Tübinger Geowissenschaftliche Arbeiten (TGA)

Transkript

1 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, überarbeitete und ergänzte Auflage (2006) von Joachim Kuhlemann & Wolfgang Frisch, editiert von Sylvia Mettasch und Florian Ströbele 1

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3 Tübinger Geowissenschaftliche Arbeiten Geol. Skripte 1 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 Tübingen ISSN

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5 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

6 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 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 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 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

7 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

8 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 ca. 60 % Quarz ca. 12 % Pyroxene und Amphibole ca. 17 % Glimmer 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 (SiO 2 ). 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 (SiO 2 H 2 O) Kalzit (CaCO 3 ) anorganischer Kristall Mineral Ein Körnchen Zucker organischer Kristall kein Mineral Opal (SiO 2 H 2 O) anorganisches amorphes Material Mineral Gesteinsglas amorphe Gesteinssubstanz 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

9 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 blättchenförmig tafelig/leistenförmig säulenförmig/stengelig faserig isometrisch/körnig Mineralgruppe 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

10 Abb. I.3: Gefügetypen Dichte Die Dichte liegt bei den häufigsten Mineralen zwischen 2,5 und 3,4 g/cm 3. Quarz hat eine Dichte von 2,65 g/cm 3. Zu den Schwermineralen werden alle Minerale mit einem spezifischen Gewicht von >2,9 g/cm 3 gezählt, z.b. Zirkon, Rutil, Granat, Turmalin, Magnetit. Besonders dichte Minerale sind: Schwerspat (= Baryt, BaSO 4 ) 4,5 g/cm 3 die meisten Erze 4-7,5 g/cm 3 gediegen Gold 19 g/cm 3 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/cm 3 ) oder auffallend schwere Gesteine (z.b. Eklogit, 3,3-3,4 g/cm 3 ). 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 (SiO 2 ), 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 (Fe 2 O 3 ) rosa bis rot gefärbt sein. Farbe Art der Beimengung Name der Varietät Violett Fe 3+ + Ti 4+ + radioakt. Bestrahlung Amethyst Rosa Mangan Rosenquarz Blau Rutil (TiO 2 ) 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: 1 Talk 2 Gips 3 Kalkspat (Kalzit) 4 Flußspat (Fluorit) 5 Apatit 6 Feldspat 7 Quarz 8 Topas 9 Korund 10 Diamant mit Fingernagel ritzbar mit Messer ritzbar Tabelle I.5: Mohs sche Härteskala mit Messer nicht mehr ritzbar, Fensterglas wird geritzt 10

11 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

12 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-Fe 3+, etc.). Quarz Eigenschaften Quarz chemische Formel SiO 2 Farbe im Gestein meist grau, weiß oder mit leichter Fremdfarbe; oft durchscheinend Form, Habitus körnig Härte 7 Spaltbarkeit keine, muscheliger Bruch Zwillingsbildung Dauphiné und weitere Zwillingsgesetze Dichte 2,65 g/cm 3 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 (SiO 2. n H 2 O) ist amorph. Im Übergang von Opal zu Quarz bildet sich bei gleichzeitiger Entwässerung mikro- bis kryptokristalliner 2 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

13 Exkurs: Die Symmetrie ist kennzeichnend für ein bestimmtes Mineral und abhängig von den Druck- und Temperaturbedingungen. Minerale mit gleichem Chemismus (z.b. SiO 2 ) aber unterschiedlicher Symmetrie werden Modifikationen genannt. (Abb. I.5). Für die Petrographie magmatischer Gesteine sind die beiden Modifikationen Hoch- und Tiefquarz interessant. Kühlt eine SiO 2 -reiche Schmelze ab, kristallisiert Hochquarz aus. Hochquarze kristallisieren hexagonal und besitzen eine typische Tracht: Eine sechsseitige Doppelpyramide, mit nur sehr kleinen Prismenflächen dazwischen. Druck (kbar) Stishovit (4,35) Tief-Quarz (2,65) 500 Coesit (2,93) Hoch-Quarz Cristobalit (2,33) Tridymit (2,25) Schmelze o Temperatur ( C) Tiefquarz Hochquarz Abb. I.6: Die verschiedenen SiO 2 - Modifikationen im Druck- Temperarur Diagramm. In Klammern sind die Dichten (g/cm 3 ) angegeben (aus Matthes 1990, Abb. 31). 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 Plagioklas Alkalifeldspat chemische Formel CaAl 2 Si 2 O 8 -NaAlSi 3 O 8 (Mischkristall) KAlSi 3 O 8 -NaAlSi 3 O 8, (Mischkristall) Farbe weiß weiß, oft auch rötlich Form, Habitus tafelig tafelig Härte 6 6 Spaltbarkeit sehr gut sehr gut Zwillingsbildung Albit- und Karlsbader Gesetz und weitere Karlsbader Gesetz und weitere Dichte 2,76 g/cm 3 2,62 g/cm 3 13

14 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.) KAlSi O 3 8 Or Perthite C bei 600 C 0 bei 900 C 0 Orthoklas Alkali-Feldspäte Sanidin C Anti-Perthite Tief-Albit Mischungslücke Mischungslücke Plagioklase Anorthoklas Ab Hoch- Albit Oligoklas Andesin Labradorit Plagioklase Abb. I.7: Das Feldspatdreieck: Die Zusammensetzung der meisten Feldspäte kann im Rahmen eines ternären Systems mit folgenden Endgliedern ausgedrückt werden: KAlSi 3 O 8 = Orthoklas (Or), NaAlSi 3 O 8 =Albit (Ab), CaAl 2 Si 2 O 8 = Anorthit (An). Alkalifeldat und Plagioklas bilden zwei Mischreihen. Bei hohen Temperaturen sind die Alkalifeldspäte unbegrenzt mischbar (linkes Dreieck), bei Temperaturen unter 600 o C (rechtes Dreieck) tritt eine Mischungslücke auf, die bei Abkühlung von hohen Temperaturen zu perthitischen Entmischungen führt (nach Matthes 1990, Abb. 70). Bytownit Anorthit NaAlSi 3 O 8 CaAl Si O An 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 o C, 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 o C; 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 -Herstellung eingesetzt. Die Varietät 'Mondstein', ein milchig-trüber Alkalifeldspat, wird als Halbedelstein geschätzt, ebenso der grüne Amazonit. 14

15 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 Feldspatvertreter (Foide) Nephelin Leucit chemische Formel NaAlSiO 4 KAlSi 2 O 6, Farbe grau, grünlich oder bräunlich farblos, grauweiß, gelblich Form, Habitus selten in kurz-prismatischen Kristallen, rundlich, kugelig, Ikositetraeder auf Kristallflächen Glasglanz Härte 5 ½ bis 6 5 ½ bis 6 Spaltbarkeit keine keine, muscheliger Bruch Dichte 2,6 g/cm 3 2,5 g/cm 3 Die Mineralgruppe der Feldspatvertreter (synonym: Feldspatoide oder Foide) tritt nur in SiO 2 -untersättigten Gesteinen auf. Foid-führende Gesteine sind Alkaligesteine. In diesen reicht der SiO 2 -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: NaAlSiO SiO 2 NaAlSi 3 O 8 KAlSi 2 O 6 + SiO 2 KAlSi 3 O 8 Nephelin + Quarz Albit Leucit + Quarz Orthoklas Hieraus wird ersichtlich, dass Feldspatvertreter nie zusammen mit Quarz vorkommen können. Die SiO 2 - Untersättigung 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 Glimmer Biotit Muskovit chemische Formel K(Mg,Fe) 3 [AlSi 3 O 10 /(OH) 2 ] KAl 2 [AlSi 3 O 10 /(OH) 2 ] Farbe dunkelbraun bis schwarz, lackartiger Glanz hell, glänzend Form, Habitus blättchenförmig; in Magmatiten oft Blättchenförmig idiomorph Härte 2 ½ bis 3 2 bis 2 ½ Spaltbarkeit vollkommen nach der Basis vollkommen nach der Basis Zwillingsbildung keine keine Dichte 2,8 3,2 g/cm 3 2,8 2,9 g/cm 3 15

16 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 allgemeine Formel Hornblende chemische Formel W 0-1 X 2 Y 5 Si 8 O 22 (OH, F) 2 (Na, Ca) 2-3 (Mg, Fe, Al) 5 (Al, Si) 2 Si 6 O 22 (OH) 2 mit W ( + ); X ( 2+ ); Y ( 2+, 3+, 4+ ) Farbe dunkelgrün bis schwarz Form, Habitus idiomorph bis hypidiomorph, stengelig mit 6- seitigem Umriß, Glasglanz auf Kristall und Spaltflächen. Härte 5 6 Spaltbarkeit vollkommen nach der Längsachse, Winkel des Spaltkörpers 124 o Dichte 3,0 bis 3,4 g/cm 3 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 allgemeine Formel Augit chemische Formel XY Si 2 O 6 (Na, Ca) (Mg, Fe, Al) (Al, Si) 2 O 6 mit X ( +, 2+ ); Y ( 2+, 3+ ) Farbe grün, dunkelbraun bis schwarz, matter Glanz Form, Habitus kurzsäulig mit 8-seitigem Umriß, idiomorph bis hypidiomorph, Härte 6 Spaltbarkeit vollkommen (110), Winkel des Spaltkörpers 87 o Dichte 3,2 bis 3,6 g/cm 3 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 Mg 2 [Si 2 O 6 ] oder Hypersten MgFe[Si 2 O 6 ] können gleichzeitig neben den Cahaltigen Klinopyroxenen wie Augit (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Al, Si) 2 O 6 ] und Diopsid Ca(Mg,Fe) [Si 2 O 6 ] auftreten. Augite ist typisch für Vulkanite, Diopsid für Plutonite. 16

17 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 (Mg,Fe) 2 SiO 4 Farbe oliv- bis flaschengrün, durchscheinend, glasglänzend Form, Habitus Körnig Härte 6 ½ bis 7 Spaltbarkeit schlecht, muscheliger Bruch Dichte 3,2 bis 4,3 g/cm 3 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-(SiO 2 -) Defizit aufweist und mit überschüssigem SiO 2 zu Pyroxen reagieren würde. Durchsichtiger, klarer Olivin wird als Halbedelstein (Peridot) gehandelt. 17

18 Mineralgruppe Mineral Habitus Farbe Härte Spaltbarkeit Erkennungsmerkmale Quarz Quarz SiO2 Feldspäte Alkalifeldspat KAlSi3O8 (Orthoklas) - NaAlSi3O8 (Albit) Plagioklas NaAlSi3O8, (Albit) - CaAl2Si2O8 (Anorthit) Foide Nephelin NaAlSiO4 Leucit KAlSi2O6, Glimmer Muskovit KAl2[AlSi3O10] (OH)2 Biotit K(Mg,Fe)3[AlSi3O10] (OH)2 Amphibole Hornblende (Ca, Na)2-3 (Mg, Fe, Al)5 [Si6 (Si, Al)2 O22] (OH)2 Pyroxene Augit (Na, Ca)(Mg, Fe, Al) [(Si, Al)2O6] Bronzit (Mg, Fe)2[Si2O6] Olivin Olivin (Mg,Fe)2 [SiO4] körnig, kurzsäulig tafelig, körnig leistenförmi g, tafelig farblos grau, weißlich unspezifisch kurzsäulig weiß,.grau hellbraun körnig, kugelig 7 keine muscheliger Bruch weiß, oft rötlich 6 sehr gut 2 Spaltsysteme weiß, grau 6 sehr gut 2 Spaltsysteme muscheliger Bruch, große Härte, glasig, fettartiger Glanz (1) vulkanisch, (2) Gänge Karlsbader Zwillinge (3) große Härte, Spaltbarkeit Viellingsbildung (4) große Härte, Spaltbarkeit 5 ½ bis 6 keine Kristallform in Vulkaniten (5), xenomorph in Plutoniten farblos, weißlich 5 ½ bis 6 keine muscheliger Bruch nur in Vulkaniten idiomorph (6) blättrig farblos, silbrig 2 bis 3 vollkommen Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7), Lackglanz, Farbe, nie in Vulkaniten blättrig schwarz, braun; verwittert goldbraun stengelig, säulig 2 bis 3 vollkommen Spaltbarkeit, biegsame Blättchen (7), Lackglanz, Farbe dunkel 5 bis 6 sehr gut Spaltwinkel ca. 124 o kurzsäulig dunkel, grün, z.t. bronzefarben sechsseitiger Umriß drei Kopfflächen (8), oft langsäulig 6 gut Spaltwinkel ca. 87 o körnig grün 6 ½ bis 7 unvollkommen muscheliger Bruch achtseitiger Umriß zwei Kopfflächen (9) Farbe, Glasglanz (10) Abb.I.9:Die wichtigsten gesteinsbildenden Minerale magmatischer Gesteine. 18

19 I. 3. Atomarer Aufbau der Minerale Der Grundbaustein der Silikate bildet ein Tetraeder (SiO 4 ) 4-, bei dem 4 große Sauerstoffatome (O 2- ) um ein kleines Siliziumatom (Si 4+ ) 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 (Mg 2+ ) entsteht der Olivin: Mg 2 (SiO 4 )). 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 Ca 2 Al(AlSiO 7 ). Bei reinem Quarz (SiO 2 ) 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

20 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. H 2 O,) 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 Atlantik Afrika Aktiver Kontinentalrand Aktiver Kontinentrand Passiver Passiver Kontinentalrand Kontinentrand tholeiitische Magmen Mittelozeanischer Mittelozeanischer Rücken Rücken Hot spot Hot Spot alkalische Magmen Grabenbruch Grabenbruch (Rift) (Rift) Indischer Ozean subduzierte ozeanische Kruste 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

21 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 Magmatische Intrusion Intrusivgesteine: langsame Abkühlung, große Kristalle Subvulkanite Magmakammer Lava und Asche magmatische Gänge Vulkanite 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

22 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 Fe 3 O 4 ) 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 ( 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 (H 2 O, CO 2 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

23 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 (CaCO 3 ) oder den feldspatähnlichen Zeolithen ausgefüllt werden. Ein solches Gestein wird als Melaphyr oder Mandelstein bezeichnet. Melaphyre haben eine basaltische Zusammensetzung. Fluidalgefüge: In besonders zähen (SiO 2 -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 (= SiO 2 - reichen) Vulkanite im Gegensatz zu basischen (= SiO 2 -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

24 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: SiO 2 um 50 Gewichts-%) oder der kontinentalen Kruste (granitische Schmelzen: SiO 2 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 SiO 2 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 SiO 2 angereichert, so dass die Schmelze bis zu einer rhyolithischen Zusammensetzung differenzieren kann (Abb. II.4). Die dunklen (mafischen) Minerale bauen sukzessiv mehr SiO 2 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 SiO 2 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

25 SiO 2 -Gehalt (Gew.-%) >65 sauer intermediär basisch <45 ultrabasisch Farbzahl M 0-20 leukokrat felsisch (hell) mafisch melanokrat (dunkel) ultramafisch K-, Na-reich Mg-, Fe-reich Tab.II.1: Gruppierung magmatischer Gesteine nach SiO 2 -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 (SiO 2, Al 2 O 3, Na 2 O, K 2 O, CaO, FeO und MgO). Die Gesteine können über den SiO 2 -Gehalt in ultrabasisch (<45 % SiO 2 ), basisch (45-53 %), intermediär (53-65 %) und sauer (>65 %) unterteilt werden (Tab. II.1). 25

26 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 SiO 2 -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. Plutonite M Abb. II.7: Nomenklatur ultramafischer Plutonite. Peridotite kommen vor allem im Oberen Mantel vor. 26

27 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 (SiO 2 -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 SiO 2 und/oder Al 2 O 3. 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

28 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-Typ- Granite, 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 % 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 Alkalifeldspat- Einsprenglinge 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 Glutwolken- Eruptionen 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

29 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 (SiO 2 <53 Gew.-% ) Andesit: M <35 und somit heller ( SiO 2 >53 Gew.-%). Diabas ist eine alte Bezeichnung für entglaste Basalte und lebt in Lokalbezeichnungen weiter. 29

30 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 km 2 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 SiO 2 - Gehalte 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-Q- Seite. 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 SiO 2 -Untersättigung treten die typischen Feldspatvertreter wie Nephelin (Na-Vormacht) oder Leucit (K- Vormacht) 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

31 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 Vol-% Augit, 6 % Titanomagnetit und % 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 SiO 2 -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

32 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 (CaCO 3 ) 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

33 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, SiO 2 -reich und MgOarm), sind heller als die Gesteine rechts und unten (basische Gesteine, SiO 2 -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

34 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 (CaCO 3 ) 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 o C. 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 o C werden in großem Umfang neue Minerale gebildet. Die Sedimentgesteine werden in drei Großgruppen eingeteilt: Klastische Sedimentgesteine 'Trümmergesteine', von griech. klastein = zerbrechen. z.b. Sandstein Überwiegend mechanische Anhäufung von Gesteinsfragmenten und Einzelkörnern. Produkt von überwiegend physikalischer Verwitterung. Chemische Sedimentgesteine Aus Lösungen ausgefällt. z.b. Salzgesteine Organogene Sedimentgesteine Organismenreste sind ein wesentlicher Bestandteil. z.b. Riffkalk, Kohle Darüber hinaus werden Sedimentgesteine nach Mineralbestand, Korngröße, Gefüge und Fossilinhalt charakterisiert. Aus diesen Merkmalen können Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen gezogen werden: 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 34 Tabelle III.1: Großgruppen der Sedimentgesteine.

35 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 KAlSi 3 O 8 (Orthoklas) + 2 H 2 O Al 2 (OH) 4 Si 2 O 5 (Kaolinit) + K 2 O + 4 SiO 2 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 Festgestein Transport gerundet Kies, Schotter Konglomerat Fluß, Bach, Brandung eckig z.b. Hangschutt Brekzie (Breccie) wenig Transport teilweise gerundet, schlecht sortiert Moräne Tillit Gletscher kantengerundet, schlecht sortiert Schuttfächer Fanglomerat z.b. aride Schwemmfächer kantengerundet-gerundet, gradiert Turbiditschüttung Grauwacke submariner Trübestrom 35

36 Bezeichnung Pelite Psammite Psephite Einteilung nach DIN 4022 Ton Fein- Mittel- Schluff Grob- (Silt) Fein- Mittel- Sand Grob Fein- Mittel- Kies Grob- Steine allodapische Kalke Mikrit Siltit Arenit Rudit Korndurchmesser (mm) 0, 020 0,0063 0,02 0,063 0,2 0,63 2 6, Abb. III.1: Klassifikation der siliziklastischen Gesteine und der klastischen Karbonatgesteine. 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 (Fe 2 O 3 ) 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

37 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

38 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 SiO 2 (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 (CaCO 3 ). 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: 38 CaCO HCl CO 2 + H 2 O + CaCl 2 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 [Si 4 O 10 ](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.

39 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

40 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): CaCO 3 (trigonal-rhomboedrisch), meist weiß bis farblos, Mohs'sche Härte 3, braust mit verdünnter Salzsäure. 40

41 Aragonit: Rhombisch kristallisierende Modifikation von CaCO 3. 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(CO 3 ) 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): FeCO 3, 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: CaSO 4 2 H 2 O, 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: CaSO 4, 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/cm 3. Sylvin: KCl, Mohs'sche Härte 2, Dichte 1,99 g/cm 3, Geschmack bitterer als Halit. Bittersalze: Bischofit: MgCl 6 H 2 O, Mohs'sche Härte 1,5-2, Geschmack eklig bitter, Dichte 1,59 g/cm 3, Kieserit, MgSO 4 H 2 O, Mohs'sche Härte 3,5, Geschmack bitter, Dichte 2,57 g/cm 3 Edelsalze (K-Mg-Mischsalze): z.b. Polyhalit: K 2 SO 4 MgSO 4 2 CaSO 4 2 H 2 O, kaum salziger Geschmack; Kainit: 4 KCl 4 MgSO 4 11 H 2 O, Geschmack bitter-salzig; Carnallit: KCl MgCl 2 6 H 2 O, 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: Ca HCO 3 - CaCO 3 + CO 2 + H 2 O 41

42 Die Löslichkeit von Kalzit in Wasser ist hauptsächlich von der Menge des in diesem Wasser gelösten CO 2 abhängig. Eine Ausfällung von Kalzit kann daher erzielt werden durch: Entzug von CO 2 durch Assimilationsvorgänge von Pflanzen; Temperaturerhöhung oder Druckverminderung, d.h. CO 2 entweicht; Austreiben von CO 2 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 CO 2 ausgelöst wird. Dies führt zur Ausfällung von CaCO 3 und Bildung des Kalksinters. Hinzu kommt meist noch der CO 2 -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 C erforderlich. Unklar ist, ob die Abscheidung rein anorganisch erfolgen kann oder der Entzug von CO 2 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 (Al 2 O 3 ). 42

43 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: Karbonate- Sulfate-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 zur Entstehung von evaporitischen Gesteinen. Kalkstein Dolomit Gips Anhydrit Steinsalz Kalisalz, Bittersalz und K-Mg-Mischsalz (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/cm 3, Kalksteine etwa 2,75 g/cm 3 ) 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

44 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 CO 2 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 CO 2 - und O 2 -Partialdruck und dem Salzgehalt des Tiefenwassers die Skelettreste zunehmend aufgelöst werden. Den Beginn der Anlösung bezeichnet man als Lysokline, wobei die Aragonit- 44

45 Lysokline in ca m Tiefe, die Kalzit-Lysokline in ca m Wassertiefe liegt. Die absolute Untergrenze für eine Karbonaterhaltung bezeichnet man als Kalzit-Kompensationstiefe (CCD) bzw. Aragonit-Kompensationstiefe (ACD). Diese liegen nochmals ca 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

46 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

47 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

48 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 (Fe 2 O 3 ) 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 SiO 2 -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

49 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 SiO 2 stammt im wesentlichen aus den Skelettelementen von Kieselschwämmen (Schwammnadeln). Die unregelmäßig geformten Feuerstein- Konkretionen 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: Ca 5 (PO 4 ) 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 o C und klares Wasser. Diatomeen lieben eher kaltes Wasser, Radiolarien eher warmes. Miesmuscheln filtrieren schlammiges Wasser und tolerieren starke Salinitäts- und 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

50 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 CO 2. 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

51 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

52 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 200 o C 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. Druck- Temperatur-Diagramm mit den Feldern der verschiedenen metamorphen Fazies (nach Press & Siever 1995). Abb. IV.2: Druck- Temperatur-Diagramm mit Indexmineralen und Mineralreaktionen (nach Press & Siever 1995). 52

53 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. Eklogitfazies Glaukophanschieferfazies 550 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 ( o C), niedriggradiger ( o C), mittelgradiger ( o C) und hochgradiger Metamorphose (>650 o C), 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 PT- Bedingungen (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

54 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 o C) 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. 300 o C duktil verformbar, der Feldspat behält jedoch bis ca. 500 o 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 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 30 o C/km, variiert jedoch je nach plattentektonischer Position und der Krustenzusammensetzung zwischen 5 und 60 o 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

55 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 H 2 O oder CO 2 ) 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 650 o 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. Granat- Glimmerschiefer, 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

56 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 Ca 2 (Al,Fe) Al 2 Si 3 O 12 (OH) Farbe gelbgrün Form, Habitus stengelig oder derb Härte 6-7 Spaltbarkeit vollkommen (100) Dichte 3,35-3,45 g/cm 3 Ausgangsgestein u.a. Basalte metamorphe Fazies Grünschieferfazies. Retrograde Metamorphose bei der Umbildung von Ca-reichem Plagioklas Vergesellschaftung Aktinolith, Albit, Chlorit Pistazit (mit Fe 3+ ) und Klinozoisit (Mit Al statt Fe 3+ ) 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 (Mg,Fe,Al) 6 Si 4 O 10 (OH) 8 Farbe grün, Form, Habitus plättchenförmig, ähnlich den Glimmern Härte 2-2 ½ Spaltbarkeit vollkommen (001) Dichte 2,6-3,3 g/cm 3 Ausgangsgestein vor allem mafische, magmatische Gesteine Vorkommen Grünschiefer u.a. metamorphe Fazies Grünschieferfazies, oft auch bei retrograder Metamorphose Vergesellschaftung 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

57 Amphibol-Gruppe Eigenschaften Tremolit chemische Formel Ca 2 Mg 5 [Si 8 O 22 ] (OH) 2 Farbe weiß bis grünlich Form, Habitus prismatisch, oftmals in faserigen Aggregaten Härte 5 6 Spaltbarkeit vollkommen (110) Dichte 3,0 3,2 g/cm 3 Ausgangsgestein quarzführende Dolomite Vorkommen Dolomitmarmor, Skarn metamorphe Fazies Kontakt- und Regionalmetamorphose Eigenschaften Aktinolith chemische Formel Ca 2 (Mg,Fe) 5 [Si 8 O 22 ] (OH) 2 Farbe grün, graugrün, mit zunehmendem Fe-Gehalt dunkler Form, Habitus prismatisch, stengelig, gelegentlich radialstrahlige Aggregate Härte 5 6 Spaltbarkeit vollkommen (110) Dichte 3,1 3,3 g/cm 3 Ausgangsgestein u.a. Basalt Vorkommen Grünschiefer metamorphe Fazies Grünschieferfazies Vergesellschaftung Epidot, Chlorit Eigenschaften Glaukophan chemische Formel Na 2 (Mg, Fe) 3 Al 2 [Si 8 O 22 ] (OH) 2 Farbe bläulich bis violett Form, Habitus prismatisch, stengelig Härte 6 6 ½ Spaltbarkeit vollkommen Zwillingsbildung keine Dichte 3,1-3,4 g/cm 3 Ausgangsgestein Basalt Vorkommen Glaukophanschiefer metamorphe Fazies Blauschieferfazies (Hochdruckmetamorphose) Vergesellschaftung Lawsonit, Aragonit, Omphazit Pyroxen-Gruppe Eigenschaften Diopsid chemische Formel CaMg [Si 2 O 6 ] Farbe grün Form, Habitus kurzsäulig mit achtseitigem Umriss Härte 5 6 Spaltbarkeit gut nach (001), Spaltwinkel von 87 o Dichte 3,2 g/cm 3 Ausgangsgestein Kalksteine oder Dolomite Vorkommen Skarn, Kalksilikatfels metamorphe Fazies Kontaktmetamorphose, höhere Regionalmetamorphose Vergesellschaftung andere Kalksilikat-Minerale 57

58 Eigenschaften Omphazit chemische Formel (Na, Ca) (Al, Mg, Fe) [Si 2 O 6 ] Farbe grün Form, Habitus massig, derb Härte 6 ½ - 7 Spaltbarkeit schlecht nach (110) Spaltwinkel 87 o Dichte 3,3 3,5 g/cm 3 Ausgangsgestein u.a. Basalt Vorkommen Eklogite metamorphe Fazies Eklogitfazies Vergesellschaftung Pyrop-reicher Granat Serpentin-Gruppe Eigenschaften Serpentin (Chrysotil, Lizardit, Antigorit) chemische Formel Mg 6 [Si 4 O 10 ](OH) 8 Farbe grün, schwarzgrüne dichte Massen, speckiger Glanz Form, Habitus derb, schuppig, faserig, wachsartiger Glanz Härte 3 5 Dichte 2,5 2,6 g/cm 3 Ausgangsgestein Peridotit metamorphe Fazies hydrothermale Umwandlung aus Olivin und Orthopyroxen, niedriggradige Metamorphose Vergesellschaftung Olivin, Pyroxen, Magnesit, Magnetit Granat-Gruppe Eigenschaften Granat chemische Formel (Fe, Mn, Ca, Mg) 3 (Al, Fe 3+ ) 2 [SiO 4 ] 3 Farbe meist rot, rotbraun Form, Habitus oft idiomorph als Rhombendodekaeder Härte 6 ½ bis 7 ½ Spaltbarkeit Keine Dichte 3,5 4,3 g/cm 3 Ausgangsgestein meist pelitische Gesteine, auch Basalte (Pyrop), Karbonatgesteine (Grossular) Vorkommen Glimmerschiefer, Granulit, Eklogit metamorphe Fazies ab höherer Grünschieferfazies. Auch Kontakt- und Hochdruckmetamorphose Vergesellschaftung in vielen Gesteinen ab der mittelgradigen Metamorphose Almandin (Fe² + - reich) Grossular (Ca-reich) Pyrop (Mg-reich) Farbe Rot, braunrot Rot (gelblich braun) rot bis hellrosa Dichte 4,32 g/cm 3 3,59 g/cm 3 3,58 g/cm 3 Ausg. Gest. Pelite Kalkstein, Mergel Basalt Vorkom. Glimmerschiefer Skarn Eklogit, Weißschiefer met. Faz. Regionalmetamorphose Kontakt- und Abukuma-Typ Hochdruckmetamorphose Regionalmetamorphose Vergesell. Disthen, Staurolith, Sillimanit Disthen, Staurolith, Sillimanit Omphazit, Disthen 58

59 Chloritoid-Staurolith Eigenschaften Chloritoid chemische Formel (Fe,Mg) 2 Al 4 [SiO 4 ] 2 (OH) 4 Farbe dunkelgrün bis schwarz Form, Habitus meist in plattigen Aggregaten und Knoten Härte 6 ½ Spaltbarkeit gut (001) Dichte 3,5 3,8 g/cm 3 Ausgangsgestein Al und Fe-reiche pelitische Gesteine Vorkommen Chloritoidschiefer metamorphe Fazies (höhere) Grünschieferfazies Vergesellschaftung 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 (Fe,Mg) 2 Al 9 [SiO 4 ] 4 (OH) 2 Farbe braunschwarz Form, Habitus säulig, oft charakteristische Einzelkristalle Härte 7 7 ½ Spaltbarkeit schlecht Zwillingsbildung Durchkreuzungszwilling (Staurolithkreuz; griechisch stavros = Kreuz) Dichte 3,65 3,75 g/cm 3 Ausgangsgestein Al- und Fe-reiche, pelitische Gesteine Vorkommen in Gneisen und Glimmerschiefern metamorphe Fazies Amphibolitfazies (Mesozone) Vergesellschaftung Granat; Disthen Die Al 2 SiO 5 -Gruppe Zur Al 2 SiO 5 -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. Al 2 SiO 5 Al 2 SiO 5 Al 2 SiO 5 Farbe weiß, schwärzlich durch Einschlüsse weiß blau bis gräulich, durchscheinend, weiß Härte 7 ½ 6 bis 7 4-4,5 und 6-7 in unterschiedlichen Richtungen Spaltbarkeit gut sehr gut sehr gut Dichte 3,16 bis 3,20 g/cm 3 3,3 g/cm 3 3,55 bis 3,66 g/cm 3 Ausg. Gest. Pelite Pelite Pelite met. Fazies Kontaktmetamorphose, Abukuma-Typ Regional- und Kontaktmetamorphose Barrow-Typ, Hochdruck- Metamorphose Vergesell. Cordierit, Granat Granat, Cordierit Granat, Staurolith 59

60 Weitere metamorphe Minerale Eigenschaften Cordierit chemische Formel (Mg, Fe) 2 Al 4 [Si 5 O 18 ] Farbe graubläulich bis violett, durchscheinend, ähnelt dem Quarz Form, Habitus Kurzsäulig, oft körnig und in Nestern und Knoten auftretend Härte 7 7 ½ Spaltbarkeit schlecht, muscheliger Bruch wie Quarz Dichte 3,3 g/cm 3 Ausgangsgestein Mg- reiche pelitische Gesteine Vorkommen Gneis und Schiefer metamorphe Fazies höhere Kontakt- und Abukuma-Metamorphose Vergesellschaftung Granat, Sillimanit Eigenschaften Vesuvian chemische Formel Ca 10 (Mg,Fe) 2 Al 4 [SiO 4 ] 5 [Si 2 O 7 ](OH) 4 Farbe grün bis braun, durchscheinend bis transparent Form, Habitus kurzprismatisch, xenomorph körnig, manchmal Aggregate vieler Kristalle Härte 6 ½ Spaltbarkeit schlecht (010) Dichte 3,35 3,45 g/cm 3 Ausgangsgestein (unreiner) Kalkstein Vorkommen Skarn metamorphe Fazies Kontaktmetamorphose Vergesellschaftung Granat (Grossular), Wollastonit, Diopsid Eigenschaften Wollastonit chemische Formel Ca 3 [Si 3 O 9 ] Farbe weiß Form, Habitus kurzprismatisch bis stengelig, faserig, büschelig, strahlige Aggregate Härte 5 5 ½ Spaltbarkeit vollkommen (100), (001) Dichte 2,8 2,9 g/cm 3 Ausgangsgestein (unreiner) Kalkstein Vorkommen Skarn metamorphe Fazies Kontaktmetamorphose Vergesellschaftung Kalzit, Diopsid, Granat (Grossular), Vesuvian 60

61 Regionalmetamorphose Hochdruckmetamotphose Mineral Habitus Farbe Härte Spaltbarkeit Erkennungsmerkmale Epidot stengelig, derb gelbgrün 6 7 vollkommen derb, körnig, auffällige Farbe Chlorit blättrig dunkelgrün 2 2 ½ vollkommen Farbe, Habitus, allgemeine Grünfärbung des Gesteins Tremolit, Aktinolith Serpentin Granat (Almandin) Chloritoid stengelig radialstrahlig blättrig, schuppig, faserig weiß - grün 5 6 vollkommen, ähnlich Hornblende faseriger Habitus, Farbe dunkelgrün 3 5 vollkommen Farbe, Habitus, körnig rot 6 ½ 7 ½ keine Farbe, häufig idiomorph Knoten, teilweise radialstrahlig schwarz, grünschwarz 6,5 gut harte Knoten in Metapeliten Staurolith säulig schwarzbraun 7 7 ½ schlecht säuliger Habitus, oft sechsseitiger Umriß Disthen langsäulig blaßblau 4 7 anisotrop vollkommen (2 Spaltsysteme) Farbe, Spaltbarkeit, Härteanisotropie Andalusit säulig weiß, schwarz 7 ½ gut weiß, durch Pigment häufig schwarz, rautenförmiger Querschnitt Sillimanit meist faserig weiß, 6 7 vollkommen (1 Spaltsystem) faseriger Habitus, Farbe Graphit feinschuppig schwarz, 1 vollkommen schwarzer Strich grau Granat (Pyrop) körnig rot 6 ½ 7 ½ keine Farbe, häufig idiomorph Glaukophan langsäulig blauviolett 6 sehr gut sechsseitiger Umriß (typisch für Amphibole) Omphacit kurzsäulig grün 6 gut Farbe Kontaktmetamorphose Granat (Grossular) körnig rot, weiß 6 ½ - 7 ½ keine Farbe, häufig idiomorph Diopsid kurzprismatisch grün 5-6 gut Farbe Andalusit säulig weiß, schwarz 7 ½ gut weiß, durch Pigmente häufig schwrz, rautenförmiger Querschnitt Cordierit körnig blaßviolett 7 keine Farbe, muscheliger Bruch, bildet Knoten Vesuvian körnig, grünbraun, 6 ½ schlecht Farbe, Habitus Wollastonit kurzprismatisch faserig, büschelig braun weiß 4 ½ - 5 sehr gut Farbe, Habitus Tabelle IV.1: Übersicht ausgewählter Minerale der Metamorphose. 61

62 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. Ausgangsgestein Anchizone: ca C; sehr niedriggradige Metamorphose Epizone: ca C; niedriggradige Metamorphose Mesozone: ca C, mittelgradige Metamorphose Katazone: ca. ab 650 C; hochgradige 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 Quarz Quarz Quarz Quarz Arkose / Grauwacke Metaarkose / Paragneis Paragneis Paragneis, Metagrauwacke Quarz, Feldspat, Sericit Kalkmarmor, Anatexit, Granulit Quarz, Feldspat, Biotit Quarz, Feldspat, Tonminerale Quarz, Feldspat, Glimmer Quarz, Feldspat, Glimmer Kalkstein, Dolomit Kalkmarmor, Kalkmarmor, Kalkmarmor, Dolomit Dolomitmarmor Dolomitmarmor Dolomitmarmor Kalzit, Dolomit Kalzit, Dolomit Kalzit, Dolomit Kalzit, Dolomit Kalzit, Dolomit unreine Kalksteine unreiner Marmor Kalkphyllit Kalkglimmerschiefer Kalksilikatschiefer Kalzit, Quarz, Tonminerale Granit / Rhyolith Metagranit / Porphyroid Alkalifeldspat, Quarz, Feldspat, Biotit Plagioklas, Biotit / Chlorit Basalt / Gabbro Metabasalt / Metagabbro Plagioklas, Pyroxen Albit / Plagioklas, (Pyroxen), Chlorit Kalzit, Quarz, Sericit Kalzit, Quarz, Sericit Kalzit, Quarz, Muskovit Kalzit, Hornblende, Diopsid, Granat (Grossular) Orthogneis Metagranit Orthogneis/ Porphyroid Orthogneis, Anatexit, Granulit Quarz, Feldspat, Quarz, Feldspat, Quarz, Feldspat, Chlorit, Sericit Muskovit, Biotit Biotit Grünschiefer Amphibolit Amphibolit, Albit /Ab-reicher Plagioklas, Chlorit, Epidot, Aktinolith, Amphibol, Plagioklas, ± Biotit Tabelle IV.2: Übersicht über die wichtigsten Gesteine der Regionalmetamorphose. Granulit Amphibol, Pyroxen, Plagioklas, ± Granat 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

63 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 (Barrow- Metamorphose), 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 63

64 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 Schieferung verloren. Abb.IV.6: Stark verfalteter Migmatit mit typischer Schmelztrennung 64