer-Gehalte [ppm] der untersuchten Rhönvulkanite mit
Standardabweichung
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
13
Einen graphischen Überblick über die Ce-Gehalte der Rhönvulkanite gibt die Abbildung
3-2, die die gute Korrelation mit dem Zr-Gehalt der Gesteine dokumentiert.
Abb.3-3: Korrelation Ce zu Zr in 38 Rhönvulkaniten, R=0.82
Analog der Betrachtung der Hauptelemente sei auch bei den Spurenelementen wieder
auf die Arbeiten von WALZ (1987) und MEDUNA (1988) verwiesen, die sich in
größerem Umfang damit beschäftigt haben.
Speziell für die Anwendung der SB-Systematics auf die Rhönvulkanite wurden die
Elemente Strontium und Barium neu gemessen. Es ergab sich ein weites Spektrum im
Gehalt der beiden Elemente.
Strontium;
Der Wertebereich reicht von 2474 ppm im Trachyandesit WK07 bis hinunter zu 8 ppm
im Phonolith WK01 (Milseburg).
Barium;
Der höchste Bariumgehalt wurde im Trachyandesit WK11 mit 2473 ppm und der
niedrigste im Phonolith WK27 mit 51 ppm gemessen.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
14
Die Verteilung von Strontium und Barium auf die verschiedenen Gesteine und die
absoluten Gehalte, zeigt die Abbildung 3-4.
3-4: Die Strontium- und Bariumgehalte der untersuchten Rhönvulkanite.
Die Interpretation der Gehalte, sowie die Diskussion über die Auswirkungen auf die
Genesetheorien, erfolgt im Kapitel 7.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
15
3.1.3. ClPW-Normberechnung
Da eine quantitative Analyse des Mineralbestandes nicht durchgeführt wurde, muss
für einige Aussagen auf die Berechnung von Normmineralgehalten nach der CIPWNorm zurückgegriffen werden. Auch der Differentiationsindex nach THORNTON &
TUTTLE (1965) ist aus den Normmineralen abgeleitet.
Für die CIPW-Normberechnung muß der Eisengehalt in den Gehalt von FeO und Fe2O3
aufgeschlüsselt werden. Die Bestimmung mit der Röntgenfluoreszenzanalyse ergibt
jedoch nur den Gesamteisengehalt.
Hier hat LE MAITRE (1976) eine Lösung gefunden. Er hat bei der Zusammenfassung
von 12962 Gesamtanalysen von Vulkaniten eine Gleichung entwickelt, die die wahren
Verhältnisse gut beschreibt. Er bezeichnet das Verhältnis von FeO zur Summe von
FeO + Fe2O3 als "oxidation ratio".
Es gilt die Gleichung:
FeO/(FeO + Fe203) = 0.93 - 0.0042 * SiO2 - 0.022 * (Na2O + K2O)
Aus dieser Gleichung lassen sich somit die Anteile an FeO und Fe2O3
Gesamteisengehalt der Probe berechnen.
aus dem
Der Vergleich der berechneten Werte mit den Stichproben, die WALZ (1987) ermittelte,
zeigt eine gute Übereinstimmung.
Die Berechnung der CIPW-Normmineralgehalte erfolgte mit einem vom Autor leicht
modifizierten Computerprogramm, das am Lehrstuhl für Mineralogie entwickelt wurde.
Die Resultate werden in den folgenden Kapiteln diskutiert.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
16
3.2. Literaturdaten und Diskussion
Wie schon in der Einleitung erwähnt, überdecken die Rhönvulkanite ein breites
Typenspektrum von ultrabasichem bis saurem Charakter. Dies läßt sich gut im
Diagramm Na2O + K20 gegen MgO darstellen:
Abb. 3-5: Die Rhönvulkanite (aus dieser Arbeit und Literaturdaten) im Diagramm
Na20+K20 gegen MgO (69 Analysen)
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
17
Der Vergleich mit anderen Phonolithvorkommen in Tabelle 3-4 zeigt, dass die
Rhönphonolithe die geringsten Gehalte an Magnesium, Calcium, Eisen, Titan und
Phosphor aufweisen. Hingegen ist der Mangangehalt doppelt so hoch, wie in den
anderen Gebieten. Die Elemente Nb und Zr sind gute Indikatoren für die Differentiation
eines Magmenkörpers und der daraus abgeleiteten Gesteine. Für die Rhön ergibt sich
eine strenge positive Korrelation zwischen Nb und Zr über alle untersuchten Gesteine
(Abb.3-2). Auffallend ist die fast lückenlose Besetzung der Korrelationsgeraden, die
eine kontinuierliche Entwicklung der Differentiation nahelegt.
Tabelle 3-4: Durchschnittsgehalte in % der Phonolithe aus der Rhön (diese Arbeit), und
Literaturwerte aus der DDR,
dem Hegau und der Eifel.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
18
Vergleich der Ce-Gehalte der Rhönvulkanite mit Mittelwerten und Spannweiten anderen
Vorkommen aus der Literatur:
Tabelle 3-5: Mittelwerte bzw. Spannweite der Ce-Gehalte von Alkaligesteinen
verschiedener Provinzen
Die Rhönvulkanite weisen in allen Gruppen die höchsten Ce-Gehalte auf. Sie zeigen,
daß die Genese der Rhön im Vergleich mit anderen Phonolithprovinzen Unterschiede
aufweist, die bei den folgenden Untersuchungen wiederauftreten. Die gute Korrelation
(siehe Abb. 3-3) mit dem "Differentiationsindikator" Zr, ist ein weiterer Hinweis auf die
Sonderstellung der Rhön und die enge genetische Verwandtschaft der Rhönvulkanite
untereinander.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
19
3.3. Gesteinsklassifizierung
Die Gesteinsklassifizierung der untersuchten Rhönvulkanite erfolgte nach den
geochemischen Kriterien, die LE BAS et.al. (1986) entwickelt haben. Daß dieses
System den Befunden dieser Arbeit am besten angepaßt ist, wird in den folgenden
Kapiteln noch erläutert.
Die Einteilung erfolgt über die Gehalte an SiO2 und der Summe von Na2O-Gehalt und
K2O-Gehalt. Die Lage in einem festgelegten Feld des TAS-Diagramms ergibt die
Gesteinsbezeichnung (vorbehaltlich weiterer Kriterien).
3.3.1. Das TAS-Diagramm
Die folgende Abbildung zeigt die Hauptgesteinsklassen und die Bezeichnung der
eingezeichneten Felder, während die Abbildung 3-7 auf der folgenden Seite die
Rhönvulkanite im TAS-Diagramm zeigt.
Abb. 3-6: Das TAS-Diagramm n. LE BAS et al. (1986)
Die eingezeichneten Felder umfassen folgende Gesteinstypen:
PH - Phonolith
U3 - Tephriphonolith
U2 - Phonotephrit
Ul - Tephrit mit Olivin < 10%
Basanit mit Olivin > 10%
F - Foidit
T - Trachyt
S3 - Trachyandesit
S2 - Basaltischer Trachyandesit
Sl - Trachybasalt
B - Basalt
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
20
Die Abbildung 3-7 zeigt die in dieser Arbeit untersuchten Gesteine im TAS-Diagramm
nach LE BAS et al. (1986):
Abb. 3-7: Die untersuchten Rhönvulkanite im TAS-Diagramm n.LE BAS
et al. (1986), 38 Werte.
Wie aus der Abbildung 1-1 (die alle 69 Analysen darstellt) und Abbildung 3-7 ersichtlich
ist, überdecken die Rhönvulkanite ein breites Spektrum an Gesteinstypen. Dabei halten
sich die SiO2-gesättigten und die untersättigten Gesteine fast die Waage. Von den
Feldern beiderseits der Sättigungslinie ( = Grenzlinie zwischen den Feldern Ul-PH und
Sl-T) ist dabei nur das Feld der Phonotephrite nicht besetzt.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
21
3.3.2. Das Zr/TiO2-SiO2-Diagramm
Nach WINCHESTER & FLOYD (1977) eignen sich der Quotient Zr/TiO2 und der SO2Gehalt zur Klassifizierung der Vulkanite. Trägt man die Daten der untersuchten
Rhönvulkanite im Zr/Ti02-SiO2-Diagramm auf (Abb. 3-8), so ändern sich die Anteile der
Gesteinstypen gegenüber dem TAS-Diagramm deutlich, wobei zu bemerken ist, daß die
Anzahl der Typen im TAS-Diagramm höher ist.
Abb. 3-8: Si02-Zr/TiO2-Diagramm der Rhönvulkanite nach WINCHESTER &
FLOYD (1977)
Zum Vergleich mit dem TAS-Diagramm sind die dort verwandten Abkürzungen der
Gesteinsklassen in das Diagramm eingefügt. Die Diskussion der verschiedenen
Nomenklaturvorschläge, graphisch dargestellt in den Abbildungen 3-7 und 3-8, erfolgt
im Kapitel 3.3.4.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
22
3.3.3. Der agpaitische Koeffizient:
Ein weiteres Unterteilungskriterium für Alkaligesteine ist der agpaitische Koeffizient
nach USSING (1911). Er ist definiert als der Quotient der Summe der Atom-Prozente
von Natrium und Kalium mit den Atom-Prozenten des Aluminiums.
Dabei spricht man von miaskitischen Gesteinen, wenn der Koeffizient kleiner als l ist,
und bei Werten großer als l von agpaitischen Gesteinen.
MEDUNA (1988) beschreibt bereits Rhön-Phonolithe in Bezug auf den agpaitischen
Koeffizienten (in Korrelationsdiagrammen mit anderen Parametern). Er zeigt, daß auch
im Vergleich mit anderen Phonolithprovinzen, stets ungebrochene Trends zu
beobachten sind. BAUSCH & MEDUNA (1988) erkennen dann, dass beim
Überschreiten des Wertes l des Koeffizienten ein Knick in den Trends auftritt.
Beide Autoren sehen im agpaitischen Koeffizienten einen Parameter, in dem sich
Differentiationsabfolgen abbilden. Das bedeutet, dass der Koeffizient auch z.B. mit dem
Element Zirkonium positiv korreliert sein muß. Die Abbildung 3-9 zeigt deshalb das
Korrelationsdiagramm agpaitischer Koeffizient gegen Zr. In den folgenden Abbildungen,
die sich mit dem agpaitischen Koeffizienten befassen, ist jeweils die Grenzlinie
agpaitisch -miaskitisch beim Wert l eingetragen.
Abb.
3-9:
Korrelationsdiagramm agp.Koeff. gegen Zr für die 3 leukokraten
Gesteinsgruppen der untersuchten Rhönvulkanite.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
23
Wie aus der Abb. 3-9 ersichtlich ist, sind alle Trachyte und Trachyandesite, sowie die
basischen Proben miaskitisch. Die Phonolithe hingegen sind agpaitisch (mit leichtem
Überschreiten der Grenzlinie bei 3 Proben).
Für die drei Hauptgesteinsgruppen wurde jeweils die lineare Regressionsgerade
berechnet und in die Abbildung eingezeichnet. Gerade l errechnet sich aus den
Trachyandesiten, Gerade 2 gehört zu den Trachyten und die Gerade 3 bezieht sich
dabei auf die Phonolithe. Die unterschiedlichen Steigungen zeigen, daß die
Differentiationsabfolge, die sich abbildet, nicht kontinuierlich ist. Dazu wird im Kapitel 7
noch näher Stellung genommen. Jedenfalls wird die Grenze beim Wert l des
agpaitischen
Koeffizienten
im
Fall
der
Rhönvulkanite
durch
den
Gesteinsklassenwechsel Trachyt/Phonolith untermauert.
Die Grenze agpaitisch/miaskitisch kann auch durch den Mineralbestand der Gesteine
festgelegt werden (SÖRENSEN, 1979). Ein Beispiel sind die Zr-Minerale. In den
Agpaiten ist Eudialyt zu erwarten und in den Miaskiten Zirkon. In den untersuchten
Rhönvulkaniten wurde in 5 Gesteinen Zirkon gefunden. Alle fünf Gesteine gehören
nach der chemischen Einteilung zu den Miaskiten, was somit die Einteilungskriterien
bestätigt. Speziell bei den Phonolithen taucht der Zirkon in zwei der drei miaskitischen
auf, in den agpaitischen jedoch niemals.
Ein ähnliches Bild liefert der Magnetit, der nach S0RENSEN (1979) nur in Miaskiten
erscheint. In den untersuchten Rhönvulkaniten war er jedenfalls nur in miaskitischen
Gesteinen zu finden. Dies deckt sich gut mit den normativen Magnetitgehalten aus der
CIPW-Normberechnung, denn auch hier ergab sich, daß normativer Magnetit nur in den
Miaskiten auftritt.
Speziell bei den Phonolithen zeigt sich dabei eine eindeutige Korrelation mit der CIPWNorm. Die Berechnung der Magnetitgehalte ergab, dass normativer Magnetit nur in den
miaskitischen Phonolithen WK02, WK13 und WK17 auftritt. Bei der Phasenanalyse mit
dem REM konnte dabei Magnetit nur im Phonolith WK17 bestimmt werden. Das
bedeutet, dass sich im Fall der Magnetitgehalte der Phonolithe die Trennung
Agpait/Miaskit mit den Befunden der REM-Phasenanalyse und der CIPWNormberechnung deckt.
Bei den übrigen Schwermineralen konnte keine Bindung an die Agpait/Miaskit-Grenze
festgestellt werden.
Dass der agpaitische Koeffizient, bzw. die Trennung beim Wert l in den Rhönvulkaniten
charakteristisch ist, zeigt auch die Abbildung 3-10 auf der nächsten Seite in der
Darstellung agpaitischer Koeffizient gegen Foid-Gehalt aus der CIPWNormberechnung.
Dabei lassen sich bei dieser Darstellungsweise gut sehr viele Elemente aus der
Gesamtanalyse der Gesteine in einer Darstellung verknüpfen, da sowohl der
agpaitische Koeffizient als auch der normative Foid-Gehalt aus den Analysendaten
berechnet werden.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
Abb.
24
3-10: Der Foid-Gehalt der Rhönvulkanite nach der CIPWNormberechnung im Vergleich mit dem agpaitischen
Koeffizienten.
Wie die Abbildung 3-10 zeigt, ist für den agpaitischen Koeffizienten mit dem Wert = l
eine deutliche Lücke zu beobachten. Während die Darstellung im TAS-Diagramm eine
engere Verwandtschaft der Gesteine vermuten läßt, wird hier deutlicher, dass zwischen
den agpaitischen Phonolithen und den miaskitischen Phonolithen bis Trachyandesiten
ein, möglicherweise auf genetische Ursachen begründeter Unterschied besteht.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
25
3.3.4. Diskussion der Klassifizierungsmethoden
Die Literaturanalysen von FICKE (1961) ergeben nach Klassifizierung über das TASDiagramm z.T. andere Gesteinstypen. Die folgende Tabelle gibt darüber Aufschluß:
Tabelle 3-6: Neue Klassifizierung von Rhönvulkaniten unter Anwendung des
TAS-Diagramms n. LE BAS et al. (1986)
Die Klassifizierung von 69 Gesteinsanalysen aus dieser Arbeit, und den Daten von
FICKE (1961) ergibt folgende Einteilung: (In Klammern die Anzahl der Vorkommen)
Basalte (4) - Trachybasalte (3) - Basaltische Trachyandesite (3) Trachyandesite (10) - Trachyte (14) - Foidite (6) - Tephrite/Basanite (11) Tephriphonolithe (3) - Phonolithe (14)
Vergleicht man die Einteilung der untersuchten Rhönvulkanite in Gesteinstypen nach
den angeführten unterschiedlichen Nomenklaturvorschlägen, so zeigen sich, wie die
Tabelle 3-7 ausweist, deutliche Unterschiede:
Tabelle 3-7: Unterschiedliche Gesteinsklassifizierung nach den Vorschlägen von LE
BAS et al. (1986) und WINCHESTER & FLOYD (1977).
Wie die Tabelle 3-7 zeigt, decken beide Vorschläge das gleiche Spektrum ab, aber es
ergeben sich andere Schwerpunkte. Während nach dem Schema von LE BAS et al.
(1986) die Trachyte überwiegen, wären nach der Einteilung nach WINCHESTER &
FLOYD (1977) 2/3 der Proben Phonolithe.
Wie jedoch die Phasenanalyse in Kapitel 4 zeigt, wird die Einteilung nach LE BAS et al.
(1986) den vorgefundenen Verhältnissen am ehesten gerecht. Daher wird die
Klassifizierung in dieser Arbeit nach dem TAS-Diagramm vorgenommen.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
26
3.3.5. Mediananlyse der Gesteinsklassifizierung nach dem TA8-Diagramm
Der Median-Test nach einem Programmvorschlag von VAN TASSEL (1984): Mit
diesem Test kann nachgeprüft werden, ob unabhängige Stichproben zur selben
Gesamtpopulation gehören. Das heißt in diesem speziellen Fall, ob die untersuchten
Gesteine ähnlich sind. Mit diesem Test können also Rückschlüsse auf genetische
Verwandtschaft und Differentiationseffekte gewonnen werden. Die Nullhypothese geht
von der Übereinstimmung der Mediane aus, das heißt die Zusammensetzung der
Gesteine
ist
von
statistischen
Schwankungen
abgesehen
gleich.
Die
Alternativhypothese
nimmt
das
Gegenteil
an.
Erforderlich
ist
ein
Gesamtstichprobenumfang von mehr als 40 Analysen, was hier erfüllt ist.
Als Gruppen werden hier die 9 nach der Einteilung nach LE BAS (1986) auftretenden
Gesteinsklassen herangezogen. Die Auswertung erfolgt schließlich über die ChiQuadrat-Verteilung, die die Wahrscheinlichkeit der Nullhypothese ergibt. Die Bewertung
der Analysenergebnisse erfolgt dabei über eine Kontingenztafel, die die Abweichung
und Richtung der Abweichung vom Medianwert
zeigt,
und die Angabe der
Wahrscheinlichkeit der Nullhypothese.
Das bedeutet, dass bei einer Wahrscheinlichkeit von 0.1 % nur in einem von 1000
Fällen eine solche Abweichung vom Median auftritt, und sich somit die Gruppen
deutlich unterscheiden. Für die untersuchten Proben und die Literaturdaten kann also
eine Mediananalyse durchgeführt werden, die die Einteilung in die 9 Klassen aus dem
TAS-Diagramm, die überdeckt werden, überprüft. Dabei ergeben sich folgende Werte:
Mediananalyse für 69 Rhönvulkanite in 9 Gruppen:
Oxid
Wahrscheinlichkeit in %
Si02
0.000
MgO
0.000
K20
0.000
Na2O
0.004
TiO,
0.004
A1203
0.04
P205
0.05
zusätzlich aus den geographischen Daten :
R-Wert
16
H-Wert
33
deltax
0.2
Es ergibt sich also für die angeführten Elemente eine eindeutige Trennung in die
ermittelten Klassen.
Aus den geographischen Angaben ist ersichtlich, dass eine Nord-Süd- oder eine OstWest-Differenzierung nicht vorhanden ist. Die Mediane, die sich ergeben, und somit das
Zentrum der Verteilung, liegt bei dem Hochwert 55995 und dem Rechtswert 35650 d.h.
2 km südöstlich der Milseburg. Aus der Verteilung der Gesteine und den
Petrogenesevorstellungen aus dem Kapitel 6 folgert der Autor ein Zentrum bei den
Werten 55996 und 35634, welches damit nur 1.5 km westlich des Medianzentrums liegt.
Der Abstand der Fundorte von diesem Zentrum ist, als deltax in der Mediananalyse, mit
der Wahrscheinlichlichkeit von 0.2 % ein Nachweis für die zentrosymmetrische
Verteilung der Gesteinstypen der Rhön.
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
27
3.4. Die Zentral-Zonierung der Rhönvulkanite
Interessant ist, vor allem für die Petrogenese, die geographische Verteilung der
unterschiedlichen Gesteinstypen. Hier zeigt es sich, dass die verschiedenen Gesteine
nicht statistisch über die gesamte Rhön verteilt sind. Wie die Abb. 3-11 zeigt, läßt sich
eine deutliche Zonierung erkennen.
Mit der Annahme, daß die Phonolithe die höchsten Differentiate aus einem
Stammagma darstellen, kann man durch den geographischen Mittelpunkt ihres doch
recht begrenzten Verbreitungsgebietes, ein Zentrum definieren. In verschiedenen
Abbildungen und Korrelationsberechnungen wird die Entfernung zu diesem Zentrum
benutzt. Um das Phonolithgebiet liegt mehr oder weniger konzentrisch das
Verbreitungsgebiet der Trachyte, wobei sich diese Schale mit dem Phonolithbereich nur
im Osten, durch die Phonolithe vom Kesselkopf und der Wasserkuppe, überschneidet.
Es folgen in der nächsten Schale die Trachyandesite, die zwar den Bereich der
Trachyte mit überdecken, jedoch liegt die Mehrzahl außerhalb des Trachytbereiches.
Die äußerste Schale wird, wenn auch sehr unvollständig durch die Basalte gebildet.
Die ultrabasichen Foidite, die Tephrite überdecken das gesamte Gebiet, sind aber im
Bereich der Phonolithe und Trachyte seltener.
Abb. 3-11:
Die Verbreitung der Rhönvulkanite (69 Analysen) im Diagramm
Hochwert/Rechtswert der Gauss-Krüger-Koordinaten:
3. Geochemie und Gesteinsklassifizierung
28
Angedeutet durch die Umrahmungen sind die Verbreitungsgebiete der Phonolithe,
Trachyte und Trachyandesite.
Anzumerken ist, dass in Abbildung 3-11 nur die Fundpunkte von analysierten Proben
aufgetragen sind, deswegen können aus dieser Abbildung keine Mengenverhältnisse
abgeleitet werden. Überproportional sind natürlich die leukokraten Gesteine vertreten,
die bei dieser Arbeit im Vordergrund stehen. Bei den basischen Gesteinen besteht auch
in der Literatur, ein großer Nachholbedarf an umfassenden Analysen.
Die Zentral-Zonierung kann auch in Diagrammen dargestellt werden, bei denen die
Entfernung zum Zentrum aufgetragen wird. Ein Beispiel ist in der Abbildung 3-12 zu
sehen.
Abb.
3-12: Der Foid-Gehalt der Rhönvulkanite nach der CIPWNormberechnung in Abhängigkeit von der Entfernung vom
Zonierungs-Zentrum.
4. Phasenanalyse
29
4. Phasenanalyse
4.1. Analysenmethoden
4.1.1. Durchlichtmikroskopie
Von den meisten Proben wurden Dünnschliffe angefertigt, die mit dem
Polarisationsmikroskop untersucht wurden.
Gegenüber der Mikroanalyse am Rasterelektronenmikroskop, die den Schwerpunkt der
Phasenanalyse bildete, ergaben sich durch die Durchlichtmikroskopie keine
gravierenden Neuigkeiten hinsichtlich der Themenstellung dieser Arbeit. Das optisch
bestimmbare Schwermineralspektrum deckt sich mit dem der Mikroanalyse, bzw. ist
sogar kleiner.
Einige Aspekte konnten jedoch ergänzend hinzugewonnen werden, und gleichzeitig
ergab sich so die Möglichkeit der "Kontrolle" der Mikroanalysenergebnisse.
Wichtiger ist die Mikroskopie dann bei den hellen Gemengteilen, das he ißt besonders
bei den Feldspäten. Hier sei auf die Arbeit von KLAES (1981) verwiesen, in der
Dünnschliffe des Phonoliths der Milseburg genauer untersucht wurden.
4.1.1.1. Ergebnisse der Durchlichtmikroskopie
Wesentliche Erkenntnisse ergaben sich in Bezug auf die Schwerminerale lediglich für
die Pyroxene. Sie sind als einzige Gruppe häufiger zu finden, und gleichzeitig groß
genug um genauer untersucht zu werden.
Es bestätigt sich die häufige Zonierung bzw. der Unterschied Rinde - Kern, der in der
Mikroanalyse Probleme aufwirft.
Im Phonolith WK03 konnte dieser Wechsel in der Zusammensetzung über die
Auslöschungsschiefe der Klinopyroxene gemessen werden. Für den untersuchten
Pyroxeneinsprengling ergab sich für den Kern die Auslöschungsschiefe nz/c = 58°, was
einem Augit (n. TRÖGER, 1967) entspricht, während die Rinde eine
Auslöschungsschiefe von nz/c = 82° aufwies, was auf einen Ägirinaugit hindeutet. Dies
bestätigt eindeutig die Mikroanalysedaten.
Im Phonolith WK28 ist eine Zonierung mit grüner Rinde bei braunem Kern zu
beobachten, was die Erkenntnisse aus der Mikroanalyse, Ägirinrinde um augitische
Kerne, bestätigt.
Die beginnende Auflösung der Pyroxene in den Phonolithen ist in den Proben WK01,
WK26 und WK27 deutlich erkennbar. Vor allem in der Probe WK01 von der Milseburg
ist diese Pyroxenauflösung zu beobachten. Dort sind die verbliebenen Pyroxene meist
von Erzsäumen umgeben, und teilweise sind Pseudomorphosen von Erzaggregaten
nach Pyroxen zu finden.
Eine ähnliche Beobachtung macht PRICE (1985) in kenianischen Trachyten, bei denen
er Pseudomorphosen von Magnetit nach Hornblende beschreibt.
Das Auftreten von Zirkon konnte im Phonolith WK02 durch die optische Bestimmung
eines Zirkons im Dünnschliff bestätigt werden.
4. Phasenanalyse
30
4.1.2. Röntgendiffraktometrie
Zur
röntgenographischen
Phasenanalyse
wurden
Pulverpräparate
im
Röntgendiffraktometer untersucht.
Eine quantitative Auswertung wurde nicht vorgenommen, jedoch kann in erster
Näherung davon ausgegangen werden, daß mit zunehmendem Gehalt die Intensität
der phasenspezifischen Peaks wächst. Andererseits zeigt das Fehlen sämtlicher
Reflexe, dass die Phase, wenn überhaupt vorhanden, nur in sehr geringer
Konzentration enthalten ist. Über die Intensität spezieller Reflexe, ließe sich bei
geeigneter Eichung, und mit zu entwickelnden Korrekturprogrammen, eine quantitative
Phasenanalyse durchführen (s. BAUSCH, 1980).
4.1.2.1. Ergebnisse der Röntgendiffraktometrie
Für die Schwerminerale ergaben sich aus den Röntgendiagrammen keine
Erkenntnisse. Dies ist bei den geringen Gehalten auch nicht verwunderlich, da im
allgemeinen die "Nachweisgrenze" für einzelne Phasen in Phasengemischen bei der
Röntgendiffraktometrie mit ca. 5% angenommen werden kann (ZUSSMANN 1967,
KLUG & ALEXANDER 1974) .
Wie aber in Kapitel 2. dargelegt, liegt der gewinnbare Schwermineralgehalt bei den
leukokraten Rhönvulkaniten unter 10%, meistens sogar deutlich unter 5%. Auch wenn
ein gewisser Verlust durch die Aufbereitung einkalkuliert wird, ist für die einzelnen
Schwermineralphasen ein Gehalt > 5% kaum erreichbar. Nach einer Anreicherung in
Schwermineralkonzentraten, wäre die Röntgendif-fraktometrie wohl einzusetzen, dies
muß aber weiteren Arbeiten über die Rhönvulkanite vorbehalten bleiben.
Anders sieht es bei den hellen Gemengteilen aus, die meist mehr als 90% der Gesteine
bilden.
Die vorherrschenden Minerale in den leukokraten Rhönvulkaniten sind die Feldspäte.
Ihre
reflexreichen
Röntgenspektren
lassen
sich
mit
einfachen
Pulverdiffraktometermethoden allerdings kaum auflösen, weswegen hier darauf
verzichtet werden muß. Aufschlußreich ist aber die Betrachtung der daneben
vorkommenden Minerale Nephelin und Analcim.
Aus der Tabelle 4-1 ist ersichtlich, daß Nephelin nur in den Phonolithen, sowie in den
basischen Proben auftritt. Der Analcim ist in den Phonolithen und den Trachyten fast
stets vorhanden, jedoch nur in einem der Trachyandesite.
In Tabelle 4-1 sind dabei die Peakhöhen je eines Reflexes der beiden Minerale (für
Nephelin der Reflex (2 0 2) mit d = 3.027 A und für den Analcim der Reflex (4 0 0) mit d
= 3.430 A) in Skalenteilen angegeben. Dabei wird dann in der Auswertung die Tatsache
berücksichtigt, daß in erster Näherung die Höhe der Peaks proportional dem Gehalt ist.
Wenn kein Wert angegeben ist, heißt das, daß das Mineral röntgenographisch nicht
nachweisbar war.
4. Phasenanalyse
31
Tabelle 4-1 : Semiquantitative Auswertung der röntgenographischen
Phasenanalyse für die Minerale Analcim und Nephelin, Werte sind Skalenteile
(siehe Text).
Probe
WK01
WK02
WK03
WK13
WK17
WK25
WK26
WK27
WK28
WK29
WK34
WK06
WK08
WK09
WK10
WK12
WK16
WK18
WK20
WK21
WK22
WK23
WK24
WK32
WK33
WK04
WK05
WK07
WK11
WK14
WK15
WK19
WK30
WK31
WK35
WK36
WK37
WK38
Gestein
PH
PH
PH
PH
PH
PH
PH
PH
PH
PH
PH
T
T
T
T
T
T
T
T
T
T
T
T
T
T
S3
S3
S3
S3
S3
S3
S3
S3
S3
F
Ul
Ul
F
Analcim
30
70
20
35
50
45
100
60
50
50
70
60
Nephelin
40
10
15
20
25
10
40
40
30
30
45
60
70
40
40
20
60
100
25
100
60
35
80
5
25
20
5
70
55
80
4. Phasenanalyse
32
4.1.2.2. Diskussion der Ergebnisse
Bereits ROSENBUSCH (1908) legt die Grenze Phonolith/Trachyt durch das
Verschwinden des Nephelins fest. Und in der Tat, ist durch die Röntgendiagramme in
allen Phonolithen Nephelin nachzuweisen, während er in den Trachyten nicht auftritt.
Auch die Trachyandesite enthalten keinen Nephelin. Die Einteilung der Gesteine nach
dem TAS-Diagramm, wie in dieser Arbeit verwandt, untermauert diese Grenzziehung
also eindeutig.
Die Klassifizierung nach WINCHESTER & FLOYD (1977) würde diesen
mineralogischen Befund überdecken. Aus fünf der nephelinfreien Trachyandesite, und
neun der nephelinfreien Trachyte würden nach diesem Vorschlag Phonolithe.
Beeinflußt werden könnten diese Ergebnisse durch das Auftreten des Analcims. Nach
WOOLEY (1976) gibt es die spätmagmatische Reaktion:
Nephelin = Analcim + Kalifeldspat
Das bedeutet, daß das Verschwinden des Nephelins durch das Auftreten des Analcims
kompensiert werden könnte. Die Konsequenz wäre eine negative Korrelation
Analcimgehalt/Nephelingehalt.
Nun tritt Analcim auch in allen Phonolithen auf, und zwar nach einer semiquantitativen
Auswertung über die Peakhöhen in vergleichbaren Mengen wie in den Trachyten.
Daraus folgt, dass eine negative Korrelation nicht ableitbar ist, was auch BAUSCH
(1980) für libysche Phonolithe feststellt.
Eindeutiger ist das Ergebnis bei den Trachyandesiten, die nach der
röntgenographischen Phasenanalyse weder Analcim noch Nephelin enthalten. Nach
der Einteilung nach WINCHESTER & FLOYD (1977) würden die Proben WK05, WK07,
WK19 und WK30 zu Phonolithen. Hier unterstreicht die Gesteinsklassifizierung von LE
BAS et al. (1986), nach der sie den Trachyandesiten zuzurechnen sind, eindeutig den
röntgenographischen Befund.
Auch die Betrachtung des agpaitischen Koeffizienten in Kap. 3.3.3 bestätigt die
Ergebnisse der Röntgendiffraktometrie, und die daraus ableitbaren Konsequenzen für
die Gesteinsklassifizierung.
Weitere Aufklärung würde eine weitergehende Untersuchung des Analcims
ermöglichen. LUHR & KYSER (1989) untersuchten primärmagmatischen Analcim in
den Colima Minettes. Sie beschreiben 5 Analcim-Typen unterschiedlicher Entstehung.
Neben der röntgenographischen Untersuchung ist die Bestimmung der 180-Isotope das
wichtigste Unterscheidungsmerkmal. Aber auch die Zusammensetzung läßt
Rückschlüsse zu (Näheres dazu im Kapitel 6).
Die röntgenographische Phasenanalyse, im Bezug auf Nephelin und Analcim,
unterstützt für die Rhönvulkanite eindeutig die Gesteinsklassifizierung n. LE BAS et al.
(1986), gegenüber dem Vorschlag von WINCHESTER & FLOYD (1977), dem MEDUNA
(1988) den Vorzug gab.
4. Phasenanalyse
33
4.1.3. Elektronenstrahl-Mikroanalyse
4.1.3.1. Probenpräparation und Meßmethode
Für die Mikroanalyse am Rasterelektronenmikroskop (= REM) der Firma CAMSCAN
wurden Streupräparate hergestellt. Dabei werden Aluminium-Probenträger mit
Leitkohlenstoff bestrichen und die zu untersuchenden Körner aufgestreut. Anschließend
wird das Präparat mit Kohlenstoff im Vakuum bedampft.
Am REM ist eine Mikroanalyseneinheit der Firma EG&G ORTEC installiert. Die
Auswertung erfolgt mit dem angeschlossenem Computer und dem Programmpaket
SYSTEM 5000 mit ZAP-Korrektur. Das Programm arbeitet dabei ohne Standard. Für
die Berechnung der Gehalte ist die Angabe von nur wenigen Parametern nötig, die für
eine Vergleichbarkeit der Analysen während der gesamten Meßkampagne konstant
gehalten wurden. Tabelle 4-2 weist diese Daten aus.
Tabelle 4-2: Einstelldaten der Mikroanalyse
Unter anderem geht die Probengeometrie in die Auswertung mit ein, speziell der
Kippwinkel und die Oberfläche der Probe. Aus diesem Grunde wurden nur auf den
Außenflächen idiomorpher Kristalle, bzw. auf Spaltflächen oder glatten Bruchflächen
gemessen. Ein Beispiel für eine ideale Fläche zeigt die Abb. 4-1.
Abb. 4-1: REM-Aufnahme eines Ägirins der Probe WK33
4. Phasenanalyse
34
4.1.3.2. Meßgenauigkeit, Eichung
Das Programmpaket SYSTEM 5000 mit ZAP-Korrektur arbeitet wie schon erwähnt
standardfrei. Zur Kontrolle wurden deshalb einige Minerale untersucht, deren
Zusammensetzung mit anderen Analysenmethoden bestimmt wurde.
Dabei ist zu beachten, daß auf diese Art keine exakte Eichung zu erwarten ist. Die
Mikroanalyse, in der hier durchgeführten Form, ist eine Punktanalyse (spot), die
lediglich eine Probenoberfläche von ca. 1 µm Durchmesser erfaßt, mit einer
Eindringtiefe von ca. l µm (SEYFARTH, 1980).
Es werden also Inhomogenitäten wie Zonierung, Verwachsungen, Einschlüsse und
Entmischungen starken Einfluß haben. Bei den "Makroanalysen" (RFA, AAS,
Naßchemie usw.), wird über diese Variationen integriert, und natürliche Minerale sind
nun einmal selten "chemisch rein".
Um die Schwierigkeiten des Vergleiches mit anderen Analysenmethoden zu
verdeutlichen, und die doch gute Übereinstimmung mit geeigneten Standards zu
verdeutlichen, wurden einige Überprüfungsanalysen erstellt.
Gemessen wurden:
I.
II.
III.
IV.
V.
ein synthetisierter Sr-Apatit
ein Pyroxen vom Monte Rossi , Italien
ein Pyroxen vom Vesuv, Italien
der Feldspat-Standard FK-N
die Plagioklase der Probe WK04
Die Ergebnisse der Mikroanalyse sind in den folgenden Tabellen in der Spalte ZAP
aufgeführt.
I. Kontrolle der Meßgenauigkeit mit einem synthetischen Sr-Apatit:
Ein synthetischer Sr-Apatit mit ca. 3 µm * 12 µm Größe wurde untersucht. Angeführt ist
der Vergleich der gemessenen Analyse mit der aus der stöchiometrischen Berechnung
der beteiligten Mol-Prozent-Anteile der Komponenten. Bei der Messung ist zu berücksichtigen, daß die enthaltenen OH-Gruppen nicht erfasst werden. Die Kontrolle der
Reinheit und Stöchiometrie erfolgte mittels Röntgendiffraktometrie.
Tabelle 4-3: Gesamtanalysenvergleich eines Sr-Apatits
Nach Korrektur über den Wassergehalt ergibt sich eine gute Übereinstimmung mit einer
relativen Abweichung von 0.6 % für SrO und 1.5 % für P2O5.
4. Phasenanalyse
35
II. Kontrolle der Messgenauigkeit mit einem Monte-Rossi-Pyroxen:
Pyroxene vom Monte Rossi in Italien wurden mit Atomabsorptionsspektrometrie
untersucht (Analytiker: K. PREISSINGER). Handverlesene und gereinigte
Einzelminerale wurden dabei aufgeschlossen. Bereits makroskopisch waren jedoch
Verwitterungskrusten sichtbar, die mit der Mikroanalyse näher identifiziert werden
konnten. Es wurden mehrere Spot-Messungen durchgeführt, sowie eine Messung über
eine Fläche von ca. 2x1 mm.
Die AAS-Analyse ergab einen relativ hohen Fe-Gehalt, und die genaue Bestimmung
zeigte einen für einen diopsidischen Pyroxen zu hohen Gehalt an dreiwertigen Eisen.
Tabelle 4-4: Gesamtanalysenvergleich AAS, ZAP-Spot und ZAP-Fläche eines
Monte-Rossi-Pyroxens
ZAPs = Spot-Messung
ZAPf - Flächen-Messung
Der Vergleich mit den ZAP-Analysen zeigt, daß die Integration über eine größere
Fläche eine gute Übereinstimmung ergibt. Die Spot-Messung in der 6.Spalte der
Tabelle 4-4, die auf dieser Fläche erfolgte, zeigt aber, daß sich hier Eisenkrusten (fast
von Titanomagnetit-Zusammensetzung) befinden. Der eigentliche Pyroxen enthält
wesentlich weniger Eisen, Calcium und Magnesium, dafür mehr Silizium und
Aluminium, überraschend sind die guten Übereinstimmungen für die Elemente mit
niedrigen Gehalten wie Natrium, Titan und Mangan.
4. Phasenanalyse
36
III. Vergleich der RFA-Daten eines Pyroxens vom Vesuv mit den ZAP-Werten:
Vom Kraterrand des Vesuv stammen die Pyroxene, von denen der Autor eine
Gesamtanalyse mit der RFA erstellt hat. Die bis zu 10 mm großen meist idiomorphen
Kristalle wurden dabei, nach Reinigung mit HC1 und Ultraschallbad, gemahlen und
analog den Gesteinspulvern zu einer Wachstablette gepreßt.
Tabelle 4-5: Vergleichsmessung RFA - ZAP mit einem Pyroxen vom Kraterrand des
Vesuv, Italien
Wie vor allem der P2O5-Gehalt aus der RFA-Analyse zeigt, werden bei integrierenden
Analysenmethoden Einschlüsse mit erfaßt (in diesem Fall wohl Apatit), die bei der
Mikroanalyse schon genau getroffen werden müssen, überraschend ist die große
Differenz im AI-Gehalt, hier muss eine Zonierung des Pyroxenes angenommen werden.
Auffallend ist wiederum die gute Übereinstimmung beim Ti-Gehalt.
IV. Kontrolle mit dem Feldspat FK-N:
Ein weiterer Vergleich konnte über den ANRT-Standard FK-N gezogen werden. Dabei
handelt es sich um einen Kalifeldspat aus Madras, Indien, der, bis auf seltene sehr
kleine Quarzeinschlüsse (GOVIN-DARAJU, 1984) sehr rein ist..
Die Vergleichswerte sind den Geostandard Newsletters Vol.VIII, Spec.Iss., July 1984
entnommen.
Tabelle 4-6: Vergleich der ZAP-Analyse mit den empfohlenen Werten für den
ANRT-Standard FK-N.
4. Phasenanalyse
37
In Tabelle 4-6 sind zwei Spalten für die Mikroanalyse angegeben. In der Spalte ZAP ist
die Original-Analyse des Computers aufgeführt, in der Spalte ZAPk befindet sich die
über den Kalium-und Natriumverlust korrigierte Analyse.
Eine genauere Untersuchung ergab nämlich, dass die Gehalte die das System ermittelt
von der Meßzeit abhängen. Im Falle der Feldspäte zeigte es sich, dass der Kalium- und
der Natriumgehalt mit zunehmender Messdauer abnahmen, während bedingt durch die
Normierung der Gesamtanalyse auf 100% die anderen Komponenten zunahmen. Um
diesen Verlust zu erfassen wurde für eine Probe eine Analysenserie aufgenommen, bei
der die Daten während einer Gesamtmeßdauer von 300 Sekunden, jeweils nach 50 s
abgespeichert wurden. Auf diese Weise konnte der Kaliumverlust quantitativ erfaßt
werden. Wie die Abbildung 4-2 am Beispiel des Kaliums zeigt, ist der Verlust
proportional der Wurzel aus der Meßdauer. Es gilt also:
Gehaltgem = Gehalt - A * √ t
oder daraus abgeleitet:
Gehalt = Gehaltgem + A * √ t
Für den gemessenen Feldspat ergibt sich daraus, bei der in dieser Arbeit festen
Messdauer von 150 s, ein Kaliumverlust von 9.5 % und ein Natriumverlust von 5.9 %
vom wahren Gehalt für den Zeitpunkt t = 0.
Abb. 4-2: Kaliumverlust mit der Meßdauer bei der Analyse eines
Feldspates mit der Mikroanalyse, R = 0.9993, Standardabweichung 0.002
% K, Gehalt (t=0) = 2.31 % K.
4. Phasenanalyse
38
Die Korrektur über den Kalium- und Natriumverlust bringt für die Elemente Silizium,
Aluminium und Kalium eine deutliche Verbesserung der Messung für den Feldspat FKN. Für das Natrium steigt die Differenz zum empfohlenen Wert, was aber durch z.B.
eine perthitische Entmischung leicht erklärbar wäre.
V. Vergleich der ZAP-Analyse
Plagioklasbestimmung:
von
Plagioklasen
mit
einer
optischen
Ein Vergleich ließ sich auch über die Analyse von Plagioklasen ziehen. FICKE (1961)
hatte mit dem Universaldrehtisch eine optische Bestimmung der Plagioklase einer
Probe aus Abtsroda, hier der Probe WK04, durchgeführt, über die Mikroanalyse wurde
dies vom Autor überprüft, und es zeigt sich eine gute Übereinstimmung.
Tabelle 4-7: Anorthitgehalt der Plagioklase der Probe WK04
Zusammengefaßt kann, was auch die späteren Messungen zeigen, gesagt werden,
dass die mittleren relativen Fehler der Mikroanalyse kleiner sind, als die Firma EG&G
ORTEC selbst angibt (GEDCKE et al., 1982).
Tabelle 4-8: Fehler der Mikroanalyse nach GEDCKE et al. (1982)
Angaben über die Bestimmungsgrenze sind bei GEDCKE et al. (1982) nicht zu finden.
Hierzu schreibt BIRKS (1963), daß für die Elektronenstrahlmikroanalyse die
Bestimmungsgrenze bei 100 – 500 ppm liegt. Die Tabelle 4-8 läßt den Schluß zu, daß
dies auch für die vorliegende Gerätekonfiguration zutrifft.
Aus den Daten im Anhang, der Tabelle 4-8 und den Angaben von BIRKS (1963) kann
demzufolge auf eine Bestimmungsgrenze von ca. 0.1% für die leichteren Elemente
geschlossen werden.
Für die schwereren Elemente ist diese niedriger anzusetzen.
4. Phasenanalyse
39
4.1.3.3. Ergebnisse der Mikroanalyse, Zusammenfassung
Mit der Mikroanalyse konnten in den Rhönvulkaniten die in Tabelle 4-9 aufgeführten
Phasen identifiziert werden:
Tabelle 4-9: Mit der Mikroanalyse identifizierte Schwerminerale der untersuchten
Rhönvulkanite
Probe
ges aug aeg apa mag tit
oli zir ilm and pyr
WK01
PH X
X
X
WK02
PH X
X
X
X
X
X
WK03
PH X
X
X
X
WK13
PH X
X
X
X
X
WK17
PH X
X
X
X
WK25
PH X
X
X
WK26
PH X
X
X
WK27
PH X
X
X
WK28
PH X
X
X
X
WK29
PH X
X
X
WK34
PH X
X
WK06
T
X
X
X
X
WK08
T
X
X
X
WK09
T
X
X
X
WK10
T
X
X
X
X
X
WK12
T
X
X
X
X
WK16
T
X
X
X
X
X
X
X
WK18
T
X
X
X
X
WK20
T
X
X
X
X
X
WK21
T
X
X
X
X
WK22
T
X
X
WK23
T
X
X
X
WK24
T
X
X
X
WK32
T
X
WK33
T
X
X
WK04
S3 X
X
X
X
WK05
S3 X
X
X
X
WK07
S3 X
X
X
X
WK11
S3 X
X
X
X
WK14
S3 X
X
X
X
WK15
S3 X
X
X
X
WK19
S3 X
X
X
X
WK30
S3 X
X
WK31
S3 X
WK35
F
X
WK36
Ul
WK37
Ul
X
WK38
F
X
x - gefunden
ges=Gestein
tit=Titanit
oli=Olivin
mag=Magnetit
and=Andalusit
ilm=Ilmenit
pyr=Pyrit
aug=Augit
apa=Apatit
aeg=Ägirin
zir=Zirkon
5. Schwerminerale der Proben
5. Schwerminerale der Proben
5.1. Pyroxene
5.1.1. Meßergebnisse Rhön
Die Pyroxene sind die häufigsten Schwerminerale der Rhönvulkanite. Aus allen
Proben konnten sie isoliert und untersucht werden. In den Phonolithen, Trachyten
und Trachyandesiten ist in allen Proben Augit bzw. Ägirinaugit zu finden.
In den Phonolithen und Trachyten kann zusätzlich Ägirin auftreten.
Anmerkung zur Meßtechnik:
Die chemischen Analysen mit der Mikroanalyse sind Punktanalysen, die nur einen
engen Bereich von wenigen Mikrometern erfassen. Wie auch die
Durchlichtmikroskopie zeigt, sind aber viele Pyroxene zoniert, wobei der Kern der
Kristalle stets einen geringeren Ägiringehalt hat als die Rinde, was im Extremfall vom
Augit bis zum "reinen" Ägirin reichen kann.
Die Durchlichtmikroskopie zeigte, dass in den Proben Pyroxeneinsprenglinge bis zu
1500 µm auftreten. Die Unterscheidung Grundmassenpyroxen - Einsprengung ist bei
der in Kapitel 2 beschriebenen Aufbereitung schwierig, denn eine
Korngrößendefinition gibt es nicht. In der Siebfraktion 63 - 125 µm tauchen deshalb
sowohl Grundmassenpyroxene als auch Bruchstücke größerer Einsprenglinge auf.
Ein Beispiel für ein Bruchstück eines Pyroxen-Einsprenglings zeigt die Abb. 5-1 aus
dem Phonolith WK28 von der Milseburg.
Abb. 5-1: REM-Aufnahme eines Augits aus der Probe WK28.
40
5. Schwerminerale der Proben
Für den Vergleich der Analysen untereinander wurde daher versucht, vergleichbare
Bedingungen zu schaffen:
a.) Wenn vorhanden, wurde auf den Außenflächen idiomorpher Kristalle
gemessen, was bei den Ägirinen meist gut gelang, und bei den Augiten
teilweise möglich war (Abb.4-1)
b.) Bei nicht idiomorphen Kristallen (z.B. Abb. 5-1), bzw. bei den Kernen der
Ägirine wurde im Zentrum des Kristalls gemessen. Da die
Elektronenmikroskopie nur die Oberfläche abbildet, kann eine Zonierung
nicht erkannt werden. Das führte dazu, dass bei den Analysen ein mehr
oder weniger breites Spektrum, bedingt durch die Zonierung, auftrat. Hier
muss für genauere Aussagen auf die statistischen Auswertungsverfahren
wie Median-Analyse und t-Test zurückgegriffen werden.
Jedoch zeigt die Häufigkeitsverteilung (z.B. in Abb.5-1), dass bei 7.5%
Na20 die Grenze Ägirin/Augit bzw. Kern/Rinde gezogen werden kann.
Eine alleinige Betrachtung der Extremwerte würde jedenfalls zu falschen
Ergebnissen führen, da Analysenfehler, die zwangsläufig auftreten, dabei
nur einseitig eingehen würden.
Einen graphischen Überblick über die Zusammensetzung der Pyroxene erlaubt die
Abbildung 5-2.
Dort ist der Calciumgehalt der Pyroxene gegen die Differenz Natriumgehalt Magnesiumgehalt (jeweils Atomprozente) nach dem Vorschlag von STEPHENSON
(1972) aufgetragen.
Abb. 5-2: Die Pyroxene der Rhönvulkanite in der Darstellung Differentiationsindex (Na-Mg) gegen Ca-Gehalt (jeweils Atome/Formeleinheit)
41
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-3: Grenze Augit/Agirin im Diagram Na2O-Gehalt der Pyroxene, gegen die
Entfernung DELTAX vom Differentiationszentrum (303 Werte)
Aus der Abbildung 5-3 wird deutlich, dass bei 7.5% Na2O die Grenze Augit/Ägirin
gezogen werden kann. Über diesem Wert liegen die Ägirine und die
Übergangszonen, die auch in der Durchlichtmikroskopie als Zonarbau erkennbar
sind. Unter dieser Grenze liegen die Augitkerne der Ägirine, sowie die Augite ohne
Ägirin-Anwachssaum. Die Abbildung verdeutlicht, daß Ägirin nur in Phonolithen und
Trachyten auftritt.
Aus den Analysen ergeben sich für die Augite, unter den oben genannten
Bedingungen, die in Tabelle 5-1 angeführten Mittelwerte für die definierten
Gesteinsgruppen.
Tab. 5-1: Mittelwerte der Augitanalysen mit Na2O-Gehalten kleiner 7.5% (mit
Standardabweichung)
42
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-4: Mittelwerte der Pyroxenanalysen der Gesteinsgruppen am
Beispiel der Korrelation MnO/Na2O
In Abbildung 5-4 sind die Pyroxene mit einem im Diagramm MnO gegen Na2O
aufgetragen.
Rechtecke
stellen
den
jeweiligen
Mittelwert
Standardabweichung dar. Die Abbildung soll Statistik dienen, denn es ist zu
erkennen, schiede der Gruppen sind.
Ägirine traten nur in den Trachyten und Phonolithen auf. In Tabelle 5-2 sind die
Mittelwerte für beide Gruppen aufgelistet.
Tab. 5-2: Mittelwerte der Ägirinanalysen (mit Standardabweichung)
Ein Beispiel für die Streuung der Daten soll die Abbildung 5-5 vermitteln, die die
Eisen- und Titangehalte verdeutlicht.
43
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-5: Die Ägirine der Phonolithe und Trachyte, am Beispiel des
TiO2/FeO-Verhältnisses (67 Werte)
Im Kapitel 4.1.1.1. wurden bei den Ergebnissen der Durchlichtmikroskopie die
Auflösungserscheinungen an Ägirinen bereits erwähnt. Während die Abbildung 4-1
einen intakten Kristall im Trachyt WK33 zeigt, sind auf den beiden folgenden REMAufnahmen deutliche Korrosionserscheinungen in den Phonolithen WK28 und WK29
zu erkennen.
Abb. 5-6: REM-Aufnahme eines Ägrins aus der Probe WK28
44
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-7: REM-Aufnahme eines Ägirins aus der Probe WK29
45
5. Schwerminerale der Proben
5.1.1.1. Zur Nomenklatur der Pyroxene
MORIMOTO (1988) beschreibt die Ergebnisse der Kommission der International
Mineralogical Association für die Nomenklatur der Pyroxene. Die erste grobe
Einteilung erfolgt in 4 chemische Gruppen. Diese sind aus dem Q-J-Diagramm
ersichtlich.
Abb. 5-8: Das Q-J-Diagramm für die Pyroxene aus den untersuchten
Rhönvulkaniten (302 Analysen)
Im Q-J-Diagramm steht das Q für die Summe Ca + Mg + Fe2+, und das J für 2 Na,
ermittelt aus den Anteilen der Kationen auf der Basis von 6 0-Atomen/Formeleinheit.
Die Abbildung zeigt, dass alle Rhönpyroxene in die drei "normalen" Gruppen
"Quad" = Ca-Mg-Fe-Pyroxene, "Ca-Na" = Na-Ca-Pyroxene und "Na" = Na-Pyroxene
fallen, das heißt, dass nicht mehr als die Hälfte der Kationenplätze Ml und M2 durch
andere Ionen ersetzt sind (z.B. durch Mn oder Li, wobei allerdings Li mit der Mikroanalyse nicht nachzuweisen ist).
Aus der Abb. 5-8 ist zu entnehmen, dass bei den Pyroxenen der Rhönvulkanite zwei
Häufigkeitsmaxima auftreten, die sich nicht mit den 4 chemischen Gruppen von
MORIMOTO (1988) verknüpfen lassen. Die Konsequenzen für die Einteilung der
"Rhön"-Pyroxene werden im Kap. 5.1.2. weiter erörtert.
Die weitere Unterteilung nach MORIMOTO erfolgt in der bekannten Darstellung
Enstatit-Ferrosilit-Hedenbergit-Diopsid, bei der allerdings die Feldgrenzen neu
gesetzt werden. In diese Darstellung werden die Pyroxene der Quad-Gruppe
eingetragen. Das Ergebnis für die Rhönpyroxene zeigt die Abbildung 5-9.
46
5. Schwerminerale der Proben
47
Abb. 5-9: Die Klassifizierung der Rhonpyroxene der QuadGruppe
Die weitere Unterteilung der Na-Pyroxene und der Ca-Na-Pyroxene erfolgt im
Diagramm Quad-Jadeit-Ägirin.
Abb. 5-10: Die Klassifizierung der Rhönpyroxene der Ca-Na- und der Na-Gruppe
5. Schwerminerale der Proben
Aufgeschlüsselt nach Gesteinsgruppen zeigt sich in den Abbildungen 5-lla bis c
folgende Verteilung der Pyroxenspezies:
Es wird somit auch in der Nomenklatur der auftretenden Pyroxene der Unterschied,
der im Chemismus der Gesteine auftritt, sichtbar. Dabei ist die Calciumzunahme von
den Phonolithen zu den Trachyandesiten durch das Auftreten von Diopsid
dokumentiert. Die Eisenabnahme scheint zwar im Widerspruch zum Auftreten von
Hedenbergit zu stehen, jedoch kann dies durch die starke Abnahme der NaKomponente leicht kompensiert werden.
48
5. Schwerminerale der Proben
Aus den Abbildungen 5-8 bis 5-11(a-f) ist die Einteilung der Rhönpyroxene in die 4
chemischen Gruppen, sowie die weitere Unterteilung auf die 20 Mineralspezies zu
erkennen. Bei den Pyroxenen der Proben treten auf:
Tabelle 5-3: Klassifizierung der Rhönpyroxene
Pyroxen
Klinoenstatit
Aug i t
Diopsid
Hedenbergit
Omphacit
Ägirinaugit
Ägirin
in den Gesteinen
Ul
PH, T, S3
T, S3
S3
PH, T, S3
PH, T, S3
PH, T
Aus der Tabelle 5-3 ist erkennbar, dass die Gesteine durch ihre
Pyroxenparagenesen deutlich unterscheidbar sind. Es ergeben sich die
Paragenesen:
Phonolith:
Trachyt:
Trachyandesit:
Tephrit:
Ägirin, Ägririnaugit, Omphacit, Augit
Ägirin, Ägririnaugit, Omphacit, Augit, Diopsid
Ägririnaugit, Omphacit, Augit, Diopsid,
Hedenbergit
Klinoenstatit
Da sich, wie z.B. die Abb. 5-2, 5-3, und 5-8 zeigen, zwei deutliche
Häufigkeitsmaxima in der Verteilung der Rhönpyroxene ergeben, wird in den
folgenden Kapiteln eine Trennung der Daten durch die bereits im Kap. 5.1.1.
erwähnte Grenze bei 7.5% Na20 vorgenommen. Dies hat mit den
Nomenklaturvorschlägen von MORIMOTO nichts zu tun, wird aber den Ergebnissen
der Pyroxenanalyse eher gerecht.
49
5. Schwerminerale der Proben
5.1.2. Statistische Datenbetrachtung
Die
Tabelle
5-3
führt
die
unterschiedlichen
Pyroxene
nach
dem
Nomenklaturvorschlag von MORIMOTO (1988) auf. Andererseits zeigt z.B. die
Abbildung 5-8 mit dem Q-J-Diagramm, daß zwei Maxima in einer Verteilung über das
Feld der "normalen" Pyroxene auftreten. Das eine liegt klar im Feld der Ägirine,
während sich das zweite vom Quad-Feld bis in das Ägirinaugit-Feld erstreckt.
Es erscheint somit nicht sinnvoll, vor allem wenn man die Zonierung der Pyroxene
bedenkt, im Q-J-Diagramm an der Grenze Quad/ Ca-Na einen Schnitt anzusetzen.
Außerdem wird aus dem Diagramm sichtbar, daß im Ägirinaugitfeld eine Lücke
auftritt, die nur durch einige Pyroxene aus Trachyten verkleinert wird. Deswegen wird
in den statistischen Betrachtungen, eine Unterteilung in Pyroxene mit einem Na2OGehalt kleiner 7.5 % und in Pyroxene mit einem Gehalt größer 7.5 % gewählt. Hier
wird somit das Augit-Feld ( oder Quadfeld nach MORIMOTO (1988)) etwas in das
Ägirinfeld ausgedehnt.
Wie die Tabelle 5-1 zeigt, unterscheiden sich die Werte für die Mittelwerte aller
angegebenen Elemente deutlich. Es ist stets eine kontinuierliche Entwicklung
Trachyandesit - Trachyt - Phonolith zu beobachten. Um nachzuprüfen, ob dieser
Eindruck statistisch zu untermauern ist, oder ob die analysierten Pyroxene sich doch
nicht signifikant unterscheiden, gibt es verschiedene statistische Testmethoden. Am
Beispiel der Pyroxene sollen sie vorgestellt und verglichen werden.
Die Programme sind in ihrer Grundstruktur dem Buch von VAN TASSEL (1984)
entnommen, und wurden den Erfordernissen der Arbeit angepaßt.
Am Beispiel der Pyroxene werden verglichen:
- der t - Test
- der U-Test von MANN und WHITNEY
- der Median-Test
Ein Ergebnis der Tests wäre eine weitere Aussage über die Genauigkeit der
Mikroanalyse. Ist die Genauigkeit zu gering, ebenso die Reproduzierbarkeit der
Meßwerte, so sollten sich keine beweisbaren Unterschiede innerhalb einer
bestimmten Mineralgruppe (Augite) ergeben. Im Kapitel 4 ist deshalb die eigentlich
standardfreie Mikroanalyse zusätzlich mit Standards überprüft worden.
Wie die Tests zeigen, ergeben sich jedoch signifikante Unterschiede zwischen den
Gruppen, und in Kapitel 4 ist die Zuverlässigkeit der Meßmethode bereits
dokumentiert.
50
5. Schwerminerale der Proben
5.1.2.1. Der t-Test für die Augite
Anforderungen an die Daten:
- die Gruppen sollten gleich groß sein
- die Varianzen sollten übereinstimmen
- es soll eine NormalVerteilung vorliegen
Es müssen jedoch nicht alle Bedingungen gleichzeitig erfüllt werden, so dass im Fall
der Pyroxene der Test angewendet werden kann.
Den Vergleich der Gruppenmittelwerte mit Standardabweichung aus der Tabelle 5-1
über den t-Test zeigt die Tabelle 5-4:
Tabelle 5-4: Wahrscheinlichkeiten aus dem t-Test für die Mittelwerte der
Element-Gehalte der Augite
Na2O
MgO
Al203
Si02
CaO
Ti02
MnO
FeO
PH/T
0.00
0.5
6
0.4
0.04
0.7
2
1
PH/ S 3
0.00
0.2
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.2
T/S 3
0.00
40
0.2
2
0.01
0.00
0.9
20
Aus der Tabelle ist zu entnehmen (für Pyroxene mit Na2O < 7.5 %):
a. Die Pyroxene der Phonolithe und Trachyte unterscheiden sich mit Ausnahme
des Aluminiumgehaltes und des Mangangehaltes mit einer Wahrscheinlichkeit
von mehr als 99 %.
b. Die Pyroxene der Phonolithe und Trachyandesite sind in allen Elementen mit
mehr als 99.8 % Wahrscheinlichkeit verschieden.
c. Für 5 Elemente unterscheiden sich die Pyroxene der Trachyte und der
Trachyandesite mit mehr als 99 % Wahrscheinlichkeit. Für MgO und FeO ist kein
signifikanter Unterschied feststellbar.
Insgesamt zeigen bei 24 möglichen Kombinationen 19 mit einer Wahrscheinlichkeit
von > 99 % signifikante Unterschiede auf. Die höchsten Wahrscheinlichkeiten
zeigen die Na2O-Gehalte und die CaO-Gehalte.
Hier läßt sich eine Korrelation mit der Phasenanalyse (Tab.5-2) erkennen, die eine
deutliche Differenz im Wollastonitgehalt aufzeigt, der sich in den aufgefundenen
Paragenesen äußert:
Phonolith:
Trachyt:
Trachyandesit:
Aug i t
Augit + Diopsid
Augit + Diopsid + Hedenbergit
51
5. Schwerminerale der Proben
5.1.2.2. Der U-Test für die Augite
Im Gegensatz zum t-Test setzt der U-Test keine Normalverteilung und auch nicht die
Übereinstimmung der Varianzen voraus. Das bedeutet, daß auch die Anzahl der
Meßwerte stärker differieren kann. Die Tabelle 5-5 zeigt die Wahrscheinlichkeiten in
der gleichen Reihenfolge wie in Tabelle 5-4.
Tabelle 5-5: Wahrscheinlichkeiten aus dem U-Test für die Mittelwerte der
Element-Gehalte der Augite
PH/T
PH/ S 3
T/S 3
Na20
1
1
1
MgO
1
1
>5
A1203
>5
1
1
SiO2
1
1
5
CaO
1
1
1
Ti02
5
1
1
MnO
5
1
1
FeO
5
1
1
Das Raster der Signifikanzlevels ist gröber als beim t-Test (programmbedingt!), aber
eine Korrelation mit dem t-Test ist klar erkennbar. In 18 der 24 Kombinationen wird
das 1 % - Level, und in 4 der Fälle wird das 5 % - Level erreicht. In 2 Kombinationen
ist kein signifikanter Unterschied erkennbar. Es sind dies die auch im t-Test
auffallenden Kombinationen MgO-T/S3 und Al2O3-PH/T. Deutlich unterschiedlich ist
die Signifikanz der Kombination FeO-T/S3, die im t-Test nicht signifikant war. Dies ist
auf die hohe Standardabweichung des Mittelwertes bei den FeO-Gehalten der
Pyroxene der Trachyandesite zurückzuführen, die der t-Test eigentlich untersagt.
Insgesamt ergibt der U-Test signifikante Unterschiede bei den Pyroxenen in 22 der
24 möglichen Kombinationen.
5.1.2.3. Der Median-Test für die Augite
Über den schon in Kapitel 3 beschriebenen Median-Test läßt sich ebenfalls
überprüfen, ob sich die Augite in den einzelnen Gesteinsgruppen signifikant
unterscheiden.
Er stellt letztlich eine Zusammenfassung der einzelnen Kombinationen dar, die im tTest und im U-Test untersucht wurden. Da diese Tests deutliche Unterschiede
aufzeigten, sollte der Median-Test in die gleiche Richtung weisen. Wie die Tabelle 56 zeigt, sind die Pyroxene in den drei betrachteten Gesteinsgruppen deutlich
unterschiedlich. Die schlechtesten Signifikanzen ergeben sich, analog den
Ergebnissen der beiden anderen Tests, für die Elemente Magnesium, Aluminium und
Silizium. Aber insgesamt sind auch diese Elemente in den Pyroxenen der drei
Gesteinsgruppen signifikant verschieden.
52
5. Schwerminerale der Proben
Tabelle 5-6: Wahrscheinlichkeiten aus dem Median-Test für Mittelwerte der
Elementgehalte der Augite
Wahrscheinlichkeit in %
Na20
0.000
MgO
0.4
Al2O3
0.4
Si02
0.2
CaO
0.004
Tio2
0.006
MnO
0.001
FeO
0.006
Am deutlichsten werden die Ergebnisse des Median-Tests bei der Darstellung der
Kontingenztafel. Als Beispiel ist diese für den Na2O-Gehalt angegeben. Die
Kontingenztafel zeigt, wie sich die Einzelwerte um den Großen Median gruppieren,
und wie sich die einzelnen Gruppen vom Mittelwert aus gesehen unterscheiden.
Kontingenztafel für den Na2O-Gehalt der Rhön-Augite:
Die Kontingenztafel zeigt, wie sich der Chi-Quadrat-Wert und die daraus folgende
Wahrscheinlichkeit der Nullhypothese erklären. Im vorliegenden Beispiel liegt der
Mittelwert aller Proben bei 3.13 % Na2O.
Von den Pyroxenen der Phonolithe liegen 46 von 60 Analysen über dem Wert,
während fast spiegelbildlich 46 der 59 Proben aus den Trachyandesiten darunter
liegen. Die Pyroxene der Trachyte liegen symmetrisch über und unter dem Wert.
Nachdem die Wahrscheinlichkeit der Nullhypothese 0.000 % ist, kann somit gesagt
werden, dass sich die Augite der einzelnen Gruppen höchst signifikant mit mehr als
99.99 % Wahrscheinlichkeit unterscheiden.
Aus den Mittelwerten gefolgert heißt das, dass der Natrium-Gehalt der Augite von
den Trachyandesiten über die Trachyte zu den Phonolithen eindeutig zunimmt.
Ähnliches zeigen, wenn auch die Richtung umgekehrt sein kann, die anderen
Hauptkomponenten der Augite.
53
5. Schwerminerale der Proben
5.1.2.4. t-Test für die Ägirine
Für die Auswertung der Meßwerte der Ägirinanalyse genügt der t-Test, da die
Vorausetzungen dafür vorhanden sind.
Als Gruppen werden hier die Phonolithe und Trachyte betrachtet.
Tabelle 5-7: Ergebnisse des t-Tests für die Ägirine
In Tabelle 5-7 sind die vier Elemente aufgeführt, für die sich ein signifikanter
Unterschied zwischen den Ägirinen der Phonolithe und der Trachyte ergab. Die
anderen vier Elemente zeigen keinen merklichen Unterschied, was den Mittelwert
betrifft.
Die Ägirine unterscheiden sich, wie Tab.5-7 zeigt, deutlich. Die Variation der
Zusammensetzung ist im wesentlichen auf den unterschiedlichen Jadeit- bzw. ÄgirinGehalt zurückzuführen. Die Quad-Komponente ist im wesentlichen gleich, auch der
Zirkongehalt ist ähnlich.
54
5. Schwerminerale der Proben
5.1.3. Literaturdaten und Diskussion
FICKE (1960), der sich hauptsächlich auf optische Daten stützt, beschreibt in den
Rhönvulkaniten 4 Pyroxentypen:
- Basaltischer Augit
- Titanaugit
- Ägirinaugit
- Ägirin
Fast alle Augite sind idiomorph entwickelt. Er unterscheidet zwei Generationen:
a) Die frühkristallinen Einsprengunge mit bis zu 2 cm Größe
b) Die Grundmassenaugite, die ca. 20 µm groß sind.
Zwischen beiden kann es seriale Übergänge geben. Die Ägirine und Ägirinaugite, mit
20 bis 700 µm Größe, sind auf die Phonolithe und Tephrite beschränkt. Wenn sie in
anderen Gesteinen auftreten, leitet er eine Magmenmischung ab.
In der Literatur werden Pyroxene aus Phonolithen anderer Provinzen und die
Variation der Zusammensetzung in Differentiationsfolgen beschrieben.
a) Auf
Teneriffa
taucht
Klinopyroxen
als
Einsprengung
und
Grundmassenpyroxen im ganzen Spektrum von Basanit bis Phonolith auf
(RIDLEY, 1970). Bei den Einsprengungen ist dabei keine Variation mit der
Differentiation erkennbar.
Von Augiten in Phonolithen beschreibt RIDLEY eine grüne Rinde, die aus
Akmit bestehen soll.
b) Im Kenya Rift findet LIPPARD (1973) in den Phonolithen Ägirin und Ägirinaugit
als essentielle Einsprenglinge im Gwasi-Typ und Augit bis Ferroaugit als
Einsprenglinge im Plateau- und im Kenya-Typ. In der Grundmasse aller drei
Typen beschreibt er Ägirinaugit.
c) KYLE (1981) mißt Klinopyroxene in einer Basanit-Phonolithfolge in der
Antarktis, findet aber keine bemerkenswerte Variation der Zusammensetzung.
d) WÖRNER & SCHMINCKE (1984) beschreiben Pyroxene in den Phonolithen
des Laacher See Gebietes und vergleichen ihre Zusammensetzung mit dem
Differentiationsgrad der Abfolge, wobei sie jedoch keinen signifikanten
Zusammenhang finden.
e) PRICE (1985), der kenyanische Trachyte und Phonolithe untersucht, ermittelt
bei den Pyroxenen keinen deutlichen Trend in der Zusammensetzung.
f) DAL NEGRO (1986) analysiert Pyroxene aus Kenya in einer Folge Basanit,
Tephrit über Phonolith bis "peralkaline" Phonolith. Dabei beobachtet er eine
kontinuierliche Entwicklung der Pyroxene mit der Differentiation.
55
5. Schwerminerale der Proben
Zur Verdeutlichung der Literaturübersicht sind einige charakteristische Analysen
aus den zitierten Arbeiten in der Tabelle 5-8 aufgeführt.
Tabelle 5-8: Pyroxenanalysen aus der Literatur im Vergleich mit den Mittelwerten
aus den Rhönvulkaniten.
Quellen:
CURRIE et.al.(1986):
Aus der East Hill Suite werden grobkörnige Nephelin-Sodalith-Syenite
und feinkörnige Nephelinsyenite und Porphyre untersucht, sowie
Phonolithe (flow banded). Angegeben sind die zwei Extrema.
WILKINSON (1983):
3 = Grundmassenpyroxene der Olivin-Melilith-Nephelinite
4 = Klinopyroxen-Kern aus einem Ijolith-Pegmatoid
5 = Klinopyroxen-Rinde aus einem Ijolith-Pegmatoid.
DAL NEGRO et.al. (1986):
Tephrit: 121, Phonolith: 131, Peralkaline Phonolite: 130
WÖRNER & SCHMINCKE (1984) : Aufgeführt ist je ein Pyroxen aus den
Profilbereichen LLST, MLST und ULST, dabei steigt der Differentiationsgrad von ULST zu LLST.
LLST = Klinopyroxen 1017 CPX/LLST449/Igc
MLST = Klinopyroxen 1024 CPX/MLST91/IIbc
ULST = Klinopyroxen 1088 CPX/ULST474/Igc
56
5. Schwerminerale der Proben
57
Zusammengefaßt ist aus den Meßwerten und der Tabelle 5-8 zu entnehmen:
Die Zusammensetzung der Rhönpyroxene spiegelt die Zunahme des
Differentiationsgrades der Gesteine von den Trachyandesiten über die Trachyte bis
zu den Phonolithen wider. Die unterschiedlichen Gesteinstypen zeigen eine klar
gegeneinander abgrenzbare Pyroxenzusammensetzung. Die Änderung der
Zusammensetzung mit der Differentiation entspricht qualitativ den Trends, die
manche Autoren in anderen Phonolithprovinzen gefunden haben.
Im absoluten Vergleich ist vor allem die in der Rhön deutlich höhere
Ägirinkomponente anzuführen, was sich analog z.B. in niedrigeren CaO-Gehalten
niederschlägt.
5.1.3.1. Zirkoniumgehalt der Pyroxene
Wie die Tabelle 5-8 zeigt, ist in den Literaturangaben kein Zirkonium aufgeführt. In
den Rhönpyroxenen ist Zirkonium allerdings oft vertreten. Betrachtet man die
unterschiedlichen Pyroxene nach der Nomenklatur von MORIMOTO (1988) so ergibt
sich:
Tabelle 5-8: Anteil der Pyroxene mit bestimmbaren Zr-Gehalten am gesamten
Pyroxenbestand.
Pyroxentyp
Quad
Ägirinaugit
Ägirin
% - Anteil
2
11
70
Der Zirkoniumgehalt der Pyroxene ist von der Genese abhängig. Das heißt, daß
Zirkonium in die während den späteren Phasen der Kristallisation gebildeten
ägirinreicheren Pyroxene eingebaut wird. Die absoluten Gehalte reichen dabei bis zu
3.58 % ZrO2 in einem Ägirinaugit im Phonolith WK26. Literaturwerte sind selten,
aber MACLEOD (1971) findet z.B. in Ägirinen 0.15-0.16% ZrO2.
DUGGAN (1988) beschreibt Pyroxene vom Warrumbungle Vulkan in Australien. Er
mißt dort bis zu 14.3 % ZrO, in den Pyroxenen. Die Gesteinsabfolge, die er untersucht,
reicht von Hawaiiten bis zu Trachyten und Comenditen.
Wie auch in der Rhön gibt es dabei keine Korrelation zwischen dem Zr-Gehalt der
Gesteine und dem Zr-Gehalt der Pyroxene.
Die Substitution innerhalb der Pyroxene beschreibt DUGGAN mit der Gleichung:
(Fe2+, Mn, Mg) + Zr = 2 Fe3+
Für die von ihm untersuchten Pyroxene ergibt sich, analog der Gleichung, eine
negative Korrelation zwischen Zr und der Summe aus Fe + Mn + Mg, wobei zum Zr
noch Ti hinzutreten kann.
5. Schwerminerale der Proben
Für die Rhönpyroxene war diese Korrelation nicht zu erkennen, wobei die Gehalte an
Zr02 allerdings auch um den Faktor 4 niedriger sind.
Über die Zr-Verteilung innerhalb der Gesteine und der Pyroxene schreibt DUGGAN
(1988), daß innerhalb der Pyroxene einer Probe in einem Korn der Zr-Gehalt
konstant ist, daß er aber zwischen einzelnen Körnern große Unterschiede aufweisen
kann. Früher gebildete Einsprenglinge haben jedenfalls viel weniger Zr eingebaut.
Da, wie schon beschrieben, auf die Unterscheidung zwischen Einsprengungen und
Grundmassenpyroxenen verzichtet werden mußte, kann dies nur indirekt bestätigt
werden, und zwar durch die Zo-nierung der Rhönpyroxene. Diese zeigt eine ZrZunahme in den Rinden der Pyroxene.
Als Grundlagen für die Entstehung von Pyroxenen mit hohen Zr-Gehalten betrachtet
DUGGAN die Peralkalinität und das rasche Wachsen der Pyroxene im
Ungleichgewicht. Diese Voraussetzungen sind in der Rhön jedenfalls vorhanden, und
bestätigen somit die Vorstellungen von DUGGAN.
58
5. Schwerminerale der Proben
5.2. Apatit
5.2.1. Meßergebnisse Rhön
Der Apatit ist der häufigste Phosphorträger der Vulkanite, und auch in den
Rhönvulkaniten tritt er fast immer auf. Gleichwohl ist er meist nur in geringen Mengen
vorhanden, und konnte deswegen nur in 24 der 38 Schwermineralpräparate
identifiziert werden. Aus den Phosphorgehalten der Gesteine lassen sich, unter der
Annahme stöchiometrischer Zusammensetzung, Apatitgehalte von 0.04 bis 1.16
Gew.% berechnen ( bis 3.01 Gew.% beim Tephrit vom Rößberg ) .
Die Messungen mit der Mikroanalyse zeigten, daß die Apatite zoniert sein können.
Es war wie bei den Pyroxenen ein Unterschied zischen den Außenflächen
idiomorpher Kristalle und den Kernen festzustellen. Ein Beispiel für eine Außenfläche
zeigt die Abbildung 5-12.
Abb. 5-12: REM-Aufnahme eines Apatites der Probe WK04
Eine weitere Schwierigkeit ergab sich aus den z.T. zahlreichen Einschlüssen der
Apatite. Diese sind vor allem auf Spalt- und Bruchflächen deutlich erkennbar. Ein
gutes Beispiel zeigt die Abbildung 5-13, die einen Apatit aus der Probe WK11 zeigt.
Hier ist es besonders schwierig, homogene einschlußfreie Bereiche zu analysieren.
59
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-13: REM-Aufnahme eines Apatits aus der Probe WK11
Aus den 69 Analysen von Apatiten der drei untersuchten Gesteinsgruppen lassen
sich die in Tabelle 5-10 angeführten Mittelwerte berechnen:
Tab. 5-10: Mittelwerte der Apatitanalysen (mit Standardabweichung)
Anzahl
CaO
P2O5
SlO2
Al2O3
Na20
Ce2O3
SE
Cl
Phonolithe
17
±
49.11 2.41
41.67 1.36
3.43
0.75
0.55
0.78
0.96
1.16
2.06
1.13
3.91
2.19
0.01
0.03
Trachyte
25
±
50.79 2.59
40.55 1.57
3.28 0.91
0.66 0.74
0.88 0.94
1.96 0.77
3.52 1.28
0.02 0.06
Trachyandes i te
27
±
53.13 2.13
41.58 1.99
2.74
0.92
0.44
0.61
0.21
0.52
0.74
0.54
1.45
1.12
0.03
0.07
60
5. Schwerminerale der Proben
Der Apatit ist nach den REM-Analysen einer der Hauptträger der Lanthaniden,
jedoch lassen sich durch die Berechnung der Gehalte nur 10% bis maximal die
Hälfte des Elementes Cer, das in den Gesteinen enthalten ist, in den Apatiten
unterbringen. Trotzdem ist bemerkenswert, dass die Apatite der Rhönvulkanite bis zu
4.06 % Ce2O3 enthalten.
Wie die Abbildung 5-14 zeigt, sind die Rinden der Apatite gegenüber den Kernen an
SE angereichert. Die Abbildung zeigt ein Nord-Süd-Profil durch den beprobten
Bereich, wobei die Hochwerte (aus den Gauss-Krüger-Koordinaten) der Fundpunkte
in einer Parallelprojektion aufgetragen sind. Die Apatite eines Fundpunktes sind also
in einer Parallele zur y-Achse zu finden.
Die Analysen auf idiomorphen Außenflächen sind als hohle Rechtecke dargestellt,
die von Kernen als gefüllte Rechtecke. Nicht zuordenbare Analysen sind als Kreuz
abgebildet.
Abb. 5-14: Zonierung der Apatite, am Beispiel der SE. Dargestellt ist die Projektion
eines Nord-Süd-Profils, Signaturen siehe Text.
61
5. Schwerminerale der Proben
5.2.2. Statistische Datenbetrachtung
Wie die Korrelationsdiagramme und die Analysen
zeigen,
bildet sich die
Differentiation der Rhönvulkanite in den Apatiten ab. Im folgenden wird untersucht,
ob sich das statistisch untermauern läßt. Es kommen wieder die bereits bei den
Pyroxenen erläuterten Verfahren Median-, t- und U-Test zur Anwendung.
Bei den drei untersuchten Gruppen handelt es sich wieder um die Phonolithe mit 17
Analysen, die Trachyte mit 25 Analysen, und die Trachyandesite mit 27 Analysen.
a. Der t-Test:
Die Voraussetzungen für die Anwendbarkeit lagen nur bei den Trachyten und
Trachyandesiten vor, so daß beim Vergleich der Phonolithe mit den anderen
Gruppen der U-Test angewandt werden mußte.
Tab. 5-11: t-Test für die Apatite der Trachyte und der Trachyandesite:
Signifikanz in %
CaO
P2O5
Na2O
Ce2O3
SE
SiO2
SE+Si02
0.05
6.6
0.05
0.00
0.3
2
0.00
b. U-Test für die Apatite der Phonolithe, Trachyandesite:
Tab. 5-12: Ergebnisse des U-Testes
CaO
P2O5
Na20
Ce2O3
SE
SE+SiO2
PH/ T
5
5
>5
>5
>5
>5
PH/ S 3
1
>5
5
1
1
1
T/S 3
1
5
5
1
1
1
Der t-Test und der U-Test zeigen, dass die Apatite der Phonolithe und der Trachyte
sehr ähnlich sind.
Die Apatite der Trachyandesite unterscheiden sich von denen der anderen beiden
Gruppen in den meisten der erfaßten Elemente signifikant. Interessant ist, daß dabei
der Unterschied zwischen den Trachyandesiten und den Trachyten größer zu sein
scheint, als zwischen den Trachyandesiten und den Phonolithen. Hier müßten noch
mehr Daten gewonnen werden, um diesen Unterschied als gesichert anzuerkennen.
62
5. Schwerminerale der Proben
c. Mediantest für die Apatite der Rhönvulkanite:
Tab. 5-13: Ergebnisse des Mediantestes für die Apatite der
Rhönvulkanite
Trotzdem kann man in den Apatiten die Differentiation der Rhönvulkanite
wiedererkennen, was in der Abbildung 5-15 mit der Darstellung Deltax gegen
Summe SE+SiO2 demonstriert wird. Für eine lineare Regressionsrechnung ergibt
sich dabei der Regressionskoeffizient R = -.45, was bereits einer
Irrtumswahrscheinlichkeit von 0.0 % entspricht. Daß eine nichtlineare Regression
noch besser angepaßt wäre, ist aus der Abbildung ersichtlich. Da jedoch die
Hintergründe nicht näher untersucht wurden, genügt bereits die lineare Aussage.
Abb. 5-15: Abnahme des Differentiationsgrades der Apatite mit der Entfernung
zum Differentiationszentrum (69 Analysen).
63
5. Schwerminerale der Proben
5.2.3. Literaturdaten und Diskussion
FICKE (1961) spricht von bis zu 2 % Apatit in den Rhönvulkaniten, mit Größen bis zu
500 µm , und Vorkommen z.T. in Nestern. Angaben über die Zusammensetzung
macht er aber nicht.
Beim Vergleich mit Apatit-Analysen aus alkalireichen anderer Vorkommen aus
Literaturangaben ergibt sich:
Die Apatite der Rhönvulkanite sind im Durchschnitt reicher an Si02 und A1203/
dagegen ärmer an FeO und F bzw. Cl.
Die Gehalte an SE sind im allgemeinen deutlich höher.
CaO und P2O5 ändern sich dabei sinngemäß durch den jeweiligen
stöchiometrischen Ersatz.
Nach NASH (1972) läßt sich die Differentiation von Magmen auch am Chemismus
der Apatite verfolgen. Es ergibt sich eine:
- Anreicherung von Si02, Na2O, K2O, SE
- Abreicherung von FeO, MgO
Bei den untersuchten Rhönvulkaniten läßt sich dieses für SiO2, und die Seltenen
Erden durch die Korrelation in der Abb. 5-16 und die Median-Analyse nachvollziehen.
Wie der Mediantest zeigt, ist die kleinste Irrtumswahrscheinlichkeit bei den SE bzw.
der Summe SiO2 + SE gegeben. Das rührt daher, daß im Apatit in einem
gekoppelten Ersatz Silizium und Seltene Erden gegen Calcium und Phosphor
eingebaut werden. Bei den anderen Elementen reichen die Werte, wenn vorhanden,
für eine gesicherte Aussage nicht aus.
64
5. Schwerminerale der Proben
Abb. 5-16: Korrelation von SiO2 und erfaßten SE in Apatiten (65 Analysen),
Korrelationskoeffizient R=0.61.
Wie die Abbildung 5-17 zeigt, ist der Ce-Gehalt der Gesteine mit dem Ce-Gehalt der
Apatite positiv korreliert. Während der Differentiation eines Magmas reichern sich die
Seltenen Erden in der Restschmelze an. Die Apatite können als Spätkristallisate das
vermehrte Angebot, speziell an Cer, aufnehmen. Dabei kann eine Zonierung, das
heißt eine besonders hohe Anreicherung in den Rinden der Minerale, auftreten.
Die Zonierung zeigt die Abb. 5-14, wo die Werte nach Rinde, Kern und nach nicht
definierbarer Lage, aufgeschlüsselt sind. In die Abbildung 5-17 sind deshalb nur
Analysen auf Außenflächen idiomorpher Apatite aufgenommen, die Betrachtung der
Gesamtheit aller Analysen liefert allerdings ein ähnliches Ergebnis.
Abb.5-17: Korrelation der Ce-Gehalte der Apatite mit den Ce-Gehalten
der Muttergesteine (38 Analysen auf idiomorphen
Außenflächen).
Die lineare Regression liefert für die Darstellung der Abbildung 5-17 den
Korrelationskoeffizient R = 0.78. Die Irrtumswahrscheinlichkeit ist dabei 0.0 %, was
bedeutet, dass die Aussage der positiven Korrelation gesichert ist.
65
5. Schwerminerale der Proben
5.2.3.1. Vergleich der Ce-Gehalte mit Literaturwerten
In den Rhönapatiten konnte bis zu 4.06 % Ce2O3 gemessen werden. Das heißt, dass
die Ce-Gehalte der Rhönapatite zu den höchsten gehören, die in Apatiten aus
Alkaligesteinen gefunden wurden.
Zum Vergleich seien einige Literaturwerte angeführt:
SOMMERAUER (1985) analysiert einen Apatit aus einer "Phonolitic dyke" bei
Boetzingen. Er mißt 0.41 % Ce203 und 0.20 % La2O3, sowie 0.54 % Si02.
NRIAGU & MOORE (1984) beschreiben einen Apatit aus einem Pulaskit (das ist ein
nephelinführender Alkalisyenit, n. Soerensen, 1971), der 1.8 % La, 3.2 % Ce, 0.28 %
Nd und 0.16 % Sm enthält, also 5.34 % Seltene Erdelemente.
EXLEY (1980) mißt im Apatit CC24 aus dem Granit von Skye:
Y2O3: 0.63 %, La2O3: 0.39 %, Ce2O3: 0.95 %, Nd2O3: 0.57 %, Sm203:
0.13 %
WÖRNER & SCHMINCKE (1984) geben bei den Apatiten aus den Phonolithen des
Laacher-See-Gebietes keine SE-Gehalte an. Aus den Gesamtanalysen ist jedoch
abzuschätzen, daß sie weit unter 1 % liegen.
McCONNELL (1973) mißt in zwei Apatiten 0.77 bzw. 0.93 % SE.
Die Apatite der Rhönvulkanite zeigen mit die höchsten der veröffentlichten CeGehalte. Dies korreliert gut mit dem Ergebnis der Ce-Gehaltsbestimmung der
Gesteine. Auch diese zeigen im Vergleich mit anderen Vorkommen die höchsten
Gehalte an Ce.
66
5. Schwerminerale der Proben
5.3. Titanit
5.3.1. Titanite mit niedrigem SE-Gehalt
Die untersuchten Titanite zeigen keine ideale Form. Es sind immer nur Bruchstücke
größerer Einsprenglinge zu finden, die einen muscheligen Bruch aufweisen. Ein
Beispiel zeigt die Abb. 5-18 mit einem Titanit aus dem Trachyt WK10.
Abb. 5-18: REM-Aufnahme eines Titanits der Probe WK10
Aus den 45 analysierten Titaniten lassen sich die in Tab 5-14 angeführten Mittelwerte
für die drei untersuchten Gesteinsklassen bilden.
Tab. 5-14:
Mittelwerte mit Standardabweichung der Analysen der Titanite mit
niedrigem SE-Gehalt.
67
5. Schwerminerale der Proben
Die Tabelle 5-15 zeigt je einen typischen Vertreter aus den Gesteinsklassen, dem
Phonolith WK01, dem Trachyt WK18 und dem Trachyandesit WK19.
Tab. 5-15: Charakteristische Vertreter der Titanite aus den untersuchten drei
leukokraten Gesteinsklassen
Ob sich aus den untersuchten Titaniten Rückschlüsse auf die Differentiation ziehen
lassen, kann wieder mit dem Median-Test geprüft werden. Die Einteilung in Gruppen
entspricht wieder dem Schema Phonolith-Trachyt-Trachyandesit.
Der Median-Test ergibt die in Tabelle 5-16 aufgelisteten Wahrscheinlichkeiten für die
Nullhypothese, da/3 die Minerale zu einer Gesamtpopulation gehören.
Tab. 5-16: Ergebnisse des Median-Testes für die Titanite mit niedrigem SE-Gehalt.
68
5. Schwerminerale der Proben
Der U-Test ergab für die Titanite keine signifikanten Unterschiede bezogen auf die
drei Gesteinsgruppen. Alle Wahrscheinlichkeiten waren auf dem 5 %-Level nicht
signifikant.
Das heißt, dass sich die Differentiation der Gesteine in der Zusammensetzung der
Titanite kaum niederschlägt. Lediglich für die Elemente Calcium und Niob wäre eine
Variation möglich, wobei Calcium mit der Differentiation abgereichert und Niob
angereichert wird, was auch die Gesamtanalysen der Gesteine zeigen.
Ähnliches beschreiben WÖRNER & SCHMINCKE (1984) für die Phonolithabfolge im
Laacher See Gebiet. Auch dort bildet sich die Differentiation kaum in den Titaniten
ab. Die Zusammensetzung ist dabei ähnlich der der Rhöntitanite, nur geben sie
keine Niob-Gehalte an, woraus zu schließen ist, dass sie in den Titaniten aus den
Eifelvulkaniten deutlich geringer sind.
Nach PAUL et al. (1981) können Titanite durchaus hohe Niob-Gehalte aufweisen.
Vom Huron-Claim-Pegmatit analysiert er einen Titanit, der 6.5 % Nb2O5 enthält. Er
bezeichnet den Gehalt als "highest reported", was bedeutet das die maximal 5.19 %,
die in den Rhöntitaniten auftreten, mit zu den höchsten gefundenen Werten gehören.
Nachdem der Niob-Gehalt mit der Differentiation zunimmt, und die Gehalte in den
Rhönvulkaniten sehr hoch sind, folgt, daß die Titanite zwar keine
Differentiationstrends aufzeigen, belegen aber, daß die Rhönvulkanite
hochdiffernzierte Endglieder einer Differentiationsfolge sind.
Ein weiterer Beleg dafür ist das Vorkommen eines Titanits mit extrem hohen SEGehalt, wie er im folgenden beschrieben wird.
69
5. Schwerminerale der Proben
5.3.2. Titanit mit hohem SE-Gehalt
In der Probe WK01 von der Milseburg konnte ein Titanit identifiziert werden, der
39.49 % Seltene Erden enthält. Abb. 5-19 zeigt die REM-Aufnahme dieses Titanits.
Abb. 5-19: REM-Aufnahme des Titanits WK01T.
Vergleichbare Titanite sind lediglich von EXLEY (1980) in der Granitintrusion von
Skye gefunden worden. Der Titanit RE152 mit dem höchsten Gehalt an SE wird in
der Tabelle 5-17 mit der Probe WK01T verglichen.
Tab. 5-17: Vergleich der Titanite WK01T (Rhön) und RE152
(Skye).
70
5. Schwerminerale der Proben
Die pauschale Zusammensetzung ist wie die Tabelle 5-17 zeigt, sehr ähnlich. Die
wesentlichen Unterschiede bestehen im Auftreten von ZrO2, MnO und P2O5 im Titanit
der Rhön, während die Gehalte an Y2O3, Th02 und den schweren SE geringer sind.
Dass der Einbau von MnO bis 5 Mol als Ersatz für CaO möglich ist beschreibt ROY
(1974), während SMITH (1970) Titanite aus Nepheliniten analysiert, die bis 3.6 %
Zr02 enthalten.
EXLEY (1980) findet neben dem angeführten Titanit RE152 Titanite, die wenig SE
enthalten. Er folgert, dass somit 2 Titanitgenerationen vorliegen.
Auf die Rhön übertragen, kann auch hier diese Koexistenz bestätigt werden, d.h. hier
liegen ebenfalls SE-arme Titanite neben Spätkristallisaten mit sehr hohen SEGehalten vor.
Nachdem sich die Differentiation innerhalb der SE-armen Titanite der Rhönvulkanite
nicht, oder nur sehr undeutlich, widerspiegelt, tritt mit der Bildung der SE-reichen
Titanite eine deutliche Weiterentwicklung der Magmen zutage. Hier war in den
letzten Stadien der Kristallisation eine sehr starke Anreicherung der Seltenen Erden
möglich. Durch die geringen Phosphorgehalte der Phonolithe war der weitere Einbau
in die schon früher gebildeten Apatite (EXLEY, 1980) nicht mehr möglich. Die in
einigen Skeletten dokumentierte beginnende Auflösung von Ägirinen liefert dabei
durchaus die zur Bildung notwendigen Komponenten SiO2, CaO, FeO und TiO2.
71
5. Schwerminerale der Proben
5.4. Olivin
5.4.1. Meßwerte Rhön
Der Olivin ist in den Proben zwar selten, doch kommt er in allen Gesteinsgruppen
vor.
Die Tabelle 5-18 zeigt die Gesamtanalysen der Olivine,.sowie den aus den Werten
berechneten Fayalitgehalt.
Tabelle 5-18: Die Olivine der Rhönvulkanite(alle Angaben in %)
5.4.2. Literaturdaten und Diskussion
Durch weitere Messungen könnte überprüft werden, ob sich in den Olivinen der
Rhönvulkanite
der
Fayalitgehalt
signifikant
ändert,
da
sich
der
Differentiationsprozess im Fayalitgehalt der Olivine äußert (z.B. RIDLEY, 1970).
Der Fayalitanteil der Olivine der einzelnen Gruppen scheint sich von Gruppe zu
Gruppe zu unterscheiden, doch für gesicherte statististische Aussagen müßten mehr
Analysen gewonnen werden. Es deutet sich ein Anstieg analog dem
Differentiationsgrad an. Bei den Phonolithen gibt es allerdings einen deutlichen
Bruch.
Eine Aussage über den Ca-Gehalt ist problematisch, wenn man die
Bestimmungsgrenze bei 0.1 % betrachtet. Es zeigt sich, dass nur die Olivine aus den
Phonolithen signifikante Ca-Gehalte aufweisen. Oder anders ausgedrückt, nur in den
Phonolithen ist das CaO bestimmbar.
Nach BROWN (1982) kann der Ca-Gehalt der Olivine als Geobarometer benutzt
72
5. Schwerminerale der Proben
werden. Frühere Autoren diskutierten auch einen Temperatureinfluss, der aber nicht
recht faßbar war.
Es kann demzufolge aus dem Ca-Gehalt des Olivines eine Aussage über die
Druckverhältnisse bei der Kristallisation gemacht werden. Die Ca-Gehalte sind dabei
umgekehrt proportional zum Druck. Für die untersuchten Rhönvulkanite bedeutet
das, dass die Phonolithe bei der Olivinkristallisation geringerem Druck ausgesetzt
waren als die Trachyte und die Trachyandesite, sowie die basischen Proben.
Ein Indikator dafür kann auch die deutliche Abnahme im Glühverlust der Phonolithe
sein (Kap.3.1.1.).
Zusammen mit dem auffallenden Fayalitgehalt der Olivine aus den Phonolithen muß
also, analog den Schlußfolgerungen aus dem Auftreten des SE-reichen Titanites,
auf gravierende Änderungen im letztlich Phonolitherzeugenden Magma geschlossen
werden.
Jedenfalls unterscheidet sich hier die Rhön von einem Beispiel, das WILKINSON
(1983) aus einem Olivin-Melilith-Nephelinit von Hawaii beschreibt. Dort nimmt bei der
Differentiation sowohl der CaO-Gehalt als auch der Fayalitanteil zu.
FICKE (1960) findet keine Olivine in den Phonolithen. Seine Analyse für Olivine aus
einem Foidit von der Wasserkuppe ergibt einen Fayalitgehalt von 13.4 %. Dieser aus
einem Olivinkonzentrat gewonnene, und nasschemisch bestimmte Wert ist zu hoch,
vor allem wenn man die auch gemessenen Elemente Mn, P , Ti und AI berücksichtigt.
Zusammengefaßt kann aus den Olivinanalysen keine kontinuierliche Entwicklung
parallel der Differentiation Trachyandesit-Trachyt-Phonolith abgeleitet werden.
Der CaO-Gehalt und der Fayalitgehalt der Olivine scheinen eine eigenständige
Entwicklung der Phonolithe zu belegen. Für die Foidite, die Trachyandesite und die
Trachyte scheint eine kontinuierliche Entwicklung parallel dem Differentiationstrend
vorzuliegen.
73
5. Schwerminerale der Proben
5.5. Zirkon
5.5.1. Messergebnisse Rhön
Es konnten in 5 Proben insgesamt 6 Zirkone gefunden werden. Die Analysen zeigt
die folgende Tabelle 5-19.
Tabelle 5-19: Die Zusammensetzung der Zirkone aus den untersuchten
Rhönvulkaniten
Die Mikroanalyse der gefundenen Zirkone ergibt, wie die Tabelle zeigt, keine
Besonderheiten. Vielmehr erweisen sich die Zirkone als fast reine Zirkoniumsilikate.
Obwohl nach Tab. 5-20 bis zu 26.2 % Hafnium im Zirkon enthalten sein können,
konnte es in den Zirkonen der Rhönvulkanite nicht bestimmt werden (die Gehalte
lagen unter der Bestimmungsgrenze).
5.5.2. Literaturdaten und Diskussion
Wie auch schon im Kapitel 3.3.3. erwähnt, ist der Zirkon in Alkaligesteinen ein
interessantes Akzessorium. Sein Vorkommen in den untersuchten Rhönvulkaniten
bestätigt die von S0RENSEN (1979) bevorzugten Einteilungskriterien in Miaskite und
Agpaite.
WÖRNER & SCHMINCKE (1984) beschreiben den Zirkon als Bestandteil der
Phonolithe des Laacher-See-Gebietes der Ost-Eifel. Sie finden ihn dabei nur in der
liegenden und am wenigsten differenzierten Einheit, was sich hier mit den Rhöndaten
deckt, wo die Zirkone nur in den miaskitischen Gesteinen auftreten. Die Kalkulation
der Häufigkeit sieht in der Rhön etwas anders aus. WÖRNER & SCHMINCKE
fanden wenige Exemplare in 10 kg aufbereitetem Gestein, woraus sie einen Gehalt
von ca. 6 - 10 ppm des Minerales Zirkon ableiten. In der vorliegenden Arbeit wurde
mit weniger als 100 g Probenmaterial gearbeitet, was einer mehr als 100 mal
größeren Häufigkeit entspräche.
74
5. Schwerminerale der Proben
Aus der idiomorphen Form (tetragonale Bipyramide) schließen WÖRNER &
SCHMINCKE (1984) auf eine primäre magmatische Bildung (n. SPEER 1980), was
in den Rhön-Vulkaniten ebenfalls möglich ist (abgesehen von Schäden bei der
Aufbereitung).
WÖRNER & SCHMINCKE (1984) geben leider keine Analysen der Zirkone an,
deswegen sollen hier kurz die Daten von RÖSLER & LANGE (1975) aufgeführt
werden.
Wie schon erwähnt, erweisen sich die Zirkone der Rhönvulkanite als fast reine
Zirkoniumsilikate. Lediglich in der Probe WK10 traten 0.5 % FeO als Beimengung
auf, was nach RÖSLER & LANGE durchaus möglich ist.
Obwohl die SE, U und Th in den Rhönvulkaniten angereichert sind (MEDUNA,
1988), tauchen sie in den Zirkonen nicht auf. Ebenso konnte kein Hf gefunden
werden.
Tabelle 5-20: Zirkonzusammensetzung nach RÖSLER & LANGE
Das Element Zirkonium ist in den Rhön-Vulkaniten zum teil stark angereichert.
Erwähnt ist schon der Ägirin als Zikoniumträger, und auch in einigen Titaniten konnte
es nachgewiesen werden. Während WIRTH (1978) als Zikonium-Minerale in
libyschen Phonolithen Eudialyt und Lavenit findet, konnte in den hier untersuchten
Rhönvulkaniten nur der Zirkon bestimmt werden. Natürlich ist damit das
Vorhandensein von Eudialyt und Lavenit nicht ausgeschlossen, denn diese Phasen
wären genauso selten wie die Zirkone, von denen auch nur 6 Exemplare entdeckt
wurden. Auch die hohen Fluor- und Chlor-Gehalte die MEDUNA (1988) in den
Rhönvulkaniten gemessen hat, die, wie die Apatit-Analysen zeigen, nicht an Apatit
gebunden sind, lassen Eudialyt und Lavenit vermuten. Allerdings sind diese
Elemente, wie die Analysen zeigen, auch in Sodalith und Analcim enthalten.
Zusammengefaßt kann gesagt werden, dass Zirkon in den miaskitischen
Rhönvulkaniten auftritt. Aufgrund seiner Seltenheit und der hohen Zirkonium-Gehalte
der Gesteine, kann er jedoch nicht der Haupträger des Zirkoniums sein.
75
5. Schwerminerale der Proben
5.6. Magnetit
5.6.1. Messergebnisse Rhön
Die Zahl der Magnetitanalysen ist leider zu gering, um statistisch gesicherte
Aussagen zu machen. Trends sind aber zu erkennen.
Tab. 5-21: Die Mittelwerte der Magnetite der Rhönvulkanite
5.6.2. Literaturdaten und Diskussion
Gefunden wurde der Magnetit nur in den miaskitischen Gesteinen, was die im
Kapitel 3.3.3 erwähnten Unterteilungskriterien bestätigt. Eine Übereinstimmung
konnte auch mit dem normativen Magnetit aus der CIPW-Normberechnung
festgestellt werden. In keiner Probe liegt dabei ein Widerspruch zwischen
normativer Berechnung und dem Auffinden im Mineralgemenge vor.
Tab. 5-21: Literaturanalysen von Magnetiten in Alkaligesteinen
FICKE (1960) schreibt: "In allen Rhönvulkaniten tritt Erz auf, meist Titanomagnetit,
Magnetit und Ilmenit, selten Hämatit. In Phonolithen sind es meist 2-3% Erz, in
76
5. Schwerminerale der Proben
basischen Eruptiva werden bis 18 % erreicht." Angeführt ist in Tab. 5-21 ein
Titanomagnetit aus dem Westhang des Pferdskopfs (Nephelinbasalt = Foidit).
Auch an der Magnetitzusammensetzung ist die Differentiation eines Magmas zu
verfolgen (PREVOT 1973, WILKINSON 1983). In Tabelle 5-21 sind drei
Magnetitanalysen von WILKINSON (1983) aufgeführt. Sie stammen aus einer
Differentiationsreihe mit der Probe 9 aus dem "host"-01ivin-Melilith-Nephelinit, mit
Probe 10 aus dem "melteigitic pegmatoid" und Probe 11 aus dem "ijolitic pegmatoid".
Dabei ist erkennbar, dass der Fe-Gehalt und der Mg-Gehalt mit fortschreitender
Differentiation deutlich abnehmen. Gleichzeitig nehmen Ti- und V-Gehalt
(wahrscheinlich auch der Mn-Gehalt) zu.
PREVOT (1973) führte Mikroanalysen an Magnetiten durch und findet, dass mit der
Differentiation eines Magmas die Gehalte an AI und Mg im Magnetit sinken und Mn
zunimmt.
Die Betrachtung der Analysen der Magnetite aus den Rhönvulkaniten ergibt kein
klares Bild über die Elementverteilung. Die von PREVOT (1973) und WILKINSON
(1983) angeführten Elementverschiebungen lassen sich teilweise erkennen. Im
Vergleich der Magnetite aus den Trachyten und den Trachyandesiten ist erkennbar ,
dass der Ti-Gehalt aller Magnetite aus den Trachyten kleiner ist als der der
Magnetite aus den Trachyandesiten und der Mn-Gehalt im Durchschnitt größer. Es
lässt sich also eine Differentiation von den Trachyandesiten zu den Trachyten in der
Variation der Magnetite erkennen.
Aus der Gruppe der Phonolithe liegen nur zwei Analysen vor, und aus der der Foidite
nur eine, so daß Aussagen sehr vage sind. Die vorliegende Analysen passen
jedenfalls nicht in eine kontinuierliche Differentiationsreihe Foidit-TrachyandesitTrachyt-Phonolith. Es zeichnet sich, wie bei den Befunden aus den Olivinanalysen,
eine eigenständige Entwicklung der Phonolithe ab.
77
5. Schwerminerale der Proben
5.7. Andalusit
Im Phonolith WK17 konnte ein Vertreter der Gruppe Disthen, Andalusit und Sillimanit
gefunden werden. Es handelt sich um eine Leiste von ca. 200 * 100 µm.
Die Zusammensetzung weicht dabei nur um 2% vom Idealwert (BETECHTIN, 1953)
ab, was wieder einen Schluss auf die Analysengüte zuläßt.
Tab. 5-22: Andalusit aus der Probe WK17 im Vergleich mit dem
stöchiometrischen Idealwert
Die Probe WK17 gehört zu den miaskitischen Phonolithen, die relativ zu den Alkalien
an Aluminium reicher sind, als die agpai-tischen Phonolithe. Das Auftreten von
Andalusit ist daher in den Miaskiten wahrscheinlicher, was durch den Fund
unterstützt wird.
5.8. Ilmenit
Im Trachyandesit WK14 konnte ein Ilmenitkristall identifiziert werden, ein Mineral
von 160 * 80 µm mit glatter (Spalt-)Fläche.
Tab. 5-23: Ilmenit aus dem Trachyandesit WK14 im Vergleich mit einem Ilmenit aus
einem antarktischen Trachyandesit
Der Ilmenit 2-61.23 stammt aus einem Nephenlin-Benmoreit (Trachyandesit) aus der
antarktischen Differentiationsfolge, die KYLE (1981) untersucht hat.
Der Vergleich zeigt, dass der Mangangehalt deutlich höher ist, auch im Vergleich zu
den anderen Analysen von KYLE, und dass Niob auftritt, das KYLE nicht gemessen
hat.
78
5. Schwerminerale der Proben
5.9. Pyrit
Im Phonolith WK29 trat Pyrit auf.
Abb. 5-20: REM-Aufnahme des Pyrits aus der Probe WK29
Die Analyse lieferte:
79
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
80
6. Helle Gemengteile der Proben
Das Thema der Arbeit waren die Schwerminerale, doch fielen bei der Untersuchung
der Schwermineralkonzentrate auch Analysen der "Verunreinigungen" (= helle
Gemengteile) an. Die Beobachtungen, die auch für die Genese der Rhönvulkanite
wichtig sind, sollen deshalb in diesem Kapitel kurz erwähnt werden.
6.1. Nephelin
Interessant ist der Nephelin, da er, wie in Kapitel 3 erwähnt, die Grenze
Phonolith/Trachyt durch sein Auftauchen bzw. Verschwinden markiert.
In den untersuchten Rhönvulkaniten taucht er in den Phonolithen immer, in den
Trachyten und Trachyandesiten nie, und den basischen Foiditen, Basaniten und
Tephriten manchmal auf.
Der Nephelin konnte vor allem röntgenographisch identifiziert werden.
Einsprenglinge in den Dünnschliffen sind sehr selten, so daß er hauptsächlich in der
feinkörnigen Grundmasse der Rhönvulkanite zu suchen ist. Einige Nepheline
konnten im Phonolith WK34 analysiert werden. Sie lassen sich gut mit Analysen von
WOOLEY & SYMES (1976), WÖRNER & SCHMINCKE (1984) und MARSH (1987)
vergleichen.
Tab. 5-25: Vergleich von Nephelinanalysen der Probe WK34 mit Literaturdaten
Auffallend ist der niedrige Kaliumgehalt der Nepheline der Probe WK34. Es ist
anzunehmen, da£ sich hier der bereits bei den Feldspatanalysen (Kap. 4.1.3.2.IV.)
beschriebene Kaliumverlust verstärkt bemerkbar macht.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
81
6.2. Analcim
Analcim konnte röntgenographisch in allen Phonolithen gefunden werden. Bei den
Trachyten tritt er in 12 der 14 Proben auf. Die Trachyandesite enthalten bis auf die
Probe WK11 keinen Analcim, während er in den Foiditen und Tephriten wieder zu
finden ist. Eine Korrelation mit dem auftretenden Nephelin ist, wie auch BAUSCH
(1980) bei libyschen Phonolithen feststellt, nicht vorhanden.
Tab. 5-26: Analcimanalysen aus Rhönvulkaniten im Vergleich mit Literaturdaten
Quelle: Analcimdaten von WILKINSON, TIBA aus S0RENSEN (1979)
WOOLEY & SYMES (1976) beschreiben zwei mögliche Wege der AnalcimEntstehung.
a) Die Reaktion:
Nephelin = Analcim + Kalifeldspat
die in höheren Krustenniveaus ablaufen könnte, und wie oben erwähnt eine
Korrelation Nephelin/Analcim ergibt, die in der Rhön aber nicht erkennbar ist.
b) Die magmatische Bildung von Analcim, die unter hohem in Tiefen von 20 50 km möglich ist.
LUHR (1989)
mit Nephelin.
I.
II.
III.
IV.
V.
bringt hingegen den Analcim in keinen Zusammenhang
Er beschreibt 5 Analcim-Typen:
P-Typ = primär magmatisch gebildet
L-Typ = aus Leuzit gebildet
H-Typ = hydrothermal gebildet
S-Typ = aus vulkanischem Glas oder Zeolithen gebildet
M-Typ = metamorph gebildeter Analcim
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
82
Das wichtigste Unterscheidungsmerkmal sind die 18O-Isotope. Aber auch der
Chemismus läßt Aussagen zu. So hat der L-Typ die höchsten Kaliumgehalte,
während der P-Typ höhere Eisen- und Calciumgehalte aufweist. Generell kann der
Analcim aber nur in Magmen mit hohen H2O-Druck auftreten. Die Temperaturen
werden bei der Bildung dabei nicht weit über 650* C liegen können.
Wie die Auswertung der Röntgendiagramme zeigt (Tab. 4-1) ist der Analcim eine
wesentliche Komponente der Rhönvulkanite. Eine genauere Untersuchung des
Analcimes, basierend auf den Ergebnissen von LUHR (1989), könnte wesentliche
neue Erkenntnisse für die Genese der Rhönvulkanite ergeben. Die wenigen, eher
zufälligen Meßwerte im Rahmen dieser Arbeit, lassen jedenfalls keine Deutung zu.
6.3. Sodalith
In den Phonolithen WK01 und WK25 konnte Sodalith analysiert werden.
Tab. 5-27: Vergleich der Sodalithanalysen aus Rhönvulkaniten mit der
stöchiometrischen Zusammensetzung
Nach RÖSLER & LANGE (1975) sind in natürlichen Sodalithen nur bis zu 3.5 %
Chlor zu finden. Der theoretische Wert aus der Stöchiometrie beträgt
hingegen 7.3 %. Hier kommen die Rhön-Sodalithe dem Idealwert
wesentlich näher. Den Schwefelgehalt geben RÖSLER & LANGE
mit 1.1 % an, was sich mit den Werten der Rhön gut vereinbaren
läßt.
Daß der gemessene Natriumgehalt deutlich zu niedrig ist, hat vermutlich
messtechnische Ursachen (siehe Kap. 4.).
Nach den Gesamtanalysen der Rhönvulkanite (z.B. bei MEDUNA, 1988) ist zu
erwarten, daß der Sodalith in den Rhönvulkaniten, als Chlor- und Schwefelträger,
wesentlich häufiger vorkommt, wenngleich in geringer Menge.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
83
6.4. Feldspäte
Die Feldspatanalysen mit der Mikroanalyse zeigten ein relativ breites Spektrum an
Zusammensetzungen. Zonierung ist vor allem bei Plagioklasen möglich ( GIANETTI
1983, WÖRNER & SCHMINCKE 1984), was hierjedoch nicht untersucht wurde.
Eine rasterförmige Untersuchung eines Sanidins als Stichprobe zeigte jedenfalls
keine Zonierung in der Zusammensetzung.
Die Darstellung der Meßwerte ist am einfachsten im Diagramm Orthoklas-AlbitAnorthit. Die Abbildung 6-1 zeigt alle 34 Analysen, während in Abbildung 6-2 nur
Feldspatanalysen aus Phonolithen und Trachyten, und in Abbildung 6-3 die Analysen
aus den Trachyandesiten abgebildet sind.
Abb.6-1: Dreiecksdiagramm Or-Ab-An-Komponenten der Feldspatanalysen
der Rhönvulkanite
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
84
Abb. 6-2: Die Feldspäte der Phonolithe und Trachyte
Abb. 6-2: Die Feldspäte der Phonolithe und Trachyte
Abb. 6-3: Die Feldspäte der Trachyandesite
Trotz der geringen Anzahl an Analysen lassen sich einige Ergebnisse ableiten. Vor
allem das Auftreten von fast reinem Albit in den Phonolithen und Trachyten
unterscheidet diese Gesteine von denen, die GIANNETTI & LUHR (1983) und
WÖRNER & SCHMINCKE (1984) untersuchten. Andererseits konnten auch
WÖRNER & SCHMINCKE in ihrer Phonolithabfolge feststellen, daß mit
fortschreitender Differentiation die Variation der Sanidinzusanunensetzung zunimmt,
dass sie albitreicher werden können.
Die Plagioklase der Rhön haben eine ähnliche Zusammensetzung, wie die der
Phonolithe, die WÖRNER & SCHMINCKE untersuchten, während sie in den
trachytischen Tuffen, die GIANETTI & LUHR beschreiben, wesentlich anorthitreicher
sind.
Da die Feldspäte den größten Teil der Rhönvulkanite aufbauen, sollen diese
Ergebnisse hier nur kurz erwähnt werden, mit dem Hinweis, dass hier weitere
Untersuchungen nötig und vielversprechend sind.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
85
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
7.1. SB-Systematics der untersuchten Proben
Für genetisch zusammengehörige Gesteinskomplexe lassen sich die SBSystematics nach ONUMA et al. (1981) aufstellen, die die Petrogenese durch die
Gehalte an Sr, Ba und CaO abbilden. Besonders Differenzierungstrends lassen sich
erkennen.
Abb. 7-1: SB-Systematics für die Rhönvulkanite nach ONUMA et al. (1981), (38
Analysen)
Theorie der SB-Systematics:
Ausgangsmaterial ist ein Granat-Peridotit als Mantelmaterial mit chondritischer
Zusammensetzung.
Das große Ca-Kation ist hauptsächlich in Klinopyroxen und Granat enthalten,
während die größeren Kationen Sr und Ba nicht in die Hauptphasen (Olivin,
Orthopyroxen, Klinopyroxen, Granat) eingebaut werden, sondern in Akzessorien.
Wird der Mantel erhitzt, kommt es zu partiellen Schmelzen.
Als erstes schmelzen die Akzessorien, so daß bei geringem Aufschmelzungsgrad
hohe Sr/Ca- und Ba/Ca-Quotienten entstehen, die mit stärkerer Aufschmelzung
sinken. Es resultiert eine Gerade, die wie in Abbildung 7-1 durch den darstellenden
Punkt der Mantelzusammensetzung geht. Die Steigung ist eins.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
86
Die je nach Aufschmelzungsgrad gebildete Teilschmelze kann aufsteigen und in
Magmenkammern differenzieren. Die aus der Differentiation resultierenden
Restschmelzen, sowie die daraus gebildeten Gesteine liegen dann, wie in Abbildung
7-1, rechts von dieser Gerade.
Die Abtrennung von Olivin, Orthopyroxen, Magnetit und Ilmenit ändert die SBParameter nicht, da die drei in den SB-Systematics dargestellten Kationen nicht
eingebaut werden.
Plagioklas-Kristallisation ändert das Sr/Ca-Verhältnis nicht, während das Ba/CaVerhältnis stark ansteigt, da Sr und Ca eingebaut werden. Es resultiert eine Gerade
parallel zur x-Achse, auf der das Verhältnis Ba/Ca aufgetragen wird. Die
Grenzgeraden für die einzelnen Gesteinsgruppen sind in Abbildung 7-1 eingezeichnet. Klinopyroxen und Amphibol bauen kein Ba, wenig Sr und viel Ca ein, so daß
beide Verhältnisse ansteigen, wobei das Ba/Ca-Ver-hältnis stärker ansteigt.
Es resultiert eine Gerade, die etwas flacher verläuft als die des
Aufschmelzungsgrades. Auch hier sind die Grenzgeraden für die Gesteinsgruppen
eingezeichnet. Der Schnittpunkt der beiden Grenzgeraden stellt die wahrscheinliche
Zusammensetzung des primären Magmas bei Differentiationsbeginn dar.
Interpretation für die Rhön:
Wie aus Abbildung 7-1 ersichtlich ist kann eine direkte Anwendung der SBSystematics auf die Gesamtheit der Rhönvulkanite nicht erfolgen. Grundsätzlich
liegen in diesem System die Differentiatiate bei höheren Werten als die
Ausgangsmagmen, da sowohl das Sr/Ca- wie auch das Ba/Ca-Verhältnis zunehmen.
Bei den Rhönvulkaniten steht dieser Trend jedoch auf dem Kopf, wenn man die
Differentiationsabfolge Trachyandesit-Trachyt-Phonolith zugrunde legt.
Für die einzelnen Gesteinsgruppen angewandt ergeben sich drei verschiedene
Ausgangsmagmen (über die Extrapolation der Grenzgeraden) , die den
Aufschmelzungsgraden des Mantels von 1 % für die Trachyandesite, 5 % für die
Trachyte, Teprite und Foidite , sowie 40 % für die Phonolithe entsprechen.
Diesen Befunden widersprechen aber die Mengenverhältnisse der Gesteine und die
Tatsache, dass die Phonolithe in den Systematics noch unter den möglichen
Ausgangsgesteinen wie Foiditen und Tephriten liegen. Da die Phonolithe hoch
differenzierte Gesteine darstellen, müssen große Mengen an Material abgetrennt
werden, welche im Gelände jedoch nicht auftraten.
Auf Grund von Spurenelementuntersuchungen kommen MERTES & SCHMINCKE
(1985) zum Ergebnis, dass das Stammagma für die Eifelphonolithe aus einer
partiellen Aufschmelzung des Mantels von 2 – 8 % abgeleitet werden kann. Das
deckt sich mit dem Bereich von l - 5 % , der sich aus den SB-Systematics für die
Rhönvulkanite , mit Ausnahme der Phonolithe, ergibt.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
87
Das wesentlichste Kriterium für das Versagen der SB-Systematics für die Erklärung
der Phonolithgenese, ist bei der Auswahl der berücksichtigten Minerale zu finden.
Hier fehlt der Kalifeldspat, der bei der Phonolithgenese berücksichtigt werden muß.
Die Massenbilanzbeispiele aus der Literatur, und die Beispiele in dieser Arbeit zeigen
das.
Daß der Kalifeldspat in den letzten Stadien der Differentiation eine große Rolle spielt,
zeigen die Arbeiten von KYLE (1981), GARCIA (1986) und MARSH (1987).
Das bedeutet, dass dieses Modell für die Genese der Rhönvulkanite nur mit
Einschränkungen übernommen werden kann. Für die Trachyandesite und vielleicht
auch die Trachyte kann diese ungestörte Differentiaton von partiellen
Mantelschmelzen noch akzeptiert werden, für die Phonolithentstehung sind die
Voraussetzungen zur Anwendung der SB-Systematics aber nicht mehr gegeben.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
7.2.
88
Rückschlüsse auf die Magmenentwicklung durch das K/Rb-Verhältnis
Abb. 7-2: K2O/Rb-Verhältnis der Rhönvulkanite, (38 Analysen)
Zwischen Kalium und Rubidium besteht im magmatischen Bereich eine positive
Korrelation mit einem Mittelwert des Verhältnisses über alle Gesteine von 230, wobei
fast alle zwischen 160 und 300 liegen (SCHROLL 1968, BILLINGS 1970).
Generell zeigt sich jedoch bei der Differentiation in Phonolithsequenzen, wie in der
Abb. 7-2 erkennbar ist, dass der Kaliumgehalt abnimmt, während der
Rubidiumgehalt steigt ( ähnlich: MARSH 1987, DE FINO 1986, WÖRNER et al.
1983).
Über die Verteilungskoeffizienten Mineral/Schmelze und die Zusammensetzung der
beteiligten Minerale ist leicht abzuleiten, daß für diese Effekte in erster Linie die
Kalifeldspatdifferentiation, wie schon bei den SB-Systematics beschrieben, verantwortlich ist.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
89
In der Abbildung 7-3 ist deshalb das K/Rb-Verhältnis gegen den Kaliumgehalt der
Gesteine aufgetragen. Eingezeichnet sind die Tendenzen, die sich bei der
Differentiation in anderen Phonolithprovinzen ergeben.
Abb. 7-3: Vergleich des K/Rb-Verhältnisses der Rhönvulkanite gegen den K2OGehalt mit Differentiationsabfolgen aus der Literatur.
Eingezeichnet sind neben dem Trend 5 für die Trachyte und Phonolithe der Rhön,
die folgenden Trends:
1
2
3
4
:
:
:
:
ABBOTT (1967)
DE FIND (1986)
WÖRNER (1984)
MARSH (1987)
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
90
Die negative Korrelation im Bereich der Phonolithe wird aus den Trends l, 3, 4 und 5
deutlich. In den Trends l und 2 ist der Knick erkennbar, der auch in der Abb. 7-2 bei
den Rhönvulkaniten sichtbar ist. Die wesentlichsten Unterschiede in der Lage der
Trends, relativ zur Rhön, ist durch die Zusammensetzung der Ausgangsmagmen
bestimmt. So sind die Gesteine von ABBOTT wesentlich SiO2-reicher, während die
Proben von WÖRNER und MARSH mehr K2O enthalten. Die größere Diskrepanz
zwischen Rhön und den Gesteinen von DE FINO erklärt sich durch den K2O-Gehalt
der in allen Proben den Na20-Gehalt, im Gegensatz zu allen andereren angeführten
Trends, übersteigt. Diese Differenz wird allerdings klein im Bereich der
Trachyandesite, die in der Rhön ebenfalls Na2O-ärmer sind.
Zusammenfassend kann man sagen, dass bei der Differentiation basischer Magmen,
bis in den Bereich der Phonolithe hinein, am Ende der Entwicklung ein Knick in den
graphischen Darstellung des K/Rb-Verhältnisses sichtbar wird (Abb. 7-2 und Abb. 73), der wie mehrere Literaturbeispiele zeigen, im Bereich des Überganges von den
Trachyandesiten zu den Trachyten auftritt. ABBOTT erklärt den Knick bei 3 % K20
(Trend l Abb. 7-3 über das System Kalifeldspat-Albit-SiO, in dem ein Minimum
erreicht wird, so dass bei weiterer Differentiation bei konstantem Kaligehalt nur noch
das Rubidium angereichert wird. Anders ausgedrückt, und auf die Genese der
Rhönvulkanite bezogen, bedeutet das, dass zur plagioklasgesteuerten Differentiation
eine Abscheidung von Kalifeldspat, d.h. Sanidin hinzutritt. Die Abtrennung von
Sanidin benötigt auch PRICE (1985) bei seinen Berechnungen der Massenbilanz bei
der Entwicklung von Trachyten zu Phonolithen. WÖRNER & SCHMINCKE (1984)
gewinnen die mafischen Phonolithe der untersuchten Sequenz durch die Abtrennung
von Klinopyroxen, Amphibol, Phlogopit, Magnetit, Olivin und Apatit.
Die weitere Differentiation innerhalb der Phonolithabfolge erreichen sie durch
fraktionierte Kristallisation der beobachteten Einsprengunge Sanidin, Plagioklas und
untergeordneter mafischer Minerale (Abb 7-4).
Einen weiteren Hinweis auf die Alkalifeldspatabscheidung liefert das Verhalten des
Bariums.
Von den in den Rhönvulkaniten gefundenen Mineralen ist der Alkalifeldspat der
einzige, der einen Mineral/Schmelze-Verteilungskoeffizienten für Barium größer als
eins besitzt. Da jedoch die Bariumgehalte drastisch abnehmen, ist die einzige
Erklärung in der Abtrennung von Alkalifeldspat zu finden (WÖRNER & SCHMINCKE
1984, PRICE 1985).
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
91
7.3. Vergleich der Rhönentwicklung mit einer Differentiationsfolge aus der
Eifel
Abb. 7-4: Phonolithe des Laacher-See-Gebietes aus WÖRNER & SCKMINCKE
(1984) im TAS-Diagramm
WÖRNER & SCHMINCKE nehmen für die Phonolithfolge, die sie untersuchen, eine
basanitische Zusammensetzung des Ausgangsmagmas an. Im Aufschluss
verwirklicht ist ein Spektrum von Phonolithen, die im TAS-Diagramm in Abbildung 7-4
fast den Bereich der Trachyte und Trachyandesite erreichen. Ein Vergleich mit den
Rhönphonolithen, z.B. durch die Abbildung 3-6, läßt einen ähnlichen
Differentiationstrend vermuten. Auch die Abbildung 7-3 zeigt, dass bei den
basischsten Proben K/Rb-Verhältnisse erreicht sind, die den Übergang zu
Trachyandesiten vermuten lassen.
Überraschend sind die minimalen Sr- und Ba-Gehalte, die mit 5 ppm für Sr und 20
ppm für Ba ähnlich denen der Rhön mit 8 ppm für Sr und 51 ppm für Ba sind.
Ähnlich sind die Ergebnisse von PRICE (1973), der Sr-Gehalte bis hinab zu 9 ppm
bestimmt. Aber während PRICE diese extreme Abreicherung mit der fraktionierten
Kristallisation erklärt, können WÖRNER & SCHMINCKE dies nicht nachvollziehen.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
92
7.4. Schlußfolgerungen für die Genese der Rhönvulkanite
Die wesentlichen Differentiationsmechanismen, lassen sich im Diagramm
Sr/10000/CaO gegen CaO darstellen. Dabei können die grundsätzlichen
Überlegungen aus den SB-Systematics übernommen werden.
Die
Annahme
von
Pyroxenund
Plagioklas-Kristallisation
führt
zu
Entwicklungsrichtungen, die in Abbildung 7-5 dargestellt sind. Vernachlässigbar ist
dabei die im frühen Stadium wichtigere Abscheidung von Olivin.
Abb. 7-5: Differentiationstrends der Rhönvulkanite im Diagramm CaOGehalt gegen das Sr/CaO-Verhältnis
Die Zusammensetzung des Ausgangsmagmas wird dabei als basaltisch
angenommen und kommt im Diagramm im Bereich der Foidite, und Tephrite (=
Proben WK35-38) zu liegen.
Die reine Plagioklasabscheidung ließe eine gerade Entwicklung bis zu den
Phonolithen zu, würde aber die Trachyandesite "unterlaufen". Jede Kombination mit
der Pyroxenkristallisation bedingt zu hohe Werte beim Sr/Ca-Verhältnis, im Vergleich
zu den Werten, die in den Trachyten und Phonolithen gemessen wurden. Wie aber
schon beim K/Rb-Verhältnis deutlich wurde, setzt bei der Differentiation im Bereich
der Trachyandesite die Kalifeldspatabtrennung ein. Wie die Analysen zeigen, sind
die Kalifeldspäte fast calciumfrei. Andererseits sind die Verteilungskoeffizienten
Mineral/Schmelze für Strontium und Barium im Kalifeldspat deutlich größer als eins
(KYLE, 1985) . Das bedeutet, dass die Abtrennung von Kalifeldspat den Strontiumund Bariumgehalt der Restschmelzen deutlich erniedrigt. Gleichzeitig fallen damit die
Sr/Ca- und Ba/Ca-Verhältnisse.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
93
In den SB-Systematics ist der Kalifeldspat nicht berücksichtigt. Wie sich aber jetzt in
der Entwicklung der Rhönvulkanite zeigt, kann die Kalifeldspatabtrennung die
Anwendung der SB-Systematics verbieten (Kap. 7-1). Quantitative Untersuchungen
wurden nicht angestellt, aber es ist anzunehmen, dass zur Erklärung der Diskrepanz
zu den nach den SB-Systematics zu erwartenden Trends, keine Kontamination mit
Krustenmaterial nötig ist, wie sie FICKE (1961) forderte.
7.4.1. Massenbilanz zweier Differentiationsbeispiele
Die Richtigkeit der Vorstellungen kann an Beispielen für die Massenbilanz des
Differentiationsmodells gemessen werden. Mit den eng beieinander liegenden
Proben WK11 (Trachyandesit von Poppenhausen) und WK21 (Trachyt von
Poppenhausen) kann die Entwicklung Trachyandesit-Trachyt überprüft werden.
Für den Übergang Trachyandesit - Phonolith wird als Beispiel die Massenbilanz des
Paares WK11 - WK03 (Phonolith der Steinwand) herangezogen.
Die Berechnung erfolgte mit einem vom Autor entwickelten iterativen Least-SquareProgramm. Die wesentlichen Punkte sind dabei:
- Die Gesamtanalysen der Gesteine werden mit den aufgeführten Oxiden
(Tab.7-1 u. 7-2) auf 100% normiert
- Die Mineralanalysen stammen aus den beteiligten Gesteinen, oder aus
benachbarten des gleichen Typs
- Alle Parameter werden variiert mit der Maßgabe, daß die Differenz zwischen
gegebener und berechneter Gesamtanalyse (= Z (diff.)2) minimal wird.
7.4.1.a. Die Differentiation Trachyandesit - Trachyt
Tabelle 7-1: Massenbilanz des theoretischen
Differentiationsverlaufes Trachyandesit (WK11) - Trachyt (WK21)
Anteile der entfernten Minerale:
Plagioklas = 22.28 %, Olivin = 0.89%, Kalifeldspat = 3.53
%, Titanit = 0.57 % Magnetit = 2.57 % , Apatit = 0.34
%, Klinopyroxen = 1.18 %
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
94
Interessant ist der Vergleich der berechneten mit den gemessenen
Schwermineralgehalten aus der Tab.2-2. Die Kalkulation aus der Tabelle 7-1 ergibt
einen Verlust von 5.55 % Schwerminerale für den Übergang WK11 nach WK21. Wird
der zurückbleibende Gehalt an Schwermineralen auf die neue Restschmelze
hochgerechnet, so ergibt sich ein neuer Schwermineralanteil von 1.2 %. Dieser Wert
stimmt sehr gut mit dem gemessenen Schwermineralgehalt in der Probe WK21 von
1.3 % überein (für die Fraktion 63-125 µm) .
7.4.1.b. Die Differentiation Trachyandesit - Phonolith
Tabelle
7-2:
Massenbilanz
des
theoretischen
Differentiationsverlaufes Trachyandesit (WK11) - Phonolith (WK03)
Auch hier kann der Vergleich mit dem gemessenen Schwermineralgehalt gezogen
werden. Für den Phonolith WK03 ergibt sich dabei der gemessene Gehalt von 1.0 %
und der berechnete von 0.88 %. Aus dem Vergleich der beiden Beispiele wird
deutlich, dass die starke Peralkalinität der Phonolithe nur über die Mitabtrennung von
Kalifeldspat, d.h. Sanidin, erreicht werden kann. Diese Sanidinabreicherung ist
neben der Plagioklasabtrennung der wesentliche Grund, warum die SB-Systematics,
die den Sanidin nicht berücksichtigen, hier versagen. Es erfolgt durch diese
Abtrennung eine extreme Abreicherung der Elemente Barium und Strontium, die nur
beim Plagioklas mit Calcium kompensiert werden. Die Mineral/SchmelzeVerteilungskoeffizienten erreichen im Sanidin für Barium den Wert 8.95 und für
Strontium 8.17 (WÖR-NER et al., 1983). Das ist speziell für Barium der höchste Wert
aller am Aufbau der Rhönvulkanite beteiligten Minerale.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
95
Einen Beitrag zur Entwicklungsgeschichte sollte auch die Zusammensetzung der
auftretenden Gesteine liefern. Da die Gesteine quantitativ nur chemisch untersucht
wurden, muß hier auf die CIPW-Normberechnung zurückgegriffen werden. Hierbei
muß allerdings berücksichtigt werden, daß die Autoren keinen direkten
Zusammenhang zwischen den Normmineralen und den tatsächlich auftretenden
Mineralen beabsichtigten. Andererseits kann bei den Hautgemengteilen wie
Kalifeldspäte und Plagioklase doch eine gute Korrelation zwischen berechneten und
beobachteten Anteilen erwartet werden (CORRENS, 1968).
Abb.
7-6:
Berechnete
Rhönvulkanite, aus der CIPW-Norm.
Plagioklas-
und
Alkalifeldspatgehalte
der
Bei der Entwicklung von den Tephriten und Foiditen bis zu den miaskitischen
Phonolithen, läßt sich eine linearer Trend erkennen, der eine plagioklasbedingte
Differentiation abbildet. Die agpaitischen Phonolithe nehmen jedoch eine
Sonderstellung ein, hier werden auf Kosten der Kalifeldspäte Foide gebildet,
während der Plagioklasanteil auf Null zurückgegangen ist. Der Übergang ist jedoch
nicht kontinuierlich, vielmehr ist eine deutliche Lücke auszumachen, die wiederum
eine Eigenständigkeit der Phonolithe vermuten läßt.
In den Normmineralen ist also indirekt auch die Kalifeldspatabtrennung während der
Differentiation erkennbar.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
96
7.4.2. Genesetheorie aus den gewonnenen Daten
7.4.2.1. Konsequenzen aus den geochemisehen Daten
Spurenelemente;
Es ergibt sich eine konsequente Anreicherung der Elemente Niob, Zirkonium und
Cer von den Foiditen und Tephriten über Trachyandesite und Trachyte zu den
Phonolithen.
Desgleichen ist die Abreicherung von Barium und Strontium von den
Trachyandesiten über die Trachyte zu den Phonolithen sichtbar (warum sich die
Foidite und Tephrite hier nicht einreihen, wird bei den SB-Systematics erläutert). Für
die Spurenelemente ergibt sich somit die Differentiationsreihe:
Foidite, Tephrite - Trachyandesite - Trachyte - Phonolithe
Hauptelemente:
Abb. 1-1 und Abb. 3-5 zeigen den praktisch lückenlosen Differentiationstrend von
den Ultrabasiten bis zu den Phonolithen (Reihe wie bei den Spurenelementen).
Werden die Daten weiter aufgeschlüsselt und aufbereitet, wie z.B. über den
agpaitischen Koeffizienten und die CIPW-Norm, so zeigt der Trend im Bereich der
Phonolithe eine deutliche Lücke. Die agpaitischen Phonolithe setzen sich von den
miaskitischen Gesteinen ab.
Gleichzeitig lassen sich die Phonolithe von den übrigen Gesteinen abtrennen, was
durch die röntgenographische Phasenanalyse ( über den Nephelin) gestützt wird.
Auch die Zentral-Zonierung der Rhönvulkanite unterstreicht dies, da sich die
Phonolithe räumlich abgrenzen lassen.
Die Geochemie der Gesteine belegt so, in Verbindung mit den geographischen
Befunden, die sequentielle Differentiation und Förderung der Differentiationsprodukte
eines großen basischen Magmenkörpers, die im Zentralbereich das Maximum mit
der Bildung der Phonolithe erreicht. Dabei wird jedoch eine Diskoninuität im Bereich
der Phonolithe sichtbar, die, wie von WÖRNER & SCHMINCKE (1984) für die Eifel
gefordert, auf die Bildung einer zweiten, phonolithischen Magmenkammer in einem
höheren Krustenniveau zurückgeführt wird.
7.4.2.2. Konsequenzen aus den Mineralanalysen
a. Pyroxene:
Aus der Tab. 5-1 ist zu entnehmen, daß die Augite bei allen Elementen die
kontinuierliche Differentiation Trachyandesit-Trachyt-Phonolith belegen. Bei den
Ägirinen verhalten sich die Elemente Aluminium, Titan und Eisen gegenläufig zu den
Trends der Augite, so dass die Diskontinuität, die schon die Geochemie der Gesteine
andeutete, bestätigt wird.
b. Apatite:
Die Apatitanalysen zeigen die deutlichen Differentiationstrends TrachyandesitTrachyt und Trachyandesit-Phonolith. Signifikante Unterschiede zwischen den
Apatiten der Trachyte und der Phonolithe treten jedoch nicht auf. Das heißt, dass die
Differentiation Trachyt-Phonolith nicht zu belegen ist.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
97
c. Titanite:
Die Differentiation der Gesteine schlägt sich in der Zusammensetzung der Titanite
kaum nieder. Für die Elemente Calcium und Niob sind die Unterschiede am
deutlichsten. Sie deuten auf den Differentiationstrend Trachyandesit-TrachytPhonolith hin. Die Diskontinuität zwischen den agpaitischen Phonolithen und den
Miaskiten wird durch das Auftreten von zwei Titanitgenerationen im Phonolith WK01
bestätigt. Hier wurde als Spätkristallisat der in Kap. 5.3.2. beschriebene Titanit mit
extrem hohen SE-Gehalten gebildet.
d. Olivine:
Die Olivine zeigen hinsichtlich der Differentiation der Gesteine ein widersprüchliches
Verhalten. Der Differentiationsgrad der Olivine nimmt von den Foiditen über die
Trachyandesite zu den Trachyten zu. Bei den Olivinen der Phonolithe ist der CaOGehalt höher als bei den anderen Gesteinsgruppen, was auf eine weitere
Differenzierung hindeutet. Andererseits ist der Fayalitanteil geringer als in den
Trachyandesiten und Trachyten, was einen geringeren Differentiationsgrad zur Folge
hätte. Für statistisch gesicherte Aussagen müßten mehr Daten gewonnen werden,
aber die Sonderstellung der Phonolithe wird aus den vorhandenen Daten bereits
deutlich.
e. Magnetite:
Die Zahl der Magnetitanalysen ist für statistisch gesicherte Aussagen zu gering.
Doch läßt sich wie bei den Olivinen eine Sonderstellung der Phonolithe erkennen.
Zusammenfassung der Befunde:
Aus der Geochemie der Gesteine und den Analysen der darin enthaltenen
Schwerminerale läßt sich die folgende Petrogenese ableiten:
Aus einem basischen Stammmagma wurden die vorgefundenen Gesteine
durch fortschreitende Differentiation gebildet. Ohne Widersprüche kann dabei die
Reihe:
Foidite & Tephrite - Trachyandesite - Trachyte
nachvollzogen werden. Der Übergang Trachyandesit-Trachyt kann durch das
Massenbilanzbeispiel in Kap. 7.4.a. untermauert werden. Die Phonolithe sind die
Gesteine mit dem höchsten Differentiationsgrad, aber sie können nur teilweise am
Ende der Differentiationsreihe plaziert werden. Dies funktioniert z.B. beim
agpaitischen Koeffizienten, bei den Alkaligehalten und beim Differentiationgrad der
Augite.
Bei vielen Daten zeigt es sich aber, daß die Phonolithe eine eigenständige
Entwicklung durchgemacht haben, so z.B. bei den Ergebnissen der CIPWNormberechnung, bei der Zusammensetzung der Olivine, der Apatite, der Ägirine
und der Titanite. Das Massenbilanzbeispiel in Kap. 7.4.b. zeigt, da/3 die
Differentiation Trachyandesit-Phonolith möglich ist. Problematisch ist allerdings, dass
dabei 19% Alkalifeldspat abgetrennt werden müssen, der schließlich erst am Ende
der Kristallisationreihe der Feldspäte erscheint. Die Abtrennung von Alkalifeldspat (in
vergleichbaren Anteilen) fordern jedenfalls auch WÖRNER & SCHMINCKE (1984)
und MARSH (1987) in ihren Massenbilanzbeispielen.
7. Magmenentwicklung und Petrogenese
98
Die Differentiationsreihe, die sich aus den in dieser Arbeit betrachteten Daten für den
untersuchten Bereich des Gesteinsspektrums ergibt, hat also die Form:
8. Zusammenfassung
99
8. Zusammenfassung
38 Rhönvulkanite wurden chemisch und mineralogisch untersucht. Aus der
Kombination von chemischer Analyse und Phasenanalyse ergab sich, dass das
Klassifizierungsschema von LE BAS et al. (1986) für Vulkanite, den Verhältnissen,
wie sie in der Rhön vorgefunden wurden, am deutlichsten gerecht wird. Die
Einteilung der Gesteine erfolgte somit nach dem TAS-Diagramm. Die geographische
Verteilung der verschiedenen Gesteinstypen unterstreicht die Zentral-Zonierung der
Rhön bei den leukokraten Vulkaniten. Das Zentrum wird dabei von den höchsten
Differentiaten der magmatischen Entwicklung, den Phonolithen, angezeigt.
Die Zentral-Zonierung und die Differentiation der Gesteine bilden sich auch in den
Schwermineralen der Vulkanite ab. Speziell die Vertreter der häufigsten Gruppe,
die Pyroxene, folgen in ihrer Zusammensetzung konsequent der Differentiation der
Gesteine, was trotz einer gewissen Streuung der Daten statistisch gesichert ist.
Am deutlichsten wird dies im Na2O-Gehalt, der bei den Augiten parallel der
Differentiation steigt. Speziell die Trachyte zeigen dabei eine eine kontinuierliche
Entwicklung von Augiten bis zu Agirinen.
Auffallend ist der Zirkoniumgehalt der Pyroxene, der mit der Differentiation steigt.
Er kann bis zu 3.58 % ZrO2 betragen, was in Literaturanalysen fast nie erreicht wird.
In 24 der 38 Proben konnte Apatit bestimmt werden. Weniger als die Pyroxene, aber
dennoch deutlich, spiegeln sie den Differentiationsgrad der Gesteine wider. Am
besten dokumentiert wird dies am Gehalt an Seltenen Erdelementen, wobei der
Ce2O3-Gehalt bis auf 4.06 % steigen kann. Die Apatite der Rhönvulkanite zeigen
dabei die höchsten SE-Gehalte, die in Alkaligesteinen beschrieben werden.
Die Titanite der Rhönvulkanite lassen kaum Rückschlüsse auf die Genese der
Gesteine zu. Bemerkenswert sind hier die absoluten Gehalte an Nb205, die mit zu
den höchsten Werten gehören, die bis jetzt beschrieben wurden. Als Indikator für die
extreme Differentiation der Phonolithe, speziell der Milseburg, kann der Titanit
gewertet werden, der in der Probe WK01 gefunden wurde. Er enthält mehr als 39.5
% SE. Vergleichbare Titanite gibt es nur in der Granitintrusion von Skye, wo der
maximale Gehalt 44.26 % SE beträgt.
In einigen Proben konnte Zirkon gefunden werden. Sein Auftreten unterstreicht, wie
auch der Magnetit, die Unterteilung in miaskitische und agpaitische Gesteine.
Die Olivin- und Magnetit-Analysen zeigen keine deutlichen Trends, hier reichen die
Werte für gesicherte Aussagen nicht aus.
Einzelbestimmungen gelangen weiterhin von den Schwermineralen: Andalusit,
Ilmenit und Pyrit.
8. Zusammenfassung
100
Neben den Schwermineralen, die den Schwerpunkt der Arbeit bilden, wurden auch
einige Leichtmineralanalysen angefertigt. Sie sollten ermöglichen, die fraktionierte
Kristallisation, die den Hauptteil der Differentiation ausmacht, quantitativ zu erfassen.
An zwei Beispielen kann der Differentiationsverlauf in einer Modellrechnung,
basierend auf den Mineralanalysen dieser Arbeit und den geochemischen Daten,
nachvollzogen werden. Die erzielte Genauigkeit erreicht bzw. übertrifft dabei die von
Literaturbeispielen anderer Phonolithprovinzen.
Die Daten aus der Mikroanalyse unterstützen somit das Bild, das sich aus den
geochemischen Daten ergibt. Die Rhön zeigt auch im Schwermineralspektrum, die
Differentiation eines großen Magmenkörpers in einer zentrosymmetrischen
Verteilung der Differentiaionsprodukte .
Der Höhepunkt ist mit der Bildung der agpaitischen Phonolithe erreicht, die das
Zentrum markieren. Dabei kommt es zu bemerkenswerten Abreicherungen von
Barium und Strontium, die mit die niedrigsten Werte aller Phonolithprovinzen
aufweisen. Gleichzeitig reichern sich z.B. die Seltenen Erdelemente an, so daß die
Ce2O3-Gehalte der Rhönphonolithe die höchsten aller bisher veröffentlichten Werte
aus Phonolithen darstellen.