Karbonatite Vorkommen und Genese

Karbonatite Vorkommen und Genese Sebastian Fischer, Stephan Porr, Lars Beierlein Zunächst wurde der Begriff Karbonatite nur für ein bestimmtes Karbonatgesteinsvorkommen in Telemark, Norwegen verwendet. 1921 schlug Brögger zum ersten Mal einen magmatischen Ursprung für diese Gesteine vor, ab dann wurde der Begriff für Gesteine ähnlicher Art verwendet. Die magmatische Bildung kann erst seit 1960 dank am Oldoinyo Lengai beobachteten Ausfließens karbonatitischer Lava (Dawson, 1962) als völlig gesichert gelten. Kurz vorher konnte schon experimentell karbonatische Schmelze hergestellt werden (Wyllie & Tuttle, 1960). Vorkommen 1989 waren etwa 330 Karbonatitvorkommen bekannt (Wooley, 1989), die aktuellste Auflistung enthält 527 Vorkommen (Wooley & Kjarsgaard, 2008). Abbildung 1 gibt eine Übersicht über ihre weltweite Verteilung. Aufgrund der geringen Größe von Karbonatitvorkommen ist die Wahrscheinlichkeit, dass in nur grob kartierten Gebieten der Erde noch weitere Karbonatite entdeckt werden relativ groß. Abb 1 Weltkarte mit allen bekannten Karbonatitvorkommen (aus Woolley & Kjarsgaard, 2008) 1

Alter der Karbonatite Die steigende Anzahl an Altersdatierungen hat gezeigt, dass im Verlauf der Erdgeschichte die Karbonatitaktivität stetig zugenommen hat (vgl. Abb. 2, Wooley & Kjaarsgard, 2008). Woolley und Kjaarsgard (2008) interpretieren den Trend als fortschreitende Metasomatose (hier Karbonatisierung) des Erdmantels über die Zeit und somit zunehmende Häufigkeit der Bildungsvoraussetzungen für Karbonatite (siehe auch Kapitel Genese ). Bei der Interpretation der Daten sollte berücksichtigt Abb 2 Histrogramm von Karbonatitaltern (Woolley & Kjarsgaard 2008) werden, dass ältere Karbonatitvorkommen der Verwitterung zum Opfer gefallen sein könnten (Veizer et al 1992, zitiert in Woolley & Kjarsgaard, 2008). Tektonisches Setting Weit verbreitet ist die Auffassung, Karbonatite seien an Riftstrukturen gebunden. Die bekannten Vorkommen am Kaiserstuhl und am Oldoinyo Lengai unterstützen diese Ansicht. Allerdings lässt sich weniger als die Hälfte aller bekannten Karbonatite auf Grabenstrukturen zurückführen. Die restlichen Karbonatite sind mit Hauptstörungen und Schnittpunkten von großen Störungen (z.b. Kola-Halbinsel) in Verbindung zu bringen (Woolley, 1989). Oftmals wird darauf hingewiesen, dass die Karbonatite einiger Vorkommen entlang Linien angeordnet sind. Woolley (1989) führt dies auf u.u. tief liegende Störungszonen zurück und betont, dass Plattenwanderung über einen stationären Mantelplume aufgrund der sehr unterschiedlichen Alter entlang einiger Linien nicht als Erklärung für die lineare Anordnung der Karbonatite gelten kann. Anhand der zeitlichen Verteilung (vgl. Abb. 2) von Karbonatitbildungsphasen zieht er eine Verbindung von Karbonatitbildung und orogener Aktivität. Erscheinungsbild im Gelände Karbonatite zeigen das volle Spektrum an Platznahmeformen (Laven, Tephren, Intrusionen in Form von Gängen, Sills ), das auch von silikatischem Magmatismus 2

bekannt ist. Der Hauptunterschied besteht in Größe und Intrusionsfolge. So sind keine Karbonatitkörper bekannt, die die Dimensionen großer silikatischer Intrusionen erreichen (Barker, 1989). Eine Vergesellschaftung von Karbonatiten und silikatischen Magmatiten ist häufig zu beobachten. Meist handelt es sich um SiO2-untersättigte, foidhaltige Alkalimagmatite wie Nephelinite, Phonolite, Melilitite (Mitchell, 2005). Karbonatite, so sie mit silikatischen Magmatiten assoziiert sind, eruptieren bzw. intrudieren im späten Stadium der Sequenz und sind massenmäßig den silikatischen Gesteinen deutlich untergeordnet (Barker, 1989). Oft unterlagen gerade die Karbonatitintrusionen einer Subsolidus-Rekristallisation, sodass magmatische Strukturen (z.b. Fließgefüge, Einsprenglinge in Matrix) zumindest verschleiert, wenn nicht sogar völlig überprägt sind (Barker, 1989). Auch ist in vielen Fällen eine Alkali-Metasomatose des Nebengesteins zu beobachten, die durch C-reiche Fluide aus dem Karbonatitmagma bedingt ist. Der Prozess der Alkali-Metasomatose durch Karbonatite wird nach dem Fen-Komplex in Norwegen auch als Fenitisierung bezeichnet (Gittins, 1989). Chemismus und Klassifikation Tabelle 1 (im Anhang) gibt eine Übersicht über die chemische Zusammensetzung von verschiedenen Karbonatit-Typen. Auffällige Merkmale sind sehr niedrige Gehalte an SiO2, Al2O3 und Alkalien und hohe 1000.0 Gehalte an CO2, CaO und bei bestimmten Karbonatittypen MgO und FeO & Fe2O3. Eine Ausnahme bilden die Natrokarbonatite vom Oldoinyo Lengai Vulkan, die Na2O-Gehalte von über 30 wt% und K2O-Gehalte von Gestein/MORB 100.0 10.0 1.0 0.1 Calciokarbonatite Magnesiokarbonatite Ferrokarbonatite La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu über 7 wt% haben (Dawson et al, 1995). Abb. 3 SEE von Karbonatiten im Vergleich zu MORB (Daten aus Woolley & Kempe, 1989; Werte für MORB aus Klein, 2003) 3

Unter den magmatischen Gesteinen haben Karbonatite die höchsten Gehalte an Seltenen Erdelementen (SEE) überhaupt (Woolley & Kempe, 1989). Oft sind diese so stark angereichert, dass sie eigene Mineralphasen bilden und somit wichtige Lagerstätten für SEE darstellen. Abbildung 3 zeigt die Anreicherung von SEE in Karbonatiten im Vergleich zu MORB. Ferrokarbonatite haben die höchsten SEE-Gehalte, generell sind bei allen Karbonatiten die leichten SEE gegenüber den schweren SEE sehr viel höher angereichert als in anderen Magmatiten (Woolley & Kempe, 1989). Klassifikation Die folgende Klassifikation erfolgt nach LeMaitre (2004). Karbonatite sind Gesteine magmatischen Ursprungs, die mehr als 50 Modalprozent Karbonatminerale enthalten. Weitere Unterscheidung erfolgt anhand des Mineralgehaltes: Calcitkarbonatit (calciocarbonatite), wenn das Hauptkarbonatmineral Calcit ist. Diese können weiter in grobkörnigen Sövit und fein- bis mittelkörnigen Alvikit unterteilt werden. Dolomitkarbonatite (magnesiocarbonatite), wenn Dolomit das dominierende Karbonatmineral ist. Alternativ werden diese auch Beforsit genannt. Ferrokarbonatite, wenn das Hauptkarbonat eisenreich ist (z.b. Siderit). Abb 4 Chemische Klassifikation der Karbonatite unter Verwendung der Oxid-wt% (nach LeMaitre, 2004). Gilt nur für SiO 2 < 20%! Natrokarbonatite, die hauptsächlich aus Na-K-Ca-Karbonaten bestehen. Diese seltene Karbonatitvariante ist nur vom Oldoinyo Lengai Vulkan in Tansania bekannt. Ist das Gestein zu feinkörnig für die oben genannte Klassifikation, so kann, falls der SiO2 Gehalt 20 wt% nicht übersteigt, die chemische Klassifikation aus Abbildung 4 verwendet werden. Für Gesteine mit mehr als 20 wt% SiO2 sollte der Name Silicokarbonatit verwendet werden. Für detaillierte Klassifikation aufgrund der Chemie siehe LeMaitre (2004) und Verweise darin. 4

Genese Es ist noch immer nicht einwandfrei geklärt, wie karbonatische Schmelzen gebildet werden. Typische Isotopen-Werte für die Oldoinyo Lengai Karbonatite sind 0.51261-0.51268 für 147/144 Nd und 0.70437-0.70446 für 87/86 Sr (Bell & Simonetti, 1996). Auch hinsichtlich der Bleiisotopie sind Mantelisotopensignaturen typisch unter Karbonatiten. Andere Karbonatitvorkommen bewegen sich in ähnlichen Bereichen. Zumindest für die Stammmagmen kann eine Bildung im Erdmantel somit als gesichert angenommen werden. Laut Panina & Motorina (2008) gibt es heute drei populäre Konzepte, die Mechanismus und Ort der Karbonatitmagmenbildung erklären: a) Karbonatitische Schmelzen werden als primäre Schmelzen durch geringfügiges partielles Aufschmelzen des (lithosphärischen) Mantels gebildet, b) Karbonatitmagmen entmischen aus parentalen Nephelinit- oder Melilititmagmen aufgrund von nicht länger gegebener Mischbarkeit bei Aufstieg und damit verbundener Druckentlastung oder c) Karbonatitschmelzen sind die Restschmelzen aus der krustalen Differentiation und Fraktionierung alkalischer Magmen. Lee & Wyllie (1998) geben für Szenario a) an, dass in diesem Fall der Mantel karbonatisiert (= an CO2 angereichert) sein muss, was sowohl durch Karbonatminerale in Peridotiten als auch durch Hinweise auf metasomatische Reaktionen von Mantelgesteinen mit karbonatreichen Schmelzen zumindest als möglich angesehen werden kann. Die entstehenden Schmelzen wären in diesem Fall dolomitischer Art. Die karbonatitischen Schmelzen seien die Ersten eines Kontinuums von geringvolumigen, partiellen Schmelzen im Mantel, zu dem auch Melilitite und Kimberlite gehören. Ein weiterer Hinweis auf eine direkte Mantelquelle für die Karbonatite sind besonders in Calcitkarbonatiten mitgeführte Mantelxenolithe und Cr-reiche Magnesio-Chromite (Bailey, 1993). Fischer et al. (2009) favorisieren hingegen Szenario b), zumindest für die Oldoinyo Lengai Laven. Extrem niedrig gradiges partielles Aufschmelzen eines nicht übermäßig an C angereicherten (max. 300 ppm C, zum Vergleich 50-220 ppm C in MORB-Quelle) Mantels führe zu einer nephelinitischen/melilititischen Schmelzzusammensetzung, aus 5

der nach Fraktionierung die natrokarbonatitische Schmelze in der oberen Kruste entmische. Dieses Modell würde auch das häufige gemeinsame Auftreten von Karbonatiten zusammen mit Nepheliniten/Melilititen erklären. Es sind aber Vorkommen von (meist dolomitischen) Karbonatiten bekannt, die keine assoziierten Silikatgesteine aufweisen (Mitchell, 2005), was allerdings unter Umständen auf fehlende Aufschlüsse derselben zurückzuführen ist. Barker (1989) argumentiert anhand des graduellen Übergangs von mit Kimberliten vergesellschafteten Karbonatiten zur Zusammensetzung des Kimberlits für eine fraktionierte Kristallisation, die zu einer karbonatitischen Restschmelze führt. Auch die Anreicherung von Alkalien in manchen extrusiven Karbonatiten (z.b. die Natrokarbonatite des Oldoinyo Lengai) und die damit verbundene Frage der initialen Zusammensetzung von Karbonatiten steht immer noch zur Debatte (Panina & Motorina, 2008). So wird angenommen, dass diese Anreicherung entweder 1) ein typisches Merkmal primärer Karbonatitschmelzen ist und das Vorhandensein der anderen Karbonatitvarietäten durch Verlust von Alkalien während der Entwicklung des Magmas (z.b. durch Reaktionen mit dem Nebengestein Fenitisierung) zu erklären ist oder aber 2) dass die kalkalkalinen Karbonatite die primären Schmelzen darstellen und die Alkalianreicherung ein Hinweis auf Schmelze im späten Entwicklungsstadium ist (ähnlich wie Rhyolite alkalireicher als Basalte sind). Das erste Konzept erscheint unwahrscheinlich, da die Natrokarbonatite nahe der eutektischen Zusammensetzung bei niedrigem Druck liegen und somit eher als letzte Restschmelze denn als primitive Schmelze anzusehen sind (Bailey 1993). Abschließend bleibt zu sagen, dass die einzelnen Pros und Contras in der Diskussion um die Petrogenese von Karbonatiten von Vorkommen zu Vorkommen zu schwanken scheinen, sodass eventuell mehrere Prozesse im Zusammenspiel herangezogen werden müssen, um die Entstehung der ganzen Bandbreite der Karbonatite zu erklären. 6

Literatur Bailey, D (1993) Carbonate magmas. Journal of the Geological Society, 150, 637-651. Barker, DS (1989) Field Relations of Carbonatites. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages Bell, K and Simonetti, A (1996) Carbonatite Magmatism and Plume Activity: Implications from the Nd, Pb and Sr Isotope Systematics of Oldoinyo Lengai. Journal of Petrology, 37, 1321-1339. Brögger, WC (1921) Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes. IV. Das Fengebiet in Telemark, Norwegen. Norsk Videnskapsselskapets Skrifter, I. Math Natruv Klasse, 9. Dawson, JB (1962) Sodium carbonate lavas from Oldoinyo Lengai, Tanganyika. Nature, 195, 1075-1076. Dawson, JB, Pinkerton, H, Norton, GE, Pyle, DM, Browning, P, Jackson, D and Fallick, AE (1995) Petrology and Geochemistry of Oldoinyo Lengai Lavas Extruded in November 1988: Magma Source, Ascent and Crystallization. In: Bell, K and Keller, J (eds) Carbonatite Volcanism. Springer, Berlin. 210 pages Fischer, TP, Burnard, P, Marty, B, Hilton, DR, Füri, E, Palhol, F, Sharp, ZD and Mangasini, F (2009) Uppermantle volatile chemistry al Oldoinyo Lengai volcano and the origin of carbonatites. Nature, 459, 77-80. Gittins, J (1989) The Origin and Evolution of Carbonatite Magmas. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages Klein, EM (2003) Geochemistry of the Igneous Oceanic Crust. In: Rudnick, RL (ed) Treatise on Geochemistry. vol. 3, Elsevier. 659 pages Lee, WJ und Wyllie, PJ (1998) Petrogenesis of Carbonatite Magmas from Mantle to Crust, Constrained by the System CaO-(MgO + FeO*)-(Na2O + K2O)-(SiO2 + Al2O3 + TiO2)-CO2. Journal of Petrology, 39, 495-517. Mitchell, RH (2005) Carbonatites and Carbonatites and Carbonatites. The Canadian Mineralogist, 43, 2049-2068. LeMaitre, RW (Ed) (2004) Igneous Rocks. A Classification and Glossary of Terms. Cambridge University Press, Cambridge. 236 pages Panina, L and Motorina, I (2008) Liquid immiscibility in deep-seated magmas and the generation of carbonatite melts. Geochemistry International, 46, 448-464. Veizer, J, Bell, K, and Jansen, SL (1992) Temporal distribution of carbonatites. Geology, 20, 1147-1149. Woolley, AR (1989) The Spatial and Temporal Distribution of Carbonatites. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages Woolley, AR and Kempe, DRC (1989) Carbonatites: Nomenclature, Average Chemical Compositions, and Element Distribution. In: Bell, K (ed) Carbonatites. Genesis and Evolution. Unwyn Hyman, London. 618 pages Woolley, AR and Kjarsgaard, BA (2008) Carbonatite Occurrences of the World: Map and Database. Geological Survey of Canada, Open File Report 5796. 27 pages, 1 coloured map (1:20 000 000). Wyllie, PJ and Tuttle, OF (1960) The System CaO-CO2-H2O and the Origin of Carbonatites. Journal of Petrology, 1, 1-46. 7

Tabelle 1 Chemische Zusammensetzung von Karbonatiten calciocarbonatites magnesiocarbonatites ferrocarbonatites wt% average no range average no range average no range SiO 2 2.72 116 0.0-8.93 3.63 50 0.6-9.4 4.7 57 0.36-9.0 TiO 2 0.15 115 0.0-1.09 0.33 49 0.0-1.98 0.42 57 0.0-2.3 Al 2 O 3 1.06 116 0.0-6.89 0.99 53 0.0-4.41 1.46 53 0.01-5.6 Fe 2 O 3 2.25 97 0.0-9.28 2.41 48 0.0-9.57 7.44 50 0.46-17.84 FeO 1.01 91 0.0-4.7 3.93 47 0.0-10.4 5.28 50 0.0-20.28 MnO 0.52 119 0.0-2.57 0.96 54 0.2-5.47 1.65 57 0.23-5.53 MgO 1.8 122 0.0-8.11 15.06 54 9.25-24.82 6.05 58 0.1-14.5 CaO 49.12 118 39.24-55.4 30.12 53 20.8-47.0 32.77 58 9.2-46.43 Na 2 O 0.29 102 0.0-1.73 0.29 44 0.0-2.23 0.39 46 0.0-1.52 K 2 O 0.26 105 0.0-1.47 0.28 44 0.0-1.39 0.39 51 0.0-2.8 H 2 O+ 0.76 78 0.0-4.49 1.2 36 0.08-9.61 1.25 35 0.04-4.52 P 2 O 5 2.1 119 0.0-10.41 1.9 51 0.0-11.3 1.97 54 0.0-11.56 CO 2 36.64 104 11.02-47.83 36.81 49 16.93-47.88 30.74 53 20.56-41.81 BaO 0.34 74 0.0-5.0 0.64 32 0.01-4.3 3.25 38 0.02-20.6 SrO 0.86 66 0.0-3.29 0.69 29 0.06-1.5 0.88 34 0.01-5.95 F 0.29 31 0.0-2.66 0.31 21 0.03-2.1 0.45 20 0.02-1.2 Cl 0.08 8 0.0-0.45 0.07 1 -- 0.02 3 0.01-0.04 S 0.41 23 0.02-2.29 0.35 12 0.03-1.3 0.96 12 0.12-5.4 SO3 0.88 15 0.02-3.87 1.08 13 0.06-2.86 4.14 21 0.06-17.1 ppm Li 0.1 1 -- -- -- 10 1 -- Be 2.4 5 0.4-8 <5 1 -- 12 1 -- Sc 7 7 0.6-18 14 3 10-17 10 2 9-14 V 80 31 0-300 89 9 7-280 191 16 56-340 Cr 13 10 2-479 55 9 2-175 62 8 15-135 Co 11 12 2-26 17 9 4-39 26 7 11-54 Ni 18 11 5-30 33 5 21-60 26 7 10-63 Cu 24 25 4-80 27 12 4-94 16 14 4-45 Zn 188 16 20-1120 251 10 15-851 606 9 35-1800 Rb 14 6 4-35 31 4 2-81 -- -- Y 119 16 25-346 61 13 5-120 204 9 28-535 Zr 189 33 4-2320 165 14 0-550 127 13 0-900 Nb 1204 43 1-1500 1422 19 10-16780 1292 17 10-5033 Ag -- -- -- 3.2 2 3.2-3.3 3.4 2 3.4-3.5 Cs 20 1 -- 0.9 1 -- 0.6 1 -- Hf -- -- -- 3.2 1 -- -- -- Ta 5 1 -- 21 6 4-34 0.9 1 -- W -- -- -- 10 1 -- 20 1 -- Au -- -- -- -- -- 12 2 10-15 Pb 56 6 30-108 89 7 30-244 217 4 46-400 Th 52 13 5-168 93 11 4-315 276 13 100-723 U 8.7 10 0.3-29 13 13 1-42 7.2 16 1-20 La 608 31 90-1600 764 19 95-3655 2666 15 95-16883 Ce 1687 18 74-4152 2183 14 147-8905 5125 8 1091-19457 Pr 219 2 50-389 560 1 550 4 141-1324 Nd 883 8 190-1550 634 6 222-1755 1618 4 437-3430 Sm 130 2 95-164 45 6 33-75 128 4 30-233 Eu 39 2 29-48 12 6 3-20 34 4 11-78 Gd 105 2 91-119 -- -- 130 4 31-226 Tb 9 2 9-10 4.5 6 0.9-8 16 4 4-36 Dy 34 2 22-46 -- -- 52 4 11-105 Ho 6 2 3-9 -- -- 6 4 1-9 Er 4 1 -- -- -- 17 4 3-35 Tm 1 1 -- -- -- 1.8 4 0.3-3 Yb 5 10 1.5-12 9.5 10 1-52 15.5 4 1-16 Lu 0.7 1 -- 0.08 1 -- -- -- Daten aus Woolley & Kempe, 1989 8