Tübinger Geowissenschaftliche Arbeiten (TGA)

Tübinger
Geowissenschaftliche
Arbeiten (TGA)
Geologische Skripten
Schriftleitung: W. Frisch, J. Kuhlemann
Martina Kölbl-Ebert
Skript für die Übungen zur Dynamik der Erde
am Institut für Geowissenschaften der Universität Tübingen
Band 1
Tübinger Geowissenschaftliche Arbeiten, Geol. Skripten, Band 1, 2002
4. überarbeitete und ergänzte Auflage (2006) von Joachim Kuhlemann &
Wolfgang Frisch, editiert von Sylvia Mettasch und Florian Ströbele
1
2
Tübinger
Geowissenschaftliche
Arbeiten
Geol.
1
Skripte
68 S.
34 Abb.
13 Tab.
4. Aufl.
Tübingen
August
2006
Gesteinskunde
Skript für die Übungen zur
Dynamik der Erde
Martina Kölbl-Ebert (1994)
2. ergänzte Auflage von Franz Moser (1999)
3. Auflage von Joachim Kuhlemann & Wolfgang Frisch (2002)
4. überarbeitete und ergänzte Auflage von Joachim Kuhlemann und Wolfgang Frisch,
editiert von Sylvia Mettasch und Florian Ströbele (2006)
Tübingen
2006
Anschrift des Herausgebers:
Institut für Geowissenschaften, Sigwartstraße 10, D-72076 Tübingen
ISSN 0953-4921
3
4
VORWORT
Die erste Auflage dieses Skripts basiert auf den Geologischen Übungen, wie sie von Frau Kölbl-Ebert im
Wintersemester 1992/93 und 1993/94 gehalten wurden. Zur Vorbereitung dieser Übungsstunden lagen
Mitschriften der entsprechenden Lehrveranstaltung von J. Loeschke, J. Neugebauer und F. Westphal vor.
Deren Arbeit geht daher in dieses Skript mit ein, ebenso wie die Arbeit derjenigen, die Arbeitsblätter erstellt
haben. W. Frisch, T. Aigner und F. Westphal führten eine kritische Durchsicht des Manuskripts durch. M.
Meschede half bei der Herstellung der Abbildungen.
Die zweite Auflage baute auf der ersten Vorlage auf, enthielt aber Ergänzungen und Änderungen von
Dozenten des Instituts (J. Kuhlemann, W. Frisch, H. Hann, J. Loeschke, editiert von F. Moser). Die dritte
Auflage enthält ebenfalls Änderungen, wobei in erster Linie einige Fehler ausgemerzt wurden.
Das jetzige Skript ist umfangreicher als die Originalausgabe. Die grundlegenden Fachbegriffe sind durch
unterschiedliche Schriften im Text hervorgehoben. Sie bilden die Voraussetzung für die "geologische
Sprache". Dagegen bieten die eingeschobenen Exkurse Hintergrundwissen an, um Prozesse der
Gesteinsbildung oder Sachverhalte verständlich zu machen. Sie führen den Leser an den Lehrstoff der
Spezialvorlesungen, meist aus der Mineralogie und Geochemie, heran.
Als Zusammenfassung und zur Orientierung werden eine Reihe an Kursfragen gestellt. Sie sollen als
Wiederholung dienen und den wichtigsten Lernstoff des jeweiligen Kapitels zusammenfassen.
5
INHALTSVERZEICHNIS
EINFÜHRUNG..................................................................................................................................................... 7
WICHTIGE GRUNDBEGRIFFE....................................................................................................................................7
I. GESTEINSBILDENDE MINERALE MAGMATISCHER GESTEINE.................................................................... 8
I. 1. EIGENSCHAFTEN VON MINERALEN...........................................................................................................................8
I. 2. DIE WICHTIGSTEN MINERALE DER MAGMATISCHEN GESTEINE ..............................................................................12
I. 3. ATOMARER AUFBAU DER MINERALE .....................................................................................................................19
II. MAGMATISCHE GESTEINE ........................................................................................................................ 20
II. 1. ENTSTEHUNG MAGMATISCHER GESTEINE .............................................................................................................20
II. 2. GEFÜGE MAGMATISCHER GESTEINE .....................................................................................................................22
Plutonite ...................................................................................................................................................................22
Vulkanite ..................................................................................................................................................................22
II. 3. BILDUNG MAGMATISCHER GESTEINE....................................................................................................................24
II. 4. NOMENKLATUR MAGMATISCHER GESTEINE .........................................................................................................26
II. 5. PETROGRAPHIE DER MAGMATISCHEN GESTEINE ...................................................................................................27
Subalkali-Gesteine ...................................................................................................................................................28
Alkaligesteine ...........................................................................................................................................................30
II. 6. BESTIMMUNGSSCHLÜSSEL FÜR MAGMATISCHE GESTEINE ...................................................................................32
III . SEDIMENTGESTEINE ............................................................................................................................... 34
III. 1. KLASTISCHE SEDIMENTGESTEINE ........................................................................................................................35
Psephite ....................................................................................................................................................................35
Psammite ..................................................................................................................................................................38
Pelite ........................................................................................................................................................................38
Sedimentstrukturen...................................................................................................................................................39
III. 2. CHEMISCHE SEDIMENTGESTEINE .........................................................................................................................40
Minerale chemischer Sedimente...............................................................................................................................40
Ausfällungsgesteine ..................................................................................................................................................41
Evaporite ..................................................................................................................................................................42
III. 3. ORGANOGENE SEDIMENTGESTEINE .....................................................................................................................43
Organogene Kalke....................................................................................................................................................44
Mikrofossilreiche organogene Karbonate................................................................................................................44
Makrofossilreiche organogene Karbonate (meist Kalke).........................................................................................46
Synsedimentär veränderte organogene Karbonate ..................................................................................................48
Diagenetisch veränderte organogene Karbonate.....................................................................................................48
Kieselig-organogene Sedimentgesteine....................................................................................................................48
III. 4. PHOSPHATISCHE SEDIMENTGESTEINE ..................................................................................................................49
III. 5. KAUSTOBIOLITHE ................................................................................................................................................50
IV. METAMORPHE GESTEINE ........................................................................................................................ 52
IV. 1. DIE GESTEINSMETAMORPHOSE ...........................................................................................................................52
IV. 2. NOMENKLATUR METAMORPHER GESTEINE .........................................................................................................55
IV. 3. MINERALE METAMORPHER GESTEINE .................................................................................................................56
IV.4. GESTEINE DER METAMORPHOSE ..........................................................................................................................62
Gesteine der Regionalmetamorphose.......................................................................................................................62
Gesteine der Hochdruckmetamorphose....................................................................................................................65
Gesteine der Kontaktmetamorphose.........................................................................................................................65
LITERATUR ..................................................................................................................................................... 68
6
EINFÜHRUNG
Wichtige Grundbegriffe
Das vorliegende Skript zum Kurs 'Übungen zur Dynamik der Erde' (Gesteinskunde) am Institut für Geologie
und Paläontologie der Universität Tübingen befasst sich mit den Grundlagen der Gesteinskunde, der
Nomenklatur von Gesteinen, der Petrographie (Gesteinsbeschreibung) nach makroskopischen Kriterien und
den Bildungsbedingungen der wichtigsten Gesteine. Benutzt werden dabei lediglich einfache Hilfsmittel:
Taschenmesser, Fingernagel, Lupe (10 fach), verdünnte Salzsäure (10 %), Dichte- bzw. Gewichtsabschätzung und Geschmackssinn. Mit diesen Mitteln können am Ende des Kurses die meisten Gesteine
richtig angesprochen werden.
Zum besseren Verständnis der Grundbegriffe sind ein paar Definitionen wichtig:
•
•
Gesteine sind durch natürliche Vorgänge entstandene geologische Körper, die aus einem Gemenge von
Mineralen (oder auch Gesteinsbruchstücken oder Organismenresten) bestehen.
Geologische Körper sind feste, natürliche Einheiten der Erde, z.B. eine erstarrte Magmakammer, ein
erkalteter Lavastrom, ein Erzgang, eine Sedimentschicht etc.
Die Gesteine werden nach ihren Bildungsbedingungen in drei große Gruppen eingeteilt:
•
•
•
Magmatite: Diese Gesteine sind aus einer Schmelze erstarrt. In der Tiefe erstarrte Gesteine heißen
Plutonite (oder Tiefengesteine), an der Oberfläche erstarrte heißen Vulkanite (oder Ergußgesteine). In
geringer Tiefe erstarrte magmatische Spaltenfüllungen werden Gänge genannt.
Sedimentgesteine: Diese Gesteine sind an der Erdoberfläche abgelagert worden, entweder auf dem
Festland oder im Meer. Sie können durch Verwitterung und Abtragung aus dem Zerfall anderer Gesteine
entstammen, deren Bestandteile durch Wasser, Eis oder Wind transportiert und abgelagert werden. Sie
können auch chemisch ausgefällt oder von Organismen aufgebaut werden. Durch Verfestigungsprozesse
(Diagenese) entstehen aus lockeren Sedimenten Sedimentgesteine.
Metamorphite: Diese Gesteine entstehen in der Regel, wenn Gesteine durch tektonische Prozesse in
größere Tiefen gebracht und infolge zunehmenden Drucks und steigender Temperatur umgewandelt
(metamorph) werden. Sie können aus Sedimentgesteinen oder Magmatiten gebildet werden.
An der Erdoberfläche liegen zu über
70 % Sedimentgesteine vor. Wird
aber die gesamte obere Erdkruste
einbezogen, so verteilen sich die
Gesteine ganz anders: 65 %
Magmatite, 8 % Sedimentgesteine
und 27 % Metamorphite.
Basis für die Nomenklatur von
Gesteinen sind die Zuordnung zu
einer der drei Großgruppen und
damit ihre Bildungsbedingungen
sowie ihr Mineralbestand und das
Gefüge.
Die Zuordnung zu einer der drei
Großgruppen erfolgt über die
Bestimmung des Mineralbestandes
und des Gefüges. Aus diesen
Informationen lassen sich die
Bildungsbedingungen der Gesteine
ableiten.
Abb.I.1: Kreislauf der Gesteine
7
Es gibt mehrere tausend Minerale, aber für den Kurs wichtig, weil gesteinsbildend, sind nur wenige. Für die
kontinentale Erdkruste bis ca. 20 km Tiefe gilt:
Feldspäte
Quarz
Pyroxene und Amphibole
Glimmer
ca. 60 %
ca. 12 %
ca. 17 %
ca. 4 %
Tabelle I.1: Die häufigsten Minerale der oberen
bis mittleren kontinentelen Erdkruste.
Das Gefüge beschreibt die Lage der Bestandteile (Komponenten) im Gestein und der Minerale zueinander.
Das räumliche Gefüge charakterisiert die räumliche Anordnung der Gemengteile (Komponenten) und deren
Raumerfüllung, z.B. zellig, porös, massig, fluidal, schiefrig, richtungslos, geregelt. Das genetische Gefüge
charakterisiert die Größe, Gestalt und wechselseitige Beziehung der Gemengteile, z.B. körnig, eckig,
blättrig, amorph, holokristallin. Ein Gestein kann entweder aus nur einer Mineralart aufgebaut sein, dann
wird es monomineralisch genannt, oder es besteht aus einem Mineralgemisch, dann ist es polymineralisch.
I. Gesteinsbildende Minerale magmatischer Gesteine
I. 1. Eigenschaften von Mineralen
Ein Mineral ist ein natürlicher, anorganischer Bestandteil der Erde. Minerale sind physikalisch und chemisch homogene (einheitliche) Festkörper, d.h. sie lassen sich in beliebig viele Teile zerlegen, die alle die
gleichen physikalischen und chemischen Eigenschaften haben. Die Minerale zeichnen sich durch bestimmte
charakteristische Eigenschaften aus:
Struktur
Unter Struktur ist der innere, räumliche Aufbau der Minerale zu verstehen. Die meisten Minerale sind
entweder
• kristallisiert: Ein Kristall besitzt durch gesetzmäßige Anordnung von Atomen ein Kristallgitter. Er ist
ein von ebenen Flächen begrenzter, homogener, Festkörper mit charakteristischen Symmetrieeigenschaften und einer dreidimensional-periodischen Anordnung von Atomen, Ionen oder Molekülen.
Beispiel Quarz (SiO2).
• oder amorph: Ihre Bausteine bilden kein Kristallgitter aus, sondern liegen ungeordnet vor wie bei einer
Flüssigkeit oder einem Glas. Ihre chemisch-physikalischen Eigenschaften sind nach allen Richtungen hin
gleich (isotrop)1. Beispiel Opal (SiO2 H2O)
Kalzit (CaCO3)
Ein Körnchen Zucker
Opal (SiO2 H2O)
Gesteinsglas
anorganischer Kristall
organischer Kristall
anorganisches amorphes Material
amorphe Gesteinssubstanz
Mineral
kein Mineral
Mineral
kein Mineral
Tabelle I.2: Beispiele für Minerale.
1
Die chemisch-physikalischen Eigenschaften der meisten Kristalle sind richtungsabhängig (anisotrop). Nur
Kristalle, die zum kubischen Kristallsystem und damit der höchstsymmetrischen Klasse angehören, sind
isotrop.
8
Symmetrie und Tracht
Alle kristallinen Minerale bilden bei ungehindertem Wachstum ebene Flächen aus. Die Ausbildung der
Flächen ergibt bestimmte Formen, die durch charakteristische Winkel und Symmetrieeigenschaften
ausgezeichnet sind, d.h. sie bilden Kristalle. Diese Kristalle können nach ihren Symmetrieeigenschaften in
sieben Kristallsysteme eingeteilt werden (Abb. I.1.a).
Die Tracht des Kristalls bestimmt, welche theoretisch mögliche Flächenkombination innerhalb eines
Kristallsystems tatsächlich ausgebildet wird, z.B. im kubischen System Würfel, Oktaeder, Tetraeder oder
Rhombendodekaeder (Abb. I.1 b). Viele Minerale kristallisieren häufig in einer für sie charakteristischen
Tracht, z.B. Steinsalz als Würfel, Granate als Rhombendodekaeder.
trigonaler
Skalenoeder
trigonalrhomboedrisch
trigonaler
Quarz
Abb. I.2: a) Die sieben Kristallsysteme (Hohl 1985, S. 70); b) Die Kristalltracht: Verschiedene
Möglichkeiten innerhalb des kubischen und des trigonalen Kristallsystems (Rösler 1984, Abb. 2.26).
Habitus
Der Habitus, d.h. die äußere Form eines Kristalls, ist eine Folge des inneren Gitterbaus und seiner
Kristallsymmetrie. Daher ist eine bestimmte Form häufig typisch für bestimmte Mineralgruppen:
Habitus
Mineralgruppe
blättchenförmig
tafelig/leistenförmig
säulenförmig/stengelig
faserig
isometrisch/körnig
Glimmer
Feldspäte
Pyroxene, Amphibole
Fasergips, Serpentin (Asbest)
Leucit, Granat (alle kubischen Kristalle)
Tabelle I.3: Kristallformen und typische Minerale.
Bildet ein Mineral seine Kristallflächen voll aus, weil es als Erstausscheidung in einer Schmelze
auskristallisiert oder weil es sich gegenüber Nachbarmineralen oder in Hohlräume hinein ungestört
entwickeln kann, so wird es idiomorph (eigengestaltig) genannt (Abb. I.2). Wird die Gestalt des Minerals
vom Platzangebot oder umgebenden Mineralen bestimmt, so wird es xenomorph (fremdgestaltig, synonym:
allotriomorph) genannt. Bei teilweiser Eigengestalt wird der Begriff hypidiomorph gebraucht.
9
Abb. I.3: Gefügetypen
Dichte
Die Dichte liegt bei den häufigsten Mineralen zwischen 2,5 und 3,4 g/cm3. Quarz hat eine Dichte von 2,65
g/cm3. Zu den Schwermineralen werden alle Minerale mit einem spezifischen Gewicht von >2,9 g/cm3
gezählt, z.B. Zirkon, Rutil, Granat, Turmalin, Magnetit. Besonders dichte Minerale sind:
Schwerspat (= Baryt, BaSO4)
die meisten Erze
gediegen Gold
4,5 g/cm3
4 - 7,5 g/cm3
19 g/cm3
Die Dichte spielt bei der Gesteinsbestimmung nur eine untergeordnete Rolle, da meist ein Mineralgemisch
vorliegt. Es gibt jedoch auffallend leichte Gesteine (z.B. Steinsalz, 2,2 g/cm3) oder auffallend schwere
Gesteine (z.B. Eklogit, 3,3-3,4 g/cm3).
Farbe
Die Farbe ist nur zum Teil charakteristisch für bestimmte Minerale. Diese Minerale zeigen dann eine
bestimmte Eigenfarbe, sie sind idiochromatisch. Als Beispiel ist Malachit zu nennen: Dieses Mineral ist
immer grün.
Bei den meisten Mineralen wird die Farbe jedoch durch Beimengungen und Verunreinigungen bestimmt, sie
sind allochromatisch. Von Quarz (SiO2), der normalerweise farblos ist, gibt es eine Reihe von Farbvarietäten
(Tab. 1.4). Auch die Feldspäte, die eigentlich weiß sind, können durch feine Partikel von Hämatit (Fe2O3)
rosa bis rot gefärbt sein.
Farbe
Art der Beimengung
Name der Varietät
3+
4+
Violett Fe + Ti + radioakt. Bestrahlung Amethyst
Rosa
Mangan
Rosenquarz
Blau
Rutil (TiO2)
Blauquarz
Tabelle I.4: Varietäten von Quarz
Ritzhärte
Wichtig
für
die
makroskopische
Beschreibung von Mineralen ist die
Ritzhärte. Sie ist abhängig vom Gitterbau
des Minerals und der Bindungsart
(Ionenbindung, van-der-Waals-Kräfte etc.).
Oft ist die Ritzhärte richtungsabhängig.
Ganz ausgeprägt ist dies beim Disthen.
Zur Beschreibung der Ritzhärte dient die
seit 1812 gebräuchliche Mohs´sche
Härteskala. Diese Skala ist zehnteilig und
auf empirische Untersuchungen gegründet.
Der Unterschied zwischen den zehn Stufen
ist nicht gleichwertig:
10
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Talk
Gips
Kalkspat (Kalzit)
Flußspat (Fluorit)
Apatit
Feldspat
Quarz
Topas
Korund
10
Diamant
mit Fingernagel ritzbar
mit Messer ritzbar
mit Messer nicht mehr
ritzbar,
Fensterglas wird geritzt
Tabelle I.5: Mohs´sche Härteskala
Für einfache Untersuchungen genügen indes drei Unterteilungen der Ritzhärte. Bis zur Mohs'schen Härte
von 2 sind die Minerale mit dem Fingernagel ritzbar, bis zur Härte 5 sind sie mit dem Taschenmesser ritzbar,
darüber hingegen nicht mehr.
Spaltbarkeit
Die Spaltbarkeit (Abb. I.3) ist ein Ausdruck von Richtungsunterschieden in der Festigkeit eines Kristalls.
Spaltung erfolgt entlang von Gitterebenen, auf denen schwächere Bindungskräfte vorhanden sind. Viele
Kristalle spalten in mehrere Richtungen und dann oft verschieden
gut.
Eine vollkommene Spaltbarkeit liegt vor, wenn sich ein Kristall in
dünnste Blättchen zerteilen läßt, z.B. bei den Glimmern oder Graphit.
Eine sehr gute Spaltbarkeit weisen die Feldspäte, Schwerspat und
Kalkspat (= Kalzit) auf sowie überhaupt alle Minerale, deren Namen
auf 'spat' enden. Achtung: Bei gut spaltbaren Mineralen kann eine
geringe Ritzhärte vorgetäuscht werden.
Ist keine Spaltbarkeit vorhanden, so reagieren die Minerale auf Beanspruchung durch Bruch. Sie zeigen dann eine unebene muschelige
Bruchfläche, z.B. Quarz, amorphe Minerale.
Abb. I.4: Spaltbarkeit und muscheliger
Bruch (aus Dud'a & Rejl 1989, Abb. 6).
Zwillingsbildung
Unter Zwillingsbildung wird eine gesetzmäßige Verwachsung zweier oder mehrerer Kristallindividuen
verstanden. Zwillinge haben eine Gitterebene gemeinsam und durchdringen sich. Sie erscheinen um eine
Rotationsachse gegeneinander verdreht. Häufig sind sie an einspringenden Winkeln zu erkennen.
Zwillingsbildung kommt bei vielen Mineralen vor und ist ein wichtiges diagnostisches Hilfsmittel z.B. bei
den Feldspäten.
Bei den Feldspäten müssen besonders zwei Arten der Zwillingsbildung unterschieden werden:
a) Verzwillingung nach dem Karlsbader Gesetz
Karlsbader Zwillinge (Abb. I.4. a) sind einfache Zwillinge, (nur zwei Individuen) die häufig sichtbar beim
Alkalifeldspat auftreten. Sie lassen sich beim Alkalifeldspat daran erkennen, daß im Anschnitt die eine
Hälfte des Zwillings spiegelt, die andere nicht.
b) Verzwillingung nach dem Albit-Gesetz
Albit-Zwillinge (Abb. I.4. b) sind Viellinge (polysynthetische Verzwillingung). Sie treten häufig bei den Plagioklasen auf, sind jedoch
makroskopisch selten erkennbar. Im Schnitt zeigen sie sich als eine feine
Streifung. Die einzelnen Zwillingslamellen sind dabei scharf abgesetzt und
gerade.
Abb. I.5: a.) Karlsbader Zwilling; b.) Albit-Zwilling.
Weitere Kriterien
Weitere Kriterien der Mineralbestimmung sind z.B. der Geschmack, mit dem Kochsalz von Kalisalz und
Magnesium-Salzen unterschieden wird, und die Strichfarbe, mit der vor allem Erzminerale unterschieden
werden. So weist Hämatit (Roteisenerz), eine rote Strichfarbe auf. Alle silikatischen Minerale, die
Hauptgesteinsbildner, haben keine (weiße) Strichfarbe. Die Strichfarbe wird mit Hilfe eines unglasierten
Porzellantäfelchens festgestellt.
11
I. 2. Die wichtigsten Minerale der magmatischen Gesteine
Die Hauptgemengteile („gesteinsbildende Minerale“) der magmatischen Gesteine werden durch wenige
Minerale bzw. Mineralgruppen gebildet. Man unterscheidet helle (felsische) und dunkle (mafische)
Minerale. Hinter dieser trivial erscheinenden Einteilung stecken jedoch prinzipielle Unterschiede im
Chemismus. Die hellen Minerale sind weiß oder hellgrau und bestehen aus reinem Si–Oxid (Quarz) oder
einer oxidischen Verbindung aus Alkalien (Na, K), Al und Si (Alumosilikate). Die dunklen Minerale sind
Alumosilikate oder Silikate mit erheblicher Beteiligung von Mg und Fe (deshalb „mafisch“ als Kunstwort
für Mg + Fe). Eisen färbt Minerale allgemein dunkel (braun, grün, schwarz).
Zu den hellen Mineralen gehören Quarz, die Feldspäte (Plagioklas und Alkalifeldspat) und die
Feldspatvertreter. Zu den dunklen Mineralen gehören Biotit, Amphibol, Pyroxen und Olivin. Der helle
Glimmer ist ein K-Al-Silikat und gehört nach der Definition zu den hellen Mineralen, wird aber meist bei
den dunklen genannt. In Magmatiten ist er selten.
Die meisten Minerale bilden Mineralgemenge mit Mischungsreihen. Von einer Mischungsreihe oder einem
Mischkristall spricht man, wenn sich zwei oder mehrere Elemente in einer bestimmten Position des Kristalls
gegenseitig ersetzen können (häufig z.B. Ka-Na, Mg-Fe, Al-Fe3+, etc.).
Quarz
Eigenschaften
Quarz
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
SiO2
im Gestein meist grau, weiß oder mit leichter Fremdfarbe; oft durchscheinend
körnig
7
keine, muscheliger Bruch
Dauphiné und weitere Zwillingsgesetze
2,65 g/cm3
In Magmatiten tritt Quarz meist xenomorph auf, da er i. a. später als die Glimmer und Feldspäte auskristallisiert. Quarz ist ein sehr weit verbreitetes Mineral. Er ist sehr verwitterungsbeständig, da er unter den
Bedingungen an der Erdoberfläche schwer gelöst werden kann.
Opal (SiO2 . n H2O) ist amorph. Im Übergang von Opal zu Quarz bildet sich bei gleichzeitiger Entwässerung
mikro- bis kryptokristalliner2 Chalcedon. Er ist häufig parallel gestreift, die einzelnen Lagen werden von
feinsten Fasern aufgebaut. Karneol ist ein fleischfarbener bis roter Chalcedon. Achate sind rhythmisch
gebänderte, feinschichtige, oft Hohlräume umschließende Chalcedone. Die feinen Hohlräume zwischen den
Fasern des Chalcedons können mit Farbe künstlich verfüllt werden und kommen solcherart in den Handel.
Wirtschaftlich von Bedeutung ist Quarz als Rohstoff für die Glasherstellung. Silizium wird in der Halbleiterindustrie benötigt. Einige Varianten werden als Schmucksteine gehandelt (Amethyst, Achate etc.);
hochwertige und reine, synthetisch hergestellte Quarzkristalle dienen als Piezoquarze zur Zeitmessung.
2
mikrokristallin: Kristalle mit dem Mikroskop erkennbar
kryptokristallin: Kristalle lichtmikroskopisch nicht erkennbar, aber röntgenographisch nachweisbar
12
Exkurs:
100
90
Stishovit
(4,35)
80
50
Coesit
(2,93)
Tiefquarz
Hochquarz
40
30
20
Hoch-Quarz
Tief-Quarz
(2,65)
Cristobalit (2,33)
10
Tridymit (2,25)
500
1000
1500
Schmelze
Druck (kbar)
Die Symmetrie ist kennzeichnend für ein
bestimmtes Mineral und abhängig von den
Druck- und Temperaturbedingungen. Minerale mit gleichem Chemismus (z.B. SiO2)
aber unterschiedlicher Symmetrie werden
Modifikationen genannt. (Abb. I.5).
Für die Petrographie magmatischer Gesteine
sind die beiden Modifikationen Hoch- und
Tiefquarz interessant. Kühlt eine SiO2-reiche
Schmelze ab, kristallisiert Hochquarz aus.
Hochquarze kristallisieren hexagonal und
besitzen eine typische Tracht: Eine sechsseitige Doppelpyramide, mit nur sehr kleinen
Prismenflächen dazwischen.
2000
Abb. I.6: Die
verschiedenen SiO2Modifikationen im DruckTemperarur Diagramm. In
Klammern sind die
Dichten (g/cm3)
angegeben (aus Matthes
1990, Abb. 31).
o
Temperatur ( C)
Diese Tracht kann bei Quarzeinsprenglingen in Rhyolith, beobachtet werden. Bei Abkühlung unter 573°C
(bei 1 kb) wandelt sich der Hochquarz zwar spontan in einen trigonalen Tiefquarz um (die Gitter von Hochund Tiefquarz sind sich sehr ähnlich), aber die äußere Form des Kristalls bleibt dennoch erhalten. Scheidet
sich Quarz in Spalten und Klüften aus heißen Lösungen ab (Gangquarze, Bergkristall) bildet sich Tiefquarz,
der an den langen Prismenflächen und der trigonalen Symmetrie erkennbar ist.
Coesit und Stishovit sind Hochdruckmodifikationen. Coesit entsteht in Tiefen größer als etwa 80 km und wird
in Metamorphiten, die in solche Tiefen versenkt werden (z.B. Dora Maira; ital. Westalpen), gefunden. Coesit
und Stishovit entstehen durch die Druckwelle bei Meteoriteneinschlägen und sind im Krater des Nördlinger
Rieses zu finden.
Feldspäte
Eigenschaften
Feldspäte
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Plagioklas
CaAl2Si2O8-NaAlSi3O8 (Mischkristall)
weiß
tafelig
6
sehr gut
Albit- und Karlsbader Gesetz und weitere
2,76 g/cm3
Alkalifeldspat
KAlSi3O8-NaAlSi3O8, (Mischkristall)
weiß, oft auch rötlich
tafelig
6
sehr gut
Karlsbader Gesetz und weitere
2,62 g/cm3
13
C
Die Feldspäte sind die in der Erdkruste am häufigsten auftretende Mineralgruppe. Die Feldspatzusammensetzungen zwischen den Endgliedern Orthoklas (Or) und Albit (Ab) werden als Alkalifeldspat, die zwischen
den Endgliedern Albit und Anorthit (An) als Plagioklas bezeichnet. Alkalifeldspäte und Plagioklase sind
somit Mischkristalle. (Abb. I.6.)
Or
0
bei 900 C
60
0
Pe
rth
ite
0
KAlSi3O8
0
bei 600 C
Mischungslücke
An
ti-P
ert
hit
e
Sa
nid
in
Al k
aliFe
lds
p
ät e
90
0
0
C
Orthoklas
Tief-Albit
Plagioklase
An
ort
ho
k
las
Mischungslücke
HochAlbit
Oligoklas
Andesin
Labradorit
Ab
Bytownit
Anorthit
An
NaAlSi3O8
CaAl2Si2O8
Plagioklase
Abb. I.7: Das Feldspatdreieck: Die Zusammensetzung der meisten Feldspäte kann im Rahmen eines ternären
Systems mit folgenden Endgliedern ausgedrückt werden: KAlSi3O8 = Orthoklas (Or), NaAlSi3O8 =Albit (Ab),
CaAl2Si2O8 = Anorthit (An). Alkalifeldat und Plagioklas bilden zwei Mischreihen. Bei hohen Temperaturen sind die
Alkalifeldspäte unbegrenzt mischbar (linkes Dreieck), bei Temperaturen unter 600oC (rechtes Dreieck) tritt eine
Mischungslücke auf, die bei Abkühlung von hohen Temperaturen zu perthitischen Entmischungen führt
(nach Matthes 1990, Abb. 70).
Für die Alkalifeldspäte gilt: Or und Ab mischen sich nur bei hohen Temperaturen unbegrenzt. Bei langsamer
Abkühlung (und Alterung des Gesteins) erfolgt eine Entmischung, d.h. es bilden sich Perthite. Perthite sind
erkennbar an Entmischungslamellen (Entmischungsspindeln) von Albit in einem kaliumreichen Alkalifeldspat. Diese Entmischungslamellen sind in großen Individuen manchmal makroskopisch als langgestreckte,
unregelmäßig begrenzte Streifen erkennbar. Zwillingsbildung nach dem Karlsbader Gesetz tritt in
Alkalifeldspäten häufig auf. Diese Karlsbader Zwillinge sind oft mit freiem Auge erkennbar.
Bei den Alkalifeldspäten wird eine Reihe von Modifikationen unterschieden. Die wichtigsten sind:
• Sanidin: Monokline Hochtemperaturform mit einer weitgehend ungeordneten Al-Si-Verteilung.
Sanidine sind schnell abgekühlt, oft durchscheinend oder nur wenig getrübt. Sanidin tritt in Form von
Einsprenglingen in vulkanischen Gesteinen auf. Er ist durch seinen dünntafeligen Habitus zu erkennen.
• Orthoklas: Bildung bei Temperaturen um 700 oC, mit einer teilweise geordneten Al-Si-Verteilung,
dicktafelig. Perthite können auftreten. Orthoklase sind typisch für Granite und andere Plutonite.
• Mikroklin: Geordnete, trikline Tieftemperaturform unter ca. 500 oC; makroskopisch nicht von Orthoklas
unterscheidbar. Typisch für metamorphe, durchbewegte Gesteine.
• Adular: Na-armer Alkalifeldspat, der sich als Tieftemperaturbildung auf Klüften findet. Adular besitzt
eine besondere Tracht.
Die häufigen Varietäten Orthoklas und Mikroklin werden als Rohstoffe in der Keramik- und Porzellanindustrie sowie bei der Email-Herstellung eingesetzt. Die Varietät 'Mondstein', ein milchig-trüber
Alkalifeldspat, wird als Halbedelstein geschätzt, ebenso der grüne Amazonit.
14
Für die Beschreibung eines Handstücks sind erst einmal die allgemeinen Begriffe Alkalifeldspat oder
Plagioklas vorzuziehen. Allenfalls der Sanidin kann mit seinem typischen langtafeligen Habitus und seinen
Entmischungslamellen als vulkanischer Einsprengling makroskopisch als solcher angesprochen werden. Die
Unterscheidung von Alkalifeldspat und Plagioklas ist dann leicht, wenn der Alkalifeldspat rötlich gefärbt ist.
Häufig neigt er auch dazu, die größeren Kristalle auszubilden, die dann oft Karlsbader Zwillinge erkennen
lassen.
Feldspatvertreter (Foide)
Eigenschaften
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Feldspatvertreter (Foide)
Nephelin
NaAlSiO4
grau, grünlich oder bräunlich
selten in kurz-prismatischen Kristallen,
auf Kristallflächen Glasglanz
5 ½ bis 6
keine
2,6 g/cm3
Leucit
KAlSi2O6,
farblos, grauweiß, gelblich
rundlich, kugelig, Ikositetraeder
5 ½ bis 6
keine, muscheliger Bruch
2,5 g/cm3
Die Mineralgruppe der Feldspatvertreter (synonym: Feldspatoide oder Foide) tritt nur in SiO2-untersättigten
Gesteinen auf. Foid-führende Gesteine sind Alkaligesteine. In diesen reicht der SiO2-Gehalt der Schmelze
nicht aus, um alle vorhandenen Alkalien (Na, K) in Form von Feldspäten zu binden. Sie stehen also anstelle
von Feldspäten und vertreten sie:
NaAlSiO4 + 2 SiO2 NaAlSi3O8
Nephelin + Quarz
Albit
KAlSi2O6 + SiO2 Leucit + Quarz
KAlSi3O8
Orthoklas
Hieraus wird ersichtlich, dass Feldspatvertreter nie zusammen mit Quarz vorkommen können. Die SiO2Untersättigung des Nephelins ist besonders stark. Im Unterschied zum Leucit, der nur in Vulkaniten
vorkommt, tritt Nephelin auch häufig in Plutoniten wie Nephelinsyeniten auf.
a) Nephelin
Nephelin (von griech. nephele: Wolke) ist ein hexagonales, meist kurzsäuliges Mineral. Tritt es als
idiomorpher Einsprengling in Vulkaniten auf, so sind die Basisschnitte sechsseitig und die Längsschnitte
gewöhnlich rechteckig, schräge Längsschnitte tonnenförmig. In Plutoniten tritt Nephelin meist xenomorph
auf und ist daher oft schwer zu erkennen.
b) Leucit
Leucit (von griech. leukos: hell/weiß) kristallisiert stets in einer bestimmten Tracht des kubischen Systems
(Ikositetraeder; Abb. I.1). Die vielflächigen Mineralkörner erscheinen stets rundlich, kugelig.
Verwendung: Leucitreiche Gesteine werden als Kaliumdüngemittel eingesetzt.
Glimmer
Eigenschaften
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Glimmer
Biotit
K(Mg,Fe)3[AlSi3O10/(OH)2]
dunkelbraun bis schwarz, lackartiger Glanz
blättchenförmig; in Magmatiten oft
idiomorph
2 ½ bis 3
vollkommen nach der Basis
keine
2,8 – 3,2 g/cm3
Muskovit
KAl2[AlSi3O10/(OH)2]
hell, glänzend
Blättchenförmig
2 bis 2 ½
vollkommen nach der Basis
keine
2,8 – 2,9 g/cm3
15
Die Glimmer gehören zur Gruppe der Phyllosilikate (Schichtsilikate). Die auffallendste Eigenschaft aller
Glimmer ist ihre vollkommene Spaltbarkeit, die auf die relativ geringen Bindungskräfte entlang der
Basisflächen (0001) zurückzuführen ist. Muskovit findet sich nur in manchen Graniten und in Pegmatiten,
nie in Vulkaniten.
Verwendung findet vor allem Muskovit als Isolator in der Elektrotechnik oder wegen der großen
Hitzebeständigkeit als Fenster (daher der Name: Muskovit = Moskauer Glas) in Öfen, Lampen und
Röntgenröhren. Die hierfür benötigten großen Kristalle kommen in Pegmatiten vor.
Amphibole
Eigenschaften
Amphibole
chemische Formel
allgemeine Formel
W0-1X2Y5 Si8O22 (OH, F)2
mit W (+); X (2+); Y (2+, 3+, 4+)
Farbe
Form, Habitus
Hornblende
(Na, Ca)2-3 (Mg, Fe, Al)5 (Al, Si)2 Si6 O22 (OH)2
dunkelgrün bis schwarz
idiomorph bis hypidiomorph, stengelig mit 6seitigem Umriß, Glasglanz auf Kristall und
Spaltflächen.
5–6
vollkommen nach der Längsachse, Winkel des
Spaltkörpers 124o
3,0 bis 3,4 g/cm3
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Amphibole sind wichtige Gemengteile in magmatischen (und metamorphen) Gesteinen. Die am weitesten
verbreitete Vertreterin der Gruppe der Amphibole ist die Hornblende. Auffälligstes Kennzeichen sind zwei
Spaltsysteme, deren Spaltrisse sich mit einem Winkel von 124° kreuzen (Abb. I.7. a). Idiomorphe Kristalle
haben drei Kopfflächen.
Abb. I.8: a) Amphibolkristall und Ausrichtung der zwei Spaltsysteme (124°Winkel); b) Pyroxenkristall mit angedeuteter
Spaltbarkeit (87°); beides im Kopfschnitt.
a.) Amphibol
b.) Pyroxen
Pyroxene
Eigenschaften
Pyroxene
chemische Formel
allgemeine Formel
XY Si2O6
mit X (+, 2+); Y (2+, 3+)
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Augit
(Na, Ca) (Mg, Fe, Al) (Al, Si)2O6
grün, dunkelbraun bis schwarz, matter Glanz
kurzsäulig mit 8-seitigem Umriß, idiomorph bis
hypidiomorph,
6
vollkommen (110), Winkel des Spaltkörpers 87o
3,2 bis 3,6 g/cm3
Pyroxene sind wichtige Gemengteile der dunklen, basischen Magmatite, vor allem der Gabbros und
Peridotite. Sie lassen sich in Orthopyroxene (Mg, Fe) und Klinopyroxene (Ca, Mg, Fe) einteilen.
Orthopyroxene wie der Enstatit Mg2[Si2O6] oder Hypersten MgFe[Si2O6] können gleichzeitig neben den Cahaltigen Klinopyroxenen wie Augit (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Al, Si)2O6] und Diopsid Ca(Mg,Fe) [Si2O6]
auftreten. Augite ist typisch für Vulkanite, Diopsid für Plutonite.
16
Die Pyroxene weisen zwei Spaltsysteme auf. Die Spaltrisse kreuzen sich mit einem Winkel von 87° (Abb.
I.7. b). Pyroxene bilden kurze Säulen, Amphibole dagegen meist lange. Idiomorphe Pyroxene haben zwei
Kopfflächen. Chemisch gesehen sind Pyroxene den Amphibolen ähnlich. Kristallographisch zeichnen Sie
sich durch kürzere Silikatketten (Einfachketten) und fehlende OH-Gruppen aus („trockenen Minerale“).
Olivin
Eigenschaften
Olivin
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
(Mg,Fe)2 SiO4
oliv- bis flaschengrün, durchscheinend, glasglänzend
Körnig
6 ½ bis 7
schlecht, muscheliger Bruch
3,2 bis 4,3 g/cm3
Olivin ist ein Hauptbestandteil der ultrabasischen Magmatite (Peridotite) des Oberen Mantels, tritt aber auch
in Basalten und Gabbros auf. Er ist ein Frühkristallisat, d.h. er scheidet sich früh aus der Schmelze aus.
Sinken die neugebildeten Olivinkristalle aufgrund ihrer hohen Dichte in der Magmakammer ab, so bildet
sich ein Bodensatz, der fast ausschließlich aus Olivin besteht (Olivin-Kumulat). Aus der Tiefe nachströmendes Magma kann Teile dieses Kumulats mitreißen, so dass Olivinknollen als Fremdgesteinseinschlüsse (Xenolithe) in basaltischen Laven auftreten.
Quarz und Olivin können nicht gemeinsam vorkommen, da Olivin ein Kieselsäure-(SiO2-) Defizit aufweist
und mit überschüssigem SiO2 zu Pyroxen reagieren würde. Durchsichtiger, klarer Olivin wird als
Halbedelstein (Peridot) gehandelt.
17
Quarz
Quarz
SiO2
Mineralgruppe Mineral
Feldspäte
Foide
Glimmer
Amphibole
Pyroxene
Olivin
körnig,
kurzsäulig
Habitus
Farbe
6
7
Härte
sehr gut
2 Spaltsysteme
keine
muscheliger Bruch
Spaltbarkeit
muscheliger Bruch, große Härte, glasig,
fettartiger Glanz
(1) vulkanisch, (2) Gänge
Karlsbader Zwillinge (3)
große Härte, Spaltbarkeit
Erkennungsmerkmale
6
Viellingsbildung (4)
große Härte, Spaltbarkeit
5 ½ bis 6 keine
gut
sehr gut
vollkommen
5 ½ bis 6 keine
muscheliger Bruch
vollkommen
2 bis 3
6
6 ½ bis 7 unvollkommen
muscheliger Bruch
Farbe,
Glasglanz (10)
Kristallform in Vulkaniten (5), xenomorph
in Plutoniten
nur in Vulkaniten
idiomorph (6)
Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7),
Lackglanz, Farbe, nie in Vulkaniten
Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7),
Lackglanz, Farbe
Spaltwinkel ca. 124o
sechsseitiger Umriß
drei Kopfflächen (8), oft langsäulig
Spaltwinkel ca. 87o
achtseitiger Umriß
zwei Kopfflächen (9)
sehr gut
2 Spaltsysteme
farblos
grau, weißlich
unspezifisch
weiß, oft rötlich
tafelig,
körnig
farblos, silbrig
weiß,.grau
hellbraun
farblos, weißlich
leistenförmi weiß, grau
g, tafelig
kurzsäulig
körnig,
kugelig
blättrig
blättrig
dunkel, grün,
z.t. bronzefarben
schwarz, braun; ver- 2 bis 3
wittert goldbraun
dunkel
5 bis 6
kurzsäulig
grün
stengelig,
säulig
körnig
Abb.I.9:Die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale magmatischer Gesteine.
Alkalifeldspat
KAlSi3O8 (Orthoklas) NaAlSi3O8 (Albit)
Plagioklas
NaAlSi3O8, (Albit) CaAl2Si2O8 (Anorthit)
Nephelin
NaAlSiO4
Leucit
KAlSi2O6,
Muskovit
KAl2[AlSi3O10] (OH)2
Biotit
K(Mg,Fe)3[AlSi3O10] (OH)2
Hornblende
(Ca, Na)2-3 (Mg, Fe, Al)5 [Si6
(Si, Al)2 O22] (OH)2
Augit
(Na, Ca)(Mg, Fe, Al) [(Si,
Al)2O6]
Bronzit (Mg, Fe)2[Si2O6]
Olivin
(Mg,Fe)2 [SiO4]
18
I. 3. Atomarer Aufbau der Minerale
Der Grundbaustein der Silikate bildet ein Tetraeder (SiO4)4-, bei dem 4 große Sauerstoffatome (O2-) um ein
kleines Siliziumatom (Si4+) angeordnet sind. Dieses Tetraeder bildet als Ganzes ein Anion mit vier negativen
Ladungen, die nun durch vier positive Ladungen ausgeglichen werden müssen, um ein elektrisch neutrales
Mineral zu bilden. Durch unterschiedliche Bindungsarten der Tetraeder werden so unterschiedliche, aber
regelmäßig auftretende Kristallstrukturen der Silikate ermöglicht:
Zum einen werden weitere Kationen an ein Tetraeder gebunden (z.B. Inselsilikate: Durch den Einbau zweier
Kationen des Magnesiums (Mg2+) entsteht der Olivin: Mg2(SiO4)). Bei der Verknüpfung von zwei oder mehr
Tetraedern über Sauerstoffbrücken-Bindungen (Gruppen- und Gerüstsilikate) teilen sich zwei Tetraeder
jeweils ein Sauerstoffatom. Im selten auftretenden Fall der Gruppensilikate findet eine Bindung von 2
einzelnen Tetraedern über eine Ecke statt. Daraus entsteht z.B. der Melilith Ca2Al(AlSiO7). Bei reinem
Quarz (SiO2) handelt es sich kristallographisch gesehen ebenfalls um Tetraeder, die aber nur durch
Sauerstoffbrücken miteinander verbunden sind. Das bedeutet, dass ein Tetraeder an allen vier Ecken mit
weiteren Tetraedern verbunden ist und sich jeweils ein benachbartes Sauerstoffatom teilt.
Kursfragen (1) "Gesteinsbildende Minerale magmatischer Gesteine"
Was sind Gesteine?
Was ist Gefüge?
Was heißt isotrop?
Wie definieren sich die drei großen Gruppen der Gesteine?
Welches sind die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale der Erdkruste?
Was ist ein Mineral, was ein Kristall?
Welche Kriterien können zur Bestimmung von Mineralen herangezogen werden?
Welche Spaltbarkeit und Härte weist Quarz auf?
Welche Quarzmodifikationen kennen Sie und unter welchen Bedingungen sind diese stabil?
Was ist eine Mischreihe?
Zeichnen Sie das Feldspatdreieck und ordnen Sie die Minerale einzelnen Gesteinen zu.
Erläutern Sie die Erkennungsmerkmale der Feldspäte.
Welche Verzwilligungen treten bei den Felspäten auf?
Welches sind die hellen und dunklen Minerale ?
Was drückt sich in den hellen und dunklen Mineralen bezüglich des Chemismus aus ?
Wie unterscheiden sich Amphibole und Pyroxene voneinander?
Was sind Foide und in welchen Gesteinen treten Sie auf?
Welche Elemente können sich gegenseitig im Kristallgitter ersetzen? Nennen Sie Beispiele!
19
II. MAGMATISCHE GESTEINE
II. 1. Entstehung magmatischer Gesteine
Magmatite sind Gesteine, die aus einer Schmelze (Magma) erstarrt sind. Schmelzen bestehen im allgemeinen
aus einer festen Phase (Kristallen) und einer flüssigen Phase, in der eine Gasphase gelöst ist. Schmelzen
bilden sich zum einen im Oberen Erdmantel durch Druckverminderung in aufsteigenden Mantelströmen
(Mittelozeanische Rücken, Heiße Flecken) oder durch Zufuhr von Fluiden, (i.w. H2O,) im Bereich von
Subduktionszonen, zum anderen in der tieferen kontinentalen Kruste durch erhöhte Wärme bei der
Regionalmetamorphose.
Der Aufstieg einer Schmelze erfolgt meist wegen der geringeren Dichte der Schmelze gegenüber dem
umgebenden oder überlagernden Gestein. Im oberen Bereich der Kruste wird die Entbindung einer Gasphase
durch den abnehmenden lithostatischen Überlagerungsdruck zur eigentlichen treibenden Kraft eines
Vulkanausbruchs. Die Aufstiegswege für Schmelzen sind meist tektonisch vorgezeichnet.
Magmatite entstehen auf der Erde im wesentlichen in drei Bereichen (Abb. II.1):
•
•
•
Mittelozeanische Rücken: Durch Druckentlastung der aufsteigenden Asthenosphäre bilden sich
tholeiitische Basaltschmelzen und bauen die ozeanische Kruste auf.
Subduktionszonen: Die abtauchende ozeanische Kruste wird bei der Hochdruckmetamorphose (s. Kap.
IV.4.) dehydriert. Die Fluide setzen den Schmelzpunkt im darüberliegenden Asthenosphärenkeil herab,
so dass sich kalk-alkalische, meist andesitische Schmelzen bilden können. Der erhöhte Wärmefluss führt
zur teilweisen Aufschmelzung (Anatexis) überlagernder kontinentaler Kruste und zur Bildung saurer
Magmen. Auch die Krustenverdickung im Bereich von Kontinent-Kontinent-Kollisionszonen führt zur
Anatexis kontinentaler Kruste.
Intraplattenbereich: Im Bereich von kontinentalen Grabenbrüchen und über Heißen Flecken finden
sich im Vergleich zu Mittelozeanischen Rücken und Subduktionszonen geringe Volumina von
Magmatiten mit einer charakteristischen chemischen Zusammensetzung, meist alkalischen Magmatiten.
kalkalkalische
Magmen
Pazifik
Südamerika
Aktiver
Aktiver
Kontinentalrand
Kontinentrand
Passiver
Passiver
Kontinentalrand
Kontinentrand
subduzierte ozeanische
Kruste
tholeiitische
Magmen
alkalische
Magmen
Atlantik
Afrika
Mittelozeanischer
Mittelozeanischer
Rücken
Rücken
Hot spot
Hot Spot
Indischer
Ozean
Grabenbruch
Grabenbruch
(Rift)
(Rift)
kontinentale Kruste
ozeanische Kruste
Basis Lithosphäre
Bewegungsrichtung der
Krustenblöcke
Abb. II.1: Magmatismus und Plattentektonik: Ozeanische Kruste wird an den Mittelozeanischen Rücken gebildet und in
den Subduktionszonen verschluckt. Die mit den Plattenbewegungen einhergehenden Prozesse sind für die Bildung von
Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung verantwortlich. Tholeiitische Basaltmagmen bilden sich an den
Mittelozeanischen Rücken. An den Subduktionszonen wird die Bildung kalk-alkalischer Magmen ausgelöst, die für
Aktive Kontinentränder und Inselbögen typisch sind. Alkalische Magmen herrschen in kontinentalen Grabenbrüchen
vor, die ein Vorstadium zur Öffnung eines Ozeans bilden können. Heiße Flecken sind Manteldiapire, die von Magmen
meist alkalischer Zusammensetzung aus großer Manteltiefe gespeist werden. Sie können im ozeanischen wie im
kontinentalen Bereich auftreten (aus Frisch & Loeschke, 1993).
20
Für den Ort, an dem die Schmelze erstarrt, gibt
es prinzipiell drei Möglichkeiten (Abb. II.2):
•
•
•
Das Magma erstarrt in der Kruste und bildet
einen Plutonit (Tiefengestein, Intrusivgestein);
das Magma erreicht die Erdoberfläche, die
austretende Lava bildet einen Vulkanit
(Ergußgestein, Extrusiv- oder Effusivgestein);
das Magma bleibt in einem Gang, einem
spaltenförmigen Zufuhrweg an die Oberfläche, oder einem vulkanischen Schlot
stecken (Ganggestein).
Effusivgesteine
rasche
Abkühlung,
kleine Kristalle
Lava und
Asche
Vulkanite
Subvulkanite
magmatische
Gänge
Magmatische Intrusion
Intrusivgesteine:
langsame
Abkühlung,
große Kristalle
Magmakammer
Ganggesteine
Plutonite
Abb. II.2: Gesteinstypen der Magmatite (nach Press &
Siever 1995)
Aus ein und demselben Magma können also mehrere unterschiedliche Gesteinstypen entstehen. Sie
unterscheiden sich durch das Gefüge, während sie chemisch sehr ähnlich sein können. Plutonite sind generell
vollständig auskristallisiert (holokristallin) und grobkörnig, da sie in der Erdkruste steckenbleiben und
langsam abkühlen (z.B. Gabbro). Die Minerale haben Zeit auszukristallisieren. Vulkanite zeigen dagegen
eine dichte bis glasige Matrix („Grundmasse“), da sie an der Erdoberfläche rasch erkalten oder im Wasser
abgeschreckt werden (z.B. Basalt). Die Schmelzphase hat keine Zeit, Kristalle zu bilden. Die in Vulkaniten
häufig zu beobachtenden idiomorphe Großkristalle („Einsprenglinge“) sind in der Tiefe entstanden und
wurden mittransportiert.
Dringt Magma in eine Spalte (Gang) oder in eine Schichtfuge ein (Lagergang oder Sill), so wird das
entstehende Gestein als Ganggestein bezeichnet (Abb. II.2). Ganggesteine besitzen eine Zwitterstellung
zwischen Vulkaniten und Plutoniten. Sind die holokristallin, besitzen aber aufgrund der relativ raschen
Abkühlung häufig ein feinkörniges Gefüge (Ausnahme: Pegmatite; siehe unten).
Abb. II.3: Blockschema verschiedener magmatischer Körper (umgezeichnet nach Hohl 1985, S. 199).
21
II. 2. Gefüge magmatischer Gesteine
Plutonite
Plutonite erstarren unter der Erdoberfläche (meist in 2-30 km Tiefe). Die Erstarrung findet unter dem
lithostatischen (allseitigen) Druck der auflagernden Gesteine statt. Die langsame Abkühlung (je nach
Umgebungstemperatur und Größe des Körpers bis zu Jahrmillionen) ermöglicht das Größenwachstum der
Kristalle. Es bildet sich eine charakteristische Ausscheidungsabfolge der Minerale je nach ihrer
Schmelztemperatur aus, häufig nach dem Schema: Erze (z.B. Magnetit Fe3O4) dunkle Minerale (Olivin,
Pyroxen, Amphibol, Biotit) Feldspäte Quarz. Die Auskristallisation erfolgt über ein großes
Temperaturintervall. Die Temperatur, oberhalb derer keine Kristalle in der Schmelze vorhanden sind, wird
Liquidustemperatur genannt. Die Temperatur, unterhalb der die Schmelze vollständig auskristallisiert ist,
heißt Solidustemperatur. Die Solidustemperatur der meisten Schmelzen liegt zwischen 1200 und 650 °C.
An das Stadium der Schmelze (liquid-magmatisches Stadium) kann sich, vorwiegend bei granitischen
Plutonen, das pegmatitisch-pneumatolytische Stadium (650-400°C) anschließen. In diesem Stadium der
Abkühlung erfahren Ganggesteine im Dach von Plutonen unter starker Einwirkung von Fluiden ein
Größenwachstum, es bilden sich Pegmatite. Die leichtflüchtigen Bestandteile der Restschmelze (H2O, CO2
etc.) sind reich an Elementen, die aufgrund ihrer großen Ionenradien und/oder Ladung nicht in die Minerale
der Hauptkristallisation eingebaut werden können (Li, Be, U etc.). Es entstehen groß- bis riesenkristalline
Aggregate von Quarz, Feldspat, Glimmer (auch Li-Glimmer), Turmalin, Beryll, Wolframit etc.. Pegmatite
sind als Lagerstätten vieler seltener Elemente von wirtschaftlicher Bedeutung. An das pneumatolytische
Stadium schließen sich mehrere hydrothermale Stadien (<400°C) mit absteigender Temperatur an. Es werden
Gänge gebildet, die meist aus Quarz und später auch Karbonat bestehen. Sie sind ebenfalls Träger
bedeutender Element- und Mineralanreicherungen (z.B. Gold-Quarz-Gänge der Hohen Tauern; Silber- und
Kupfererzgänge im Schwarzwald).
Die langsame Abkühlung führt zu folgenden Gefügen:
• Mittel- bis grobkörniges Gefüge: Für Plutonite sind richtungslose Gefüge typisch, an den Rändern
eines Plutons kommt es manchmal durch Fließen zur Einregelung von Kristallen, z.B. großen
Feldspäten. Plutonite besitzen keine Blasenhohlräume und auch kein Glas, d.h. sie sind holokristallin.
Die Korngröße liegt im mm- bis cm- Bereich.
• Porphyrisches Gefüge: In Plutoniten können auch zwei unterschiedliche Mineral-Korngrößen
vorkommen, die dem Gestein ein porphyrisches Aussehen geben (bimodale Korngrößenverteilung). Dies
deutet auf eine Zweiphasigkeit im Abkühlungsprozeß hin. Am häufigsten sind porphyrische Granite, bei
denen Alkalifeldspäte viele Zentimeter groß werden, der übrige Mineralbestand aber Körner <1 cm
bildet.
• Pegmatitisches Gefüge: Ein Gefüge, das nur in Pegmatiten auftritt. Dies sind groß- bis riesenkörnige
Ganggesteine. Die Größe der Minerale erreicht mehrere Zentimeter oder sogar Meter. Die großen
Minerale werden in Restschmelzen durch die Aktivität der reichlich vorhandenen Fluide gebildet, die als
Transportmittel von Ionen fungieren.
• Aplitisches Gefüge: Aplite sind Ganggesteine mit geriner Korngröße (oft um 1 mm). Sie sind arm an
Fluiden und erstarren rasch. Aplite und Pegmatite haben meist granitische Zusammmensetzung.
• Ophitisches Gefüge: Regellos angeordnete lange Plagioklasleisten werden von Pyroxenen teilweise
umschlossen. Dieses Gefüge ist tyisch für Dolerite, das sind Ganggesteine mit basaltischer
Zusammensetzung.
Vulkanite
Vulkanite bilden sich durch rasche Erstarrung einer Schmelze an der Erdoberfläche. In der Regel ist das
Magma ein 'Brei' aus Kristallen und einer flüssigen Phase, einschließlich der in ihr gelösten Gasphase. Das
Magma befindet sich also, wenn es die Erdoberfläche erreicht, zwischen der Liquidus- und der
Solidustemperatur. Lava ist entgastes Magma, das die Erdoberfläche erreicht hat. Die rasche Abkühlung
verhindert ein Größenwachstum weiterer Kristalle. Zum Teil wird die geförderte flüssige Phase so schnell
abgeschreckt, dass sich keine Kristalle bilden können, sondern sich Gesteinsglas bildet. Gesteinsglas ist
22
instabil und wird im Verlauf der Jahrmillionen zu einem feinkörnigen Gemenge aus Mineralen
umgewandelt, das sich allmählich vergröbert (Entglasung oder Devitrifizierung).
Man unterscheidet Laven (ausgeflossenes Material) uns Tuffe (Pyroklastika; ausgeworfenes Material). Tuffe
entstehen durch explosionsartige Ausbrüche gasreicher Schmelzen an Land (in großen Wassertiefen
verhindert der Wasserdruck solche Ausbrüche, doch können Aschenwolken über dem Meer abregnen und
marine Tuffablagerungen erzeugen).
Die rasche Abkühlung führt zu einer Reihe charakteristischer Gefüge in Laven:
• Glasiges (hyalines) Gefüge: Viele Vulkanite weisen Glas in ihrer Grundmasse auf. Es gibt jedoch auch
Gesteine, die ausschließlich aus Glas bestehen. Die Temperatur des Magmas lag dann, als es die
Erdoberfläche erreicht hatte, über der Liquidustemperatur („überhitztes Magma“). Ein solches Gestein
wird Obsidian genannt, wenn es rhyolitische Zusammensetzung hat. Es ist oft schwarz, sehr hart, an den
Kanten durchscheinend und zeigt einen muscheligen Bruch.
• Feinkörniges bis dichtes Gefüge: Die Einzelbestandteile sind mit dem bloßen Auge nicht auflösbar
(häufig durch Entglasung entstanden).
• Variolitisches Gefüge: In Gesteinsglas können erste Entglasungserscheinungen Variolen („Pocken“)
erzeugen. Es sind dies radialstrahlige Mineralaggregate, die kugelförmige Gebilde von mehreren mm bis
wenigen cm Durchmesser bilden.
• Porphyrisches Gefüge: Das Magma befand sich, als es die Erdoberfläche erreichte, zwischen der
Liquidus- und der Solidustemperatur. Folglich liegen in einer feinkörnigen bis dichten oder glasigen
Grundmasse große, idiomorphe Kristalle vor, die als Einsprenglinge bezeichnet werden.
• Blasiges Gefüge: Durch die Entbindung der Gasphase treten Blasenhohlräume auf. Ein Gestein, das wie
ein Schwamm aus unzähligen Blasenhohlräumen besteht, die nur durch dünne, glasige Wände
voneinander getrennt sind, wird als Bimsstein bezeichnet. Hohe Gasanteile im zähen Magma, die vor
dem Ausbruch nicht entweichen können, sind vor allem für rhyolithische Schmelzen typisch.
Blasenhohlräume können sekundär durch zirkulierende Wässer mit Quarz, Kalzit (CaCO3) oder den
feldspatähnlichen Zeolithen ausgefüllt werden. Ein solches Gestein wird als Melaphyr oder Mandelstein
bezeichnet. Melaphyre haben eine basaltische Zusammensetzung.
• Fluidalgefüge: In besonders zähen (SiO2-reichen), Vulkaniten bildet sich häufig ein Fluidal- oder
Fließgefüge aus. Das Gestein ist fein gebändert und schlierig verfaltet. Eventuell vorhandene
Einsprenglinge werden von der zähen Grundmasse umflossen und eingeregelt. Da diese sauren (= SiO2reichen) Vulkanite im Gegensatz zu basischen (= SiO2-armen) Laven an der Oberfläche nicht fließen
können, wird eine Ablagerung innerhalb einer Glutwolke angenommen, aus der sich die flüssigen
Tropfen abscheiden. Die dafür benötigte hohe Temperatur oberhalb der Schmelztemperatur über einen
Zeitraum von Tagen ist typisch für besonders große Ausbrüche der sogenannten Riesencalderen.
Gefüge in pyroklastischen Gesteinen
•
•
•
•
Geschichtete Tuffe: Da Tuffe durch Absinken von Aschepartikeln an Land oder im Meer entstehen,
weisen sie häufig eine feine Schichtung (ähnlich vielen Sedimentgesteinen) auf. Manche Tufflagen sind
auch massig und unstrukturiert. Vermischen sich im marinen Milieu Aschenablagerungen mit
Sedimentpartikeln, spricht man von Tuffit. Tuffe, die idiomorphe Einsprenglingskristalle enthalten,
werden Kristalltuffe genannt; solche die mm-große Partikel („Lapilli“, ital. Steinchen) enthalten,
Lapillituffe.
Ignimbritisches Gefüge: Ignimbrit („Feuerregen“) ist die Bezeichnung für ein pyroklastisches Gestein,
das aus viele hundert Grad heißen Glutwolken (Asche–Gas–Gemengen) abgelagert wird. In einem
Ereignis können bis über 1 m mächtige Lagen entstehen. Aschepartikel und Bimssteinbrocken werden
bei den hohen Temperaturen miteinander verschweißt („Schweißtuff“ als Synonym für Ignimbrit). Die
noch weichen Bimssteine kollabieren unter dem Druck der Lage zu langgestreckten Flasern, die dem
Gestein eine charakteristische Flammenstruktur verleihen. Typisch für gasreiche rhyolithische Magmen.
Agglomerat (Schlotbrekzie): Agglomerate bestehen aus eckigen, cm- bis dm- großen vulkanischen
Komponenten, die bei einem explosiven Ausbruch aus dem bereits erkalteten Gesteinen am Schlotrand
heraus gebrochen werden und in den Krater zurückstürzen oder nahe des Kraterrandes abgelagert
werden.
Lahar: Ascheausbrüchen folgt häufig ein Starkegen, da die Staubpartikel als Kondensationspunkte für
Wasserdampf wirken. Die lockeren Aschen an den steilen Flanken eines Stratovulkans werden dann vom
23
Wasser weggespült und bilden Schlammströme, die bis hausgroße Gesteinsblöcke mitreißen können.
Diese Lahare sind durch eine chaotische Lagerung und unterschiedlich große Komponenten in einer
feinen Matrix gekennzeichnet.
II. 3. Bildung magmatischer Gesteine
Magmen bilden sich primär durch die teilweise Aufschmelzung des Oberen Erdmantels (basaltische
Schmelzen: SiO2 um 50 Gewichts-%) oder der kontinentalen Kruste (granitische Schmelzen: SiO2 um 70
Gewichts-%). Daher sind Basalte und Granite die häufigsten magmatischen Gesteine.
Für die Bildung anderer Zusammensetzungen gibt es neben der Aufnahme von Nebengestein (Assimilation)
oder des Element-Austausches mit dem Nebengestein (Kontamination) den Mechanismus der gravitativen
Kristallisationsdifferentiation: Die Kristallisation eines Magmas erfolgt über ein größeres
Temperaturintervall mit einer charakteristischen Ausscheidungsabfolge von Mineralen. In einer
Magmakammer mit gabbroider Schmelze können die gebildeten Frühkristallisate (Olivin, Pyroxen)
gravitativ absinken und einen lagigen 'Bodensatz' bilden, der Kumulat genannt wird. Die Restschmelze wird
durch diesen Prozess an SiO2 angereichert, d.h. sie wird zunehmend saurer. So kann z.B. durch 80 %-ige
Auskristallisation einer basaltischen Schmelze ein andesitisch-dazitisches Restmagma entstehen. Durch die
weitere Kristallisation wird die Restschmelze weiter mit SiO2 angereichert, so dass die Schmelze bis zu einer
rhyolithischen Zusammensetzung differenzieren kann (Abb. II.4). Die dunklen (mafischen) Minerale bauen
sukzessiv mehr SiO2 und OH-Gruppen in ihr Kristallgitter ein (von Olivin und Pyroxen über Amphibol zu
Biotit). Pagioklas zeigt abnehmenden Ca-Gehalt (Ca wird bei höheren Temperaturen in den Plagioklas
leichter eingebaut). Die Anreicherung an SiO2 hat die verstärkte Bildung heller Minerale (Alkalifeldspat, Nareicher Plagioklas, Quarz) zur Folge, so dass die Gesteine immer heller werden. Diese Anreicherung von
hellen Mineralen mit voranschreitender Differentiation spiegelt sich in der Farbzahl M (für Mafite) der
Gesteine wider.
Abb.II.4 links: Stark
vereinfachtes Beispiel für die
Differentiation von Schmelze
in einer Magmakammer.
Dargestellt ist ein
basaltisches Stammmagma,
das in eine Magmakammer
aufsteigt. Während des
Aufstiegs kommt es zur
Differentiation des Magmas
bei gleichzeitiger Abkühlung.
Abb.II.4 rechts: In die
kontinentale Kruste
eindringendes basaltisches
Magma wird durch
Assimilation und
Kontamination verändert. Es
kann in der Magmakammer
längere Zeit verweilen, bis es
durch Überdruck entlang von
Störungen oder schon
vorhandenen Förderschloten
an die Erdoberfläche
transportiert wird und einen
Vulkan aufbaut.
24
SiO2-Gehalt (Gew.-%)
>65
sauer
53-65
intermediär
45-53
basisch
<45
ultrabasisch
Farbzahl M
0-20
leukokrat
⇑
(hell)
⇓
90-100
felsisch
mafisch
melanokrat
(dunkel)
ultramafisch
K-, Na-reich
⇑
⇓
Mg-, Fe-reich
Tab.II.1: Gruppierung magmatischer Gesteine nach SiO2-Gehalt
Abb. II.5: Vereinfachte Übersicht der Erstarrungsgesteine nach Rösler (1984). Die Darstellung gibt die Verteilung der
jeweiligen Minerale in Vol. % an. Im Farbvergleich zu dem gesuchten Gestein läßt sich dadurch eine erste Abschätzung
des Gesteins in hell-dunkel (mafisch - felsisch) und den vermutlich enthaltenen Mineralen machen.
Mit Hilfe geochemischer Analyseverfahren werden im Labor die Gesteine auf ihre chemische
Zusammensetzung untersucht. Der genaue Anteil der wichtigsten Elemente wird in Gew.% der Oxide
ausgedrückt (SiO2, Al2O3, Na2O, K2O, CaO, FeO und MgO). Die Gesteine können über den SiO2-Gehalt in
ultrabasisch (<45 % SiO2), basisch (45-53 %), intermediär (53-65 %) und sauer (>65 %) unterteilt werden
(Tab. II.1).
25
II. 4. Nomenklatur magmatischer Gesteine
Die Klassifizierung der magmatischen Gesteine erfolgt durch ein einfaches Schema im sogenannten
'Streckeisen-Doppeldreieck'. In diewerden nur die 'hellen' Minerale berücksichtigt, d.h. Quarz (Q),
Alkalifeldspat (A), Plagioklas (P) und Feldspatvertreter (F). Es wird auf Gesteine mit weniger als 90 %
dunklen Mineralen (Mafiten) bzw. mindestens 10 % hellen Mineralen angewandt (M<90).
Abb. II.6: Streckeisen-Diagramme für Plutonite und Vulkanite nach LeMaitre (1989). A: Alkalifeldspat, Q:
Quarz, P: Plagioklas (An > 05), F: Feldspatvertreter (Foide).
Es gibt je ein Streckeisen-Diagramm für Plutonite und Vulkanite (Abb. II.6). Tatsächlich handelt es sich
jeweils um zwei selbständige Dreiecke, die die AP-Linie gemeinsam haben. Als dritter Gemengteil kann
Quarz oder Feldspatvertreter hinzukommen. Da Feldspatvertreter SiO2-untersättigt sind, kommen sie nie
zusammen mit Quarz vor. Für die Darstellung im Dreiecksdiagramm müssen die hellen Gemengteile auf
100% umgerechnet werden.
Plutonite können i.d.R. durch bloße Betrachtung des
Handstücks und Abschätzung des Gehalts an hellen
Gemengteilen bestimmt werden. Sie sind so
grobkörnig, dass sich ihr Mineralbestand mit bloßem
Auge annähernd quantifizieren läßt. Bei der
Bestimmung von Vulkaniten helfen dagegen die
Einsprenglinge, Gefügemerkmale und auch die Farbe
weiter.
Abb. II.7: Nomenklatur ultramafischer
Plutonite. Peridotite kommen vor allem im
Oberen Mantel vor.
26
Plutonite
M 90-100
Folgende Faustregeln helfen bei Vulkaniten weiter:
• Tritt ein Mineral als Einsprengling auf, so ist es auch in der Grundmasse häufig.
• Die Gesteine, die in den Streckeisen-Diagrammen links und oben stehen (saure Gesteine), sind heller, als
die Gesteine rechts und unten (basische Gesteine). Je saurer ein Magmatit ist, desto mehr Wasser enthält
gewöhnlich das Magma, so dass sich eher wasserhaltige Minerale wie Glimmer und Amphibole bilden
können. Je basischer ein Magmatit, desto trockener ist das Magma, so dass sich eher wasserfreie
Minerale bilden wie Pyroxen und Olivin.
Gesteine, die über 90 % dunkle (mafische) Minerale enthalten, werden ultramafisch genannt. Sie können
nicht über die hellen Gemengteile klassifiziert werden. Hier ist meist das Verhältnis von Olivin zu Pyroxen
für die Nomenklatur entscheidend (Abb. II.7). Ultramafische Vulkanite treten fast auschließlich im
Archaikum auf und werde Komatiite genannt.
II. 5. Petrographie der magmatischen Gesteine
Die Magmatite werden nach petrographischen Kriterien in drei Gruppe eingeteilt:
•
•
•
Tholeiitische Magmatite
Kalk-alkalische Magmatite
Alkalische Magmatite
subalkalische Magmatite
Die tholeiitischen und kalk-alkalischen Magmatite werden auch als subalkalisch bezeichnet. Sie sind
quarzführend oder differenzieren zu quarzführenden Gesteinen.
a) Tholeiitische Gesteine sind typisch für Mittelozeanische Rücken und kommen darüber hinaus auch im
Intraplattenbereich (z.B. Hawaii) und selten über Subduktionszonen vor.
b) Kalk-alkalische Gesteine sind typisch für Inselbögen und aktive Kontinentränder (subduktionsgebundener
Magmatismus). Sie zeichnen sich durch einen hohen Wassergehalt aus. Kalk-alkalische Magmen entstehen
auch bei Kontinent-Kontinen-Kollisionen und Aufschmelzung kontinentaler Kruste (Anatexis).
c) Die alkalischen Magmatite enthalten häufig
Feldspatvertreter (SiO2-untersättigte Gesteine) und
liegen dann im unteren Dreieck. Alkaligesteine mit
Quarz liegen nahe an der AQ-Seite des oberen
Dreiecks und führen alkalische (Na-reiche) Pyroxene
oder Amphibole.
Alkaligesteine haben einen Überschuss an Alkalien
(Na, K) gegenüber SiO2 und/oder Al2O3. Sie sind
durch das Auftreten von Feldspatvertretern und/oder
Alkali-Pyroxenen und -Amphibolen gekennzeichnet
und treten im Intraplattenbereich, kontinentalen
Riftzonen oder über Heißen Flecken auf.
Abb.II.8: Verschiedene Differentiationstrends im Streckeisendiagramm
27
Subalkali-Gesteine
Granit (P, Plutonit)
Granit (von lat. granum: Korn) ist ein heller Plutonit, mittel- bis grobkörnig, richtungslos-körnig. Er besteht
hauptsächlich aus Quarz, Alkalifeldspat und Plagioklas zu ungefähr gleichen Teilen. Untergeordnet kommt
meist Biotit hinzu. Neben Biotit kann auch Muskovit auftreten. Solche Granite heißen dann Zweiglimmergranite. Sie entstehen durch teilweise Aufschmelzung (Anatexis) der kontinentalen Kruste (S-TypGranite, S von 'sedimentary', ein Hinweis auf das sedimentäre Ausgangsgestein, welches aufgeschmolzen
wurde). Die Anatexis kontinentaler Kruste ist der häufigste Vorgang der Granitbildung. Daneben gibt es aber
auch die Möglichkeit, granitische Schmelzen durch Differenzierung aus basischeren Schmelzen über
Subduktionszonen zu erzeugen (I-Typ-Granite, I von 'igneous'; Muskovit-freie Granite bzw. meist Granodiorite). Biotit und Muskovit sind meist idiomorph, Feldspäte hypidiomorph bis idiomorph und Quarz
xenomorph ausgebildet. Große idiomorphe Alkalifeldspäte können dem Gestein ein porphyrisches Gefüge
verleihen. Granite und Granodiorite sind die häufigsten Plutonite der kontinentalen Kruste (90-95 %). Sie
sind in allen Gebirgen häufig.
Der Begriff „Granitoid“ ist ein Sammelbegriff aller plutonischen Gesteine mit 20-60 % Quarzanteil an den
hellen Gemengteilen (= granitische Gesteine i.w.S.).
Technische Verwendung: Aufgrund oft senkrecht aufeinanderstehender Kluftsysteme werden die Granite als
Naturwerksteine, Pflastersteine oder sonstige Ornamentsteine verwendet. An granitoide Gesteine sind viele
wichtige hydrothermale Lagerstätten (Cu, Mo, Sn, U etc.) gebunden. Feinkörnige, granitische Ganggesteine
werden Aplite genannt, sehr grobkörnige Pegmatite.
Rhyolith (V, Vulkanit)
Rhyolith (von griech. rheo: fließen) ist das vulkanische Äquivalent zum Granit. Er ist ein heller, oft auch
roter Vulkanit, der meist reich an Quarz-Einsprenglingen ist. Es treten auch Plagioklas- und AlkalifeldspatEinsprenglinge zusammen mit Biotit (nie Muskovit) auf. Die Grundmasse ist mikrokristallin bis glasig, oft
mit einem Fluidalgefüge, da die rhyolithische Schmelze besonders zähflüssig ist. Der Glasanteil im Rhyolith
ist oft erheblich, so gibt es holohyaline (d.h. gänzlich aus Glas bestehende) Rhyolithe (Obsidian). Auch der
blasig aufgeschäumte Bimsstein hat meist eine rhyolithische Zusammensetzung.
Rhyolithe entstehen wie Granite meist durch Aufschmelzung der kontinentalen Kruste, vor allem im Bereich
von aktiven Kontinenträndern.
Ignimbrite (von lat. ignis: Feuer, imber: Regen) sind pyroklastische Gesteine von meist rhyolithischer
Zusammensetzung. Sie bestehen aus mehr oder minder stark miteinander verschweißten Asche-, Glas-,
Gesteinsbruchstücken und Bimsfragmenten. Letztere als zusammengedrückte Komponenten sind typisch für
Ignimbrite (Flammengefüge). Ignimbrite sind Ablagerungen pyroklastischer Ströme, wie sie bei GlutwolkenEruptionen auftreten. Durch Explosion und plötzliches Freiwerden der in der zähen Schmelze gelösten Gase
entsteht eine hochmobile Suspension von heißen Gasen, Tropfen von Schmelze und Gesteinsmaterial, die
sich rasch hangabwärts bewegt, sich über große Areale ausbreiten kann und als Ignimbrit abgelagert wird.
In Europa treten sie verbreitet im spätkollisionalen Vulkanismus des variskischen Orogens auf (z.B.
Odenwald, Schwarzwald). Quarzporphyr ist eine alte Bezeichnung für entglaste Rhyolithe und lebt nur noch
in Lokalbezeichnungen fort (z.B. „Bozener Quarzporphyr“).
Ihre technische Verwendung finden Rhyolithe vor allem als Pflastersteine und Schotter.
Granodiorit, Tonalit (P)
Der Granodiorit ist dem Granit ähnlich, enthält aber eine deutliche Vormacht des Plagioklases gegenüber
Alkalifeldspat. Tonalit enthält praktische keinen Alkalifeldspat und ist daher auch nie porphyrisch
ausgebildet. Als dunkle Gemengteile treten Biotit und Hornblende (beide wasserführend) auf. Meist sind
diese Gesteine ziemlich hell.
Dazit (V)
Der Dazit ist das vulkanische Äquivalent zum Granodiorit und Tonalit. Zu erkennen ist er häufig an
Plagioklas- und Quarz-Einsprenglingen, auch Biotit und Amphibol sind meist mit freiem Auge erkennbar.
28
Diorit (P)
Der Diorit (von griech. diorizein: unterscheiden) ist ein plutonisches Gestein von grauer Farbe und massiger
Ausbildung. Er besteht aus Plagioklas und Hornblende. Als weitere dunkle Gemengteile können Biotit und
Pyroxen auftreten. Alkalifeldspat und Quarz fehlen oder liegen unter 5 %. Der Anteil an dunklen
Gemengteilen beträgt häufig um 30 %.
Andesit (V)
Der Andesit (benannt nach den südamerikanischen Anden) ist das vulkanische Äquivalent zum Diorit. Meist
ist das Gestein porphyrisch ausgebildet mit Einsprenglingen von Plagioklas und Hornblende. Hinzu können
Pyroxen und Biotit kommen. Die Grundmasse ist feinkörnig bis dicht. Die Färbung ist ein mittel- bis
hellgrau, rot oder grünlich. Andesite finden sich typischerweise über Subduktionszonen, sehr verbreitet im
zirkumpazifischen Raum. Die Schmelzen bilden sich in komplizierten Vorgängen im Zuge von Subduktion.
Großvolumige Vorkommen gibt es an Aktiven Kontinenträndern. Andesitisches Gestein wird zu Schotter für
den Straßenbau verarbeitet. Durch die hohe Schlagfestigkeit ist Andesit für den Schotterkörper von
Eisenbahntrassen gut geeignet.
Gabbro (P)
Der Gabbro ist ein dunkler grobkörniger Plutonit mit Plagioklas und Pyroxen in sehr unterschiedlichem
Mengenverhältnis. Eisen-Oxide (Magnetit) und Olivin können zusätzlich vorkommen. Gabbro mit deutlicher
Plagioklasvormacht wird als Leukogabbro (leukos = weiß) bezeichnet. Gabbroisches Gestein mit > 90 %
Plagioklas wird Anorthosit genannt. Gabbros entstehen durch Teilschmelzung des Oberen Erdmantels. Sie
sind als Träger von Lagerstätten (Fe, V) von Bedeutung. Wegen ihrer hohen Schlagfestigkeit werden sie als
Schotter verwendet.
Diorit und Gabbro stehen im selben Feld des Streckeisen-Diagramms, da Plagioklas praktisch den einzigen
hellen Gemengteil darstellt. Der Unterschied für die exakte Bestimmung liegt im Anorthit-Gehalt der
Plagioklase, der nur mikroskopisch oder analytisch bestimmt werden kann:
• Diorit: Plagioklas mit An <50 % (Andesin) (s. Abb. I.6)
• Gabbro: Plagioklas mit An >50 % (Labradorit)
Ein Schlüssel zur Bestimmung sind die dunklen Gemengteile: Gabbro enthält Pyroxen und eventuell Olivin,
Diorit vorwiegend Amphibol und eventuell Biotit. Wenn Olivin oder Biotit erkannt werden kann (was meist
einfach ist), ist die Bestimmung eindeutig.
Vorkommen von Gabbros sind in Deutschland selten und beschränken sich auf paläozoische Vorkommen im
Harz ("Harzburger Gabbro") und Odenwald ("Gabbro von Frankenstein"). Eines der berühmtesten
Gabbrovorkommen bildet die Skaergaard-Intrusion in Ostgrönland.
Basalt (V)
Basalt, das vulkanische Äquivalent des Gabbros, ist das häufigste vulkanische Gestein. Er ist dunkelgrau bis
schwarz mit einem oft dichten Gefüge. Ist er porphyrisch ausgebildet, dann können Pyroxen oder Olivin als
Einsprenglinge vorkommen. Das Gestein kann massig sein oder Blasenhohlräume aufweisen.
Sind Blasenhohlräume sekundär durch Kalzit, Quarz (Chalcedon) oder Zeolithe verfüllt, wird das Gestein als
Melaphyr oder Mandelstein bezeichnet.
Dolerit ist eine Bezeichnung für Gesteine basaltischer Zusammensetzung mit etwas gröberer Körnung und
einem ophitischen Gefüge. Dolerit kommt als Gang oder Sill (Lagergang) im subvulkanischen Bereich vor.
Basalt und Andesit stehen wie Gabbro und Diorit im selben Feld des Streckeisen-Diagramms. Der
diagnostische Unterschied liegt hier im Anteil der mafischen Gemengteile:
• Basalt: M >35 und somit dunkler (SiO2 <53 Gew.-% )
• Andesit: M <35 und somit heller ( SiO2 >53 Gew.-%).
Diabas ist eine alte Bezeichnung für entglaste Basalte und lebt in Lokalbezeichnungen weiter.
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Da Basalt an der Erdoberfläche weit verbreitet ist, beschränken wir uns hier auf wenige Beispiele. Die
größten kontinentalen Basaltablagerungen bilden die Plateaubasalte des Columbia-River Gebiets in
Nordamerika, Dekkan in Indien und die Sibirischen Basalte. Entlang der Mittelozeanischen Rücken umfasst
Island mit 103.000 km2 ein großteils basaltisches Areal. Die ozeanische Kruste ist aus Basalt, Dolerit und
Gabbro aufgebaut. Mit über 9 km Höhe vom Meeresboden bis zum Gipfelkrater des Kileauea bildet Hawaii
den höchsten Berg der Erde. In Europa ist der Vogelsberg neben dem Cantal (Massif Central, Frankreich)
der größte tertiäre Basaltkomplex.
Peridotit (P)
Peridotit (von franz. péridot: Olivin) ist ein ultramafischer Plutonit. Das Gestein ist mittel- bis grobkörnig
und schwarz bis grün. Der Mineralbestand umfaßt Olivin und Pyroxen mit Spuren von Magnetit und
Chromit. Chemisch sind die Peridotite durch hohe MgO-Gehalte zwischen 30 und 50 % und geringe SiO2Gehalte zwischen 40 und 45% gekennzeichnet.
Peridotit ist ein Gestein des oberen Erdmantels und kommt als Einschluss (Xenolith) in basaltischen
Schmelzen sowie in ultramafischen Intrusionen (die erosiv freigelegt wurden) oder in Ophiolithkomplexen
an die Erdoberfläche. Für Dunite (und Peridotite) gibt es eine weitere Möglichkeit der Entstehung. Olivin,
als Erstkristallisat einer basaltischen Schmelze, kann sich in einer Magmakammer gravitativ absaigern und
dort einen Bodensatz, ein Kumulat bilden. Dieses Olivin-Kumulat kann dann bei späteren Eruptionen als
Xenolith, d.h. Fremdeinschluß in der Lava gefördert werden (Olivinknollen) oder erosiv freigelegt werden.
Dunit ist eine Variante des Peridotits, die zu über 90 % aus Olivin (plus Magnetit, Chromit) besteht und
deshalb auffallend grün ist.
Wirtschaftlich bedeutend sind die Peridotitvorkommen in Ophiolithkomplexen (z.B. Türkei, Zypern, Ural)
als Träger von Cr-, Pt- und Ni-Lagerstätten.
Ophiolithe sind Fragmente ehemaliger ozeanischer Kruste, welche während einer Kollision auf einen
Kontinent aufgeschoben wurden. So stellen Ophiolithgürtel Zeugen ehemaliger Ozeane dar. Die am besten
untersuchten Ophiolithkomplexe liegen auf Zypern und auf der Arabischen Halbinsel (Oman).
Alkaligesteine
Alkaligesteine erscheinen vor allem im unteren Teil des Streckeisen-Diagramms sowie entlang der A-QSeite. Alkalifeldspat ist bei den leukokraten (d.h. hellen) Alkalimagmatiten oft die einzige Feldspatart. Bei
den meso- und melanokraten (d.h. dunklen) Alkalimagmatiten kommt anorthitreicher Plagioklas hinzu. Bei
SiO2-Untersättigung treten die typischen Feldspatvertreter wie Nephelin (Na-Vormacht) oder Leucit (KVormacht) auf. Dunkle Gemengteile sind alkalische (Na-reiche) Pyroxene oder Amphibole und Fe-reiche
Biotite. Alkaligesteine sind selten. Nur rund 1,3 % der aufgeschlossenen Fläche aller Intrusivgesteine in
Europa werden von Alkaligesteinen eingenommen.
Alkaligesteine mit Natriumvormacht sind charakteristisch für Grabenbruchzonen und heißen Flecken
(ozeanisch und kontinental). Alkaligesteine mit Kaliumvormacht sind noch seltener und auf Kontinente
beschränkt (z.B. Vesuv oder Mittelitalien). Wenn Leucit in diesen Gesteinen das Hauptmineral darstellt, wird
der Mineralname als Präfix vor dem sonst üblichen Gesteinsnamen genannt (z.B. Leucitphonolith,
Leucittephrit).
In Deutschland treten Alkaligesteine z.B. im Kaiserstuhl, im Hegau, im Kirchheim-Uracher Vulkangebiet,
im Odenwald (Katzenbuckel) und in der Vulkaneifel auf.
Alkalifeldspat-Granit (P)
Alkalifeldspat-Granit besteht vorwiegend aus Alkalifeldspat, der durch feine eingeschlossene
Hämatitpartikel rötlich gefärbt ist. Dazu kommen Quarz (>20 %) und als dunkle Gemengteile Biotit und/oder
Na-Amphibol.
30
Syenit, Nephelin-Syenit (P)
Syenit (nach Syene, heute Assuan/Ägypten) ist ein heller bis rötlicher Plutonit, der hauptsächlich aus
Alkalifeldspat besteht. Untergeordnet treten Biotit, Na-Amphibol und/oder Na-Pyroxen auf. Quarz oder
Nephelin kann in geringer Menge vorhanden sein. Liegt der Nephelin-Gehalt über 10 % der hellen
Gemengteile, so wird das Gestein Nephelin-Syenit genannt.
Vorkommen befinden sich im Oslo-Graben (paläozoisches Rift) oder auf der Kola-Halbinsel.
Seine technische Verwendung findet der Syenit als Rohstoff für die Glasherstellung, in der Keramikindustrie
und als Ornamentstein.
Trachyt (V)
Trachyt (von griech. trachys: rauh) ist das vulkanische Äquivalent zum Syenit. Er ist ein helles, dichtes bis
feinkörniges Gestein mit oftmals fluidal eingeregelten Sanidinen (trachytisches Gefüge), die auch als
Einsprenglinge auftreten können (typische schlanke Alkalifeldspat-Tafeln mit Karlsbader Zwillingen). In
älteren Gesteinen zeigt der Sanidin meist perthitische Entmischungslamellen (vgl. Kap. I.3.). Foide, Pyroxen,
Amphibol und Biotit können als weitere Einsprenglinge auftreten. Ein Beispiel für einen Trachyt ist der
Drachenfels bei Bonn, dessen Gestein zum Bau des Kölner Doms verwendet wurde.
Phonolith (V)
Phonolith (griech. phone: Klang, lithos: Stein) ist ein hellgrauer bis grünlicher oder bräunlicher Vulkanit. Er
ist das vulkanische Äquivalent zum Nephelin-Syenit. Das Gefüge ist dicht bis feinkörnig oder porphyrisch.
Als Einsprenglinge können Alkalifeldspat (Sanidin), Nephelin, Leucit und Mafite auftreten. Das Gestein
kann durch eingeregelte Sanidin-Tafeln ein Fließgefüge (Fluidalgefüge) aufweisen. Häufig zeigen
Phonolithe eine dünnplattige Absonderung im Aufschluß. Diese dünnen Platten klingen beim Anschlag mit
dem Hammer auffallend (daher der Name). Die phonolithische Lava ist ausgesprochen zähflüssig und bildet
daher häufig Staukuppen aus. Vorkommen finden sich im Hegau und im Kaiserstuhl.
Tephrit (V)
Tephrite sind Alkaligesteine mit An-reichem Plagioklas (An 50-70) als vorherrschende Feldspatart, dazu
kommen untergeordnet Alkalifeldspäte. Als K-betonte Magmatite führen sie überwiegend Leucit. Sie zeigen
gleichkörnige Gefüge, die denen von Gabbros oder Dioriten ähnlich sind. Einsprenglinge sind meist Augite,
seltener auch Olivin, Plagioklas oder Foide.
Beispiele: Die Entwicklung des Vesuvs (Italien) beginnt mit ursprünglich geförderten trachytischen
Magmen, denen helle phonolithische Leucittephrite folgten. Seit dem Ausbruch des Jahres 79 v. Chr. werden
tephritische Leucitite ausgeworfen (>60 % Leucit). Der Kaiserstuhl des Oberrheingrabens besteht zum
größten Teil aus Leucittephriten mit unterschiedlichen Mengen an Olivin und Leucit. Die typischen
Leucittephrite bestehen aus etwa 30-40 Vol-% Augit, 6 % Titanomagnetit und 55-65 % Plagioklas,
Alkalifeldspat und Leucit, wobei meist der Plagioklas gegenüber den anderen hellen Mineralen überwiegt.
Die oben erwähnten Phonolithe treten als Stöcke und Gänge begleitend auf. Eine Karbonatitintrusion gehört
zu den jüngsten Bildungen. Karbonatite sind besonders selten, extrem SiO2-arme Magmatite, die fast
ausschließlich aus Karbonatmineralen (Kalzit, Dolomit) bestehen.
Basanit (V)
Der Basanit ist im eigentlichen Sinne ein foidführender Alkali-Olivinbasalt und unterscheidet sich vom
Tephrit durch > 5 % Nephelin und > 10% Olivin. Es handelt sich um einen dunklen Vulkanit.
Als eine Varietät des Basanits ist in unserer Sammlung ein Limburgit vertreten. Dies ist eine
Lokalbezeichnung (nach der Typlokalität Limburg/Kaiserstuhl) für einen Nephelinbasanit mit einer glasigen
Grundmasse (Hyalobasanit) und Einsprenglingen von Ti-Augit. Als weitere Einsprenglinge können Olivin
und Erzminerale auftreten. Oft liegen viele Blasenhohlräume (z.T. sekundär verfüllt, z.B. mit Kalzit) vor.
31
II. 6. Bestimmungsschlüssel für magmatische Gesteine
Da die Bestimmung der Magmatite im Handstück wegen der nicht immer eindeutig bestimmbaren
Gemengteile vor allem bei den Vulkaniten schwierig sein kann, hier das Wichtigste noch einmal in Form
eines Bestimmungsschlüssels:
1. Frage: Handelt es sich um einen Plutonit oder Vulkanit?
Kriterium: Plutonite und Vulkanite werden nach dem Gefüge unterschieden:
Plutonite: mittel- bis grobkörnig, die einzelnen Minerale sind erkennbar. Gefüge richtungslos, gelegentlich
Fluidalgefüge. Keine Blasenhohlräume, kein Glas (holokristallin).
Besondere Gefüge, die namensgebend für ein Gestein sind:
Porphyrisches Gefüge: große idiomorphe bis hypidiomorphe Kristalle schwimmen in einer fein- bis mittelkörnigen Masse.
Pegmatitisches Gefüge: riesenkörnig, d.h. Größe der Mineralkörner mindestens mehrere Zentimeter.
Aplitisches Gefüge: feinkörnig, oft keine dunklen Gemengteile, nur Feldspat und schlecht erkennbarer Quarz.
Vulkanite: sehr feinkörnig bis dicht (d.h. Einzelbestandteile mit dem bloßen Auge nicht auflösbar) oder
glasig, oft porphyrisch (d.h. Einsprenglinge in einer feinkörnigen bis dichten oder glasigen Grundmasse). Es
treten oftmals Blasenhohlräume oder ein Fluidalgefüge auf.
Besondere Gefüge, die namensgebend für ein Gestein sind:
Porphyrisches Gefüge: große Kristalle schwimmen in dichter bis glasiger Matrix.
Ignimbritisches Gefüge: verschweißtes pyroklastisches Gestein, Ignimbrit, aus Asche und flachgedrückten
Bimssteinfragmenten (Flammengefüge).
Melaphyr oder Mandelstein: Namensgebend sind die Blasenhohlräume, die durch Quarz, Kalzit (CaCO3)
oder andere Minerale sekundär (nachträglich) ausgefüllt sind. Die meisten Melaphyre haben basaltische
Zusammensetzung.
Bimsstein: Das Gestein besteht fast nur aus Blasenhohlräumen, die durch dünne, glasige Wände voneinander
getrennt sind. Bimsstein ist meist rhyolithisch.
Obsidian: Das Gestein besteht ausschließlich aus Glas, ist meist schwarz bis dunkelgrün und zeigt
muscheligen Bruch. Obsidiane haben meist rhyolithische Zusammensetzung.
2. Frage: Handelt es sich um ein saures oder basisches Gestein?
Um eine erste Beurteilung über ein Gestein abzugeben, egal ob es nun ein Vulkanit oder Plutonit ist, kann
der Farbeindruck bestimmt werden. Achtung: Er gibt jedoch nur einen groben Anhalt über die mineralogische oder chemische Zusammensetzung!
Kriterium: Dunkle Gesteine weisen einen hohen Anteil an dunklen, also mafischen, Gemengteilen auf. Dann
spricht man von melanokraten Gesteinen, entsprechend handelt es sich um ein eher basisches Gestein. Helle
Gesteine weisen einen hohen Anteil an hellen, also felsischen, Gemengteilen auf. Dann handelt es sich um
leukokrate Gesteine, die meist eher sauer (mit Quarz) oder intermediär (kein oder wenig Quarz) sind.
Eine erste Hilfe leistet dabei das Schema nach Rösler (Abb. II.5). Es bietet eine erste Möglichkeit, über die
Mineral-Zusammensetzung das Gestein zu bestimmen. Die korrekte Bestimmung des Gesteins erfolgt über
das Streckeisen-Diagramm.
Eine Fehlerquelle durch die Farbeinschätzung besteht vor allem bei gabbroiden oder dioritischen Gesteinen.
So kann ein Gabbro mit einem hohen Anteil an (hellen) Plagioklasen fälschlicherweise als intermediäres
Gestein angesprochen werden, oder umgekehrt kann ein Diorit sehr dunkel erscheinen. Obsidian ist ein
schwarzes Glas, jedoch rhyolithischer bis dazitischer Zusammensetzung.
32
3. Frage: Um welches Gestein handelt es sich bei dem Handstück?
Kriterium: Die Bestimmung der Gesteine erfolgt über das Streckeisen-Diagramm (Abb. II.6). Dabei werden
nur die hellen Minerale (Quarz, Felspäte, Foide) berücksichtigt.
Die Gesteine, die im Streckeisen-Diagramm links und oben stehen (saure Gesteine, SiO2-reich und MgOarm), sind heller als die Gesteine rechts und unten (basische Gesteine, SiO2-arm und MgO-reich).
Die wichtigsten Gesteine und ihre charakteristischen Eigenschaften
Plutonite können, da sie grobkörnig sind, mit Hilfe des Streckeisen-Diagramms bestimmt werden. Bei den
Vulkaniten hilft uns die Erfahrung weiter, welche Einsprenglinge und Gefügemerkmale gewöhnlich auftreten.
Granit: Deutlicher Quarzanteil: >20 % der hellen Gemengteile (siehe Streckeisen-Diagramm), beide
Feldspäte (Alkalifeldspat und Plagioklas) sind anwesend. Dazu Biotit, evtl. Muskovit.
Diorit: Plagioklas ist einziger Feldspat. Kein oder sehr geringer Quarz-Gehalt. Dunkler Gemengteil (~ 30 %)
ist vor allem Hornblende, außerdem können Biotit oder Pyroxen auftreten.
Gabbro: Plagioklas (An >50) ist einziger Feldspat. Dunkler Gemengteil ist Pyroxen; ± Fe-Oxide, ± Olivin.
Hornblende kommt normalerweise nicht vor.
Peridotit: mittel- bis grobkörnig, schwarz bis dunkelgrün. Mineralbestand: im wesentlichen Olivin und
Pyroxen. (Die Olivine sind jedoch häufig teilweise in Serpentin umgewandelt und das Gestein bekommt
einen fettigen Glanz. Serpentinite sind aber metamorphe Gesteine.)
Dunit ist eine Variante des Peridotits, die zu über 90 % aus Olivin besteht und deshalb auffallend grün ist.
Syenit: Ein heller bis rötlicher Plutonit, der hauptsächlich aus Alkalifeldspat besteht. Untergeordnet treten
auf: Biotit, Amphibol. Quarz oder Nephelin kann vorhanden sein. Steigt der Anteil des Nephelins auf über
10 %, wird das Gestein Nephelin-Syenit genannt.
Rhyolith: Heller, oft auch roter Vulkanit mit Quarzeinsprenglingen. Alkalifeldspateinsprenglinge sind
häufig. Die Grundmasse zeigt oft ein Fluidalgefüge.
Andesit: In der Färbung steht der Andesit zwischen den Rhyolithen und den Basalten, ist aber eher hell.
Meist ist er porphyrisch mit Einsprenglingen von Plagioklas und Hornblende, ± Pyroxen, ± Biotit.
Basalt: Dunkelgrau bis schwarz. Oft dicht; ist er porphyrisch, kommen Pyroxen oder Olivin als Einsprenglinge vor. Das Gestein kann massig oder schlackig sein oder Blasenhohlräume aufweisen.
Trachyt: Durch ein trachytisches Gefüge gekennzeichnet, d.h. fluidal eingeregelte Sanidin-Tafeln.
Amphibol und Biotit können als Mafite vorkommen.
Phonolith: Hellgraues bis grünliches oder bräunliches Gestein. Als Einsprenglinge können auftreten:
Alkalifeldspat (Sanidin), Nephelin, Leucit, Amphibole.
.
Kursfragen "Magmatische Gesteine"
In welchen geotektonischen Positionen entstehen Magmen? Zeichnen Sie eine kurze Skizze!
In welchen tektonischen Positionen entstehen Alkalimagmatite?
Was sind primäre Schmelzen, wie entstehen sie?
Charakterisieren Sie kurz das Gefüge der verschiedenen Gesteinstypen und geben Sie jeweils ein Beispiel!
Welche Gesteine entwickeln sich bei der Differentiation von kalk-alkalischen Schmelzen? Zeigen Sie den
Trend anhand des Streckeisen-Diagramms. Wie werden subalkalische und alkalische Magmatite
voneinander getrennt? Welche magmatischen Trends lassen sich daraus ableiten? Nennen Sie jeweils 4
typische Gesteine.
Durch welche Merkmale lassen sich Plutonite von Vulkaniten unterscheiden?
Nach welchen Kriterien unterscheidet man die Magmatite?
Welche Mineralzusammensetzung besitzt ein Granit, Basalt, Andesit, Diorit und Syenit?
Was ist ein Peridotit?
Wie werden ultramafische Gesteine klassifiziert?
33
III . SEDIMENTGESTEINE
Sedimente entstehen aus der Ablagerung von Partikeln oder der chemischen/biochemischen Fällung im
Wasser unter dem Einfluss der Schwerkraft. Die Partikel entstehen meist an der Erdoberfläche aus der
Verwitterung und Lösung anderer Gesteine (Magmatite, Metamorphite, Sedimentgesteine). Sedimente lassen
sich in drei Hauptgruppen unterteilen: klastische Sedimente (durch Eis, Wasser oder Wind mechanisch
transportierte Partikel), chemische Sedimente (aus wässrigen Lösungen ausgeschieden) und organogene
(biogene) Sedimente (Organismenreste), wobei die biogenen Sedimente auch als Untergruppe der
chemischen Sedimente klassifiziert werden. Sedimentgesteine entstehen aus der Verfestigung (Diagenese)
von Locker-Sedimenten (z.B. Ton zu Tonstein).
Diagenese: Der Porenraum kann in frischen Sedimenten weit über 50 % (frisch abgelagerter Ton bis 90 %)
betragen - selbst bei dichter Packung bleiben Zwickel zwischen den Körnern leer bzw. wassererfüllt. Bei
zunehmender Überdeckung durch andere Sedimente tritt Setzung (Kompaktion) ein; das Porenwasser
wandert ab und aus zirkulierenden Lösungen werden Minerale ausgefällt. Aufgrund der hohen Mobilität von
Kalzit und Aragonit (CaCO3) wird der Porenraum in Kalkgesteinen sehr schnell verfüllt (zementiert), der
verfestigte Kalkstein wird durch spätere Kompaktion kaum noch zusammengedrückt. In Tonen hingegen
findet kaum frühe Zementation statt und die Verfestigung erfolgt über Kompaktion, und damit Volumenverlust. Deshalb sind Fossilien in Tonsteinen oft stark zusammendrückt, in reinen Kalken dagegen kaum.
Fossilien, wie Sedimentpartikel verändern durch Drucklösung ihre Form. Mineralneubildungen führen zur
weitgehenden Verfüllung der Poren (Zementation). Die Summe dieser Prozesse wird Diagenese genannt.
Die thermische Obergrenze der Diagenese liegt bei ca. 200 oC. Bei höheren Temperaturen sprechen wir von
Metamorphose. Der Übergang von Diagenese zu Metamorphose ist fließend und wird weniger von Mineralneubildungen, sondern durch Mineralumbildungen, z.B. von Tonmineralen, dominiert, die im Handstück
nicht erkennbar sind. Erst über etwa 300 oC werden in großem Umfang neue Minerale gebildet.
Die Sedimentgesteine werden in drei Großgruppen eingeteilt:
Klastische Sedimentgesteine
Chemische Sedimentgesteine
Organogene Sedimentgesteine
'Trümmergesteine', von griech. klastein = zer- z.B. Sandstein
brechen. Überwiegend mechanische Anhäufung
von Gesteinsfragmenten und Einzelkörnern.
Produkt von überwiegend physikalischer Verwitterung.
Aus Lösungen ausgefällt.
z.B. Salzgesteine
Organismenreste sind ein wesentlicher Bestandteil. z.B. Riffkalk, Kohle
Tabelle III.1: Großgruppen der Sedimentgesteine.
Darüber hinaus werden Sedimentgesteine nach Mineralbestand, Korngröße, Gefüge und Fossilinhalt
charakterisiert. Aus diesen Merkmalen können Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen gezogen werden:
•
•
34
Korngröße, Kornform und Mineralbestand klastischer Sedimente geben Auskunft über die
Verwitterungsbedingungen, die Transportart und die Transportweite: (i) aufgrund chemischer Instabiliät
verschwinden mafische Minerale und Feldspäte, (ii) gut spaltbare Minerale zerfallen durch mechanische
Zerstörung (besonders effizient bei Eistransport) und (iii) mit zunehmender Transportweite nimmt die
Korngröße durch Abrieb ab. In der Folge reichern sich Quarz (aber auch Seifenminerale, d.h. Minerale,
die chemisch-physikalisch stabil sind und eine hohe Dichte besitzen: Granat, Magnetit etc.) an. Der
Transport führt auch zu einer zunehmenden Rundung der Körner; die beste Rundung beobachtet man in
Wüstensanden, die durch Wind vielfach umgelagert werden. Die Kornrundung gibt Auskunft über den
Grad der texturellen Reife eines klastischen Sedimentgesteins, während der Anteil chemisch und
mechanisch stabiler Minerale den Grad der kompositionellen Reife bestimmt.
Der Grad der Sortierung nach der Korngröße wird eher durch die Gleichmäßigkeit der Transportbedingungen gesteuert und ist nicht primär von der Korngröße abhängig: Hangschutt an steilen
Bergflanken ist zwar sehr grobkörnig, aber in der Regel dennoch gut sortiert. Das Gefüge (z.B.
Schrägschichtung) gibt Auskunft über physikalische Ablagerungsbedingungen. Fossilien können
Auskunft über ökologische Verhältnisse geben und so die Rekonstruktion des Ablagerungsmilieus
ermöglichen, z.B. marin oder nicht-marin, oder auch die Ablagerungstiefe. Leitfossilien ermöglichen die
Altersdatierung des Sedimentgesteins.
III. 1. Klastische Sedimentgesteine
Klastische Sedimentgesteine stellen die häufigste Sedimentgesteinsgruppe dar. Ihr Ausgangsmaterial sind
verschiedene Produkte der Verwitterung:
Verwitterungsreste: In erster Linie Quarz, da dieses Mineral in vielen Ausgangsgesteinen verbreitet ist und
mechanisch (keine Spaltbarkeit) und chemisch schwer angreifbar ist. Dies gilt auch für bestimmte
Schwerminerale (Dichte >2,9 g/cm³) wie z.B. Zirkon, Turmalin und Rutil. In ariden (d.h. trockenen,
wüstenhaften und periglazialen) Klimaten und bei kurzer Zeitspanne zwischen Abtragung und Ablagerung
kommen auch Feldspäte und Glimmer (v.a. Muskovit) vor. Bei lokaler Ablagerung in einem steilen Relief
und fehlender Zeit für chemische Verwitterung kann das neugebildete klastische Sediment fast die gleiche
Zusammensetzung wie das Ausgangsgestein aufweisen (z.B. eine Arkose mit 60 % Feldspat als
Verwitterungsprodukt eines Granits).
Verwitterungsneubildungen: Tonminerale (z.B. Montmorillonit und Kaolinit), die aus der Verwitterung von
Feldspäten entstehen:
2 KAlSi3O8 (Orthoklas) + 2 H2O Al2(OH)4Si2O5 (Kaolinit) + K2O + 4 SiO2
Tonminerale sind äußerst feinblättrige Schichtsilikate und daher in ihrer Struktur den Glimmern verwandt.
Sie weisen eine Korngröße von <2 µm auf. Sie haben die Fähigkeit, Wasser zu binden und zu quellen. (Erde
besteht i.w. aus Tonmineralen und organischer Substanz und ist so ein hervorragender Wasserspeicher für
pflanzliches Leben.) Bedeutung als Rohstoff: Kaolinit in der keramischen Industrie und zur Porzellanherstellung; Montmorillonit-reiche Tone in Spülflüssigkeiten für Tiefbohrungen, als Filter in der Trinkwasseraufbereitung und in der Abwasserreinigung.
Unterteilt werden die klastischen Sedimente nach der Korngröße (DIN 4022) von grob nach fein in Psephite,
Psammite und Pelite (Eselsbrücke: von fein nach grob in alphabetischer Reihenfolge).
Psephite
Psephite (von griech. psephos: Geröll, Brocken) sind grobklastische Gesteine mit Korngrößen über 2 mm.
Sie sind meist schlecht sortiert, d.h. es treten Partikel ganz verschiedener Größe auf. Die großen Partikel
werden Komponenten oder Klasten genannt. Die feineren Partikel dazwischen bilden die Matrix
(Bindemittel). Psephite werden anhand der Form ihrer Komponenten klassifiziert, welche die
Ablagerungsbedingungen widerspiegeln (Tab. III.2).
Komponenten
Lockersediment
gerundet
eckig
Kies, Schotter
z.B. Hangschutt
Festgestein
Konglomerat
Brekzie
(Breccie)
teilweise gerundet, schlecht sortiert Moräne
Tillit
kantengerundet, schlecht sortiert
Schuttfächer
Fanglomerat
kantengerundet-gerundet, gradiert Turbiditschüttung Grauwacke
Transport
Fluß, Bach, Brandung
wenig Transport
Gletscher
z.B. aride Schwemmfächer
submariner Trübestrom
35
Bezeichnung
Einteilung nach
DIN 4022
Ton
allodapische
Kalke
Korndurchmesser (mm)
Mikrit
Pelite
Psammite
Psephite
FeinMittel- Schluff
Grob- (Silt)
FeinMittel- Sand
Grob
FeinMittel- Kies
GrobSteine
Siltit
Arenit
Rudit
0, 020
0,0063
0,02
0,063
0,2
0,63
Abb. III.1:
Klassifikation der
siliziklastischen
Gesteine und der
klastischen
Karbonatgesteine.
2
6,3
20
63
Konglomerat
Konglomerate (von lat. conglomerare: zusammenhäufen) sind grobkörnige, verfestigte Trümmergesteine,
die aus Geröllen größer als 2 mm Durchmesser und einem feineren Bindemittel bestehen. Die Komponenten
sind stets gerundet und haben im Fall einer guten Rundung einen Transportweg hinter sich, der je nach
Abrollhärte 10 km (Kalke) bis 100 km (Quarzite) beträgt. Konglomerate, deren Komponenten nur aus einer
Gesteinsart bestehen, werden monomikt und solche mit Komponenten aus mehreren Gesteinsarten polymikt
genannt. Die Analyse der Art und Verteilung der einzelnen Komponenten eines Konglomerats gibt
Aufschluß über das Liefergebiet. Konglomerate, deren Komponenten sich gegenseitig berühren, werden
komponentengestützt, solche, bei welchen die Matrix vorherrscht und die Gerölle einander nicht berühren,
werden matrixgestützt genannt.
Brekzie
Brekzien (auch „Breccie“; von ital. breccia: Geröll) sind grobklastische Gesteine, die sich aus kantigen,
eckigen Gesteinsbruchstücken zusammensetzen. Da wenig oder kein Transport die Gesteinstrümmer sortiert
hat, können ganz verschiedene Komponentengrößen miteinander vorkommen. Eine Matrix ist häufig erst
sekundär entstanden, etwa durch Einschwemmung feiner Partikel oder Ausfällung aus Lösungen. Die
meisten Brekzien sind Produkte der physikalischen Gesteinsverwitterung, wie Hangschuttbrekzien oder
Höhlenbrekzien. Sie können aber auch infolge der Auflösung leichtlöslicher Gesteine wie Salz und Gips
durch das Einbrechen des Nebengesteins in Dolinen entstehen (Kollapsbrekzie). Der Ausdruck 'Brekzie' ist
jedoch nicht nur auf den sedimentären Bereich beschränkt. So wird auch von tektonischen Brekzien,
vulkanischen Brekzien (z.B. Schlotbrekzien) oder Meteoritenbrekzien (= Suevit) gesprochen.
Fanglomerat
Fanglomerate (Kunstwort aus engl. fan: Fächer und Konglomerat) sind die verfestigten Gesteine von
Schuttfächern arider Klimagebiete, in denen der Abtragungsschutt von Gebirgen durch temporäre Flussläufe
abgelagert wird. Die Flüsse arider Klimabereiche führen nur nach Starkregenereignissen Wasser. Diese
zeitlich begrenzten Flutereignisse räumen den im Flußbett angehäuften Schutt aus und lagern ihn beim
Verlassen der Berge in Schuttfächern ab. Eine Sortierung nach der Korngröße ist meist nicht vorhanden. Die
Gerölle sind wegen der geringen Transportweite und des Transports in dichter Suspension schlecht gerundet
bis kantengerundet. Die feineren Partikel der Suspension zementieren den Schuttfächer. Klastische
Sedimente des ariden, terrestrischen Bereiches zeichnen sich häufig durch intensive Rotfärbung aus. Die
Farbe rührt von Hämatit (Fe2O3) her, da das im Gestein vorhandene Eisen oxidiert wird. In manchen
Handstücken können zwei oder mehrere Flutereignisse aufgrund einer Schichtgrenze mit plötzlichem
Wechsel der Korngröße der Gerölle erkannt werden. Fanglomerate kommen z.B. im Rotliegenden des
Schwarzwalds vor.
36
Grauwacke
Grauwacken sind subaquatisch abgelagerte
Sandsteine bis Arkosen, die auch Gesteinsfragmente (>2mm) enthalten. Die Gesteinsfragmente sind eckig bis kantengerundet.
Grauwacken werden typischerweise an den
Hängen aktiver, aber auch passiver Kontinentränder abgelagert. Die Sedimentumlagerung
wird durch eine Destabilisierung der Schelfkante ausgelöst, durch die klastisches Material
hangabwärts zu rutschen beginnt. Bei langsamem Transport durch Hangabwärts kriechen
(mass flow) wird eine Sortierung unterdrückt.
Am Kontinenthang bleiben meist nur die
gröberen Anteile liegen.
Abb. III.2: Sedimentstrukturen in Abhängigkeit zur
Fließgeschwindigkeit (Blatt et al. 1980; Reineck und Singh
1980).
Exkurs:
Turbidite
Bei schnellerem Abrutschen
am
Kontinenthang
entstehen Suspensionsströme
(Turbidite), die bis zu ca. 80
km/h schnell werden und
das Sediment gut durchmischen und sortieren. Die
Ablagerung der Suspension
erfolgt durch gravitative Absaigerung nach der Korngröße sortiert (Gradierung).
Unten liegen die gröberen
Partikel, nach oben wird das Abb. III.3: Vollständige Bouma-Sequenz eines Turbidits (aus Füchtbauer 1988).
Schichtpaket immer feinkörniger. Eine Turbidit-Sequenz wird oft durch die Hintergrundsedimentation (Tonsteine, kalkige
Sediment-gesteine) abgeschlossen (Abb II.3). An der Basis finden sich häufig Sohlmarken
(Strömung-smarken, Belastungsmarken). Die vollständige Abfolge einer marinen Turbidit-Sequenz
(Bouma-Zyklus) wird typischerweise auf dem Kontinentfuß, oft Zehner von km vom Liefergebiet
entfernt, in großer Wassertiefe angetroffen und ist etwa 20 bis 100 cm mächtig. In noch größerer
Enffernung fehlen die gröberen Anteile A und B des Bouma-Zyklus.
37
Tillit
Tillite sind diagenetisch verfestigte Moränenablagerungen aus dem Abrieb des Gletschereises. Tillite sind
nicht sortiert, das Korngrößenspektrum reicht von Ton bis zu hausgroßen Blöcken. Die Gerölle sind
kantengerundet bis gerundet. Es treten gekritzte Geschiebe auf, d.h. durch den Gletschertransport
gegeneinander oder am Untergrund entlanggeschrammte Gerölle mit entsprechenden Kratzspuren.
Psammite
Namensgebung: griech. psammos = Sand; deutscher Ausdruck: Sandsteine.
Sandsteine bestehen aus Komponenten (meist Quarzkörnern) und einem Bindemittel, das die einzelnen
Komponenten zusammenhält. Nach der Art dieses Bindemittels werden die Sandsteine unterschieden:
Toniger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.w. aus Tonmineralen. Ein tonig gebundener Sandstein ist
daher weich, d.h. mit einem Nagel oder dem Taschenmesser ritzbar, auch sandet er sehr leicht ab.
Kieseliger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.w. aus SiO2 (Kieselsäure in Form von Quarz). Die
Kieselsäure stammt aus den Sandkörnern selbst, sie geht durch Drucklösung ins Porenwasser und scheidet
sich in den Korn-Zwischenräumen wieder ab. Ein kieselig gebundener Sandstein ist sehr hart, frische
Bruchflächen glänzen und er zeigt meist eine gleichmäßige Körnung. Sehr reine Quarzsande (mit deutlich
über 90 % Quarz) finden sich vor allem in Küstenbereichen und zeigen einen weiten Transportweg bzw. die
langandauernde Bewegung durch Wellen an. Der süddeutsche Rhätsandstein in der obersten Trias ist eine
solche Küstenablagerung.
Kalkiger Sandstein: Das Bindemittel besteht i.w. aus Kalzit (CaCO3). Der Kalzit stammt oft aus
diagenetisch aufgelösten Kalkschalen von Organismen, z.B. Muscheln oder Schnecken. Er ist meist weiß,
hat die Mohs'sche Härte 3 und braust mit verdünnter Salzsäure, d.h. das bei folgender Reaktion entstehende
Kohlendioxid entweicht unter heftiger Blasenbildung:
CaCO3 + 2 HCl ↔ CO2 + H2O + CaCl2
Da die Bezeichnung 'Sandstein' nur die Korngröße, aber nicht die Zusammensetzung definiert, könnten auch
ausschließlich klastische kalkige Partikel die Komponenten darstellen. Ein derartiges Gestein wird jedoch als
Kalkarenit (ital. arena: Sand) bezeichnet. Bei einem Komponentengemisch aus Kalkkörnern und daneben
Quarzkörnern spricht man am besten von einem Kalksandstein (Überbegriff). Falls Sandsteine Kalkkörner
enthalten, besteht das Bindemittel praktisch immer aus Kalzit. Um einen vorwiegend aus Quarzkörnern
bestehenden Sandstein zu spezifizieren, spricht man von Quarzsandstein.
Quarzkörner sind zwar bei weitem die wichtigsten Komponenten von Sandsteinen, aber nicht die einzigen:
Muskovit: Tritt in einem Sandstein Muskovit (Hellglimmer) als Komponente auf (helle, glänzende Blättchen
auf den Schichtflächen), so sprechen wir von einem glimmerführenden Sandstein. Biotit kommt aufgrund der
Verwitterungsanfälligkeit meist nicht vor. Die klastischen Glimmer sind stets größer als die Quarzkörner, da
die dünnen Glimmerblättchen aufgrund der großen Oberfläche den kleineren Quarzkörnern hydraulisch
äquivalent sind, d.h. zusammen mit dem Quarz transportiert bzw. abgelagert werden.
Feldspäte: Kommen über 25 %Feldspäte in einem Psammit vor, so wird das Gestein Arkose genannt. Das
Vorkommen von Arkosen zeigt ein arides Klima zur Zeit der Ablagerung und einen relativ kurzen
Transportweg an. Arkosen sind kompositionell unreife Sedimente. Der Stubensandstein des Keupers ist ein
Beispiel für eine Arkose oder einen feldspatführenden Sandstein. Bei Feldspatgehalten zwischen 25 und 10%
spricht man von einer Subarkose. Im mitteleuropäischen Klima ist der Feldspat nicht verwitterungsbeständig
und wandelt sich in Tonminerale um.
Glaukonit: Glaukonit ist ein von der Struktur her glimmerähnliches Phyllosilikat mit der Formel
K(Mg,Fe,Al)2 [Si4O10](OH). Das Mineral ist grün (griech. glaukos = blau/grün) und tritt meist in gerundeten
Körnern auf. Ein Psammit, in dem neben Quarz Glaukonit als Komponente vorkommt, wird
Glaukonitsandstein genannt. Glaukonit entsteht typischerweise in warmen, flachmarinen Schelfgebieten und
ist daher ein wichtiger Faziesanzeiger. In Süddeutschland gibt es solche Gesteine in der Oberen
Meeresmolasse im Bodenseegebiet. Weitere Beispiele gibt es in Kreideablagerungen des Helvetikums
(Alpen) und des Münsterlandes sowie im mittleren Tertiär der Dolomiten.
38
Pelite
Psephite und Psammite bestehen ganz überwiegend aus Verwitterungsresten. Bei den Peliten (griech. pelos:
Schlamm) gewinnen die Verwitterungsneubildungen (Tonminerale) an Bedeutung. Pelite entziehen sich
durch ihre Feinkörnigkeit der genauen Mineralbestimmung mit makroskopischen Mitteln.
Tonstein besteht im Wesentlichen aus Tonmineralen und Quarz. Äußerst feinkörnig (Korngröße <2 µm),
meist dunkel, grau; ein weiches Gestein. Bei ausgeprägt lagiger Absonderung, engständiger Schichtung,
kann auch die Bezeichnung Schieferton gebraucht werden. (Vorsicht! Schieferton darf nicht mit Tonschiefer, einem metamorphen Gestein, verwechselt werden.) Die Feinschichtung der Schiefertone ist ein
Hinweis für eine ruhige Sedimentation und das Fehlen von Bioturbation, d.h. Durchwühlung des Sediments
durch Organismen. Es gibt aber auch völlig homogene Tonsteine ohne Sedimentstruktur. Eventuelles
Vorhandensein von Silt erkennt man am Knirschen zwischen den Zähnen. Unverfestigter Ton ist plastisch,
knetbar, speckig glänzend und wird an der Sonne durch Austrocknung steinhart.
Siltstein: Durch die Korngröße >2 µm fühlt sich das Gestein schwach 'sandig' an und zeigt im Gegensatz
zum Tonstein nie glatte, sondern unregelmäßige matte Bruchflächen. Siltsteine bestehen ebenfalls
überwiegend aus Quarzkörnern und Tonmineralen, wobei Quarz vorherrscht.
Löss: Der Löss ist ein eiszeitlicher, lockerer, äolischer Silt, der aus rund 70 % Quarz/Feldspat, 20 % Kalzit
(Salzsäure-Probe) und 10 % Glimmer und Tonmineralen besteht. Löss entsteht durch Auswehung
feinklastischen Materials aus dem pflanzenlosen schuttreichen Vorland großer Inlandeismassen, von denen
starke Winde herunterwehen. In einiger Entfernung lässt die Windgeschwindigkeit nach, und vor
Hindernissen, wie etwa Bergketten, verwirbelt die lokale Windströmung und kann den Silt nicht mehr in
Schwebe halten. Der Silt wird dadurch gut sortiert und in besonders lockerer Packung der eckigen Körner
abgelagert. Löss ist deshalb sehr porös und durchlässig (permeabel) für Wasser und Luft und bildet bei
ausreichender Feuchtigkeit die besten Böden (Hildesheimer und Magdeburger Börde). Wegen der eckigen
Form der Körner und des kalkigen Bindemittels an den Berührungspunkten der Körner ist der Löss standfest
und bildet steile Wände. Da er aber mechanisch leicht zu bearbeitet ist, werden in Lösswänden oft Kammern
für Lagerzwecke angelegt. Aus dem gleichen Grund wird aber durch Trittbelastung auf Kuhpfaden das
empfindliche Gefüge des Lösses zerstört und in der Folge wird ein solcher Pfad metertief ausgespült. Der
Kalkanteil des Lösses wird durch Sickerwasser gelöst und als Kalkkonkretion (Lösskindl) wieder ausgefällt.
Die Lösskindl wachsen durch das Sickerwasser und die Bodenbildung in den Zwischeneiszeiten, so dass mit
jedem Interglazial die Lösskindl größer werden.
Zur wirtschaftlichen Bedeutung von klastischen Sedimenten:
Pelite haben wirtschaftliche Bedeutung als wasserstauende und erdölstauende Schichten und sind Rohstoffe
für die keramische Industrie und bei der Zement- und Ziegel-Herstellung. Psammite sind wichtig als
Bausande, Bausandsteine und bei der Betonherstellung. Poröse Sandsteine sind wichtige
Erdölspeichergesteine und Grundwasserleiter. Psammite und Psephite sind Träger von Seifenlagerstätten,
z.B. von Diamanten (Strandseifen Namibias) oder Gold (Witwatersrandkonglomerat in Südafrika).
Sedimentstrukturen
Bei Sandsteinen kann es sowohl durch Wind- als auch durch Wassereinwirkung zu welligen Strukturen an
der Sedimentoberfläche kommen (Rippeln, Rippelmarken). Durch Strömungen erzeugte Rippeln
(Strömungsrippeln) sind asymmetrisch. Im Anschnitt zeigt sich eine Schrägschichtung. Der flache
Rippelhang ist der Strömung zugewandt (Luvseite). Der Sand rutscht auf der steilen Leeseite im „freien
Böschungswinkel“ ab, der unter Wasser ca. 25°, an der Luft ca. 35° beträgt. Durch Wellenbewegung
erzeugte Rippeln (Wellenrippeln oder Oszillationsrippeln) sind symmetrisch.
Schrägschichtungen treten in verschiedenen Formen auf. Riesige flach einfallende, konkave Formen
kennzeichnen Sanddünen mit sporadischem Bewuchs; große steilabfallende, gerade Schrägschichtungen frei
bewegliche Dünen an Land. Schichtweise entgegengesetzt einfallende, gerade Schrägschichtblätter
(Fischgräten-Struktur) kennzeichnen oft flachmarine Gewässer mit starkem Tidenhub. Langgeschwungene
39
Sturmablagerungen. Wickelschichtungen werden im tiefermarinen Milieu von Turbiditen (Bouma-Zyklus,
Lage C) und vor allem von Konturenströmen an Kontinenthängen erzeugt. Beim Trockenfallen toniger
Oberflächen (Seen oder Pfützen) bilden sich Trockenrisse. Sie können durch darüber abgelagerte Sande
'ausgegossen' werden. Die daraus entstehenden Sandsteine werden dann auf der Unterseite Netzleisten
aufweisen. Die bei der Austrocknung und Bildung von Trockenrissen entstandenen Tonstücke können auch
vom Boden abgehoben und verschwemmt werden. So entstehen Sandsteine mit Tongallen.
Abb.III.4: Einige Gefüge klastischer Gesteine. Zusammengestellt nach Füchtbauer (1988) und Chamley (1990)
III. 2. Chemische Sedimentgesteine
Als Verwitterungslösungen werden die bei den Verwitterungsprozessen freigesetzten Lösungen bezeichnet,
die nicht bei Mineralneubildungen oder Mineralumbildungen im Boden oder bei der örtlichen Sedimentablagerung festgehalten werden. Diese Lösungen werden durch Flüsse weggeführt und erreichen Binnenseen
oder den Ozean. Verdunstung oder andere Einflüsse können zur Übersättigung und Mineralausscheidung
führen, wobei chemische Sedimente entstehen. Ein Teil dieser Lösungen wird aber in der Nähe gleich wieder
ausgefällt und bildet chemisch-diagenetische Sedimente. Auch fossile Bodenbildungen und Verwitterungsbildungen können in diese Kategorie der Sedimentgesteine eingeordnet werden.
Minerale chemischer Sedimente
Karbonate
Kalzit (Kalkspat): CaCO3 (trigonal-rhomboedrisch), meist weiß bis farblos, Mohs'sche Härte 3, braust mit
verdünnter Salzsäure.
40
Aragonit: Rhombisch kristallisierende Modifikation von CaCO3. Aragonit bildet sich unter anderen
physikalischen Bedingungen als Kalzit. Er kommt meist nur (sub)rezent vor und ist daher viel seltener als
Kalzit. Er wird bei höheren Temperaturen als dieser ausgeschieden und wandelt sich diagenetisch in Kalzit
um. Im Gestein ist er makroskopisch meist nicht von Kalzit unterscheidbar.
Dolomit: CaMg(CO3)2, trigonal-rhomboedrisch kristallisierend wie Klazit, weiß bis gelblich, Mohs'sche
Härte 3,5-4, braust nur als Pulver (große Oberfläche) mit verdünnter Salzsäure.
Siderit (Eisenspat): FeCO3, trigonal-rhomboedrisches Mineral brauner Färbung, braust nicht mit verdünnter
Salzsäure. Siderit fällt unter bestimmten Bedingungen auch aus der Wassersäule als chemisches Sediment
aus (z.B. Schwarzes Meer im Pliozän).
Hydroxide
Goethit/Limonit: FeO(OH), bräunlich-rotes Mineral, bildet häufig weiche erdige Massen oder auch harte
Krusten, entsteht meist als Verwitterungsrest, kann jedoch auch aus wässriger Lösung ausfallen und z.B.
Eisenooide bilden (nur fossil, nicht rezent beobachtet).
Sulfate
Gips: CaSO4 2 H2O, weiß bis grau, Mohs'sche Härte 2, d.h. mit dem Fingernagel ritzbar, braust nicht mit
verdünnter Salzsäure. Varietäten: faserige Kluftfüllungen, die von der Kluftwand nach innen gewachsen
sind, in der Mitte meist eine dunkle Naht (Fasergips); große, klare Spalttafeln Marienglas, mit
charakteristischen Schwalbenschwanz-Zwillingen. Als monomineralisches Gestein ist Gips weiß und weich.
Anhydrit: CaSO4, weiß, häufig auch grau, Mohs'sche Härte 3-3,5, d.h. mit dem Fingernagel nicht ritzbar,
braust nicht mit verdünnter Salzsäure. Bei Wasserzufuhr wandelt sich Anhydrit langsam in Gips um
(reversibler Vorgang), hierbei erfolgt eine Volumenzunahme um bis zu 60 %. Als monomineralisches
Gestein ist Anhydrit merklich härter als Gips.
Salze:
Halit (Steinsalz): NaCl, kubisch, weiß, farblos, grau, rot, manchmal mit blauen Schlieren, sehr gute
Spaltbarkeit nach dem Würfel, salzig schmeckend, mit dem Taschenmesser ritzbar, Dichte 2,1-2,2 g/cm3.
Sylvin: KCl, Mohs'sche Härte 2, Dichte 1,99 g/cm3, Geschmack bitterer als Halit.
Bittersalze: Bischofit: MgCl 6 H2O, Mohs'sche Härte 1,5-2, Geschmack eklig bitter, Dichte 1,59 g/cm3,
Kieserit, MgSO4 H2O, Mohs'sche Härte 3,5 , Geschmack bitter, Dichte 2,57 g/cm3
Edelsalze (K-Mg-Mischsalze): z.B. Polyhalit: K2SO4 MgSO4 2 CaSO4 2 H2O, kaum salziger Geschmack; Kainit: 4 KCl 4 MgSO4 11 H2O, Geschmack bitter-salzig; Carnallit: KCl MgCl2 6 H2O,
Geschmack eklig-bitter, stark hygroskopisch, knirscht unter Druck, bei leichter Erwärmung Kristallwasser
freisetzend, sehr instabil und reaktiv.
Bei der Bildung chemischer Sedimente können zwei nahe verwandte Prozesse unterschieden werden:
Ausfällung (aus übersättigten Lösungen durch chemische Gleichgewichtsreaktionen) und Eindampfung
(Evaporation: Entzug des Lösungsmittels Wasser).
Ausfällungsgesteine
Als gesteinsbildende Minerale treten Kalzit, Aragonit, Dolomit, Siderit, Limonit/Goethit und Bauxitminerale
auf. Hinzu können klastische Beimengungen von Quarz, Feldspat und Tonmineralen kommen. Die
chemische Ausfällung von Kalzit erfolgt nach folgender Gleichgewichtsreaktion:
Ca2+ + 2 HCO3- ↔ CaCO3 + CO2 + H2O
41
Die Löslichkeit von Kalzit in Wasser ist hauptsächlich von der Menge des in diesem Wasser gelösten CO2
abhängig. Eine Ausfällung von Kalzit kann daher erzielt werden durch:
•
•
•
Entzug von CO2 durch Assimilationsvorgänge von Pflanzen;
Temperaturerhöhung oder Druckverminderung, d.h. CO2 entweicht;
Austreiben von CO2 durch Erschütterung beim Aufschlagen von Tropfen (Höhlen).
Wir unterscheiden folgende Ausfällungsgesteine:
Kalksinter: An Quellaustritten erwärmt sich das Wasser bei gleichzeitiger Druckentlastung, wodurch eine
Entgasung des gelösten CO2 ausgelöst wird. Dies führt zur Ausfällung von CaCO3 und Bildung des
Kalksinters. Hinzu kommt meist noch der CO2-Entzug durch Pflanzen, was zur Überkrustung von
Pflanzenteilen (Algenmatten, Stengeln etc.) führt. Kalksinter sind häufig porös, da die Pflanzenreste
verrotten, während die Kalkkrusten übrigbleiben. Für diese Gesteine wird auch der Ausdruck 'Kalktuff'
verwendet. Kalksinter sind auch die Tropfsteine (Stalaktiten und Stalagmiten) in Höhlen.
Travertin: Travertin (oft Aragonit) werden die Ablagerungen mineralhaltiger, hydrothermaler Wässer
genannt. Oft sind Travertine bunt gebändert, da der eigentlich weiße Kalkstein durch verschiedene
Beimengungen (z.B. Limonit) gefärbt wird.
Caliche (Krustenkalk): In ariden Klimabereichen führen aufsteigende Bodenwässer, die an der Oberfläche
verdunsten, zur Abscheidung der gelösten Mineralfracht. Der obere Bereich des Bodens wird dadurch
zementiert. Dieser Zement, eine harte, kalkige, häufig auch verkieselte Kruste, wird Caliche genannt.
Oolith: Oolithe sind Ablagerungen, die in extrem flachem (<5 m), tropisch warmem und stark bewegtem
Meerwasser gebildet werden können. Oolithe werden von unzähligen kugelförmigen Einzelkörpern, den
Ooiden, aufgebaut, die einen Durchmesser von 0,3-2 mm aufweisen. Die Ooide bestehen primär aus feinsten
Aragonitnädelchen, die sich konzentrisch-schalig um einen Kern anlagern. Die Bewegung des Wassers hält
die Ooide solange in Schwebe, bis sie eine kritische Größe erreicht haben und zu Boden sinken, daher die
kugelige Form. Für die Aragonit-Abscheidung ist eine Wassertemperatur von 20-30 °C erforderlich. Unklar
ist, ob die Abscheidung rein anorganisch erfolgen kann oder der Entzug von CO2 aus dem Meerwasser, etwa
durch Algen, den Vorgang unterstützt. Heute geht man allgemein von der Beteiligung von Cyanobakterien
aus. Rezent bilden sich Oolithe z.B. auf der Bahama-Bank. Fossil (hier ist der Aragonit meist diagenetisch in
Kalzit umgewandelt) gibt es solche Gesteine z.B. im Süddeutschen und Schweizer Dogger.
Eisenoolith: Bei den Eisenoolithen sind die Ooide aus Kalzit und Goethit aufgebaut. Für die Bildung der
Ooid-Körper werden ähnliche Bedingungen wie für die Kalk-Ooide angenommen, jedoch ist eine rezente
Bildung solcher Gesteine unbekannt. Fossil sind solche Gesteine z.B. im Dogger anzutreffen und wurden
oder werden als Eisenerze abgebaut ('Lothringer Minette'; Abbau von Eisenoolithen bei
Blumberg/Schwäbische Alb im Mittelalter).
Itabirite oder Gebänderte Eisenerze: Diese sedimentären, heute generell metamorphen Erze bestehen aus
Wechsellagerungen von Hämatit und Quarz und wurden im frühen Präkambrium in flachem Wasser unter
Bedingungen gebildet, die zu den heutigen stark abweichen. Zu dieser Zeit enthielt die Atmosphäre kaum 1
% des heutigen Sauerstoffgehalts und der Ozean einen viel stärker basischen Charakter (pH >10 statt ca. pH
7,5 rezent).
Bohnerze: sind Gesteine, die aus bohnenförmigen, bis 1 cm großen Goethitkörpern aufgebaut werden.
Bauxit: Gemisch aus Aluminiumhydroxiden (den Bauxit-Mineralen: Gibbsit, Boehmit, Diaspor), Eisenhydroxid (FeOOH) und Tonmineralen, das ein grau, gelb bis rötlich gefärbtes, erdig festes Material mit
knolliger Struktur bildet. Bauxit entsteht als Restgestein durch die Abfuhr aller Silikate in tropischsubtropischem, wechselfeuchtem Klima. Primär bildet sich Gibbsit [ Al(OH)3] als Verwitterungsmineral, das
diagenetisch unter Wasserabgabe in Boehmit (AlOOH) umgewandelt wird. Bei schwache Metamorphose
entsteht daraus Diaspor (AlOOH) und später Korund (Al2O3).
42
Evaporite
Evaporite (Eindampfungsgesteine) bilden sich
terrestrisch
in
abflusslosen
Becken
arider
Klimabereiche (z.B. Great Salt Lake, Death Valley)
oder häufiger marin. Voraussetzung ist eine hohe
Verdunstungsrate und die Abschnürung eines
Meeresbereiches durch eine Barriere (z.B. Kaspisches
Meer/ Kara-Bogas Gol; Rotes Meer, Totes Meer).
Die hohe Verdunstungsrate führt zu einem Anstieg
des Salzgehalts im Wasser. Das dichtere, salzreichere
Wasser sinkt ab und bildet eine Salzsole am Grund,
während oberflächennah normal konzentriertes
Meerwasser (Salzgehalt ca. 3,5 %) nachströmt. Ein
Nachfluß von frischem Meerwasser ist notwendig,
um die großen Mächtigkeiten vieler mariner
Evaporit-ablagerungen zu erklären. Die Eindampfung von 1000 m Meerwasser würde ca. 16 m
Evaporite liefern. Entsprechend ihrer Löslichkeit in
Wasser
scheidet
sich
nacheinander
eine
charakteristische Mineralabfolge ab: KarbonateSulfate-Chloride-Salzton. Der Salzton ist ein toniges
Windsediment, das nach der vollständigen
Eindampfung des abgeschnürten Beckens die
Salzabfolge nach oben abschließt.
Abb. III.5: Modelle
evaporitischen Gesteinen.
Kalkstein
Dolomit
Gips
Anhydrit
Steinsalz
Kalisalz, Bittersalz und K-Mg-Mischsalz
zur
Entstehung
von
(rund 70% des Meerwassers ist verdunstet)
(Bildung auch diagenetisch aus Gips)
(rund 89% des Meerwassers ist verdunstet)
(Edelsalze)
Tabelle III.3: Evaporitabfolgen bei der Eindampfung von Meereswasser.
Salzabfolgen sind jedoch häufig unvollständig, da Zufuhr von frischem Meerwasser die Ausscheidung
beispielsweise der Chloride unterdrückt oder zu deren Auflösung führen kann. Die als Kaliumdünger und
Rohstoff für die chemische Industrie sehr begehrten Kalisalze sind daher selten. Kalisalze findet man
häufiger in abgeschlossenen kontinentalen Riftsystemen mit kalireichen, leicht verwitternden Gesteinen im
Einzugsgebiet (z.B. Oberrheingraben im Eozän).
Die evaporitischen Gesteine sind meist monomineralisch und gleichen in ihren Eigenschaften den Mineralen
(s.o.).
Salzgesteine sind unter Auflastdruck fließfähig, und da ihre Dichte (s.o.) geringer als die des gewöhnlichen
Nebengesteins (Sandsteine etwa 2,5 g/cm3, Kalksteine etwa 2,75 g/cm3) ist, kommt es zur Bildung von
Salzdiapiren ('Salzstock'; Abb. III.8.). Am Rand des Salzstocks kommt es zur Aufschleppung der
Nebengesteinsschichten, so dass sich hier unter undurchlässigen tonigen Schichten Erdölfallen bilden
können, wie dies in Norddeutschland der Fall ist.
43
Abb. III.6: Schnitt durch den Salzstock von Wienhausen-Eicklingen (Celle) (aus Hohl 1985, S. 209).
III. 3. Organogene Sedimentgesteine
Organogene Sedimentgesteine sind vorwiegend aus Hart- und Weichteilen von Organismen aufgebaut. Sie
werden hier wie folgt eingeteilt:
-
Organogene Kalke bzw. Karbonatgesteine
Kieselig-organogene Sedimente
Phosphatische Sedimente
Kaustobiolithe (brennbare Gesteine)
Organogene Kalke
Kalk oder Kalkstein ist der allgemeine Ausdruck für ein aus Kalzit aufgebautes Sedimentgestein. Der Begriff
macht keine Aussage darüber, ob das Gestein sich durch anorganische Ausfällung gebildet hat (was sehr
selten ist) oder ob Organismen an seiner Bildung direkt (Aufbau des Gesteins aus Kalkgerüsten von
Einzellern oder Schalen- und Skelettbruchstücken) oder indirekt (Entzug von CO2 aus dem Wasser durch
Photosynthese) beteiligt waren. Fast alle Kalke sind organogen, auch wenn Fossilen nicht erkennbar sind.
Viele Kalkschwämme und Kalkalgen stützen ihr Gewebe mit winzigen Aragonitnadeln, die beim Verwesen
der organischen Substanz zerfallen und dann mikritische (sehr feinkörnige, „dichte“) Kalke bilden
(synsedimentär veränderte organogene Kalke). Auch das Abweiden oder Zerbohren von Korallen durch
Invertebraten erzeugt große Mengen von Mikrit. Bei vielen Kalken wird ihre organogene Bildung durch das
Vorkommen von Fossilien deutlich (makrofossilreiche organogene Kalke). Sind die gesteinsbildenden
Fossilien erst im Mikroskop erkennbar, bezeichnet man das Gestein als mikrofossilreichen organogenen
Kalk. Das Gestein wird nach dem (vorherrschenden) gesteinsbildenden Fossil oder der Fossilgruppe benannt.
Die Organismenreste bestehen aus Skeletten unterschiedlicher Mineralogie (Kalzit, Niedrig-Mg-Kalzit,
Hoch-Mg-Kalzit, Aragonit), die dann sekundär, also diagenetisch, zu Kalzit oder Dolomit umgewandelt
werden. Diese Umkristallisierung kann die Fossilien völlig zerstören, so daß sich diagenetisch veränderte
organogene Karbonate bilden, z.B. ein Riffdolomit.
Die wichtigsten planktonischen Kalkbildner sind heute Coccolithophorida (Kalkalgen), Globigerinen
(Foraminiferen) und Pteropoden (Flügelschnecken). Planktonisch heißt, dass diese in der photischen
(lichtdurchdrungenen) Zone schwebend leben und nach ihrem Tod durch die Wassersäule absinken. Eine
Ablagerung von Kalk am Meeresboden ist aber nicht bis in eine beliebige Tiefe möglich, da abhängig von
der Temperatur, dem CO2- und O2-Partialdruck und dem Salzgehalt des Tiefenwassers die Skelettreste
zunehmend aufgelöst werden. Den Beginn der Anlösung bezeichnet man als Lysokline, wobei die Aragonit44
Lysokline in ca. 2500-3000 m Tiefe, die Kalzit-Lysokline in ca. 3500-4000 m Wassertiefe liegt. Die absolute
Untergrenze für eine Karbonaterhaltung bezeichnet man als Kalzit-Kompensationstiefe (CCD) bzw.
Aragonit-Kompensationstiefe (ACD). Diese liegen nochmals ca. 1000 m tiefer als die entsprechende
Lysokline. Aufgrund der unterschiedlichen Löslichkeit von Aragonit und Kalzit findet man gelegentlich in
Kalken die Formen völlig weggelöster aragonitischer Skelette (z.B. Ammoniten), während kalzitische
Skelette, wie z.B. die Kieferplatten der Ammoniten (Aptychen), erhalten sind. Die angegebenen Tiefen sind
sehr variabel. Die CCD sinkt in Äquatornähe bereichsweise bis unter 5000 m ab. In Tiefen >3000 m
befindet sich die CCD seit ca. 35 Millionen Jahren. Zuvor, und speziell in der Kreidezeit, befand sich die
CCD oft in deutlich geringerer Wassertiefe.
Mikrofossilreiche organogene Karbonate
Coccolithenkalk: Zur großen Gruppe der Algenkalke gehören z.B. die Schreibkreide und viele Plattenkalke
(z.B. aus Solnhofen). Beide werden aus Coccolithen, den Skelettelementen der Coccolithophorida (III.9.),
aufgebaut. Coccolithophorida (d.h. Coccolithen-Träger) sind marine, planktonisch lebende Grünalgen, die
einen vorwiegend kugeligen, gallertartigen Körper mit aufsitzenden Kalkplättchen (Coccolithen) haben. Der
Durchmesser dieser Kalkplättchen liegt bei 2-10 µm. Coccolithophorida gibt es seit dem späten Jura, rezent
bewohnen sie massenhaft die wärmeren Meeresregionen.
Stromatolithen: (laminierte Algenkalke). Hier führt die Photosynthese-Tätigkeit von Cyanobakterien
(„Blaugrünalgen“) zur Abscheidung von Kalkkrusten auf der Oberfläche von Algenmatten, die allmählich
flächenhaft nach oben wachsen. Cyanobakterien sind typisch für supratidales Milieu, d.h. der randmarine
Ablagerungsraum wurde nur bei Springtiden und Sturmfluten unter Wasser gesetzt. Die winzigen
Kalkausscheidungen der Cyanobakterien bestehen aus Hoch-Mg-Kalzit, der diagenetisch häufig in Dolomit
umgewandelt wird. Die Algenmatten werden gelegentlich bei Sturmfluten zertrümmert und umgelagert,
wodurch sich Stromatolithbrekzien bilden können. In den Uferbereichen abgeschlossener tropischer Seen
mit rasch wechselnder, teilweise geringer Salinität und schwankendem Wasserpegel siedelten
Cyanobakterien am Spülsaum des Ufers und um Schilfhalme, deren äußere Form durch die Krusten des
lakustrinen Stromatolithkalks überliefert wurden. Stromatolithe waren besonders im Präkambrium und
Altpaläozoikum wichtig, bildeten sich aber auch bis in jüngste Zeit. Stromatolithe sind wichtige Kalkbildner
der großen Karbonatplattformen der Nördlichen Kalkalpen, d.h. sie haben etwa die halbe Masse dieses
Gebirges in 30 Millionen Jahren als Hoch-Mg-Kalzit aus dem Meerwasser ausgefällt.
Grünalgenkalke: Grünalgen siedeln typischerweise im flachen, warmen, ruhigen Wasser der Lagunen und
sind ebenfalls wichtige Karbonatproduzenten der tropischen Karbonatplattformen. Manche Grünalgen wie
z.B. Penecillus zerfallen zu Aragonitnadeln, während andere in ihrer Form erhalten bleiben.
Rotalgenkalke bilden sich z.B. in etwas größerer Wassertiefe auf dem tropischen Schelf durch langsames
Wachstum und unregelmäßiges Umwenden durch Wellen in Form von Onkoiden. Onkoide sind rundliche
bis bohnenförmige, konzentrisch-schalige Kalkkörper bis etwa 3 cm Durchmesser, die im Zentrum einen
Kern (Muschelrest, kleines Steinchen o.ä.) aufweisen, auf dem die Algen gesiedelt haben. Inkrustierende
Rotalgen kommen aber im Gegensatz zu Cyanobakterien und Grünalgen auch verbreitet in temperierten
Meeren vor und sind sogar wichtige Produzenten der sogenannten Kaltwasserkarbonate, wie sie z.B. an der
norwegischen Küste entstehen. Rotalgen bilden in der Regel Krusten und wachsen auf jedem verfügbaren
Untergrund. Werden umkrustete Partikel regelmäßig von Wellen umhergerollt, können sich tennisballgroße
doldenartige Gerüste aus Rotalgen bilden.
Foraminiferenkalk: Foraminiferen sind zu den Rhizopoda gehörende tierische Einzeller. Sie leben
überwiegend marin und bauen ein ein- oder mehrkammriges Gehäuse (Ø 0,05-50 mm) auf. Baustoff der
Gehäuse ist Tektin (eine hornartige Substanz) und agglutinierte Fremdkörper oder Kalzit.
Foraminiferen leben benthonisch und seit der Kreidezeit auch planktonisch. Foraminiferenschlamm ist heute
im offenmarinen, pelagischen Bereich sehr verbreitet und ist damit das am weitesten verbreitete rezente
organogene Sediment (Globigerinenschlamm). Gelegentlich kommen Großforaminiferen als Gesteinsbildner
vor: Fusulinen im Karbon und Perm, Alveolinen und Nummuliten (Nummulitenkalke) im Tertiär.
45
Abb. III.7: Einige Mikrofossilien, die
organogene Sedimente aufbauen (nicht
maßstäblich).
Makrofossilreiche oranogene Karbonate (meist Kalke)
Riffkalk: Besteht aus den Kalkgerüsten von riffbildenden Organismen, z.B. Korallen, Bryozoen,
gerüstbildende Kalkalgen, Schwämmen, Austern etc.. Auch Einzelbezeichnungen (Korallenkalk,
Bryozoenkalk) sind üblich, wenn eine Art Riffbildner vorherrscht.
Schillkalk (Lumachelle): Besteht aus Schalenresten und Bruchstücken von Muscheln sowie auch
Brachiopoden und Schnecken, die durch Wellenbewegung zusammengeschwemmt wurden. Brachiopoden
sind überwiegend marine Filtrierer mit einem bilateralsymmetrischen, zweiklappigen Gehäuse. Es gibt
sessile und freiliegende Formen.
Schneckenkalk: Besteht aus den Überresten von Schneckenschalen (marin, brackisch oder lakustrin).
Echinodermenkalk: Aus den Überresten von Echinodermen (v.a. Crinoiden und Seeigeln) aufgebaut.
Echinodermen besitzen Skelettelemente aus mm-großen Hoch-Mg-Kalzit-Kristallen, die viele Poren
aufweisen. Diagenetisch werden diese Einkristalle in reinen Kalzit umgewandelt, wobei die Porenräume in
derselben kristallographischen Orientierung ausgefüllt werden, die der umgebende Kristall aufweist
(epitaktisches Wachstum), d.h. die Skelettelemente der Echinodermen bestehen nach der Diagenese aus je
46
einem Kalzit-Einkristall, erkennbar an der sehr guten Spaltbarkeit (im Ganzen glänzende Spaltflächen).
Hieran sind Echinodermenreste immer leicht zu erkennen. Die meisten Echinodermenkalke sind aus den
Stielgliedern (Trochiten) von Seelilien (Crinoiden) aufgebaut und werden dann auch als Crinoiden- bzw.
Trochitenkalke bezeichnet.
Cephalopodenkalk: Aufgebaut aus den mit Sediment verfüllten Gehäusen von Cephalopoden (Ammoniten,
Orthoceraten etc.).
Abb. III.8: Einige der Makrofossilien, die organogene Sedimente aufbauen (nicht maßstäblich, zusammengestellt nach
Lehmann & Hilmer 1997).
47
Synsedimentär veränderte organogene Karbonate
Schwammkalk: Kalksteine aus Kalkschwämmen oder sekundär verkalkten Kieselschwämmen
(Schwäbische Alb). Die Schwämme sind manchmal im Anschlag als dunklere, strukturierte Stellen
erkennbar, die typischerweise die Form von Kegelschnitten zeigen, da die meisten Schwämme teller- bis
spitzkegelige Körper aufbauen. Meist erkennt man aber nur Mikrit, weil die Schwämme völlig zerfallen sind.
Knollenkalk: Solche Kalke bilden sich verbreitet bei sehr geringer Sedimentationsrate (Mangel- oder
Hungersedimentation) im Tiefenbereich zwischen Kalzit-Lysokline und -Kompensationstiefe. Die Kalke
bestehen aus Mikrit und manchmal aus dem ursprünglich aragonitschaligen Ammoniten und anderen
Makroresten, die aber kaum erhalten bleiben. Diese Kalke weisen durch starke Lösungsvorgänge am
Meeresboden eine knollige Struktur auf und sind meit auffällig bunt oder rot gefärbt, weil durch die
Mangelsedimentation und Tiefenströmungen Eisen angereichert wird. Diese roten Knollenkalke entstehen
typischerweise auf Schwellen im offenen Meer, wo Strömungen die Sedimentation behindern und
sauerstoffreiches Wasser zur Bildung von Hämatit (Fe2O3) führt, der in feinen Partikeln die Rotfärbung
verursacht.
Mergel: Mergel besteht aus umgelagertem Mikrit, der aus zerfallenen Organismenresten hervorging, und
einer Beimengung von Ton, die vom Land eingeschwemmt wird. Mergel sind weicher und
verwitterungsanfälliger als Kalke.
Diagenetisch veränderte organogene Karbonate
Dolomit: Der Dolomit ist ein weißes, graues, häufig gelbliches, oft gröberkörniges (zuckerkörniges) Gestein,
das aus dem Mineral desselben Namens aufgebaut wird. Dolomit kann frühdiagenetisch in Lagunen gebildet
werden. Dann bleiben meist auch die Reste der karbonatproduzierenden Organismen und Sedimentgefüge,
häufig gebildet von Cyanobakterien, erhalten (s.o.). Bei weitem häufiger beobachtet man die Umwandlung
von Kalkstein in Folge diagenetischer Reaktionen durch teilweisen Ersatz von Ca durch Mg (z.B. im
Mischungsbereich von Meer- mit Süßwasser oder beim Rückströmen hypersaliner Lösungen von Lagunen in
Richtung Meer). Bei diesem Vorgang werden Fossilien oder andere Strukturen zumeist zerstört.
Exkurs:
Neben reinen Kalksteinen treten auch organogene Sedimente auf, die nicht nur aus Kalzit aufgebaut
werden, sondern Mischungen aus Kalzit mit anderen Mineralen darstellen. Die wichtigsten dieser Gesteine
sind:
Kalzit + Quarz: kieseliger Kalk (hart) – wird bei den kieselig-organogenen Sedimenten behandelt
Kalzit + Bitumen (organische Substanz): bituminöser Kalk, Stinkkalk (dunkel, riecht beim Anschlagen) –
wird unten bei den Kaustobiolithen behandelt (s.u.)
Kalzit + Tonminerale: Kalkmergel und Mergel (ähnelt einem weichen bis mürben Kalk) – wurde oben bei
den synsedimentär veränderten organogenen Karbonaten angesprochen
Kieselig-organogene Sedimentgesteine
Kieselige Sedimentgesteine bestehen hauptsächlich aus den kieseligen Hartteilen von Einzellern oder
anderen Organismen, die ein Skelett aus amorpher Kieselsäure (sog. Skelettopal) besitzen. Skelettopal ist
nicht stabil, sondern kristallisiert zu sehr feinkörnigen SiO2-Modifikationen um (Chalcedon, Quarz).
Radiolarit: Hauptbestandteil sind Gehäuse von Radiolarien (Abb. III.9), planktonisch lebenden marinen
Einzellern aus der Gruppe der Actinopoda (Strahlentierchen). Ihre Größe beträgt zwischen 0,1 und 0,5 mm.
Radiolarienschlamm findet sich als Tiefseesediment unterhalb der CCD in niederen Breiten. Radiolarit ist
sehr hart, dicht, scharfkantig brechend mit muscheligem Bruch. Seine Farbe ist meist rötlich, aber auch grün,
grau, braun oder schwarz. Obwohl die Diagenese Sedimentstrukturen in Radiolariten oft auslöscht, kann man
diese durch Röntgenstrahlen manchmal sichtbar machen. Strukturen, wie sie für durch Konturenströme und
Turbidite (Abb. III.3) typisch sind, sind dann oft erkennbar.
48
Kieselschiefer (Lydit): Der Kieselschiefer ist ein Radiolarit, der plattig spaltet und meist durch ein kohliges
oder graphitisches Pigment schwarz gefärbt ist. Er ist im Paläozoikum häufig.
Kieselkalk: Unterschiedlich gefärbt (rot, schwarz, braun, grau) sind Kieselkalke durch diffus verteilte
Kieselskelette und eine entsprechende Härte gekennzeichnet. Kieselkalke reagieren unterschiedlich stark mit
Salzsäure. Sie entstehen im pelagischen Milieu durch ähnlich starke Produktion kalkigen und kieseligen
Planktons im Oberflächenwasser. Aus unterschiedlichen Gründen kommt es bei der Diagenese dieser
Sedimente nicht zu einer Trennung von Kalzit und Kieselsäure, wie sie bei Hornsteinkalken beobachtet wird.
Hornsteinkalk: Entstehet zunächst wie Kieselkalk. Häufige Produzenten kieseligen Skelettmaterials sind
Radiolarien. Bei der Diagenese wird ein Großteil des kieseligen Skelettmaterials gelöst und in der Schicht als
Konkretion wieder ausgefällt. Die Hornsteine haben von ihrem dichten, hornartigen Aussehen ihren Namen.
Eine intensivere, rote, grüne oder meist schwarze Färbung ist allgemein in den kieseligen Anteilen der
Hornsteinkalke zu beobachten.
Feuerstein (Flint): Feuersteine sind wie Hornsteine diagenetisch durch Stoffwanderung entstandene
Kieselknollen, die in bestimmten Kalksteinen häufig sind. Das SiO2 stammt im wesentlichen aus den
Skelettelementen von Kieselschwämmen (Schwammnadeln). Die unregelmäßig geformten FeuersteinKonkretionen der Schreibkreide z.B. auf Rügen sind in Coccolithenkalk eingebettet und können bis zu einem
Meter Länge erreichen.
Kieselgur (Diatomeenerde): Die Kieselgur besteht i.w. aus Diatomeen, d.h. einzelligen Algen mit einem
zweiklappigen Gehäuse aus amorpher Kieselsäure. Diatomeen leben sowohl im Süß- als auch im
Meerwasser. In hohen Breiten bildet Diatomeenschlamm das Tiefseesediment unterhalb der hier wesentlich
höher liegenden CCD. Als rezentes Lockersediment lakustriner Bildung ist Diatomeenerde ein extrem
leichtes, weil hochporöses, helles und weiches Gestein mit einem enormen Adsorptionsvermögen. Sie wird
als Filtermaterial (auch im Lebensmittelbereich) und als Isolationsmaterial verwendet. Darüber hinaus findet
sie Verwendung als Schleif- und Poliermittel (z.B. in Zahnpasta) und als Trägersubstanz für Sprengstoff
(Dynamit). Lakustrine Diatomeenerde ist aufgrund des Porenwassercharakters viel weniger von der
Diagenese betroffen als marine Diatomeenschlämme.
III. 4. Phosphatische Sedimentgesteine
Das wichtigste Mineral der phosphatischen Sedimente ist der Apatit: Ca5(PO4)3 (F,Cl,OH). Dieses Mineral
baut die phosphatischen Hartteile von Organismen auf (Zähne, Knochen, Schuppen der Wirbeltiere). Ein
Gestein, das reich an solchen Organismenresten ist, wird Bonebed (oder Knochenbrekzie) genannt. Ein
Bonebed findet sich z.B. auf dem in Küstennähe abgelagerten Rhätsandstein an der Basis des Jura bei
Pfrondorf (Tübingen).
Phosphorite entstehen in marinen Auftriebsgebieten. Sie können zu Knollen von Faustgröße heranwachsen.
Guano und der Höhlenguano, hingegen wird aus den phosphathaltigen Exkrementen von Seevögeln bzw.
Fledermäusen gebildet und stellt wie der Phosphorit einen natürlichen Phosphatdünger dar.
Exkurs:
Organogene Sedimente sind wichtig für paläogeographische und paläoklimatische Rekonstruktionen. Sie
können Auskunft über verschiedene Umweltfaktoren geben:
Salinität: Marine Lebewesen sind u.a. Cephalopoden, Korallen, Radiolarien, Echinodermen. Hypersaline
Verhältnisse werden nur von wenigen Organismen wie z.B. Kalkalgen toleriert. Brackisches Milieu gestattet
spezialisierten Gastropoden und Muscheln, sich massenhaft auszubreiten. Bestimmte Diatomeen existieren
nur im Süßwasser.
Lichtverhältnisse bzw. Wassertiefe, Temperatur: Riffkorallen leben mit photosynthesetreibenden Algen in
Symbiose, daher benötigen sie helles, flaches Meerwasser. Sie benötigen eine Mindestwassertemperatur
von etwa 20 oC und klares Wasser. Diatomeen lieben eher kaltes Wasser, Radiolarien eher warmes.
Miesmuscheln
filtrieren
schlammiges
Wasser
und
tolerieren
starke
Salinitätsund
Temperaturschwankungen.
Produktivität: Diatomeen und Radiolarien bevorzugen Auftriebswässer. Küstennahe Auftriebswässer sind oft
durch phosphatische Anreicherungen gekennzeichnet, da sie nährstoffreich sind und daher eine reiche
Lebewelt ermöglichen.
Beschaffenheit des Meeresbodens: Es gibt Hartgrund- und Weichgrundbewohner.
49
III. 5. Kaustobiolithe
Kaustobiolithe sind brennbare Gesteine (griech. kausis: das Verbrennen).
Kohle: Der bedeutendste Kaustobiolith ist die Kohle, die aus der Inkohlung von pflanzlichen Stoffen
entsteht. Inkohlung ist ein diagenetischer Prozeß, der mit zunehmender Versenkungstiefe und
Temperaturerhöhung zur Anreicherung von elementarem Kohlenstoff führt. Eine Beschränkung der
Sauerstoffzufuhr verhindert die Verrottung des organischen Materials und seine Oxidation zu CO2. Es gibt
paralische Kohlenwälder, die im Küstenbereich gebildet werden (Teile der Ruhrkohle), und limnische
Kohlen, die in Mooren, verlandenden Seen und Flussauen gebildet werden (Tertiär der Niederrheinischen
Bucht, Saarkohle).
Pflanzen: Holz
Torf
Lignit
Braunkohle
Steinkohle
Anthrazit
80% flüchtige Bestandteile (Wasser, Kohlenwasserstoffe)
65 % flüchtige Bestandteile
55 % flüchtige Bestandteile
50 % flüchtige Bestandteile
45 % flüchtige Bestandteile
<10 % flüchtige Bestandteile
Tabelle III.5: Anteil der flüchtigen Bestandteile von Kohlen in Abhängigkeit zum Inkohlungsgrad.
Ölschiefer: Im Gegensatz zur Inkohlung führt die Bituminierung zur Bildung von Kohlenwasserstoffen.
Ausgangsprodukt ist hier i.w. tierisches Material (Plankton u.a.).
Der Ölschiefer ist ein Schieferton mit einem hohen Gehalt an organischer Substanz (15-20 %
Bitumengehalt), der sich als Faulschlamm (Sapropel) abgelagert hat. Dieser Faulschlamm bildet sich im
anoxischen (euxinischen) Milieu, d.h. unter Sauerstoffabschluß. Die sauerstofffreie Zone beginnt oft bereits
über dem Bodenniveau, so dass kein Bodenleben möglich ist und die Sedimentation ruhig und ohne
Bioturbation erfolgt. Ölschiefer zeichnen sich durch ungestörte Fossilerhaltung (mit Weichteilen) aus.
Rezent bilden sich solche Faulschlämme, z.B. im Schwarzen Meer (Euxinisches Meer der Griechen). Ein
fossiles Beispiel ist der Lias epsilon mit der Fossillagerstätte Holzmaden.
Bitumenmergel/bituminöser Kalk: Ein weiterer produktiver Horizont des Lias epsilon ist ein bis zu 30 cm
mächtiger kalkiger Horizont, der beim frischen Anschlag intersiv nach Kohlenwasserstoffen riecht. Es
scheint, dass die Karbonatdiagenese die flüchtigen Kohlenwasserstoffe hier besser einschließen konnte als
der Ölschiefer.
Ein produktiver Horizont mit einer Ausdehnung in der gesamten Paratethys (also bis Zentral-Asien) wurde
zu Beginn des Oligozäns gebildet. Die Stücke unserer Sammlung zeigen, dass außer marinem organischen
Material auch Blätter und Holzstücke und somit viel terrestischer Kohlenstoff eingetragen wurde. Derartige
Horizonte kennzeichnen auch viele anoxische Ereignisse mit Sapropel-Horizonten in anderen Becken
(Adria: Pliozän-Pleistozän; Atlantik,
Vocontisches Becken: Kreide).
Bei größeren Versenkungstiefen wird das
Bitumen als flüchtiger Bestandteil mobilisiert, die Kohlenwasserstoffketten
wer-den in kürzere zerlegt und das
Bitumen wandert als Erdöl aus dem
Ölschiefer oder den bituminösen Kalken
(Erdölmutter-gestein) aus. Es kann sich
unter geeigneten Bedingungen in porösen
Sandsteinen, Riffkalken o.ä. (Erdölspeichergestein) sammeln.
Abb. III.9: Das "Erdölfenster".
50
Kursfragen "Sedimentgesteine"
Was sind Sedimentgesteine und wie werden sie untergliedert?
Wie bezeichnet man den Prozess der Gesteinsentstehung?
Beschreiben Sie eine Grauwacke.
Wie und woraus entsteht Kohle?
Wie werden klastische Sedimentgesteine unterteilt?
Was ist eine Arkose?
Welche Sedimentstrukturen gibt es in klastischen Sedimentgesteinen?
Nennen Sie schlecht sortierte klastische Sedimentgesteine, die im terrestrischen, wie im marinen Milieu
gebildet werden. Beschreiben Sie den Transport- und Ablagerungsprozess dieser Sedimente.
Beschreiben Sie einen Turbidit. Wie entsteht er?
Welche Minerale bauen chemische Sedimente auf? Reihen Sie diese nach ihrer Löslichkeit von schwer bis
leichtlöslich ein.
Was ist ein Oolith und wie entsteht er?
Wie unterscheiden Sie Kalzit, Dolomit, Gips, Anhydrit, Steinsalz und Kalisalze?
Welche Faktoren beeinflussen die Kalzit-Ausfällung? Nennen Sie entsprechende Gesteine und die
dazugehörigen Ablagerungsräume.
Welche Karbonatminerale kennen Sie?
Welche Nomenklatur für Karbonate kennen Sie?
Was sind organogene Sedimentgesteine?
Wie bildet sich ein Hornsteinkalk?
Welche Organismen tierischer und pflanzlicher Natur bauen organogene Sedimentgesteine auf?
Wie setzt sich Tonstein, Mergel und Schreibkreide zusammen?
Nennen Sie kieselige Sedimentgesteine.
Was ist Bioturbation?
Wie und wo entstehen Lössablagerungen?
51
IV. METAMORPHE GESTEINE
IV. 1. Die Gesteinsmetamorphose
Metamorphose ist die Umwandlung eines Gesteins unter sich ändernden Druck- und
Temperaturbedingungen. Diese Veränderung vollzieht sich durch Umkristallisation mit oder ohne
Verformung des Gesteinsgefüges und unter Beibehaltung des festen Zustands. Die Grenze zur Diagenese
wird bei einer Temperatur von knapp 200oC gezogen. Die Diagenese geht kontinuierlich in die
Metamorphose
über.
Die
Aufschmelzung des Gesteins
definiert die Obergrenze der
Metamorphose. Auch hier ist die
Grenze nicht eindeutig festgelegt,
sondern vor allem abhängig vom
Druck, Temperatur, Chemismus
des Gesteins und der Menge des
anwesenden Wassers (als OH-Ionen). Gesteine befinden sich zu
Beginn der Schmelzbildung im
Bereich
der
Metamorphose,
solange sie noch überwiegend im
festen Zustand sind (Frey &
Bucher 1994).
Es werden folgende Haupttypen
der Metamorphose unterschieden
(Abb. IV.1):
Abb. IV.1: Haupttypen der
Metamorphose. DruckTemperatur-Diagramm
mit den Feldern der
verschiedenen
metamorphen Fazies (nach
Press & Siever 1995).
Abb. IV.2: DruckTemperatur-Diagramm mit
Indexmineralen und
Mineralreaktionen (nach
Press & Siever 1995).
52
Regionalmetamorphose: Sie ist in Bereichen intensiver Krustenbewegungen, also im Orogenbereich,
verbreitet. Sie erfolgt unterhalb von 5-6 km Tiefe, wobei Druck, Temperatur und Durchbewegung wirken
(dynamische Metamorphose).
Hochdruckmetamorphose: Sie ist durch hohen Druck bei relativ niedrigen Temperaturen gekennzeichnet.
Sie tritt in Subduktionszonen auf, wo kaltes Gesteinsmaterial rasch in die Tiefe verfrachtet wird.
Kontaktmetamorphose: Sie ist eine temperaturbetonte statische Metamorphose (d.h. ohne wesentliche
Durchbewegung) bei relativ geringem Umgebungsdruck in der direkten Umgebung von Plutonen, die in
deutlich kühleres Nebengestein eindringen.
Eine metamorphe Fazies (Abb. IV.1). wird mit einer bestimmten Gesteinsart umschrieben (z.B.
Blauschieferfazies). Diese Bezeichnungen stehen stellvertretend für Mineralparagenesen, d.h. eine Gruppe
von Mineralen die sich unter etwa gleichen P-T Bedingungen bilden. Die Minerale, die eine Zone oder
Fazies charakterisieren, werden Indexminerale genannt (Abb. IV.2). Die Kontaktmetamorphose umfaßt die
Hornfelsfazies, die Regionalmetamorphose die Zeolith-, Grünschiefer-, Amphibolit- und Granulitfazies und
die Hochdruckmetamorphose die Blauschiefer- (= Glaukophanschiefer-) und Eklogitfazies.
Glaukophanschieferfazies
550°
▲
Eklogitfazies
Abb. IV.3: Auftreten verschiedener Metamorphosegrade an einem Aktiven Kontinentrand.
Die Regionalmetamorphose wird häufig durch die Angabe des Metamorphosegrades charakterisiert. Die
Grenzen werden in erster Linie durch den Temperaturanstieg bestimmt, da viele Mineralumwandlungen vor
allem durch die Temperaturänderung, weniger durch den Druck, beeinflusst werden. Es wird zwischen sehr
niedriggradiger (200-350 oC), niedriggradiger (350-550 oC), mittelgradiger (550-650 oC) und hochgradiger
Metamorphose (>650 oC), entsprechend Anchi-, Epi-, Meso- und Katazone, unterschieden.
Die Metamorphosebedingungen können anhand der Mineralparagenese im Handstück abgeschätzt werden.
Die Abschätzung der Druck-Temperatur-Bedingungen ermöglicht dann Aussagen über den Verlauf der
Versenkung des Gesteins. Die Gesteine liefern Hinweise auf die plattentektonische Position, unter denen sie
entstanden sind und auf die Prozesse, die bei deren Bildung eine Rolle gespielt haben.
Eine statische Metamorphose findet unter allseitigem, lithostatischem Druck ohne gerichteten, tektonischen
Druck statt. Die Kontaktmetamorphose läuft typischerweise unter statischen Bedingungen ab.
Tritt eine Durchbewegung des Gesteins infolge eines gerichteten Drucks (Stress – in Verbindung mit Faltung
oder Überschiebung) auf, wird von dynamischer Metamorphose gesprochen. Sichtbares Zeichen dieses
gerichteten Drucks ist eine irreversible Verformung des Gefüges und Einregelung vorhandener und
neugebildeter Mineralkörner, die zur Schieferung führt. Diese ist besonders deutlich entwickelt, wenn der
Chemismus des Gesteins die Bildung von Schichtsilikaten (Glimmer, Chlorit) ermöglicht. Dadurch entsteht
eine bevorzugte Spaltbarkeit des Gesteins. Glimmerschiefer zeigen daher immer eine ausgeprägte
Schieferung. Die duktile (zähplastische) Verformung von Mineralen ist von den entsprechenden PTBedingungen (P: Druck, T: Temperatur) abhängig und für jedes Mineral spezifisch.
Eine intensive Verformung des Gesteins findet in duktilen Scherzonen statt, entlang derer zwei
Gesteinskörper bruchlos aneinander vorbeibewegt werden. Dadurch wird das Gefüge stark verändert. Die
Minerale kristallisieren unter Kornverkleinerung vollständig um und es entsteht ein Mylonit. Er ist durch
53
feines Korn, enge Schieferung und eine Streckungslineation gekennzeichnet, wobei gelegentlich größere
Klasten aus Granat, Pyrit, Feldspäten, etc. vorkommen. Während duktile Verformung ab einer gewissen
Temperatur (bei Quarz über 300 oC) auftritt, reagiert das Gestein bei kalter Beanspruchung durch bruchhafte
Verformung (Kataklase). Starke Kataklase führt zur Bildung eines Kataklasits oder einer tektonischen
Brekzie.
Durch kurzzeitige Bewegungen entlang von Störungszonen, die sich in Erdbeben widerspiegeln, kann es
lokal zu Aufschmelzungen des Gesteins und somit zur Bildung eines Pseudotachylits kommen. Durch das
kalte, umliegende Gestein wird die Schmelze rasch zu einem schwärzlich-braunen Gesteinsglas abgekühlt,
meist vermengt mit Bruchstücken aus dem ursprünglichen Gestein.
Exkurs:
Duktile und spröde Verformung erfolgt bei unterschiedlichen Temperaturen. Quarz ist ab ca. 300o C duktil
verformbar, der Feldspat behält jedoch bis ca. 500o C sein sprödes Verhalten bei. So können duktile und
bruchhafte Erscheinungsformen innerhalb eines Gesteins nebeneinander auftreten.
Ein typischer Fall hydrothermaler Metamorphose ist die Ozeanbodenmetamorphose an mittelozeanischen
Rücken, wo das Meerwasser durch die neugebildeten, noch mehrere hundert Grad heißen basaltischen
Gesteine zirkuliert. Chemische Reaktionen zwischen Wasser und Gestein führen zur Veränderung des
Ausgangsgesteins durch Neubildung schwach metamorpher Minerale wie z.B. Chlorit und Albit aus Pyroxen
bzw. Plagioklas.
Die Impaktmetamorphose oder Stoßwellenmetamorphose hat nur lokale Bedeutung und wird durch
Einschläge von Meteoriten erzeugt. Extrem hohe Drücke und Temperaturen können Aufschmelzung und
Verdampfung des kosmischen Körpers und des Nebengesteins zur Folge haben. Im Nördlinger Ries entstand
so vor ca. 14.7 Millionen Jahren der Suevit, eine verschweißte Brekzie mit blasig erstarrtem Gesteinsglas.
Exkurs:
Die metamorphe Umwandlung von Gesteinen
Die Temperatur und der Druck
nehmen in der Erde mit zunehmender
Tiefe zu. Die Rate dieser Temperaturzunahme ist der geothermische
Gradient und beträgt normanerweise
etwa 30o C/km, variiert jedoch je nach
plattentektonischer Position und der
Krustenzusammensetzung zwischen
5 und 60o C/km.
Für ein Gestein bedeutet die Versenkung in zunehmende Tiefe eine
ständige Druck- und Temperaturzunahme. Dadurch ergibt sich ein
sogenannter Druck-Temperatur-Zeit
Pfad, oder P-T-t-Pfad. Die Maximaltemperatur wird dabei erst später
erreicht als der Maximaldruck. Die
Aufheizung des Gesteins wird als
prograde Metamorphose bezeichnet.
Abb. IV.4: P-T-t-Pfad metamorpher Schiefer, die eine Versenkungsmetamorphose und anschließende Hebung eines
tonigen Ausgangsgesteins zeigen. Eingezeichnet sind Indexminerale für die verschiedenen Metamorphosestadien
(nach Yardley, Barber & Gray 1987).
54
Nach Erreichen der Maximaltemperatur beginnt der Gesteinskörper wieder abzukühlen. Dabei kann es zu
retrograden Mineralreaktionen kommen (Diaphthorese).
Prinzipiell können zwei Arten der Umwandlung von Gesteinen während der Metamorphose beobachtet
werden:
Durch Phasenumwandlungen infolge chemischer Reaktionen werden die ursprünglichen Minerale durch
neue metamorphe Minerale ersetzt.
Treten Phasenumwandlungen innerhalb eines Gesteins auf, können diese chemischen Austauschprozesse
nur unter dem Vorhandensein flüchtiger Bestandteile (meist H2O oder CO2) stattfinden. Besitzen die
neugebildeten metamorphen Gesteine einen mehr oder weniger gleichen Chemismus wie das
Ausgangsgestein, spricht man von isochemischer Metamorphose. Der Chemismus eines Gesteins kann sich
aber auch erheblich ändern, wobei heiße Lösungen durch das Gestein zirkulieren und Stoffe austauschen
können (Metasomatose).
Die Kristallisation von Mineralen führt zu Gefügeumwandlungen. Die Einregelung von Mineralen oder das
orientierte Wachstum neugebildeter Minerale erzeugt eine Schieferung, die besonders ausgeprägt ist, wenn
viele Schichtsilikate (Glimmer, Chlorit) vorhanden sind. Kalzit, Quarz u.a. Minerale können in plastischem
Zustand geplättet oder gelängt und so in die Schieferung eingeregelt werden.
Bei hochgradiger Metamorphose kann es zu einer teilweisen Aufschmelzung (Anatexis) des Gesteins
kommen. Diese Gesteine werden als Anatexite oder Migmatite bezeichnet. Ab etwa 650o C beginnen
Gemische aus Quarz, Alkalifeldspat und Plagioklas zu schmelzen. Schreitet die Aufschmelzung weiter fort,
bilden sich am Ende Magmenkörper, die in die höhere Kruste aufsteigen können.
IV. 2. Nomenklatur metamorpher Gesteine
Das Präfix "Meta-" das dem Namen des ehemals magmatischen oder sedimentären Ausgangsgesteins
vorangesetzt wird, kann eingesetzt werden, wenn das Ausgangsmaterial bekannt ist, oder dessen Strukturen
noch gut erkennbar sind (z.B. Metagrauwacke, Metapelit oder Metagranit).
Viele Gesteinsbezeichnungen implizieren schon im Namen die mineralogische Zusammensetzung. Aus dem
Kalkstein wird ein Marmor, aus dem Sandstein ein Quarzit, aus Mergel ein Kalksilikatgestein, aus dem
Basalt ein Grünschiefer oder Amphibolit. Für Gesteine mit monomineralischer Zusammensetzung wird das
gesteinsbildende Mineral namensgebend, z.B. Quarzit oder Serpentinit. Um eine detailliertere Beschreibung
eines Gesteins zu ermöglichen, können die wichtigsten erkennbaren metamorphen Minerale in der
Reihenfolge ihrer Häufigkeit vor dem eigentlichen Gesteinsnamen genannt werden, z.B. GranatGlimmerschiefer, Sillimanit-Muskovit-Schiefer, Staurolith-Disthen-Granat-Glimmerschiefer (Granat >
Disthen > Staurolith), Zweiglimmerschiefer.
Die Beschreibung eines Metamorphits erfolgt auch oft über das Gefüge. Der Name zeigt an, ob eine
Vorzugsrichtung der Minerale im Gestein entwickelt ist und wie sie ausgebildet ist. Die Schieferung ist eine
bevorzugte Mineralorientierung, die durch die Einregelung von länglichen oder planaren (plattigen)
Mineralen, insbesondere der Glimmer entsteht. Sie ist in vielen metamorphen Gesteinen das prägende
Gefügemerkmal und wurde daher in viele Namen aufgenommen: z.B. Tonschiefer, Glimmerschiefer,
Chloritschiefer. Metapelite lassen sich in einer Reihenfolge von Gesteinen aufgrund der typischen Gefüge
einordnen:
Tonschiefer: dunkles, geschiefertes Gestein in dem die Schieferungsflächen durch die Orientierung der
feinkörnigen Muskovite (Serizit) penetrativ (durchdringend) entwickelt sind, was am typischen Seidenglanz
erkennbar ist.
Phyllit (von phyllos = Blatt): Serizit ist hier als starker Seidenglanz auf den Schieferungsflächen sichtbar.
Die Schieferungsflächen sind aufgrund des Größenwachstums von Quarz oder Kalzit meist unregelmäßig
entwickelt.
Glimmerschiefer: Die parallele Anordnung gröberer Glimmer ist mit bloßem Auge deutlich erkennbar.
Glimmerschiefer enthalten häufig Mineralneubildungen wie Granat, Disthen, Staurolith u.a.
Gneis: Gneise sind geschieferte Gesteine, die einen erheblichen Feldspatanteil (ca. > 25%) aufweisen. Die
Schieferung wird durch die Feldspatknoten uneben. Orthogneis bezeichnet ein metamorphes Gestein
magmatischer Herkunft (z.B. aus einem Granit entstanden). Paragneise sind aus Sedimenten entstandene
metamorphe Gesteine (Meta-Arkose, hochmetamorpher Metapelit). Ein Augengneis enthält linsige
(„augige“) Kalifeldspat-Großkristalle und entsteht aus einem porphyrischen Granit.
55
IV. 3. Minerale metamorpher Gesteine
Viele der schon bei den magmatischen und sedimentären Gesteinen besprochenen Minerale sind auch in den
metamorphen Gesteinen gesteinsbildend: Quarz, Feldspäte, Glimmer, Amphibole, Pyroxene, Kalzit,
Dolomit. Eine Reihe weiterer wichtiger Minerale bzw. Mineralgruppen sind dagegen für Metamorphite
charakteristisch. Die Bildung der entsprechenden Minerale ist vom Chemismus des Ausgangsgesteins und
von den jeweiligen Druck- und Temperaturverhältnissen abhängig (vgl. auch Abb. IV.2).
Epidot-Gruppe
Eigenschaften
Epidot (Klinozoisit-Pistazit)
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
metamorphe Fazies
Ca2 (Al,Fe) Al2Si3O12 (OH)
gelbgrün
stengelig oder derb
6-7
vollkommen (100)
3,35-3,45 g/cm3
u.a. Basalte
Grünschieferfazies. Retrograde Metamorphose bei der Umbildung von Ca-reichem
Plagioklas
Aktinolith, Albit, Chlorit
Vergesellschaftung
Pistazit (mit Fe3+) und Klinozoisit (Mit Al statt Fe3+) bilden die Endglieder der Mischreihe der Epidotgruppe.
Eine besondere Variante ist der rosafarbene Piemontit durch den Einbau von Mn. Der Zoisit ist eine
orthorhombische Varietät des monoklinen Klinozoisits. Zoisit ist seltener und tritt auch in
Hochdruckmetamorphiten auf.
Chlorit
Eigenschaften
Chlorit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Mg,Fe,Al)6 Si4O10 (OH)8
grün,
plättchenförmig, ähnlich den Glimmern
2-2 ½
vollkommen (001)
2,6-3,3 g/cm3
vor allem mafische, magmatische Gesteine
Grünschiefer u.a.
Grünschieferfazies, oft auch bei retrograder Metamorphose
Epidot und Aktinolith
Chlorit bildet ein Indexmineral für die Zeolith- und Grünschieferfazies. Es handelt sich um ein
glimmerähnliches, grünes Phyllosilikat, das meist feinkörnig vorliegt. Die grüne Gesteinsfarbe vieler
metamorpher und magmatischer Gesteine wird durch Chlorit hervorgerufen (z.B. Grünschiefer).
Chlorit wird vielfach auch bei der Diaphthorese von höhermetamorphen Paragenesen mit Mg-Fe-reichen
Mineralen wie Pyroxen, Amphibol, Biotit oder Granat gebildet. Diaphthorese (griech. diaphtheira
Zerstörung) ist eine retrograde Metamorphose, während der ein bereits metamorphisiertes Gestein beim
Aufstieg aus der Tiefe abkühlt und damit in einen niedereren Metamorphosegrad zurückgeführt wird. Die
Umbildung verläuft, wenn überhaupt, meist unvollständig ab, da bei der vorangegangenen prograden
Metamorphose das Gestein entwässert wurde und dieses Wasser nun als Transportmedium für die
ablaufenden Mineralreaktionen fehlt. Deshalb sind in diesen Gesteinen oft reliktische, nur zum Teil retrograd
umgewandelte Minerale zu erkennen (z.B. Granat mit Rändern aus Chlorit). Ohne das Vorhandensein von
Wasser und ohne tektonische Durchbewegung findet keine Diaphthorese statt.
56
Amphibol-Gruppe
Eigenschaften
Tremolit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Ca2 Mg5 [Si8O22] (OH)2
weiß bis grünlich
prismatisch, oftmals in faserigen Aggregaten
5–6
vollkommen (110)
3,0 – 3,2 g/cm3
quarzführende Dolomite
Dolomitmarmor, Skarn
Kontakt- und Regionalmetamorphose
Eigenschaften
Aktinolith
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Ca2 (Mg,Fe)5 [Si8O22] (OH)2
grün, graugrün, mit zunehmendem Fe-Gehalt dunkler
prismatisch, stengelig, gelegentlich radialstrahlige Aggregate
5–6
vollkommen (110)
3,1 – 3,3 g/cm3
u.a. Basalt
Grünschiefer
Grünschieferfazies
Epidot, Chlorit
Eigenschaften
Glaukophan
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Na2 (Mg, Fe)3 Al2 [Si8O22] (OH)2
bläulich bis violett
prismatisch, stengelig
6–6½
vollkommen
keine
3,1 - 3,4 g/cm3
Basalt
Glaukophanschiefer
Blauschieferfazies (Hochdruckmetamorphose)
Lawsonit, Aragonit, Omphazit
Pyroxen-Gruppe
Eigenschaften
Diopsid
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
CaMg [Si2O6]
grün
kurzsäulig mit achtseitigem Umriss
5–6
gut nach (001), Spaltwinkel von 87o
3,2 g/cm3
Kalksteine oder Dolomite
Skarn, Kalksilikatfels
Kontaktmetamorphose, höhere Regionalmetamorphose
andere Kalksilikat-Minerale
57
Eigenschaften
Omphazit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Na, Ca) (Al, Mg, Fe) [Si2O6]
grün
massig, derb
6½-7
schlecht nach (110) Spaltwinkel 87o
3,3 – 3,5 g/cm3
u.a. Basalt
Eklogite
Eklogitfazies
Pyrop-reicher Granat
Serpentin-Gruppe
Eigenschaften
Serpentin (Chrysotil, Lizardit, Antigorit)
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Dichte
Ausgangsgestein
metamorphe Fazies
Mg6 [Si4O10](OH)8
grün, schwarzgrüne dichte Massen, speckiger Glanz
derb, schuppig, faserig, wachsartiger Glanz
3–5
2,5 – 2,6 g/cm3
Peridotit
hydrothermale Umwandlung aus Olivin und Orthopyroxen, niedriggradige
Metamorphose
Olivin, Pyroxen, Magnesit, Magnetit
Vergesellschaftung
Granat-Gruppe
Eigenschaften
Granat
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Fe, Mn, Ca, Mg)3(Al, Fe3+)2[SiO4]3
meist rot, rotbraun
oft idiomorph als Rhombendodekaeder
6 ½ bis 7 ½
Keine
3,5 – 4,3 g/cm3
meist pelitische Gesteine, auch Basalte (Pyrop), Karbonatgesteine (Grossular)
Glimmerschiefer, Granulit, Eklogit
ab höherer Grünschieferfazies. Auch Kontakt- und Hochdruckmetamorphose
in vielen Gesteinen ab der mittelgradigen Metamorphose
Almandin (Fe²+- reich)
Grossular (Ca-reich)
Pyrop (Mg-reich)
Farbe
Dichte
Ausg. Gest.
Vorkom.
met. Faz.
Rot, braunrot
4,32 g/cm3
Pelite
Glimmerschiefer
Regionalmetamorphose
rot bis hellrosa
3,58 g/cm3
Basalt
Eklogit, Weißschiefer
Hochdruckmetamorphose
Vergesell.
Disthen, Staurolith,
Sillimanit
Rot (gelblich braun)
3,59 g/cm3
Kalkstein, Mergel
Skarn
Kontakt- und Abukuma-Typ
Regionalmetamorphose
Disthen, Staurolith,
Sillimanit
58
Omphazit, Disthen
Chloritoid-Staurolith
Eigenschaften
Chloritoid
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Fe,Mg)2 Al4 [SiO4]2 (OH)4
dunkelgrün bis schwarz
meist in plattigen Aggregaten und Knoten
6½
gut (001)
3,5 – 3,8 g/cm3
Al und Fe-reiche pelitische Gesteine
Chloritoidschiefer
(höhere) Grünschieferfazies
Muskovit, Chlorit
Chloritoid ist ein olivgrünes bis schwarzes, relativ hartes Mineral, das Knoten (gelegentlich knotige Pakete
mit radialstrahliger Struktur) bildet. Er wandelt sich beim Übertritt in die Amphibolitfazies in Staurolith um.
Eigenschaften
Staurolith
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Zwillingsbildung
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Fe,Mg)2 Al9 [SiO4]4 (OH)2
braunschwarz
säulig, oft charakteristische Einzelkristalle
7–7½
schlecht
Durchkreuzungszwilling (Staurolithkreuz; griechisch stavros = Kreuz)
3,65 – 3,75 g/cm3
Al- und Fe-reiche, pelitische Gesteine
in Gneisen und Glimmerschiefern
Amphibolitfazies (Mesozone)
Granat; Disthen
Die Al2SiO5-Gruppe
Zur Al2SiO5-Gruppe gehören die Minerale Andalusit, Sillimanit und Disthen. Sie unterscheiden sich nur in
der Struktur und bilden Druck- und Temperatur-abhängige Modifikationen. Der Andalusit besitzt die
geringste Dichte und ist auf den Bereich mit geringem Druck, aber mittleren bis hohen Temperaturen
(Kontaktmetamorphose und Regionalmetamorphose des Abukuma-Typs) beschränkt. Bei höherem Druck
bildet sich Disthen (Barrow-Typ, Hochdruckmetamorphose). Bei sehr hohen Temperaturen und nicht zu
hohem Druck bildet sich Sillimanit (Abb. IV.2).
Eigensch.
Andalusit
Sillimanit
Disthen
chem. Form.
Farbe
Al2SiO5
weiß, schwärzlich durch
Einschlüsse
7½
Al2SiO5
weiß
gut
3,16 bis 3,20 g/cm3
Pelite
Kontaktmetamorphose,
Abukuma-Typ
Cordierit, Granat
sehr gut
3,3 g/cm3
Pelite
Regional- und Kontaktmetamorphose
Granat, Cordierit
Al2SiO5
blau bis gräulich,
durchscheinend, weiß
4-4,5 und 6-7 in
unterschiedlichen Richtungen
sehr gut
3,55 bis 3,66 g/cm3
Pelite
Barrow-Typ, HochdruckMetamorphose
Granat, Staurolith
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausg. Gest.
met. Fazies
Vergesell.
6 bis 7
59
Weitere metamorphe Minerale
Eigenschaften
Cordierit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
(Mg, Fe)2 Al4 [Si5O18]
graubläulich bis violett, durchscheinend, ähnelt dem Quarz
Kurzsäulig, oft körnig und in Nestern und Knoten auftretend
7–7½
schlecht, muscheliger Bruch wie Quarz
3,3 g/cm3
Mg- reiche pelitische Gesteine
Gneis und Schiefer
höhere Kontakt- und Abukuma-Metamorphose
Granat, Sillimanit
Eigenschaften
Vesuvian
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Ca10 (Mg,Fe)2 Al4 [SiO4]5 [Si2O7](OH)4
grün bis braun, durchscheinend bis transparent
kurzprismatisch, xenomorph körnig, manchmal Aggregate vieler Kristalle
6½
schlecht (010)
3,35 – 3,45 g/cm3
(unreiner) Kalkstein
Skarn
Kontaktmetamorphose
Granat (Grossular), Wollastonit, Diopsid
Eigenschaften
Wollastonit
chemische Formel
Farbe
Form, Habitus
Härte
Spaltbarkeit
Dichte
Ausgangsgestein
Vorkommen
metamorphe Fazies
Vergesellschaftung
Ca3 [Si3O9]
weiß
kurzprismatisch bis stengelig, faserig, büschelig, strahlige Aggregate
5–5½
vollkommen (100), (001)
2,8 – 2,9 g/cm3
(unreiner) Kalkstein
Skarn
Kontaktmetamorphose
Kalzit, Diopsid, Granat (Grossular), Vesuvian
60
Mineral
Habitus
Farbe
Härte
Spaltbarkeit
Erkennungsmerkmale
Epidot
stengelig, derb
gelbgrün
6–7
vollkommen
Chlorit
blättrig
dunkelgrün
2–2½
vollkommen
Tremolit,
Aktinolith
stengelig
radialstrahlig
weiß - grün
5–6
Serpentin
blättrig,
schuppig,
faserig
körnig
dunkelgrün
3–5
vollkommen,
ähnlich
Hornblende
vollkommen
derb, körnig, auffällige
Farbe
Farbe, Habitus, allgemeine
Grünfärbung des Gesteins
faseriger Habitus, Farbe
rot
6 ½ – 7 ½ keine
Kontaktmetamorphose
Hochdruckmetamotphose
Regionalmetamorphose
Granat
(Almandin)
Chloritoid
Farbe, Habitus,
Farbe, häufig idiomorph
Staurolith
Knoten,
teilweise
radialstrahlig
säulig
Disthen
langsäulig
Andalusit
säulig
weiß,
schwarz
Sillimanit
meist faserig
weiß,
6–7
Graphit
feinschuppig
schwarz,
grau
1
Granat (Pyrop)
körnig
rot
6 ½ – 7 ½ keine
Farbe, häufig idiomorph
Glaukophan
langsäulig
blauviolett
6
sehr gut
Omphacit
kurzsäulig
grün
6
gut
sechsseitiger Umriß
(typisch für Amphibole)
Farbe
Granat
(Grossular)
Diopsid
Andalusit
körnig
rot, weiß
6 ½ - 7 ½ keine
Farbe, häufig idiomorph
kurzprismatisch grün
säulig
weiß,
schwarz
5-6
7½
gut
gut
Cordierit
körnig
7
keine
Vesuvian
körnig,
grünbraun,
kurzprismatisch braun
faserig,
weiß
büschelig
6½
schlecht
Farbe
weiß, durch Pigmente
häufig schwrz,
rautenförmiger Querschnitt
Farbe, muscheliger Bruch,
bildet Knoten
Farbe, Habitus
4½-5
sehr gut
Farbe, Habitus
Wollastonit
schwarz,
6,5
grünschwarz
gut
schwarzbraun
blaßblau
schlecht
blaßviolett
7–7½
4–7
anisotrop
7½
harte Knoten in
Metapeliten
säuliger Habitus, oft
sechsseitiger Umriß
vollkommen
Farbe, Spaltbarkeit,
(2 Spaltsysteme) Härteanisotropie
gut
weiß, durch Pigment häufig
schwarz, rautenförmiger
Querschnitt
vollkommen
faseriger Habitus, Farbe
(1 Spaltsystem)
vollkommen
schwarzer Strich
Tabelle IV.1: Übersicht ausgewählter Minerale der Metamorphose.
61
IV.4. Gesteine der Metamorphose
IV.4.1 Gesteine der Regionalmetamorphose
Während der Gebirgsbildung (Orogenese) kommt es zur Versenkung und Durchbewegung von Gesteinen,
was zur Umwandlung unter den Bedingungen der Regionalmetamorphose führt. Tabelle IV.3 gibt eine
Übersicht über die wichtigsten Gesteine der Regionalmetamorphose. Die Einteilung der Gesteine erfolgt
nach ihrem Mineralbestand, der vom Chemismus des Ausgangsgesteins und dem Grad der Metamorphose,
d.h. den Druck- und Temperaturbedingungen, abhängt.
Anchizone: ca.
200-350 °C; sehr
niedriggradige
Metamorphose
Epizone: ca.
350-550 °C;
niedriggradige
Metamorphose
Mesozone: ca.
550-650 °C,
mittelgradige
Metamorphose
Tonstein, Siltstein
Tonschiefer
Phyllit
Glimmerschiefer
Paragneis,
Anatexit, Granulit
Quarz, Tonminerale
Quarz, Sericit
Quarz, Sericit, Albit
Quarz, Glimmer, ±
Granat, Disthen,
Staurolith
Quarz, Feldspat,
Biotit, Granat,
Sillimanit, ±
Cordierit
Sandstein
Metasandstein,
Quarzit
Quarzit
Quarzit
Quarzit
Quarz
Arkose / Grauwacke
Quarz
Quarz
Quarz
Quarz
Metaarkose /
Metagrauwacke
Paragneis
Paragneis
Paragneis,
Anatexit, Granulit
Quarz, Feldspat,
Tonminerale
Kalkstein, Dolomit
Quarz, Feldspat,
Sericit
Quarz, Feldspat,
Glimmer
Quarz, Feldspat,
Glimmer
Quarz, Feldspat,
Biotit
Kalkmarmor,
Dolomit
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalkmarmor,
Dolomitmarmor
Kalzit, Dolomit
Ausgangsgestein
Kalzit, Dolomit
unreine Kalksteine
Kalzit, Quarz, Tonminerale
Katazone: ca.
ab 650 °C;
hochgradige
Metamorphose
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
Kalzit, Dolomit
unreiner Marmor
Kalkphyllit
Kalkglimmerschiefer Kalksilikatschiefer
Kalzit, Quarz, Sericit
Kalzit, Quarz, Sericit
Kalzit, Quarz, Muskovit Kalzit, Hornblende,
Diopsid, Granat
(Grossular)
Granit / Rhyolith
Metagranit /
Porphyroid
Metagranit
Orthogneis/
Porphyroid
Orthogneis
Orthogneis,
Anatexit, Granulit
Alkalifeldspat,
Plagioklas, Biotit
Basalt / Gabbro
Quarz, Feldspat, Biotit Quarz, Feldspat,
/ Chlorit
Chlorit, Sericit
Quarz, Feldspat,
Muskovit, Biotit
Quarz, Feldspat,
Biotit
Metabasalt /
Metagabbro
Grünschiefer
Amphibolit
Amphibolit,
Granulit
Plagioklas, Pyroxen
Albit / Plagioklas,
(Pyroxen), Chlorit
Albit /Ab-reicher
Plagioklas, Chlorit,
Epidot, Aktinolith,
Amphibol, Plagioklas,
± Biotit
Amphibol, Pyroxen,
Plagioklas, ± Granat
Tabelle IV.2: Übersicht über die wichtigsten Gesteine der Regionalmetamorphose.
Ausgangsgestein: Tonstein
Tonschiefer: Tonschiefer unterscheiden sich vom nichtmetamorphen Ausgangsgestein Tonstein durch einen
Seidenglanz auf den Schieferungsflächen, der von neugebildetem Sericit auf diesen Flächen herrührt.
Mineralbestand: Quarz, Sericit.
62
Phyllit: Ein dünnschiefrig-blättriges Gestein, bei dem der Serizit in der Schieferungsebene als
zusammenhängender Überzug erscheint. Hauptsächlicher Mineralbestand: Sericit, Quarz, auch Albit und
Chlorit. Mit zunehmender Metamorphose wächst der feinblättrige Sericit zu Muskovit heran. Die
Schieferungsflächen sind meist uneben.
Chloritoid-Schiefer: Glänzender Schiefer mit 1-2 mm großen Knoten aus Chloritoid.
Glimmerschiefer: Mittel- bis grobkörniges, gut geschiefertes Gestein mit reichlich Muskovit oder/und
Biotit, Quarz (i.a. vorherrschend). Daneben kann Plagioklas, Granat, Staurolith, Disthen (BarrowMetamorphose), Andalusit (Abukuma- Metamorphose) oder Sillimanit auftreten. Diese Minerale sind häufig
als Porphyroblasten (metamorphe Kristalle mit Größenwachstum – griech. porphyros: groß, blastein:
wachsen) entwickelt.
Paragneis: Fein- bis mittelkörniges Gestein mit grober Schieferung. Die hellen Bereiche bestehen aus Quarz
und Feldspat, dunkle Bereiche aus Biotit. Paragneise sind gewöhnlich feinkörniger und dunkler (Biotitreicher) als Orthogneise.
Abb.IV.5: Typische Mineralparagenesen von Tonsteinen (links) und Basalten (rechts) bei der Regionalmetamorphose
(nach Press & Siever, 1995)
Ausgangsgestein: Sandstein
Quarzit: Quarzite sind metamorphe Sandsteine. Das Gestein ist massig, sehr hart und zäh. Falls Verunreinigungen durch Ton im Ausgangsgestein vorlagen, entstehen Serizit bzw. Muskovit. Da Quarz auf
Deformation ab 300 °C plastisch (duktil) reagiert, sind Quarzite häufig geschiefert. Sericit- bzw.
Muskovitlagen verdeutlichen die Schieferung. Ehemals klastische Glimmer heben sich bei schwachmetamorphen Quarziten von neugebildetem Serizit deutlich ab. Ein zunehmender Metamorphosegrad schlägt
sich in reinen Quarziten durch Kornvergrößerung nieder. Dies ist aber von dem Ausmaß der gleichzeitigen
tektonischen Durchbewegung abhängig, da die “dynamische Rekristallisation” zu einer vor-übergehenden
Kornverkleinerung führt.
Ausgangsgestein: Kalkstein
Marmor (Kalkmarmor, Dolomitmarmor): Marmore sind metamorphe Karbonatgesteine und bestehen daher
fast ausschließlich aus Kalzit oder Dolomit (Salzsäureprobe). Sie entstehen sowohl bei der Regional- als
auch bei der Kontaktmetamorphose. Eine Schieferung ist im Handstück nicht immer erkennbar. Als
Nebengemengteile können Graphit, Muskovit oder Phlogopit (ein Mg-reicher, heller Biotit) auftreten.
Während das Korngrößenwachstum bei Kalzit bereits bei ca. 200 ºC beginnt, ist dies bei Dolomit erst bei ca.
500 ºC der Fall. Kalkmarmore sind daher meist grobkörniger als Dolomitmarmore
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Ausgangsgestein: Unreine Kalksteine
Kalkphyllit: Dieses Gestein entsteht aus unreinem Kalkstein bzw. Mergel bei sehr niedrig- bis
niedriggradiger Metamorphose. Er führt im Unterschied zum Phyllit reichlich Kalzit, was sich durch die
Salzsäureprobe nachweisen läßt.
Kalkglimmerschiefer: Entsteht aus Kalkphyllit in der niederen Amphibolitfazies und besteht aus Muskovit,
Kalzit, Quarz und ev. Granat und Biotit.
Kalksilikatgesteine: Bei mittel- bis hochgradiger Metamorphose bilden sich aus Kalzit und Quarz
Kalksilikatminerale wie Diopsid, Amphibole, Ca-Granat (Grossular), die auch für kontaktmetamorphe
Skarne typisch sind. Im Gegensatz zu diesen weisen regionalmetamorphe Kalksilikatgesteine häufig eine
Schieferung auf.
Ausgangsgestein: Saure Magmatite
Orthogneis entsteht bei der Metamorphose aus Granitoiden, Syeniten etc. und ist dann als solcher besonders
gut zu erkennen, wenn linsige Feldspatkristalle ('Augen', Augengneis) vorhanden sind, die aus porphyrischen
Alkalifeldspat-Kristallen im Ausgangsgestein hervorgingen.
Porphyroid ist ein schwachmetamorpher Rhyolith, der noch die vulkanischen Strukturen (Einsprenglinge in
Grundmasse) erkennen lässt.
Ausgangsgesteine: Basalt, Gabbro
Grünschiefer: Schiefrige, grüne, feinkörnige (bei Gabbros oft grobkörnige) basische Magmatite, die in der
Grünschieferfazies umgewandelt wurden. Der Mineralbestand umfasst Albit, Chlorit (Färbung), Epidot,
Aktinolith.
Amphibolit: In der Amphibolitfazies entstehen aus Grünschiefern Amphibolite. Ein meist mittelkörniges,
dunkles Gestein, das hauptsächlich aus eingeregelten Hornblenden und Plagioklas besteht. Hinzu kann
untergeordnet Biotit, Granat und Pyroxen (in der Granulitfazies) kommen.
Ausgangsgestein: Peridotit
Serpentinit: Serpentinit ist ein metamorpher Peridotit. Bei der Metamorphose wird Olivin und ein Teil des
Pyroxens (Orthopyroxen) in Serpentin umgewandelt und das körnige Gefüge des Magmatits geht verloren.
Das Gestein ist dunkelgrün bis schwarz, in dünnen Plättchen auch hellgrün und wirkt speckig. Oft sind noch
magmatische Klinopyroxene erhalten.
Anatexis, Granulitfazies:
Anatexit / Migmatit: Bei fort-schreitender
Aufheizung von Gneinsen beginnt ab 650 °C
die
Anatexis,
d.h.
die
teilweise
Aufschmelzung. Zuerst schmelzen die hellen
Bestandteile des Gesteins (Quarz, Feldspäte,
Muskovit) auf und bilden das Leukosom
(leukos = weiß). Der dunkle, biotitreiche
Rest bildet das Melanosom (melanos =
schwarz). Dazwischen gibt es auch Bereiche,
die noch nicht von der Schmelzbildung
erfaßt worden sind (Paläosom = Altbestand).
Leukosom und Melanosom werden hingegen
als Neosom (= Neubestand) bezeichnet.
Durch die Schmelzbildung geht die
Abb.IV.6: Stark verfalteter Migmatit mit typischer Schmelztrennung
Schieferung verloren.
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Granulit: Falls bei hochgradiger Metamorphose kaum oder kein Wasser (OH- -Ionen) verfügbar ist, kommt
es nicht zur Aufschmelzung, sondern zur Bildung von Granuliten, in denen wasserhaltige Minerale wie
Biotit und Amphibol in wasserfreie (Pyroxene etc.) umgewandelt werden, so dass der Mineralbestand je
nach Ausgangsgestein aus Feldspat, Quarz, Granat und Pyroxen besteht. Es gibt saure Granulite, die wie
Gneise aussehen, aber auch basische Granulite, die Amphibole und Pyroxene enthalten.
IV.4.2 Gesteine der Hochdruckmetamorphose
Hochdruckmetamorphite entstehen in Subduktionszonen (vgl. Abb. IV.3), wo ein hohes Druck/TemperaturVerhältnis herrscht, da die kühle ozeanische Platte rasch in große Tiefen versenkt wird, die Aufheizung aber
mehrere Millionen Jahre in Anspruch nimmt (Gesteine sind schlechte Wärmeleiter). Charakteristisch für die
Hochdruckmetamorphose sind umgebildete Basalte und Gabbros (Hauptbestandteile der subduzierten
ozeanischen Kruste).
Glaukophanschiefer (Blauschiefer): Ein Grünschiefer-ähnliches Gestein, das reichlich Glaukophan enthält.
Als weitere Gemengteile treten Albit, Epidot, Chlorit, ev. Granat auf. Wegen der blauvioletten Frabe des
Glaukophans wird das Gestein auch als Blauschiefer bezeichnet (entspr.: Blauschieferfazies).
Prasinit: Blauschiefer, der beim Aufstieg das Grünschieferfeld passiert, dabei stark durchbewegt und
(teilweise) zu Grünschiefer umgewandelt wird und sich dann durch Albitblasten (Neusprossung), Chlorit,
Epidot, ev. Aktinolith und reliktischen Glaukophan auszeichnet.
Eklogit: Ein meist eher massiges Gestein, das hauptsächlich aus Omphazit und einem pyropreichen Granat
besteht. Diese Minerale verleihen die typische grün-rot gesprenkelte Farbe des Gesteins. Hinzukommen kann
Quarz, Disthen, Zoisit, Rutil.
Weißschiefer: Quarz-reicher Hochdruckmetamorphit mit einer Hochdruckmodifikation des Hellglimmers
(Phengit), oft Disthen- und Granat-führend. In Ultra-Hochdruckgesteinen verschiebt sich die
Granatzusammensetzung bis in die Nähe des Pyrop-Endglieds der Mischungsreihe. Diese Granate können
Coesit (Hochdruckmodifikation von Quarz) als Einschluß enthalten (mit freiem Auge nicht sichtbar), was
einer Versenkung in über 80 km Tiefe entspricht.
IV.4.3 Gesteine der Kontaktmetamorphose
Die Kontaktmetamorphose erfolgt in relativ hohen Krustenbereichen (wenigen Kilometern Tiefe). Durch das
Aufdringen von heißem Magma in die obere Kruste wird das kühlere Nebengestein aufgeheizt und
metamorphisiert. Es kommt zu einer statischen und meist isochemischen Umkristallisation der Minerale
ohne den Einfluss gerichteten tektonischen Drucks. Findet starke chemische Veränderung durch Stoffzufuhr
aus dem Magmakörper statt, spricht man von Kontaktmetasomatose. Bei starken chemischen Kontrasten
zwischen Magma und Nebengestein kommt es zu erheblichen Austauschprozessen und Veränderung der
chemischen Zusammensetzung des Nebengesteins. Das Fehlen eines gerichteten Drucks führt zu ungeregeltem Mineralwachstum ohne die Ausbildung einer Schieferung. Ursprünglich geschieferte Gesteine (z.B.
Tonschiefer) können durch das Mineralwachstum bei der Kontaktmetamorphose entregelt werden. Man
unterscheidet zwischen dem kühlertemperierten Äußeren Kontakthof und dem heißeren Inneren Kontakthof.
Während im Äußeren Kontakthof einzelne Minerale sprossen und das Ausgangsgestein gut erkennbar bleibt,
erfolgt im Inneren Kontakthof eine durchgreifende Umkristallisation und Umwandlung. Direkt am Kontakt
kann es zur Verzahnung und randlichen Verschmelzung von Quarz (Frittung) kommen. Die gefritteten
Gesteine sind hart und splittrig im Anschlag. Die Intensität der Kontaktmetamorphose ist u.a. von der
Temperaturdifferenz zum Nebengestein und der Größe der Intrusion abhängig: Abschätzungen für die Dauer
der thermischen Überprägung in oberen Krustenstockwerken ergeben mehrere tausend bis wenige Millionen
Jahre. Die Ausdehnung des Kontakthofs ist abhängig von der Form, der Größe und der Art des intrudierten
Magmenkörpers sowie von der Tiefenlage und dem Anteil an wässrigen Lösungen. Große granitische
Intrusionskörper bilden Kontaktzonen von mehreren hundert Metern aus. Ganggesteine kühlen aufgrund der
geringen Mächtigkeit sehr rasch ab und bilden nur wenige Zentimeter breite Kontaktsäume. Die
Kontaktwirkung von Granitplutonen ist stärker ausgeprägt als die von Gabbroplutonen, obwohl diese heißer
sind, da das im granitischen Magma enthaltene Wasser Mineralreaktionen begünstigt.
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Tonstein
Kalkstein
→
→
Sandstein
→
Äußerer Kontakthof
Knotenschiefer
→
Marmor,
→
Kalksilikatmarmor
Quarzit
→
Innerer Kontakthof
Hornfels
Kalksilikatfels, Skarn
Quarzit
Tab.IV.4: Die wichtigsten sedimentären Ausgangsgesteine und deren kontaktmetamorphe Äquivalente.
Knoten- oder Fruchtschiefer entstehen im Äußeren Kontakthof durch Sprossung einzelner Minerale in
Tonschiefer oder Phyllit. Häufige Mineralneubildungen sind Chlorit, Chloritoid und Biotit, im höher
temperierten Bereich Biotit, Andalusit und Cordierit. Makroskopisch sind sie in Form meist dunkler Knoten
oder Flecken erkennbar.
Hornfels entsteht im Inneren Kontakthof. Der Name 'Fels' als petrographischer Ausdruck meint ein
massiges, d.h. nichtgeschiefertes metamorphes Gestein (Hornfels, Kalksilikatfels). Als Minerale treten auf:
Sillimanit, Cordierit, Biotit, Quarz, Feldspäte, Granat. Der Mineralbestand von Hornfelsen ist wegen der
Abb. IV.7: Erscheinungen der Kontaktmetamorphose
kurzen Kristallisationsdauer oft sehr feinkörnig, so dass die Minerale mit freiem Auge schwer oder nicht zu
bestimmen sind. Die Feinkörnigkeit verleiht dem Gestein ein hornartiges Aussehen, daher der Name. Das
Auftreten von Granat-Porphyroblasten kann die Ansprache erleichtern. Im Gelände, wo die zunehmende
Metamorphose in einem Kontakthof und dann schließlich der Kontakt zum Intrusivkörper im Aufschluss
beobachtet werden kann, stellt sich das Problem der richtigen Ansprache nicht.
Kalksilikatfels = Skarn (schwedischer Bergmannsausdruck) sind Kalksilikat-Gesteine, die sich aus kalkigen
Sedimenten im Inneren Kontakthof bilden. Typische Minerale sind Wollasonit, Diopsid, Tremolit, Grossular
und Vesuvian. Falls Eisen in größerer Menge Zutritt hat, entstehen eisenreiche Pyroxene wie Hedenbergit
(dunkelgrün) und Ilvait (schwarz), wie dies auf Elba der Fall ist. Skarnvorkommen können wichtige
Lagerstätten enthalten.
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Kursfragen "Metamorphite"
Was ist Metamorphose?
Beschreiben Sie die Fazieszonen der Metamorphose.
Erläutern Sie die Metamorphosepfade bei steigender Temperatur anhand jeweils eines ausgewählten
Gesteins.
Was sind Indexminerale? Nennen Sie fünf und erläutern deren Entstehungsbedingungen.
Welchem Ausgangsgestein entstammt ein Staurolith-Disthen-Schiefer? Unter welchen metamorphen
Bedingungen entstand er?
Was entsteht aus einem Pelit bei der Regionalmetamorphose und Kontaktmetamorphose?
Was ist ein Kalksilikatfels, Grünschiefer, Eklogit, Orthogneis und aus welchen Mineralen bestehen sie?
Bei welchen Arten der Metamorphose entstehen Amphibolit, Quarzit, Skarn? Welches waren die
Ausgangsgesteine?
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WEITERFÜHRENDE LITERATUR
BAHLBURG, H. & BREITKREUZ, C. (1998): Grundlagen der Geologie.- 328 S., Enke-Verlag (ersetzt
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