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Martin Okrusch Siegfried Matthes Mineralogie Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde Martin Okrusch Siegfried Matthes Mineralogie Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde 8., vollständig überarbeitete, erweiterte und aktualisierte Auflage Mit 438 Abbildungen, davon 133 in Farbe Autoren Professor Dr. Martin Okrusch Lehrstuhl für Geodynamik und Geomaterialforschung Universität Würzburg Am Hubland 97074 Würzburg Professor Dr. Siegfried Matthes † Bibliographische Information der Deutschen Bibliothek Die Deutsche Bibliothe...
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Martin Okrusch Siegfried Matthes Mineralogie Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde, Martin Okrusch Siegfried Matthes

Mineralogie Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde

8., vollständig überarbeitete, erweiterte und aktualisierte Auflage Mit 438 Abbildungen, davon 133 in Farbe, Autoren Professor Dr. Martin Okrusch Lehrstuhl für Geodynamik und Geomaterialforschung Universität Würzburg Am Hubland 97074 Würzburg Professor Dr. Siegfried Matthes † Bibliographische Information der Deutschen Bibliothek Die Deutsche Bibliothek verzeichnet diese Publikation in der Deutschen Nationalbibliografie; detaillierte bibliografische Daten sind im Internet über abrufbar. ISBN 978-3-540-78200-1 8. Auflage Springer Berlin Heidelberg New York ISBN 978-3-540-78201-8 (e-Book) Dieses Werk ist urheberrechtlich geschützt. Die dadurch begründeten Rechte, insbesondere die der Übersetzung, des Nachdrucks, des Vortrags, der Entnahme von Abbildungen und Tabellen, der Funksendung, der Mikroverfilmung oder der Vervielfältigung auf anderen Wegen und der Speiche- rung in Datenverarbeitungsanlagen, bleiben, auch bei nur auszugsweiser Verwertung, vorbehalten. Eine Vervielfältigung dieses Werkes oder von Teilen dieses Werkes ist auch im Einzelfall nur in den Grenzen der gesetzlichen Bestimmungen des Urheberrechtgesetzes der Bundesrepublik Deutsch- land vom 9. September 1965 in der jeweils geltenden Fassung zulässig. Sie ist grundsätzlich vergü- tungspflichtig. Zuwiderhandlungen unterliegen den Strafbestimmungen des Urheberrechtgesetzes. Springer ist ein Unternehmen von Springer Science+Business Media springer.de © Springer-Verlag Berlin Heidelberg 1983, 1987, 1990, 1993, 1996, 2001, 2005, 2010 Printed in Germany Die Wiedergabe von Gebrauchsnamen, Handelsnamen, Warenbezeichnungen usw. in diesem Werk berechtigt auch ohne besondere Kennzeichnung nicht zu der Annahme, daß solche Namen im Sinne der Warenzeichen- und Markenschutz-Gesetzgebung als frei zu betrachten wären und daher von jedermann benutzt werden dürften. Umschlaggestaltung: Thomas Bauer, deblik, Berlin Umschlagfoto: Klaus-Peter Kelber, Würzburg Herstellung: Janett Sterrit-Brunner Satz: Büro Stasch (E-Mail ist versteckt) Druck und Bindung: Stürtz AG, Würzburg Gedruckt auf säurefreiem Papier – 543210, Für Irene,

Vorwort zur 8. Auflage

Erfreulicherweise hat die 7. Auflage des Mineralogie-Lehrbuches bei Studenten und Hochschullehrern, aber auch bei interessierten Mineraliensammlern eine positive Aufnahme gefunden und war bereits nach zweieinhalb Jahren vergriffen. Auf Wunsch des Verlages wurde die notwendige Neuauflage nicht nur gründlich überarbeitet, son- dern wiederum inhaltlich erweitert und durch zahlreiche neue Abbildungen berei- chert. Dabei habe ich mich bemüht, konstruktive Kritik von Rezensenten und Anre- gungen von Kollegen weitgehend zu berücksichtigen. Äußerst hilfreich waren hierfür Übersichtsartikel, die in den letzten Jahren in Sammelbänden und Zeitschriften zu aktuellen Themen erschienen sind. Das einführende Kapitel enthält jetzt eine umfassende, wenn auch kurz gefasste Darstellung der Kristallographie auf elementarer Grundlage. Ich hoffe mit diesem Bei- trag, der von Ekkehart Tillmanns kritisch durchgelesen wurde, eine Lücke zu schlie- ßen, die mehrere Kollegen als Mangel empfunden hatten. Darüber hinaus wurde ein neuer Abschnitt zu den fachübergreifenden Forschungsgebieten Biomineralisation und medizinische Mineralogie eingefügt. Der Text zu diesem Gebiet, das sich zur Zeit in rasanter Entwicklung befindet, wurde durch Beiträge von Joachim Lorenz bereichert. Erfreulicherweise konnten die Texte zur speziellen Mineralogie durch neue Farbfotos von Mineralstufen veranschaulicht werden. Die Zahl der Zeichnungen von Kristall- strukturen wurde deutlich erhöht; farbige Darstellungen tragen dazu bei, auch kom- plexere Strukturen zu verstehen. Die Abschnitte zur technischen Anwendung von mi- neralischen Rohstoffe wurden – soweit das bei der stürmischen Entwicklung der Werkstoffwissenschaften möglich ist – aktualisiert. Neuaufnahme fanden die, auch technisch interessanten Mineralgruppen der Nitrate und der Borate, während die Texte zu den SiO2-Mineralen und den Feldspäten unter Mitwirkung von Hans Ulrich Bambauer und Herbert Kroll stark überarbeitet und erweitert wurden. Auch im Teil II – Petrologie und Lagerstättenkunde – mussten an mehreren Stellen Verbesserungen durchgeführt und in der Literatur gebräuchliche Begriffe neu aufge- nommen werden. Ausführlichere Darstellung erfuhren aktuelle Themen wie vulkani- scher Explosivitätsindex, Supereruptionen und Supervulkane sowie Erstarrungs- phänomene in Magmenreservoiren. Interessante Themen stellen die Kristallisations- fronten in Pegmatiten und die Zeitdauer der Pegmatit-Kristallisation dar. Neu aufge- nommen wurde eine genetische Klassifikation der Pegmatite. Die wissenschaftliche Diskussion über Zusammensetzung, Herkunft und Zirkulation von hydrothermalen Lösungen wird nach wie vor mit großer Heftigkeit geführt; hier waren Aktualisierungen notwendig. Ein weiteres Dauerproblem stellt die Abgrenzung zwischen Sediment- gesteins-gebundenen hydrothermalen und sedimentären Lagerstätten dar; im Gegensatz zur 7. Auflage entschloss ich mich, die Karbonat-gebundenen Blei-Zink- und Fluorit-Lagerstätten vom Mississippi-Valley-Typ als hydrothermal einzustufen. Neu aufgenommen wurden die hydrothermalen Gold-Pyrit-Verdrängungslagerstätten vom Carlin-Typ; eine eingehendere Behandlung erfuhren die Buntmetall-Lagerstät- ten in Schwarzschiefern. Insgesamt habe ich mich bemüht, die weltwirtschaftliche Bedeutung von Erz- und Mineral-Lagerstätten noch stärker herauszuarbeiten und zu aktualisieren., VIII Vorwort zur 8. Auflage Ganz wesentliche Erweiterungen erfuhr der Teil III des Buches. Neben notwendigen Ergänzungen in den Kapiteln „Aufbau des Erdinnern“, „Meteorite“ sowie „Aufbau und Stoffbestand des Mondes“ wurde dem Geochemie-Kapitel ein Abschnitt über die Ent- stehung der chemischen Elemente angefügt. Außerdem kamen zwei ganz neue Kapitel „Unser Planetensystem“ und „Die Entstehung unseres Sonnensystems“ hinzu, in de- nen ich versucht habe, die faszinierenden Erkenntnisse, welche die Naturwissenschaf- ten zu diesen Themenkreisen gewonnen haben, in aller gebotenen Kürze vorzustellen. Der Astrophysiker Karl Mannheim hat diese Texte kritisch durchgelesen und an vie- len Stellen wertvolle Ergänzungen eingefügt. Zwar unterliegt es keinem Zweifel, dass wir diesen Erkenntnisgewinn in erster Linie astrophysikalischen Beobachtungen, Messdaten und Theorien verdanken. Trotzdem haben wir in den letzten Jahren so viel Neues über die geologisch-petrographische Beschaffenheit und den inneren Aufbau der erdähnlichen Planeten, der Asteroiden sowie der Riesen-Gas- und Eisplaneten und ihrer Monde erfahren, dass eine Darstellung im Rahmen dieses Mineralogie-Lehrbu- ches gerechtfertigt, ja zwingend notwendig erscheint. Interplanetarische Staubteilchen, deren mineralogische Zusammensetzung wir heute schon gut kennen, dokumentie- ren die Frühgeschichte unseres Sonnensystems, während interstellare, circumstellare und präsolare Staubteilchen in eine noch fernere Vergangenheit zurückweisen. Angesichts der thematischen Breite dieses Lehrbuches war es wiederum zwingend geboten, kompetente Kollegen um kritische Durchsicht einzelner Kapitel oder Text- abschnitte zu bitten. Hierfür bin ich Hans Ulrich Bambauer (Münster/Ostbevern), Herbert Kroll (Münster), Joachim Lorenz (Karlstein am Main), Karl Mannheim (Würzburg), Klaus Mezger (Münster) und Ekkehart Tillmanns (Wien) zu großem Dank verpflichtet. Sehr genossen habe ich vielseitige, anregende Diskussionen mit meinem Amtsnachfolger Hartwig Frimmel (Würzburg). Darüber hinaus danke ich meinen Würzburger Kollegen Eckard Amelingmeier, Anna Cord, Dorthée Kleinschrot, Reiner Klemd, Nikola Koglin, Uli Schüssler, Volker von Seckendorff, Thomas Will und Armin Zeh sowie Klaus Bente (Leipzig), Adi Bischof (Münster), Walter Borchardt-Ott (Münster/Altenberge), Paolo Forti (Bologna), Klaus Keil (Honolulu), Armin Kirfel (Bonn), Reinhard Kögler (Wunsiedel), Joachim Lorenz (Karlstein am Main), Bruce Marsh (Baltimore), Pete Mouginis-Mark (Honolulu), Lutz Nasdala (Wien), Cees Passchier (Mainz), Hans-Peter Schertl (Bochum), Esther Schmädicke (Erlangen) und Wolfgang Siebel (Tübingen) für wertvolle Anregun- gen und hilfreiche Diskussionen, für Abbildungsvorlagen und sonstige Hilfen. Ein besonderer Dank gilt wiederum Klaus-Peter Kelber (Würzburg) für die schö- nen Farbfotos sowie für die mühevolle Gestaltung der neuen Abbildungen, die ganz wesentlich zur Attraktivität dieser neuen Auflage beitragen. Franz Schwabenländer (Würzburg) danke ich für seine Hilfe bei vielfältigen Computer-Problemen. Den Ver- antwortlichen im Springer Verlag Dr. Chris Bendall, Janett Sterrit-Brunner und Dr. Wolfgang Witschel sei für die vertrauensvolle und konstruktive Zusammenarbeit herz- lich gedankt. Mein besonderer Dank gilt Armin Stasch (Bayreuth), der das Layout des Buches wieder mit großem Können und Einfühlungsvermögen gestaltet hat. Schließlich möchte ich meiner Frau wiederum ein ganz herzliches Dankeschön sa- gen, die mir eine unverzichtbare Hilfe beim Korrekturlesen war. Sie hat der verstärk- ten Arbeitsbelastung im letzten Jahr stets liebevolles Verständnis entgegen gebracht. Ihr widme ich dieses Werk. Ich hoffe, dass auch die 8. Auflage des „Matthes“ vielen Studierenden der Geowis- senschaften ein nützlicher Begleiter sein wird, der ihnen Freude an Mineralen und Gesteinen vermittelt und ihnen hilft, gesteins- und lagerstättenbildende Prozesse im Zusammenhang mit der globalen Tektonik unserer Erde und der erdähnlichen Plane- ten zu verstehen. Ich würde mich freuen, wenn es meinen Kollegen bei der Vorberei- tung ihrer Lehrveranstaltungen gute Dienste leistet. Schließlich wünsche ich mir, dass das Buch neue Freunde unter den Mineraliensammlern findet, die an einem tieferen Eindringen in mineralogische Sachverhalte und Probleme interessiert sind. Martin Okrusch Würzburg, im Juni 2009,

Vorwort zur 7. Auflage

Bereits drei Jahre nach ihrem Erscheinen war die 6. Auflage des „Matthes“ vergriffen und der Verlag drängte auf die Vorbereitung einer Neuauflage. Das bot die Gelegenheit, den Inhalt des Lehrbuchs gründlich zu überarbeiten und an den modernen Wissens- stand anzupassen. Die bewährte Gliederung in die Hauptteile „Spezielle Mineralogie“, „Petrologie und Lagerstättenkunde“ sowie „Stoffbestand und Bau von Erde und Mond“ blieb dabei erhalten. Allerdings schien es angezeigt, einige sehr umfangreiche Kapitel aufzuteilen, so dass das Buch jetzt aus 30 Kapiteln besteht. Die „Mineralogie“ wurde an vielen Stellen inhaltlich erweitert; zahlreiche neue Abbildungen kamen hinzu; dem stehen Streichungen veralteter Passagen und Straffungen des Textes gegenüber. Das einführende Kapitel enthält jetzt Erklärungen zu wichtigen kristallographi- schen Grundbegriffen wie Kristallklasse, Bravais-Gitter und Miller’sche Indizes, die für das Verständnis der Mineralbeschreibungen in Teil I notwendig sind; auch die Ein- führung zur Petrographie wurde etwas ausführlicher gestaltet. Die spezielle Mineralo- gie wurde, soweit erforderlich, aktualisiert, wobei kristallstrukturelle Gesichtspunkte und die technische Verwendung von mineralischen Rohstoffen stärkere Beachtung fanden. Darüber hinaus mussten einige wichtige Minerale, z. B. der Perowskit, zusätz- lich aufgenommen werden. Wesentliche Erweiterungen erfuhren die Kapitel zum Vul- kanismus und Plutonismus, zur Petrologie der Magmatite sowie zur Lagerstättenkunde. Es war an der Zeit, vom Niggli-Schema der magmatischen Erzlagerstätten, das uns Älteren vertraut und lieb geworden war, aber nicht mehr gültig ist, Abschied zu neh- men. Dadurch war es notwendig, die theoretischen Grundlagen der pegmatitischen und hydrothermalen Lagerstättenbildung neu darzustellen, obwohl gerade hier noch viele Fragen offen sind. Im Einklang mit der internationalen Lagerstättenforschung musste die pneumatolytische Phase aufgegeben werden. Bei der Beschreibung einzel- ner Lagerstättentypen wurden Lagerstätten von weltwirtschaftlicher Bedeutung stär- ker herausgestellt. Im Kapitel über Sedimente und Sedimentgesteine erfuhren die Kar- bonatgesteine, die wichtigen sedimentären Erzlagerstätten und die marinen Evaporite eine ausführlichere Darstellung. In den Kapiteln über Gesteinsmetamorphose wurde Wert darauf gelegt, die theoretischen Grundlagen der metamorphen Gefügeprägung und der metamorphen Mineralgleichgewichte etwas eingehender zu behandeln. Völ- lig neu gestaltet und erweitert wurden die Kapitel zum Aufbau des Erdinnern, zum Aufbau und Stoffbestand des Mondes sowie über Meteorite. Ein neues Kapitel zur Ein- führung in die Geochemie einschließlich der Isotopen-Geochemie rundet die neue Auflage des „Matthes“ ab. Auch bei der Neugestaltung des Werkes sollte dem ursprünglichen Ansatz von Siegfried Matthes, ein Lehrbuch für das Grundstudium in Mineralogie zu schreiben, gefolgt werden, wobei allerdings der Text an einigen Stellen über diese Anforderun- gen hinausgeht. Für Geowissenschaftler anderer Vertiefungsrichtungen wie Sedimen- tologie, Ingenieurgeologie, Hydrogeologie, Paläontologie oder Geophysik sowie für Kristallographen und Materialwissenschaftler reicht der behandelte Stoff auch für das Hauptstudium aus. Es bleibt zu wünschen, dass der „Matthes“ vielen Geowissen- schaftlern in ihrem beruflichen Leben, aber auch mineralbegeisterten Laien als Nach- schlagewerk gute Dienste tut. Voraussetzungen für ein erfolgreiches Arbeiten mit die-, X Vorwort zur 7. Auflage sem Buch sind Grundkenntnisse in Experimentalphysik, anorganischer und möglichst auch in physikalischer Chemie sowie in allgemeiner Geologie; für Studierende der Minera- logie ist ein tieferes Eindringen in die Kristallographie selbstverständlich. Auch jungen Geowissenschaftlern und interessierten Laien sind heute die Grundzüge der Platten- tektonik bekannt. Auf die Zusammenhänge zwischen gesteinsbildenden Vorgängen und plattentektonischen Prozessen wird im Text immer wieder hingewiesen; auf ein eigenes Kapitel zur Plattentektonik wurde daher verzichtet. Das vorliegende Lehrbuch ist inhaltlich so weit gespannt, dass es für einen Autor nicht möglich ist, alle Kapitel mit gleicher Kompetenz zu behandeln. Zu bestimmten Fragestellungen habe ich daher den Rat von Fachkollegen eingeholt. Für wertvolle Hinweise, Anregungen und Abbildungsvorlagen danke ich meinen Würzburger Kolle- gen Eckard Amelingmeier, Roland Baumhauer, Sönke Brandt, Helga de Wall, Hartwig Frimmel, Frank Holzförster, Dorothée Kleinschrot, Reiner Klemd, Volker Lorenz, Reinhard Neder, Wolfgang Schubert, Bernhard Schulz, Uli Schüssler, Volker von Seckendorff, Thomas Will, Armin Zeh und Bernd Zimanowski sowie Hermann Bank (Idar-Oberstein), Adi Bischoff (Münster), Reinhard Boehler (Mainz), Ahmed El Goresy (Mainz), Birgit Gruner (Bonn), Wilhelm Heinrich (Potsdam), Friedhelm Henjes-Kunst (Hannover), Peter Herzig (Kiel), Gottfried Hirschmann (Hannover), Al Hofmann (Mainz), Francois Holtz (Hannover), Hans Kreuzer (Hannover), Peter Kukla (Aachen), Olaf Medenbach (Bochum), Knut Metzler (Münster), Thomas Oberthür (Hannover), Martin Pfleghaar (Heidenheim), Hans-Ulrich Schmincke (Kiel), Werner Schreyer (Bochum), Ludolf Schulz (Mainz), Fritz Seifert (Bayreuth), Hans-Adolf Seck (Köln), Dieter Stöffler (Berlin) und Eduard Woermann (Aachen). Zu besonderem Dank ver- pflichtet bin ich Eckard Amelingmeier, Reiner Klemd, Reinhard Neder, Uli Schüssler, Hans Adolf Seck (Köln) und Thomas Will, die einzelne Kapitel des Buches kritisch durchgelesen haben. Ihre konstruktive Kritik hat wesentlich zur Qualität des Werkes beigetragen – für noch verbliebene Irrtümer und Unklarheiten trage ich jedoch allein die Verantwortung! Für Kritik, Anregungen und Verbesserungsvorschläge bin ich jederzeit dankbar. Ein herzlicher Dank und hohe Anerkennung gebührt wiederum Klaus-Peter Kelber für die mühevolle Reinzeichnung der neuen Abbildungen und die neuen Mikrofotos, wobei er meine Wünsche immer wieder verständnisvoll erfüllte. Großer Dank auch an Franz Schwabenländer für seine geduldige Hilfe bei vielfachen Computer-Problemen. Dr. Wolfgang Engel, Renate Schulz und Luisa Tonarelli vom Springer-Verlag (Heidel- berg) danke ich sehr für die vertrauensvolle Zusammenarbeit, für Geduld und Ver- ständnis. Große Freude hatte ich bei der Zusammenarbeit mit Armin Stasch (Bayreuth), der das gelungene Layout des Buches gekonnt und mit großem Einfühlungsvermögen besorgte – herzlichen Dank dafür! Ein ganz besonderes Dankeschön möchte ich meiner Frau Irene sagen, die mir beim Korrekturlesen des Textes eine unverzichtbare Hilfe war und die mir liebevolles Ver- ständnis für die verstärkte Arbeitsbelastung in den letzten beiden Jahren entgegenge- bracht hat. Ihr widme ich den neuen Text. Auch die 7. Auflage des „Matthes“ übergebe ich in der Hoffnung, dass das Buch neue Freunde unter den Studierenden der Mineralogie, Geologie und anderer Geo- wissenschaften, aber auch unter interessierten Mineraliensammlern finden möge. In einer Zeit, in der sich die geowissenschaftlichen Studiengänge an den deutschen Uni- versitäten im Umbruch befinden, möge das hier vorgelegte Werk dazu beitragen, dass die Mineralogie weiterhin als eigenständige Stimme im Gesamtkonzert der Geowis- senschaften zu hören ist. Martin Okrusch Würzburg, im Januar 2005,

Vorwort zur 1. Auflage

Das vorliegende Buch ist eine Einführung in die Mineralogie, Petrologie und Lager- stättenkunde auf genetischer Grundlage. Es widmet sich dem speziellen Teil des Fa- ches, wobei Grundkenntnisse aus dem allgemeinen Teil – der allgemeinen Mineralo- gie und der Kristallographie – vorausgesetzt werden. Darüber hinaus sind neben geo- logischen Kenntnissen Grundlagen der allgemeinen, anorganischen und physikali- schen Chemie an vielen Stellen sehr nützlich. Im einleitenden Teil werden wichtige Begriffe erläutert und definiert. Im Teil I folgte eine Auswahl der häufigsten Minerale in übersichtlicher Form und in Anleh- nung an die Systematik von H. Strunz. Teil II ist der Petrologie und Lagerstätten- kunde gewidmet. Er gliedert sich: A in die magmatische Abfolge mit Systematik und Genese der magma-tischen Gesteine einschließlich der Mineral- und Lagerstätten- bildung, die mit magmatischen Vorgängen im Zusammenhang steht, B in die sedi- mentäre Abfolge mit den Verwitterungsprodukten, Sedimenten und Sedimentgestei- nen einschließlich der Mineral- und Lagerstättenbildung, C die Gesteinsmetamor- phose einschließlich der Ultrametamorphose und der Metasomatose. Ein abschlie- ßender Teil III widmet sich dem Stoffbestand von Erde und Mond und in einem kur- zen Abschnitt auch den Meteoriten. Den einschlägigen experimentellen Zustandsdi- agrammen – Ein-, Zwei- und Drei-Komponentensystemen – wird der ihnen ihrer Bedeutung nach zukommende Raum gewährt. An allen möglichen Stellen finden sich Hinweise auf die technisch-wirtschaftliche Bedeutung der Minerale, Gesteine und Lagerstätten als Rohstoffe. Das Buch ist aus Vorlesungen und Übungen hervorgegangen, die der Verfasser im Laufe der Zeit seit 1950 an den Universitäten Frankfurt (M) und Würzburg durchge- führt hat. So ist der Inhalt des Buches in erster Linie den Bedürfnissen des Unterrichts an Universitäten und Hochschulen angepasst. Getroffene Auswahl und Umfang des Stoffes dieses speziellen Teiles des Faches entsprechen nach Ansicht des Verfassers weitgehend dem Lehrauftrag für das Grundstudium in Mineralogie. Für Studierende der Geologie und andere Studierende, die Mineralogie als Neben- bzw. Beifach wäh- len, dürfte das Buch auch bei den Anforderungen im Hauptstudium (Aufbaustudium) hilfreich sein. In allen Fällen kann es in Verbindung und zur Ergänzung von Vorlesun- gen und Übungen genutzt werden. Für das Weiterstudium und als Quellennachweis ist am Schluss des Buches ein Verzeichnis wichtiger Lehrbücher und Monographien aufgenommen worden. Das Buch richtet sich auch an diejenigen, die dem Fach Inter- esse entgegenbringen, um sich Grundkenntnisse zu erwerben oder es beruflich als Informationsquelle zu nützen. Verlag und Verfasser möchten glauben, dass das vorlie- gende Buch innerhalb des deutschsprachigen Schrifttums eine derzeit spürbare Lücke schließen hilft. Die Kristallbilder sind dem Atlas der Kristallformen von V. Goldschmidt, die Kris- tallstrukturen großenteils dem Strukturbericht entnommen und umgezeichnet wor- den. Die meisten Diagramme und Strichzeichnungen stammen aus dem zitierten Schrifttum, teilweise vereinfacht, andere ergänzt. Die Zahl der Autotypien wurde mit Rücksicht auf die Preisgestaltung des Buches niedrig gehalten., XII Vorwort zur 1. Auflage Bei der Fertigung des Buches erfuhr ich aus dem hiesigen Institut mannigfaltige Hilfe. Herr Prof. Martin Okrusch übernahm die kritische Durchsicht des Manuskrip- tes. Seine Ratschläge wurden als substantielle Verbesserungen dankbar anerkannt. Darüber hinaus gewährte er mir freundliche Hilfe beim Lesen der Korrektur. Herr Klaus Mezger vom hiesigen Institut unterstützte mich bei der Fertigung des Registers. Herr Klaus-Peter Kelber hat sich mit der sorgfältigen Ausführung der Zeichnungen und allen Mineralfotos große Verdienste um das Buch erworben. Die Originalauf- nahmen zu den Abbildungen 145 und 146 stellte Herr Prof. K. R. Mehnert, Berlin, freundlicherweise zum Abdruck zur Verfügung. Die Fotos der Abb. 92 und 93 stam- men vom Verfasser. Meine Tochter Heike hatte die lästige Aufgabe der Reinschrift des Manuskriptes übernommen. Allen sei für die gewährte Hilfe herzlich gedankt! Schließlich habe ich dem Verlag für die jederzeit vertrauensvolle Zusammenar- beit, die Ausstattung des Buches und dessen erschwinglichen Preis zu danken, Herrn Dr. Konrad F. Springer für sein stets förderndes Interesse und Herrn Dr. Dieter Hohm für Mühewaltung und Umsicht während dieser Zusammenarbeit. Würzburg, im Sommer 1983 Siegfried Matthes,

Inhaltsverzeichnis

1 Einführung und Grundbegriffe .1 1.1 Minerale .2 1.2 Kristalle .4 1.2.1 Kristallmorphologie .5 1.2.2 Kristallstruktur .9 1.2.3 Kristallchemie .13 1.2.4 Kristallphysik .16 1.3 Mineralarten und Mineralvarietäten .29 1.4 Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste .29 1.5 Gesteine .30 1.5.1 Mineralinhalt .31 1.5.2 Beziehungen zwischen chemischer Zusammensetzung und Mineralinhalt: Heteromorphie von Gesteinen .31 1.5.3 Gefüge .31 1.5.4 Geologischer Verband .32 1.6 Mineral- und Erzlagerstätten .34 1.7 Abgrenzung der gesteinsbildenden Vorgänge .34 1.8 Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau .35 1.9 Biomineralisation und medizinische Mineralogie (unter Mitwirkung von Joachim A. Lorenz) .36 1.9.1 Mineralbildung im Organismus .37 1.9.2 Medizinische Mineralogie .38 1.10 Bestimmung von Mineralen mit einfachen Hilfsmitteln .42 Weiterführende Literatur .42

Teil I Spezielle Mineralogie – Eine Auswahl wichtiger Minerale .45

2 Elemente .47 2.1 Metalle .48 2.2 Metalloide (Halbmetalle) .53 2.3 Nichtmetalle .53 Weiterführende Literatur .59 Zitierte Literatur .60 3 Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) .61 3.1 Metall-Sulfide mit M:S > 1:1 (meist 2:1) .62 3.2 Metall-Sulfide und -Arsenide mit M:S ≈ 1:1 .63 3.3 Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M:S ≤ 1:2 .68 3.4 Arsen-Sulfide .72 3.5 Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze) .73 Weiterführende Literatur .75, XIV Inhaltsverzeichnis 4 Halogenide .77 Weiterführende Literatur .80 5 Oxide und Hydroxide .81 5.1 M2O-Verbindungen .82 5.2 M3O4-Verbindungen .82 5.3 M2O3-Verbindungen .84 5.4 MO2-Verbindungen .88 5.5 Hydroxide .91 Weiterführende Literatur .93 Zitierte Literatur .93 6 Karbonate, Nitrate und Borate .95 6.1 Calcit-Gruppe, 32/m .96 6.2 Aragonit-Gruppe, 2/m2/m2/m .99 6.3 Dolomit-Gruppe .101 6.4 Azurit-Malachit-Gruppe .102 6.5 Nitrate .103 6.6 Borate .103 Weiterführende Literatur .105 Zitierte Literatur .105 7 Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate .107 7.1 Sulfate .108 7.2 Chromate .112 7.3 Molybdate und Wolframate .113 Weiterführende Literatur .114 Zitierte Literatur .114 8 Phosphate, Arsenate, Vanadate .115 Weiterführende Literatur .118 9 Silikate .119 9.1 Inselsilikate (Nesosilikate) .121 9.2 Gruppensilikate (Sorosilikate) .129 9.3 Ringsilikate (Cyclosilicate) .132 9.4 Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) .136 9.4.1 Pyroxen-Familie .137 9.4.2 Pyroxenoide .141 9.4.3 Amphibol-Familie .142 9.5 Schichtsilikate (Phyllosilikate) .145 9.5.1 Pyrophyllit-Talk-Gruppe .147 9.5.2 Glimmer-Gruppe .148 9.5.3 Hydroglimmer-Gruppe .150 9.5.4 Sprödglimmer-Gruppe .150 9.5.5 Chlorit-Gruppe .150 9.5.6 Serpentin-Gruppe .151 9.5.7 Tonmineral-Gruppe .152 9.5.8 Apophyllit-Gruppe .154 9.6 Gerüstsilikate (Tektosilikate) .155 9.6.1 SiO2-Minerale .155 9.6.2 Feldspat-Familie .164 9.6.3 Feldspatoide (Foide, Feldspatvertreter) .173 9.6.4 Skapolith-Gruppe .175, Inhaltsverzeichnis XV 9.6.5 Zeolith-Familie .175 Weiterführende Literatur .179 Zitierte Literatur .179 10 Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen .181 Weiterführende Literatur .185 Zitierte Literatur .185

Teil II Petrologie und Lagerstättenkunde .187

11 Magmatische Gesteine (Magmatite) .189 11.1 Einteilung und Klassifikation der magmatischen Gesteine .190 11.1.1 Zuordnung nach der geologischen Stellung und dem Gefüge .190 11.1.2 Klassifikation nach dem Mineralbestand .191 11.1.3 Chemismus und CIPW-Norm .194 11.2 Petrographie der Magmatite .197 11.2.1 Subalkaline Magmatite .198 11.2.2 Alkali-Magmatite .207 11.2.3 Karbonatite, Kimberlite und Lamproite .211 Weiterführende Literatur .213 Zitierte Literatur .213 12 Vulkanismus .215 12.1 Effusive Förderung: Lavaströme .217 12.2 Extrusive Förderung .219 12.3 Explosive Förderung .220 12.4 Gemischte Förderung: Stratovulkane .226 12.5 Vulkanische Dampftätigkeit .226 Weiterführende Literatur .228 Zitierte Literatur .229 13 Plutonismus .231 13.1 Die Tiefenfortsetzung von Vulkanen .232 13.2 Formen plutonischer und subvulkanischer Intrusivkörper .233 13.3 Innerer Aufbau und Platznahme von Plutonen .234 13.3.1 Interngefüge von Plutonen .234 13.3.2 Mechanismen der Platznahme .235 13.3.3 Layered Intrusions .236 Weiterführende Literatur .237 Zitierte Literatur .237 14 Magma und Lava .239 14.1 Chemische Zusammensetzung und Struktur magmatischer Schmelzen .240 14.2 Vulkanische Gase .240 14.3 Magmatische Temperaturen .241 14.3.1 Direkte Messungen .241 14.3.2 Schmelzversuche an natürlichen Gesteinen .241 14.4 Viskosität von Magmen und Laven .242 14.5 Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma .243 Weiterführende Literatur .245 Zitierte Literatur .245, XVI Inhaltsverzeichnis 15 Bildung und Weiterentwicklung von Magmen .247 15.1 Magmatische Serien .248 15.2 Bildung von Stamm-Magmen .249 15.2.1 Basaltische Stamm-Magmen .249 15.2.2 Granitische Magmen .249 15.3 Magmenmischung .250 15.4 Magmatische Differentiation .250 15.4.1 Kristallisations-Differentiation .250 15.4.2 Entmischung im schmelzflüssigen Zustand (liquide Entmischung) .253 15.5 Assimilation .253 Weiterführende Literatur .254 Zitierte Literatur .254 16 Experimentelle Modellsysteme .255 16.1 Die Gibbs’sche Phasenregel .256 16.2 Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen .257 16.2.1 Experimente zur Kristallisationsabfolge basaltischer Magmen .257 16.2.2 Experimente zur Bildung SiO2-übersättigter und SiO2-untersättigter Magmen .263 16.2.3 Experimente zum Verhalten von Mafiten in basaltischen Magmen .269 16.3 Das Reaktionsprinzip von Bowen .273 16.4 Das Basalt-Tetraeder von Yoder und Tilley (1962) .276 16.5 Gleichgewichtsschmelzen und fraktioniertes Schmelzen .277 Weiterführende Literatur .278 Zitierte Literatur .278 17 Die Herkunft des Basalts .279 17.1 Basalte und Plattentektonik .280 17.2 Bildung von Basalt-Magmen durch partielles Schmelzen von Mantelperidotit .281 17.2.1 Das Pyrolit-Modell .281 17.2.2 Partielles Schmelzen von H2O-freiem Pyrolit .281 17.2.3 Partielles Schmelzen von H2O-haltigem Pyrolit .282 Weiterführende Literatur .284 Zitierte Literatur .284 18 Die Herkunft des Granits .285 18.1 Genetische Einteilung der Granite auf geochemischer Basis .286 18.2 Experimente zur Granitgenese .287 18.2.1 Einführung .287 18.2.2 Kristallisationsverlauf granitischer Magmen: Experimente im H2O-gesättigten Modellsystem Qz–Ab–Or–H2O .287 18.2.3 Experimentelle Anatexis: Experimente unter H2O-gesättigten und H2O-untersättigten Bedingungen im Modellsystem Qz–Ab–Or–H2O .290 18.2.4 Das Modellsystem Qz–Ab–An–Or–H2O .293 18.2.5 Das Modellsystem Qz–Ab–An–H2O .293 18.2.6 Das natürliche Granitsystem .294 Weiterführende Literatur .295 Zitierte Literatur .295, Inhaltsverzeichnis XVII 19 Orthomagmatische Erzlagerstätten .297 19.1 Einführung .298 19.2 Lagerstättenbildung durch fraktionierte Kristallisation .298 19.2.1 Chromit- und Chromit-PGE-Lagerstätten .300 19.2.2 Fe-Ti-Oxid-Lagerstätten .301 19.3 Lagerstättenbildung durch liquide Entmischung von Sulfid- und Oxid-Schmelzen .302 19.3.1 Nickelmagnetkies-Kupferkies-PGE-Lagerstätten in Noriten und Pyroxeniten .302 19.3.2 Nickelmagnetkies-Kupferkies-Lagerstätten in Komatiiten .305 19.3.3 Magnetit-Apatit-Lagerstätten .305 19.4 Erz- und Mineral-Lagerstätten in Karbonatit-Alkalimagmatit-Komplexen .305 Weiterführende Literatur .306 Zitierte Literatur .306 20 Pegmatite .307 20.1 Theoretische Überlegungen .308 20.2 Geologisches Auftreten und Petrographie von Pegmatiten .309 20.3 Pegmatite als Rohstoffträger .311 20.4 Genetische Klassifikation der Pegmatite .312 Weiterführende Literatur .312 Zitierte Literatur .312 21 Hydrothermale Erz- und Minerallagerstätten .313 21.1 Grundlagen .314 21.2 Hydrothermale Imprägnationslagerstätten .316 21.2.1 Zinnerz-Lagerstätten .316 21.2.2 Wolfram-Lagerstätten .318 21.2.3 Molybdän-Lagerstätten .318 21.2.4 Porphyry Copper Ores .318 21.2.5 Imprägnationen mit ged. Kupfer (Typus Oberer See) .320 21.3 Hydrothermale Verdrängungslagerstätten .320 21.3.1 Skarnerz-Lagerstätten .320 21.3.2 Mesothermale Kupfer-Arsen-Verdrängungs-Lagerstätten .321 21.3.3 Hydrothermale Blei-Silber-Zink-Verdrängungslagerstätten .322 21.3.4 Hydrothermale Gold-Pyrit-Verdrängungslagerstätten vom Carlin-Typ .322 21.3.5 Metasomatische Siderit-Lagerstätten .322 21.3.6 Metasomatische Magnesit-Lagerstätten .322 21.4 Hydrothermale Erz- und Mineralgänge .323 21.4.1 Orogene Gold-Quarz-Gänge .324 21.4.2 Epithermale Gold- und Gold-Silber-Lagerstätten (subvulkanisch) .325 21.4.3 Mesothermale Kupfererzgänge .325 21.4.4 Blei-Silber-Zink-Erzgänge .326 21.4.5 Zinn-Silber-Wismut-Erzgänge des bolivianischen Zinngürtels .326 21.4.6 Wismut-Kobalt-Nickel-Silber-Uran-Erzgänge .327 21.4.7 Telethermale Antimon-Quarz-Gänge .328 21.4.8 Hydrothermale Siderit- und Hämatit-Erzgänge .328 21.4.9 Nichtmetallische hydrothermale Ganglagerstätten .329 21.4.10 Quarzgänge und hydrothermale Verkieselungen .329 21.4.11 Alpine Klüfte .329, XVIII Inhaltsverzeichnis 21.5 Vulkanogen-sedimentäre Erzlagerstätten .329 21.5.1 Rezente hydrothermale Erzbildung in der Tiefsee: Black Smoker .329 21.5.2 Vulkanogene massive Sulfiderz-Lagerstätten (VMS-Lagerstätten) .332 21.5.3 Vulkanogen-sedimentäre Quecksilbererz-Lagerstätten .333 21.5.4 Vulkanogene Oxiderz-Lagerstätten .333 21.6 Sedimentgesteins-gebundene hydrothermale Lagerstätten .334 21.6.1 Sedimentär-exhalative Blei-Zink-Erzlagerstätten (Sedex-Lagerstätten) .334 21.6.2 Karbonat-gebundene Erz- und Mineral-Lagerstätten .335 Weiterführende Literatur .335 Zitierte Literatur .336 22 Verwitterung und mineralbildende Vorgänge im Boden .339 22.1 Mechanische Verwitterung .340 22.2 Chemische Verwitterung .340 22.2.1 Leicht lösliche Minerale .341 22.2.2 Verwitterung der Silikate .341 22.3 Subaerische Verwitterung und Klimazonen .343 22.4 Zur Abgrenzung des Begriffs Boden .343 22.5 Verwitterungsbildungen von Silikatgesteinen und ihre Lagerstätten .344 22.5.1 Residualtone und Kaolin .344 22.5.2 Bentonit .344 22.5.3 Bauxit .344 22.5.4 Fe- und Mn-reiche Laterite .345 22.5.5 Ni-reiche Laterite .345 22.5.6 Weitere Residual-Lagerstätten .346 22.6 Verwitterung sulfidischer Erzkörper .346 22.6.1 Oxidationszone .346 22.6.2 Zementationszone .347 22.6.3 Stabilitätsbeziehungen wichtiger Kupferminerale bei der Verwitterung .348 Weiterführende Literatur .349 Zitierte Literatur .349 23 Sedimente und Sedimentgesteine .351 23.1 Grundlagen .352 23.1.1 Einteilung der Sedimente und Sedimentgesteine .352 23.1.2 Gefüge der Sedimente und Sedimentgesteine .352 23.2 Klastische Sedimente und Sedimentgesteine .353 23.2.1 Transport und Ablagerung des klastischen Materials .353 23.2.2 Chemische Veränderungen während des Transports .353 23.2.3 Korngrößenverteilung bei klastischen Sedimenten und ihre Darstellung .354 23.2.4 Diagenese der klastischen Sedimentgesteine .354 23.2.5 Einteilung der Psephite und Psammite .356 23.2.6 Schwerminerale in Psammiten .357 23.2.7 Fluviatile und marine Seifen .357 23.2.8 Metallkonzentrationen in ariden Schuttwannen (Lagerstätten vom Red-Bed-Typ) .361 23.2.9 Einteilung der Pelite .361 23.2.10 Diagenese von Peliten .362 23.2.11 Buntmetall-Lagerstätten in Schwarzschiefern .363 23.2.12 Übergang von der Diagenese zur niedriggradigen Metamorphose .364, Inhaltsverzeichnis XIX 23.3 Chemische und biochemische Karbonatsedimente und -sedimentgesteine .364 23.3.1 Einteilung der Karbonatgesteine .364 23.3.2 Löslichkeit und Ausscheidungsbedingungen des CaCO3 .365 23.3.3 Anorganische und biochemische Karbonat-Bildung im Meerwasser .366 23.3.4 Bildung festländischer (terrestrischer) Karbonatsedimente .367 23.3.5 Diagenese von Kalkstein .368 23.4 Eisen- und Mangan-reiche Sedimente .368 23.4.1 Ausfällung des Eisens und die Stabilitätsbedingungen der Fe-Minerale .368 23.4.2 Sedimentäre Eisenerze .369 23.4.3 Sedimentäre Manganerze .371 23.4.4 Metallkonzentrationen am Ozeanboden .371 23.5 Kieselige Sedimente und Sedimentgesteine .372 23.6 Sedimentäre Phosphatgesteine .373 23.7 Evaporite (Salzgesteine) .373 23.7.1 Kontinentale (terrestrische) Evaporite .373 23.7.2 Marine Evaporite .375 Weiterführende Literatur .377 Zitierte Literatur .378 24 Metamorphe Gesteine .379 24.1 Grundlagen .380 24.1.1 Metamorphe Prozesse .380 24.1.2 Ausgangsmaterial metamorpher Gesteine .381 24.1.3 Abgrenzung der Gesteinsmetamorphose .382 24.1.4 Auslösende Faktoren der Gesteinsmetamorphose .383 24.2 Die Gesteinsmetamorphose als geologischer Prozess .385 24.2.1 Kontaktmetamorphose .386 24.2.2 Kataklastische Metamorphose und Mylonitisierung .390 24.2.3 Schockwellen- oder Impakt-Metamorphose .391 24.2.4 Hydrothermale Metamorphose .394 24.2.5 Regionalmetamorphose in Orogenzonen .394 24.2.6 Regionale Versenkungsmetamorphose .399 24.2.7 Regionale Ozeanbodenmetamorphose .399 24.3 Nomenklatur der regional- und kontaktmetamorphen Gesteine .400 24.3.1 Regionalmetamorphe Gesteine .400 24.3.2 Kontaktmetamorphe Gesteine .406 24.4 Das Gefüge der metamorphen Gesteine .407 24.4.1 Gefügerelikte .407 24.4.2 Das kristalloblastische Gefüge .408 24.4.3 Gefügeregelung bei metamorphen Gesteinen .409 24.5 Bildung von Migmatiten durch partielle Anatexis .415 24.5.1 Der Migmatitbegriff .415 24.5.2 Experimentelle Grundlagen für die anatektische Bildung von Migmatiten .416 24.5.3 Stoffliche Bilanz bei der Entstehung von Migmatiten .417 24.6 Metasomatose .417 24.6.1 Kontaktmetasomatose .418 24.6.2 Autometasomatose .420 24.6.3 Spilite als Produkte einer Natrium-Metasomatose .421 Weiterführende Literatur .421 Zitierte Literatur .422, XX Inhaltsverzeichnis 25 Phasengleichgewichte und Mineralreaktionen in metamorphen Gesteinen .425 25.1 Gleichgewichtsbeziehungen in metamorphen Gesteinen .426 25.1.1 Feststellung des thermodynamischen Gleichgewichts .426 25.1.2 Die Gibbs’sche Phasenregel .426 25.1.3 Die freie Enthalpie: Stabile und metastabile Niveaus .428 25.2 Metamorphe Mineralreaktionen .430 25.2.1 Polymorphe Umwandlungen und Reaktionen ohne Freisetzung einer fluiden Phase .430 25.2.2 Entwässerungsreaktionen .433 25.2.3 Dekarbonatisierungsreaktionen .438 25.2.4 Reaktionen, an denen H2O und CO2 beteiligt sind .439 25.2.5 Oxidations-Reduktions-Reaktionen .441 25.2.6 Petrogenetische Netze .443 25.3 Geothermometrie und Geobarometrie .444 25.4 Druck-Temperatur-Entwicklung metamorpher Komplexe .446 25.4.1 Druck-Temperatur-Pfade .446 25.4.2 Druck-Temperatur-Zeit-Pfade .448 Weiterführende Literatur .449 Zitierte Literatur .449 26 Metamorphe Mineralfazies .451 26.1 Graphische Darstellung metamorpher Mineralparagenesen .452 26.1.1 ACF- und A'KF-Diagramme .452 26.1.2 AFM-Projektion .454 26.2 Das Faziesprinzip .457 26.2.1 Begründung des Faziesprinzips .457 26.2.2 Metamorphe Faziesserien .459 26.3 Übersicht über die metamorphen Fazies .460 26.3.1 Zeolith- und Prehnit-Pumpellyit-Fazies .460 26.3.2 Grünschieferfazies .460 26.3.3 Epidot-Amphibolit-Fazies .461 26.3.4 Amphibolitfazies .461 26.3.5 Granulitfazies .464 26.3.6 Hornfelsfazies .466 26.3.7 Sanidinitfazies .467 26.3.8 Blauschieferfazies .467 26.3.9 Eklogitfazies .469 Weiterführende Literatur .472 Zitierte Literatur .473

Teil III Stoffbestand und Bau von Erde und Mond – unser Planetensystem .475

27 Aufbau des Erdinnern .477 27.1 Seismischer Befund zum Aufbau des Erdinnern .478 27.1.1 Physikalische Grundlagen .478 27.1.2 Ausbreitung von Erdbebenwellen im Erdinnern .479 27.1.3 Geschwindigkeitsverteilung der Erdbebenwellen im Erdinnern .480 27.2 Erdkruste .480 27.2.1 Ozeanische Erdkruste .481 27.2.2 Kontinentale Erdkruste .482 27.2.3 Die Erdkruste in jungen Orogengürteln .484 27.3 Erdmantel .484 27.3.1 Der oberste, lithosphärische Erdmantel und die Natur der Moho .484, Inhaltsverzeichnis XXI 27.3.2 Die Asthenosphäre als Förderband der Lithosphärenplatten .489 27.3.3 Übergangszone .490 27.3.4 Unterer Erdmantel .492 27.4 Erdkern .493 27.4.1 Geophysikalischer Befund .493 27.4.2 Chemische Zusammensetzung des Erdkerns .494 Weiterführende Literatur .495 Zitierte Literatur .495 28 Aufbau und Stoffbestand des Mondes .497 28.1 Die Kruste des Mondes .498 28.1.1 Hochlandregionen .498 28.1.2 Regionen der Maria .499 28.1.3 Minerale der Mondgesteine .500 28.1.4 Reste von Wasser im Regolith? .500 28.2 Innerer Aufbau des Mondes .501 28.3 Geologische Geschichte des Mondes .502 Weiterführende Literatur .503 Zitierte Literatur .503 29 Meteorite .505 29.1 Fallphänomene .506 29.2 Häufigkeit von Meteoriten .508 29.3 Haupttypen der Meteorite .508 29.3.1 Undiffenzierte Steinmeteorite: Chondrite .508 29.3.2 Differenzierte Steinmeteorite: Achondrite .513 29.3.3 Stein-Eisen-Meteorite (differenziert) .516 29.3.4 Eisenmeteorite (differenziert) .517 29.4 Tektite .519 Weiterführende Literatur .520 Zitierte Literatur .520 30 Unser Planetensystem .523 30.1 Die erdähnlichen Planeten .524 30.1.1 Merkur .524 30.1.2 Venus .526 30.1.3 Mars .529 30.2 Die Asteroiden .535 30.3 Die Riesenplaneten und ihre Satelliten .537 30.3.1 Astronomische Erforschung .537 30.3.2 Atmosphäre und innerer Bau der Riesenplaneten .538 30.3.3 Die Jupiter-Monde .539 30.3.4 Die Eismonde von Saturn, Uranus und Neptun .542 30.3.5 Die Ringsysteme der Riesenplaneten .545 30.4 Der Zwergplanet Pluto und sein Mond Charon: ein Doppelplanet .546 Weiterführende Literatur .547 Zitierte Literatur .548 31 Einführung in die Geochemie .549 31.1 Geochemische Gliederung der Elemente .550 31.2 Chemische Zusammensetzung der Gesamterde .552 31.3 Chemische Zusammensetzung der Erdkruste .554 31.3.1 Berechnungen des Krustenmittels: Clarke-Werte .554 31.3.2 Seltene Elemente und Konzentrations-Clarkes .556 31.4 Spurenelement-Geochemie magmatischer Prozesse .557, XXII Inhaltsverzeichnis 31.4.1 Grundlagen .557 31.4.2 Spurenelement-Fraktionierungen bei der Bildung und Differentiation von Magmen .559 31.4.3 Spurenelemente als Indikatoren für die geotektonische Position von magmatischen Prozessen .563 31.5 Isotopen-Geochemie .564 31.5.1 Einführung .564 31.5.2 Stabile Isotope .565 31.5.3 Einsatz radiogener Isotope in der Geochronologie .569 31.6 Entstehung der chemischen Elemente .577 Weiterführende Literatur .578 Zitierte Literatur .579 32 Die Entstehung unseres Sonnensystems .581 32.1 Frühe Theorien und erste Belege .582 32.2 Sternentstehung .582 32.3 Zusammensetzung des Solarnebels .583 32.4 Entstehung der Planeten .585 Weiterführende Literatur .589 Zitierte Literatur .590 Anhang .591 A.1 Übersicht wichtiger Ionenradien und der Ionenkoordination gegenüber O2– .591 A.2 Berechnung von Mineralformeln .591 A.3 Lernschema der subalkalinen Magmatite und der Alkali-Magmatite .594 Literatur .595 Abdruckgenehmigungen .596 Index .597,

Einführung und Grundbegriffe

1.1 Minerale 1.2 Kristalle 1.3 Mineralarten und Mineralvarietäten 1.4 Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste 1.5 Gesteine 1.6 Mineral- und Erzlagerstätten 1.7 Abgrenzung der gesteinsbildenden Vorgänge 1.8 Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau 1.9 Biomineralisation und medizinische Mineralogie 1.10 Bestimmung von Mineralen mit einfachen Hilfsmitteln, 2 1 · Einführung und Grundbegriffe 1.1 1.1 den. Der synthetische Quarz ist zwar physikalisch und

Minerale chemisch mit dem natürlichen Quarz identisch, jedoch

als Kunstprodukt im Sinn der obigen Definition kein Mi- Mineralogie bedeutet wörtlich Lehre vom Mineral. neral. Man spricht allerdings von Mineralsynthese und meint die künstliche Herstellung eines Minerals mit al- Der Begriff Mineral ist erst im ausgehenden Mittelalter len ihm zukommenden Eigenschaften. Es ist auch üblich, geprägt worden. Er geht auf das mittellateinische mina z. B. einen künstlich hergestellten Smaragd von Edelstein- = Schacht (minare = Bergbau treiben) zurück. Im Altertum, qualität als synthetischen Edelstein zu bezeichnen. z. B. bei den Griechen und Römern, hat man nur von Stei- In ihrer weit überwiegenden Mehrzahl sind Minerale nen gesprochen. Es sind besonders die durch Glanz, Farbe durch anorganische Vorgänge gebildet worden. Darüber und Härte ausgezeichneten Schmucksteine, denen man hinaus gibt es aber auch wichtige biogene Prozesse, durch schon in vorgriechischer Zeit bei allen Kulturvölkern beson- die Minerale in oder unter Mitwirkung von Organismen dere Beachtung schenkte. Das Steinbuch des Artistoteles entstehen können. So bauen Calcit, Aragonit und Opal Ske- bringt bereits eine Fülle von Beobachtungen und Tatsachen. lette oder Schalen von Mikroorganismen und Invertebra- ten (Wirbellosen) auf; Apatit ist ein wesentlicher Bestand- Minerale sind chemisch einheitliche, natürliche Bestand- teil von Knochen und Zähnen der Wirbeltiere; elementarer teile der Erde und anderer Himmelskörper (Mond, Mete- Schwefel, Pyrit und andere Sulfidminerale können durch oriten, erdähnliche Planeten unseres und anderer Son- Reduktion unter dem Einfluss von Bakterien entstehen. nensysteme). Von wenigen Ausnahmen abgesehen, sind Minerale bilden die Gemengteile von Gesteinen und Minerale anorganisch, fest und kristallisiert (Abb. 1.1). bauen als solche wesentliche Teile der Erde, des Mondes Das Mineral, Plural: die Minerale oder gleichfalls und der erdähnlichen Planeten auf. Derzeit zugänglich gebräuchlich die Mineralien (verwendet in Minera- sind uns die kontinentale Erdkruste, Serien von Bohr- liensammlung oder Mineralienbörse etc.). kernen der ozeanischen Kruste und untergeordnet Frag- mente des oberen Erdmantels. Wir müssen aber anneh- Diese sehr allgemein gehaltene Mineraldefinition wird men, dass der gesamte Erdmantel, der bis zu einer Tiefe im Folgenden schrittweise erläutert: von 2 900 km reicht, sowie der innere Erdkern (unterhalb einer Tiefe von etwa 5 100 km) aus Mineralen bestehen, Minerale sind natürliche Produkte über die allerdings nur theoretische oder hypothetische Vorstellungen existieren. Analoge Überlegungen gelten Das bedeutet, sie sind durch natürliche Vorgänge und für den Mond, die erdähnlichen Planeten Merkur, Venus, ohne Einflussnahme des Menschen entstanden. Ein künst- Mars und dessen Satelliten sowie für die Asteroiden, klei- lich im Laboratorium hergestellter Quarz z. B. wird als ne planetenähnliche Körper, welche die Sonne zwischen synthetischer Quarz vom natürlichen Mineral unterschie- der Mars- und Jupiterbahn umkreisen. Proben der Mond- Abb. 1.1. Kristallgruppe von Quarz, Vari- etät Bergkristall, Arkansas/USA. Etwa natürliche Größe. (Foto: K.-P. Kelber), 1.1 · Minerale 3 kruste wurden durch die Apollo-Missionen der NASA der Eigenschaften aufweisen. Man bezeichnet allgemein Ma- wissenschaftlichen Untersuchung zugänglich gemacht; terie als physikalisch und chemisch homogen, wenn beim Meteorite sind Bruchstücke aus dem Asteroidengürtel, die Fortschreiten in einer Richtung immer wieder dieselben gelegentlich auf die Erde fallen (Kap. 29, S. 505 ff), selte- physikalischen und chemischen Verhältnisse (Eigenschaf- ner von der Oberfläche des Mars und des Mondes. ten) angetroffen werden und wenn sich diese gleichen Eigenschaften auch mindestens in parallelen Richtungen Minerale sind physikalisch und chemisch homogene wiederholen. Alles andere wäre heterogen. (einheitliche) Festkörper und meist kristallisiert (Abb. 1.1) Die chemische Homogenität besteht darin, dass jedes Mineral eine ganz bestimmte oder in festgelegten Gren- Als homogener Körper lässt sich jedes Mineral auf me- zen schwankende stoffliche Zusammensetzung aufweist. chanischem Weg in (theoretisch) beliebig viele Teile zer- Diese lässt sich mit einer individuellen chemischen For- legen, die alle die gleichen physikalischen und chemischen mel ausdrücken. Tabelle 1.1. Chemische Einteilung der Minerale. (Vereinfacht nach Strunz 1982), 4 1 · Einführung und Grundbegriffe Die weitaus überwiegende Zahl der Minerale sind anor- heterogenen Zusammensetzung und ihres variablen Che- ganische Verbindungen (Tabelle 1.1). Nur sehr wenige Mi- mismus nicht zu den Mineralen. Sie werden den vulkani- nerale stellen organische Verbindungen dar, wie beispiels- schen Gesteinen zugeordnet. Opal entwickelt wie alle weise das Calciumoxalat Whewellit CaC2O4 · H2O, das amorph gebildeten Minerale im freien Raum unter dem Benzensalz Mellit Al2C6(COO)6 · 16H2O oder der Kohlen- Einfluss der Oberflächenspannung traubig-nierige Formen wasserstoff Fichtelit C19H34. Untergeordnet treten auch che- und niemals durch ebene Flächen begrenzte Polyeder mische Elemente auf. Öfter sind es einfache chemische Ver- (Kristallformen). bindungen mit ganz bestimmter Zusammensetzung, wie z. B. Quarz SiO . Zahlreiche Minerale sind dagegen Misch- In den amerikanischen Lehrbüchern wird der Begriff mineral häu-2 fig auf kristallisierte Minerale beschränkt, während die nicht-kris- kristalle, in denen ein einfacher oder gekoppelter Ersatz von tallisierten Minerale wie Opal oder ged. Quecksilber als mineraloids von Kationen oder Anionen stattfindet, z. B. Mg2+ Fe2+ (Mineraloide) bezeichnet werden. Diese Abgrenzung ist im deut- beim Olivin mit den Endgliedern Forsterit Mg2[SiO4] und schen Sprachraum nicht eingeführt. Fayalith Fe [SiO ] oder Na+Si4+ Ca2+Al3+ beim Plagio- Bernstein, ein fossiles Harz von Nadel- und Laubbäumen2 4 klas mit den Endgliedern Albit Na[AlSi O ] und Anorthit besonders des Tertiärs, ist ein amorphes Gemenge aus oxidierten3 8 Ca[Al2Si2O8]. Bei Mischkristallen können Veränderungen Harzsäuren und Harzalkoholen mit der durchschnittlichen Zusam- mensetzung 78 Gew.-% C, 9.9 % H, 11.7 % O, 0.42 % S. Der Begriff der Druck-Temperatur-Bedingungen während des Wachs- Bernstein entspricht demnach nicht der Mineraldefinition. tums zu chemischem Zonarbau führen oder es kommt bei Nichts mit Mineralen zu tun haben Begriffe wie Mineralwas- der Abkühlung zu nachträglicher Entmischung einer che- ser, Mineralöl, Mineralsalze in den Nahrungsmitteln etc. Bei die- mischen Verbindung aus einem ursprünglich homogenen sen Bezeichnungen geht es lediglich um eine Herausstellung von Wirtkristall. Der Mineralbegriff schließt solche Inhomoge- Naturprodukten. Gelegentlich wird der Mineralbegriff aus völli- ger Unkenntnis fälschlich für chemische Elemente bzw. Ionen ein- nitäten mit ein. gesetzt wie z.B. in dem Artikel „Superstar der Küche, die Tomate“ Reader’s Digest, 1991, Nr. 5: „Sie … enthält die Vitamine A, B, C Eine Aussage darüber, ob die Forderung der Homogenität einer und E sowie Mineralien (darunter Eisen, Kalzium und Kalium).“ Mineralprobe erfüllt ist, stößt beim Mineralbestimmen nach äuße- ren Kennzeichen immer wieder auf Schwierigkeiten, weil eine sol- 1.2 che Entscheidung wesentlich von der Bezugsskala abhängt. So kann 1.2 eine Probe mit bloßem Auge betrachtet durchaus homogen erschei- Kristalle nen, während sie sich unter dem Polarisationsmikroskop bei stär- kerer Vergrößerung als uneinheitlich erweist. In Wirklichkeit liegt Kristalle (grch. κρύσταλλοσ = Eis, übertragen auf den ein mikroskopisch feines Verwachsungsaggregat aus zahlreichen Mineralkörnern oder Mineralfasern vor. In vielen Fällen erweisen Bergkristall; Abb. 1.1) sind feste, homogene, anisotrope sich mikroskopisch homogene Minerale unter dem Elektronenmik- Körper mit dreidimensional periodischer Anordnung roskop oder durch Röntgen-Beugungsanalyse als heterogen. ihrer chemischen Bausteine (Atome, Ionen, Moleküle).

Minerale sind in aller Regel Festkörper Der Kristallbegriff greift weit über die Mineralwelt hin-

aus; er umfasst ebenso alle kristallinen Substanzen, die Die einzige Ausnahme bildet gediegenes (ged.) Quecksil- im Labor und in technischen Betrieben künstlich gezüch- ber (elementares Hg), das bei Atmosphärendruck einen tet oder durch Massenkristallisation hergestellt werden. Schmelzpunkt von –38,89 °C aufweist, sich also bei gewöhn- In einer Kristallstruktur sind die Atome, Ionen oder licher Temperatur in flüssigem Zustand befindet. (Wasser Molekülgruppen periodisch zu Raumgittern angeordnet, zählt nicht zu den Mineralen, wohl aber natürliches Eis.) d. h. in bestimmten Richtungen treten sie immer wieder Minerale sind meist kristallisierte Festkörper (Einkristal- in gleichen Abständen auf (Translationsabstände der Git- le), deren Bausteine (Atome, Ionen, Ionenkomplexe), unge- terpunkte; Abb. 1.2). Jeder Kristall, d. h. auch jedes kris- achtet zahlreicher Baufehler und Unregelmäßigkeiten, drei- tallisierte Mineral zeichnet sich durch einen ihm eige- dimensional periodisch geordnet sind. (Der Kristallbegriff nen, geometrisch definierten Feinbau aus. wird weiter unten detailliert erläutert.) Demgegenüber be- Als Ergebnis dieses Gitterbaus sind Kristalle homo- finden sich nur wenige Minerale im amorphen, d. h. nicht- gen, d. h. sie sind physikalisch und chemisch einheitlich kristallisierten Zustand. Ihr Feinbau ist dann geometrisch aufgebaut. Der Begriff der Homogenität lässt sich noch ungeordnet. Zu ihnen gehören als bekanntester Vertreter schärfer fassen, wenn man die vektoriellen, d. h. die rich- der Opal SiO2 · nH2O oder auch das seltene natürliche Kie- tungsabhängigen physikalischen Eigenschaften wie Här- selglas SiO2 (Lechatelierit), das in der Natur als Bindemittel te, Kohäsion, Wärmeleitfähigkeit, elekrische Leitfähigkeit, zusammengeschmolzener Sandkörper vorkommt und sei- Lichtbrechung und Doppelbrechung betrachtet. Ein Kör- ne Entstehung einem Blitzschlag verdankt. Es wurde auch per ist homogen, wenn er in parallelen Richtungen glei- in mehreren Meteoritenkratern, den Einschlagstellen von ches Verhalten zeigt. Aus der Feinstruktur von Kristal- großen Meteoriten auf der Erdoberfläche, vorgefunden. Die len ergibt sich weiter ihre Anisotropie, die bedeutet, dass vulkanischen Gläser (Obsidian) zählen wegen ihrer häufig die vektoriellen physikalischen Eigenschaften in unter-, 1.2 · Kristalle 5 Abb. 1.2. Dreidimensionales Gitter (Raumgitter) mit trikliner Sym- metrie. Die Translationsvektoren a, b, c sind verschieden lang und stehen nicht senkrecht aufeinander. Weitere Translationsvektoren sind z. B. die Flächendiagonalen in den Ebenen ab, bc, ac oder die Abb. 1.4. Relative Wachstumsgeschwindigkeiten unterschiedlicher Raumdiagonalen in abc. Die Einheitsfläche ist blau dargestellt. Kristallflächen beim Kalialaun KAl(SO4)2 · 12H2O, ausgehend von ei- (Mod. nach Kleber et al. 1998) ner geschliffenen Kugel. Die Flächen der Formen {110}, {221} und {112} wachsen rasch und verschwinden daher bald. Demgegenüber wach- sen die Würfelflächen {100} und die Oktaederflächen {111} langsa- mer. Zum Schluss bleiben nur noch die am langsamsten wachsenden Oktaederflächen übrig. (Nach Spangenberg 1935 aus Kleber et al. 1998) Rasches Wachstum in einer bestimmten Richtung führt dazu, dass zunächst angelegte Flächen zu Kanten oder Ecken entarten; langsames Wachstum führt dagegen zur Ausbildung größerer Kristallflächen (Abb. 1.4). Die Flä- chenkombinationen eines Kristallpolyeders (Kristall- tracht) und die Größenverhältnisse der einzelnen Flä- chen (Habitus) sind von den jeweiligen Wachstumsbe- Abb. 1.3. a Schema eines homogenen, anisotropen Körpers: gleiches Verhalten in parallelen Richtungen, unterschiedliches Verhalten in dingungen abhängig, insbesondere von Druck, Tempe- verschiedenen Richtungen. b Schema eines homogenen, isotropen ratur und chemischer Zusammensetzung der Schmelze Körpers: gleiches Verhalten in allen Richtungen oder Lösung, in denen der betreffende Kristall wächst. Kristalle gleicher Tracht können ganz unterschiedlichen schiedlichen Richtungen verschieden sind. Demgegen- Habitus aufweisen, z. B. planar, isometrisch, säulig, na- über treten in isotropen Medien wie z. B. Glas in unter- delig. Wegen gegenseitiger Behinderung in ihrem Wachs- schiedlichen Richtungen gleiche vektorielle Eigenschaften tum können die meisten Kristalle ihre Kristallgestalt auf (Abb. 1.3). Beispiele hierfür werden im Abschn. 1.2.4 nicht oder nicht voll entwickeln. Das ist insbesondere Kristallphysik besprochen. beim Kristallisieren von Mineralen in der Natur der Fall: Minerale in Gesteinen besitzen nur selten gut ausgebil- Es sei in diesem Zusammenhang daran erinnert, dass nicht nur dete Flächen (Abb. 1.34, S. 30). Minerale, sondern fast alle anorganischen und sehr viele organi- Es gilt das Gesetz der Winkelkonstanz, das in seinen sche Festköper sich im kristallisierten Zustand befinden. Als tech- Grundzügen bereits von dem dänischen Arzt und Na- nische Produkte bestimmen Kristalle unser tägliches Leben vom Zucker bis zum Aspirin, vom Schwingquarz in unseren Uhren bis turwissenschaftler Niels Stensen (latinisiert Nicolaus Ste- zum Mikrochip im Computer, vom Laserkristall bis zum Katalysa- no 1638–1686) im Jahre 1669 am Quarz entdeckt wurde, tor in unseren Fahrzeugen. allerdings in der Folgezeit in Vergessenheit geriet: 1.2.1 Alle zu einer Kristallart gehörenden, chemisch gleich

Kristallmorphologie zusammengesetzten Einzelkristalle schließen zwi-

schen analogen Flächen stets gleiche Winkel ein. Bei freiem, nicht behindertem Wachstum werden Kris- talle von ebenen Flächen begrenzt (Abb. 1.1), deren Rich- Dieses Gesetz gilt uneingeschränkt, und zwar auch für tungen im mathematischen Zusammenhang zum Raum- Kristalle, die stark verzerrt gewachsen sind (Abb. 1.5). gitter stehen. Die Bildung von Kristallflächen ist Aus- Kristalle zeigen in ihrer äußeren (Ideal-)Gestalt und in druck der Anisotropie der Wachstumsgeschwindigkeit: der Verteilung ihrer vektoriellen physikalischen Eigenschaf-, 6 1 · Einführung und Grundbegriffe Abb. 1.5. Kristallverzerrungen beim Quarz. a–d Kopfbilder, e–f Parallelpro- jektionen. (Aus Ramdohr u. Strunz 1978) ten Symmetrie-Eigenschaften, welche die symmetrische Anordnung der Bausteine (Atome, Ionen, Moleküle) in der Kristallstruktur widerspiegeln. Symmetrie ist die gesetzmäßige Wiederholung ei- nes Motivs (Borchardt-Ott 2002), z. B. eines Gitter- punktes oder einer Kristallfläche. In der Kristallmorphologie lassen sich folgende Sym- metrie-Operationen unterscheiden, wobei die dazugehö- rigen Symmetrie-Elemente durch einfache Symbole ge- kennzeichnet werden (Abb. 1.6): Drehung um eine einzählige, zweizählige, dreizählige, vierzählige und sechszählige Drehachse (1, 2, 3, 4, 6); Spiegelung an einer Spiegelebene (m); Abb. 1.6. Einfache Kristallformen, die durch Symmetrieoperationen Inversion, d. h. Spiegelung an einem Inversionszen- entstehen. a Inversionszentrum 1: Pinakoid (Fläche und parallele trum (1); Gegenfläche); b Spiegelebene: Doma (grch. δóµα = Dach); c–f 2-, 3-, Drehinversion, d. h. Koppelung von Drehung und In- 4- und 6-zählige Drehachsen: c Sphenoid (grch. Keil), d trigonale Py- ramide, e tetragonale Pyramide, f hexagonale Pyramide version, an einer zweizähligen, dreizähligen, vierzäh- ligen und sechszähligen Drehinversionsachse (2 = m, 3, 4, 6), d. h. beide Symmetrie-Operationen laufen als Achsen α (zwischen b und c), β (zwischen a und c), ein Vorgang hintereinander ab. γ (zwischen a und b) gekennzeichnet sind. Beim trigona- len, tetragonalen und hexagonalen Kristallsystem sind die Aus der Kombination dieser Symmetrie-Elemente erge- Achsen a und b gleich lang; man bezeichnet sie daher als ben sich 32 Kristallklassen (J. F. C. Hessel 1830). Im a1, a2, a3. Eine analoge Bezeichnung gilt im kubischen Sys- kristallinen Feinbau kommt als weitere Symmetrie-Opera- tem, in dem alle Achsen gleich lang sind. tion noch die Translation der einzelnen Gitterpunkte hin- Die Bezeichnung der 32 Kristallklassen folgt dem ein- zu. Durch Koppelung der Translation mit Drehungen und fachen, international verbindlichen System von Hermann- Spiegelungen entstehen Gleitspiegelebenen und Schrauben- Mauguin (Hermann 1935; Hahn 2002), das auf einer Kom- achsen als neue Symmetrie-Elemente. Ihre Kombination bination der Symbole für die Symmetrie-Elemente beruht. führt zu 230 Raumgruppen. Für die mathematische Be- Wenn aus der Kombination von zwei Symmetrie-Elemen- schreibung von Kristallstrukturen, insbesondere der Posi- ten ein drittes resultiert, kann dieses weggelassen wer- tion von Gitterpunkten, Punktreihen und Netzebenen so- den; daraus ergibt sich ein vereinfachtes Symbol. Das wie der Lage der Flächen im Kristallpolyeder bezieht man Hermann-Mauguin-System soll hier kurz erläutert und sich auf unterschiedliche Koordinatensysteme, die der Sym- durch Mineralbeispiele dokumentiert werden. Außerdem metrie der Kristalle angepasst sind. Daraus ergeben sich werden noch die traditionellen Namen (nach Groth) an- 7 Kristallsysteme, die durch die Längenverhältnisse ihrer gegeben, die sich aus der jeweils bestimmenden allgemei- Hauptachsen a, b, c und die Winkel zwischen diesen nen Kristallform in allgemeinen, nicht speziellen Lagen, 1.2 · Kristalle 7 ableiten. Eine Kristallform ist eine Menge äquivalenter *2/m2/m2/m (mmm), rh.-dipyramidal: Drei ⊥ aufei- Flächen, die durch eine oder mehrere Symmetrie-Ope- nander stehende Spiegelebenen; als Schnittlinien dieser rationen ineinander überführt werden. Kristallklassen Ebenen ergeben sich drei 2-zählige Drehachsen parallel mit wichtigen Mineralbeispielen sind durch einen Stern a, b und c. Zahlreiche Mineralbeispiele wie Topas (S. 127), (*) gekennzeichnet. Für Minerale, die sonst im Text nicht Andalusit (S. 126), Sillimanit (S. 126), Olivin (S. 122), erscheinen, wird die chemische Formel angegeben. Ein Orthopyroxene (S. 138f), Orthoamphibole (S. 142), tieferes Eindringen in die Materie erfordert das Studium Anhydrit (S. 109), Baryt (S. 108), Aragonit (S. 99). einschlägiger Lehrbücher der Kristallographie (Kleber et al. 1998; Borchardt-Ott 2008). Tetragonales Kristallsystem: a1 = a2 ≠ c, α = β = γ = 90° Triklines Kristallystem: a ≠ b ≠ c, α ≠ β ≠ γ Hauptachse c ist eine 4-zählige Drehachse oder Drehin- (= bedeutet gleichwertig, ≠ ungleichwertig bez. der Symmetrie) versionsachse; ⊥ dazu stehen die beiden Nebenachsen a1 und a2. Es ist zu beachten, dass sich diese Notierung auf den allgemeins- ten Fall bezieht; in seltenen Fällen können auch im triklinen Sys- 4, tetr.-pyramidal: 4-zählige Drehachse in c. Einziges tem einmal gleich lange Achsen, z. B. a = b, oder gleiche Winkel, α γ Mineralbeispiel: Pinnoit Mg[B O(OH) ].z. B. = auftreten. Entscheidend für das Kristallsystem ist näm- – 2 6 lich die Kombination von vorhandenen Symmetrie-Elementen, die 4, tetr.-disphenoidisch: 4-zählige Drehinversions- eine bestimmte Metrik des Kristallgitters erzwingt. So weist der achse in c. Beispiel: das Meteoriten-Mineral Schrei- Spielwürfel mit a = b = c und α = β = γ nicht kubische, sondern bersit (Fe,Ni,Co)3P. trikline Symmetrie auf, weil er keinerlei Symmetrie-Elemente be- 4/m, tetr.-dipyramidal: 4-zählige Drehachse in c, ⊥ sitzt. Analoges gilt für die anderen nichtkubischen Kristallsysteme. darauf eine Spiegelebene. Beispiele: Scheelit (S. 113), Skapolith-Gruppe (S. 175), Tief-Leucit (S. 173). 1, trkl.-pedial: Asymmetrie. Beispiel: Aramayoit 4mm, ditetr.-pyramidal: Die 4-zählige Drehachse in c Ag(Sb,Bi)S2. wird kombiniert mit zwei Spiegelebenen ⊥ a1 und a2; *1, trkl.-pinakoidal: Symmetriezentrum. Wichtige daraus resultieren weitere Spiegelebenen ⊥ zu den Minerale als Beispiele: Plagioklas (S. 168), Mikroklin Winkelhalbierenden zwischen a1 und a2. Beispiel: (S. 172), Kyanit (S. 17, 126f). Diaboleit Pb2Cu(OH)4Cl2.– *42m, tetr.-skalenoedrisch: Die 4-zählige Drehinver- Monoklines Kristallsystem: sionsachse c ist Schnittlinie zweier ⊥ aufeinander ste- a ≠ b ≠ c, α = γ = 90°, β > 90° hender Spiegelebenen; deren Winkelhalbierende die beiden 2-zählige Nebenachsen a1 und a2 bilden. Wich- 2, mkl.-sphenoidisch: Eine 2-zählige Drehachse // b. tige Beispiele: Chalkopyrit (Kupferkies, S. 66), Stan- Beispiele: Klinotobermorit Ca5[Si3O8OH]2 · 2H2O, nin (Zinnkies) Cu2FeSnS4, Melilith (S. 129f). Rohrzucker C12H22O11 als wirtschaftlich wichtiges 422, tetr.-trapezoedrisch: ⊥ zur 4-zähligen Drehach- technisches Produkt. se c stehen 2 + 2 2-zählige Nebenachsen // a1 und a2 m, mkl.-domatisch: Eine Spiegelebene ⊥ b. Als Bei- bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. Beispiel: Tief- spiel diene der Zeolith Skolezit Ca[Al2Si3O10] · 3H2O. Cristobalit (S. 162). *2/m, mkl.-prismatisch: Eine 2-zählige Drehachse, ⊥ *4/m2/m2/m (4/mmm), ditetr.-dipyramidal: ⊥ zur darauf eine Spiegelebene. Zahlreiche wichtige Mine- 4-zähligen Drehachse c steht eine Spiegelebene; in der ralbeispiele wie Sanidin und Orthoklas (S. 168), Kli- 4-zähligen Achse schneiden sich 2 + 2 Spiegelebenen, nopyroxene (S. 189), Klinoamphibole (S. 144), Glim- die ⊥ a1 und a2 bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden mer (S. 148ff), Titanit (S. 129f), Gips (S. 140). stehen; daraus resultieren 2 + 2 2-zählige Drehach- sen // a1 und a2 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. (Ortho-)rhombisches Kristallsystem: Mehrere Mineralbeispiele wie Kassiterit (Zinnstein, a ≠ b ≠ c, α = β = γ = 90° S. 89), Rutil (S. 88), Anatas (S. 88), Stishovit (S. 162), Zirkon (S. 122f), Vesuvian (S. 132). mm2, rh.-pyramidal: Eine 2-zählige Drehachse // c mit zwei Spiegelebenen, die ⊥ aufeinander stehen und Trigonales Kristallsystem: sich in der 2-zähligen Drehachse schneiden. Beispiele: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = 90°, γ = 120° Hemimorphit (Kieselzinkerz) Zn4[(OH)2/Si2O7] · H2O, Bournonit CuPb[SbS3], Enargit (S. 67). Hauptachse c ist eine 3-zählige Drehachse oder Dreh- 222, rh.-disphenoidisch: Drei 2-zählige Drehachsen inversionsachse; ⊥ dazu stehen drei Nebenachsen a1, a2 parallel a, b und c, die ⊥ aufeinander stehen. Beispiel: und a3. Es besteht eine enge Verwandschaft zum hexago- Epsomit Mg[SO4] · 7H2O nalen System., 8 1 · Einführung und Grundbegriffe 3, trig.-pyramidal: 3-zählige Drehachse c. Beispiel: *6/m2/m2/m (6/mmm), dihex.-dipyramidal: ⊥ zur Carlinit Tl2S. 6-zähligen Drehachse c steht eine Spiegelebene; in der *3, (trig.-)rhomboedrisch: 3-zählige Drehinversions- 6-zähligen Achse schneiden sich 3 + 3 Spiegelebenen, achse c. Mehrere wichtige Mineralbeispiele wie Il- die ⊥ a1, a2, a3 bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden menit (S. 87), Dolomit (S. 101f), Phenakit Be2[SiO4], stehen; daraus resultieren 3 + 3 2-zählige Drehach- Dioptas (S. 134). sen // a1, a2 a3 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. *3m, trig.-pyramidal: In der 3-zähligen Drehachse c Mehrere wichtige Mineralbeispiele wie Beryll (S. 132f), schneiden sich drei Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 ste- Molybdänit-2H, Graphit-2H (S. 53). hen. Beispiele Turmalin (S. 134f), Millerit NiS, Prous- tit und Pyrargyrit (S. 73). Kubisches Kristallsystem: *32/m (3m), ditrig.-skalenoedrisch: In der 3-zähligen a1 = a2 = a3, α1 = α2 = α3 = 90° Drehinversionsachse c schneiden sich drei Spiegel- ebenen, die ⊥ a1, a2, a3 stehen; daraus resultieren die Gemeinsames Kennzeichen aller fünf kubischen Kris- drei 2-zähligen Drehachsen // a1, a2, a3. Zahlreiche tallklassen sind 3-zählige Drehachsen oder Dreh- Mineralbeispiele wie Calcit (Kalkspat, S. 96f), Korund inversionsachsen, die // der Raumdiagonale des Wür- (S. 85), Hämatit (S. 86), Brucit Mg(OH)2, ged. Wismut, fels (RD) liegen und im Hermann-Mauguin-Symbol an Antimon und Arsen (S. 53). zweiter Stelle genannt werden. An erster Stelle stehen die *32, trig.-trapezoedrisch: ⊥ auf der 3-zähligen Dreh- 4- oder 2-zähligen Drehachsen oder Drehinversions- achse c stehen drei 2-zählige Drehachsen a1, a2, a3. achsen, die // a1, a2, a3 liegen sowie die ⊥ darauf stehen- Wichtigstes Mineralbeispiel ist der Tiefquarz (S. 156ff); den Spiegelebenen (m). An dritter Stelle werden die weiter sind zu nennen Cinnabarit (Zinnober, S. 68), zweizähligen Drehachsen // zur Flächendiagonale des ged. Selen Se und Tellur Te. Würfels (FD) und die ⊥ darauf stehenden Spiegelebenen genannt. Hexagonales Kristallsystem: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = 90°, γ = 120° 23, kub.-tetraedrisch-pentagondodekaedrisch (nicht zu verwechseln mit der trigonalen Kristallklasse 32!): Hauptachse c ist eine 6-zählige Drehachse oder Dreh- Drei 2-zählige Drehachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige inversionsachse; senkrecht dazu stehen drei Nebenach- Drehachsen // RD. Beispiel: Ullmanit NiSbS, Langbei- sen a1, a2 und a3. Es besteht eine enge Verwandschaft zum nit K2Mg2[SO4]3. trigonalen System. *2/m3 (m3), kub.-disdokaedrisch: Drei Spiegelebenen ⊥ a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehinversionsachsen // RD; *6, hex.-pyramidal: 6-zählige Drehachse c. Beispiel: daraus resultieren drei 2-zählige Drehachsen Nephelin (S. 173) // a1, a2, a3. Beispiele: Wichtige Erzminerale wie Pyrit 6 (= 3/m), trig.-dipyramidal: 6-zählige Drehinversi- (S. 69), Skutterudit (S. 72), Gersdorffit NiAsS, onsachse c (identisch mit 3-zähliger Drehachse c und Sperrylith PtAs2. ⊥ darauf stehender Spiegelebene). Beispiel: Laurelit *– 43m, kub.-hexakistetraedrisch: Drei 4-zählige Dreh- Pb7F12Cl2. inversionsachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen *6/m, hex.-dipyramidal: ⊥ zur 6-zähligen Drehachse // RD, sechs Spiegelebenen ⊥ FD. Zahlreiche Beispiele steht eine Spiegelebene. Wichtigstes Beispiel: Apatit wie Sphalerit (Zinkblende, S. 64), Tetraedrit und Ten- (S. 116f), ferner Pyromorphit und Vanadinit (S. 117f). nantit (S. 74f), β -Boracit β-Mg3[Cl/B7O13], Sodalith 6mm, dihex.-pyramidal: In der 6-zähligen Drehachse (S. 174). c schneiden sich 3 + 3 Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 432, kub.-pentagonikositetraedrisch: Drei 4-zählige bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden stehen. Beispie- Drehachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // le: Wurtzit (S. 66), Greenockit CdS, Zinkit ZnO. RD, sechs 2-zählige Drehachsen // FD. Petzit Ag3AuTe2. 6m2, ditrig.-dipyramidal: Drei vertikale Spiegelebe- *4/m32/m (m3m), kub. hexakisoktaedrisch: Drei Spie- nen, die ⊥ a1, a2, a3 liegen, schneiden sich in der gelebenen ⊥ a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehinversions- 6-zähligen Drehinversionsachse c; daraus ergeben sich achsen // RD, 6 Spiegelebenen ⊥ FD; daraus resul- drei 2-zählige Drehachsen, die in den Spiegelebenen tieren drei 4-zählige Drehachsen // a1, a2, a3 und sechs liegen und die Winkelhalbierenden zwischen a1, a2, a3 2-zählige Drehachsen // FD. Zahlreiche wichtige bilden. Beispiele: Bastnäsit (Ce,La,Y)[F/CO3], Benitoid Mineralbeispiele: ged. Kupfer, Silber, Gold und Platin- BaTi[Si3O9]. metalle (S. 49f), Diamant (S. 54), Halit (Steinsalz, S. 78), 622, hex.-trapezoedrisch: ⊥ zur 6-zähligen Drehach- Fluorit (Flussspat, S. 79f), Periklas MgO, Uraninit se c stehen 3 + 3 2-zählige Drehachsen // a1, a2, a3 bzw. (S. 90f), Spinell (S. 82ff), Magnetit (S. 83f), Chromit // zu deren Winkelhalbierenden. Beispiele: Hochquarz (S. 84), Argentit (Silberglanz, S. 62f), Galenit (Bleiglanz, (S. 158, 161f), Kaliophilit K[AlSiO4]. S. 63f), Granat-Gruppe (S. 124)., 1.2 · Kristalle 9 Die Bezeichnung der Kristallflächen im Kristall- zeichnung der Flächenlagen verwendet man die Indizes polyeder und der entsprechenden Netzebenen in der (hkl), (hk0), (h0l) und (0kl) (Abb. 1.7). Für das trigonale Kristallstruktur erfolgt über die Miller’schen Indizes. und hexagonale System gelten die viergliedrigen Bravais- Auf Grund der Kristallstrukturbestimmung mittels Indizes (hkil), wobei i = –(h + k) ist, z. B. (1010) für eine Röntgenbeugung wird eine Einheitsfläche gewählt, die Prismenfläche beim Quarz. Bezieht sich die Indizierung auf dem Achsenkreuz des jeweiligen Kristallsys- nicht nur auf eine einzelne Fläche, sondern auf die ge- tems Achsenabschnitte erzeugt (Abb. 1.2). Setzt man samte Form, d. h. auf die Gemeinschaft äquivalenter den Achsenabschnitt auf der b-Achse = 1, so ergibt Flächen, die durch eine oder mehrere Symmetrie- sich ein Achsenverhältnis, das für jede Kristallart Operationen ineinander überführt werden, so setzt charakteristisch ist, z. B. beim orthorhombischen Topas man die Miller- oder Bravais-Indizes in geschweifte a : b : c = 0,528 : 1 : 0,955. Diesem entspricht das Verhältnis Klammern, also z. B. {1010} für das hexagonale Prisma der Gitterkonstanten der entsprechenden Kristallstruktur, beim Quarz. die durch Röntgenbeugung ermittelt werden (vgl. Abschn. 1.2.2 Kristallstruktur), z. B. für die Topasstruktur Als Zone bezeichnet man eine Schar von Kristallflächen (h1k1l1), –8 (h2k2l2), (h3k3l3), die sich in parallelen Kanten schneiden; Flächen,ao = 4,65 Å, bo = 8,80 Å, co = 8,40 Å (1 Å = 10 cm); die einer Zone angehören, sind tautozonal. Das Zonensymbol [uvw] ao : bo : co = 4,65 : 8,80 : 8,40 = 0,528 : 1 : 0,955. Für die wird in eckige Klammern gesetzt. Für die Indizierung von Zonen Miller’schen Indizes wählt man nun die reziproken gilt die Zonengleichung hu + kv + lw = 0, aus der sich z. B. ablei- Achsenabschnitte der einzelnen Flächen und macht die- ten lässt, dass die tetragonalen Prismenflächen (100), (010), (100) se ganzzahlig und teilerfremd, wobei die Einheitsfläche und (010) alle zur Zone [001] gehören, die // der c-Achse verläuft. mit (111) indiziert wird (Abb. 1.7). Eine Fläche, die nur Demgegenüber gehören zwar die Flächen (100) und (100) zur Zone[010], die parallel zur b-Aschse verläuft, nicht aber (010 und (010). die a-Achse schneidet, also parallel zu b und c läuft bzw. diese im Unendlichen schneidet, hätte die Achsenab- Für ein vertieftes Verständnis dieser kristallographi- schnitte 1∞∞, reziprok gerechnet (100). Analog dazu ha- schen Indizierungen sind das Durcharbeiten von geeig- ben Flächen, die nur die b- oder die c-Achse schneiden, neten Kristallographie-Lehrbüchern (z. B. Kleber et al. die Indizes (010) bzw. (001) (Abb. 1.7). Flächen parallel c, 1998; Bochardt-Ott 2008) und die Teilnahme an kristallo- die a und b im gleichen Achsenabschnitt schneiden graphischen Anfängerübungen unbedingt erforderlich. (immer bezogen auf das jeweilige Achsenverhältnis, das durch die Einheitsfläche definiert ist!) haben den 1.2.2 Index (110); Flächen, die a im einfachen, b im doppelten Kristallstruktur Achsenabschnitt schneiden, hätten die Achsenab- schnitte 12∞, was – reziprok genommen und ganzzahlig Bravais-Gitter gemacht – den Index (210) ergibt. Negative Achsenab- schnitte werden durch einen Strich (–) über der entspre- Wir hatten bereits darauf hingewiesen, dass zwischen chenden Ziffer gekennzeichnet. Zur allgemeinen Kenn- äußerer Kristallgestalt und innerer Kristallstruktur eine Abb. 1.7. Die Miller’schen Indizes für wichtige Flächenlagen in einem rhombischen Achsenkreuz. Un- ter den allgemeinen Flächen- lagen (hkl) wird eine als Ein- heitsfläche (111) gewählt, 10 1 · Einführung und Grundbegriffe grundsätzliche Korrespondenz besteht. Der wesentliche Kubisch: Unterschied liegt darin, dass in der Kristallstruktur die Pm3m einfaches kubisches Gitter Translation als wichtige Deckoperation dazukommt. Die- Im3m innenzentrierte kubisches Gitter se tritt wegen der geringen Größe der Translationsbeträge Fm3m flächenzentriertes kubisches Gitter im Ångström-Bereich (1 Å = 10–8 cm) kristallmorpho- logisch nicht in Erscheinung. Wie Bravais (1811–1863) Raumgruppen und Frankenheim (1801–1869) zeigen konnten, gibt es insgesamt 14 Translationsgruppen, die man als Bravais- Durch die Kombination von zwei-, drei-, vier- und Gitter bezeichnet. Diese können einfach (primitiv P), sechszähligen Drehachsen 2, 3, 4 und 6 mit Translationen innenzentriert (I), basisflächenzentriert (C), allseits in Richtung des Translationsvektors τ , und zwar um un- flächenzentriert (F) und rhomboedrisch (R) sein. Jedes terschiedliche Beträge, entstehen die zwei-, drei-, vier- und Bravais-Gitter hat im jeweiligen Kristallsystem die sechszähligen Schraubenachsen 21, 31, 32, 41, 42, 43, 61, 62, höchstmögliche Symmetrie. Damit ergeben sich folgen- 63, 64, 65. Als Beispiel ist in Abb. 1.9a eine sechszählige de Bezeichnungen, in denen die verkürzten Hermann- Schraubenachse 61 dargestellt, durch die die Gitter- Mauguin-Symbole verwendet werden (Abb. 1.8): punkte 1, 2, 3, … nach Art einer Wendeltreppe angeord- net sind. Der Translationsbetrag, um den ein Gitterpunkt Triklin: P1 triklines Gitter Monoklin: P2/m einfaches monoklines Gitter C2/m basisflächenzentriertes monoklines Gitter Orthorhombisch: Pmmm einfaches orthorhombisches Gitter Immm innenzentriertes orthorhombisches Gitter Cmmm basisflächenzentriertes orthorhombisches Gitter Fmmm allseits flächenzentriertes orthorhombisches Gitter Hexagonal: P6/mmm hexagonales Gitter Abb. 1.9. Wirkungsweisen von Schraubenachsen. a 6-zählige Schrau- Rhomboedrisch: benachse 61 mit dem Drehwinkel ε = 60° und einer Translation in R3m rhomboedrisches Gitter Richtung der c-Achse mit c / 6. b Dreizählige Schraubenachsen mit Tetragonal: dem Drehwinkel ε = 120° und einer Translation in Richtung der c-Achse umÇc(3 ) = Linksschraubung bzw. À c (3 ) = Rechts- P4/mmm einfaches tetragonales Gitter 1 2schraubung. Beide Schraubenachsen verhalten sich spielbildlich I4/mmm innenzentriertes tetragonales Gitter (enatiomorph) zur Spiegelebene m. (Nach Borchardt-Ott 2008) Abb. 1.8. Die 14 Translationsgruppen der Kristalle (Bravais-Gitter) und ihre Symmetrien. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978), 1.2 · Kristalle 11 nach einer Drehung von 60° verschoben wird, beträgt τ /6; Kristallstruktur-Bestimmung mit Röntgenstrahlen erfolgt die Translation in Richtung der c-Achse wäre dieser Betrag 1⁄6 c0. Abbildung 1.9b zeigt die Schraubenachsen 31 Wie aus Abb. 1.2 ersichtlich ist, ordnen sich die Atome, und 32, bei denen jeweils nach Drehung um 120° ein Gitter- Ionen oder Molekülgruppen in einer Kristallstruktur zu punkt in Richtung der c-Achse um die Translationsbeträge Netzebenen an, die sich in bestimmten Abständen perio- Ç c0 und À c0 verschoben wird. Man erkennt sofort, dass disch wiederholen. Die Translationsbeträge längs der sich beide Schraubenachsen spiegelbildlich (enantiomorph) kristallographischen Achsen a, b und c bezeichnet man zueinander verhalten: durch 31 entsteht eine linksgewun- als Gitterkonstanten a0, b0, c0; sie bilden miteinander die dene, durch 32 eine rechtsgewundene Schraubung. Ein wich- Winkel α , β , γ . Die Netzebenenabstände und Gitter- tiges Beispiel für einen enantiomorphen Kristall ist der konstanten der meisten anorganischen Kristalle liegen im Quarz, wobei die Bezeichnung Links- und Rechtsquarz aus Bereich von einigen Ångström bis einigen Zehner der Kristallmorphologie abgeleitet wurde (vgl. Abb. 9.44b,c, Ångström (1 Å = 10–8 cm). In der Annahme, dass die Wel- S. 159), zu einer Zeit, als noch keine Kristallstruktur-Bestim- lenlänge der Röntgenstrahlen in der gleichen Größenord- mungen möglich waren. Merke: Linksquarz hat die nung liegt, führte der deutsche Physiker Max von Laue Schraubenachse 32, Rechtsquarz die Schraubenachse 31! (1879–1960) zu ihrer quantitativen Bestimmung gemein- Kombiniert man eine Spiegelebene mit der Translati- sam mit W. Friedrich und P. Knipping (1912) Beugungs- on um eine halbe Gitterkonstante a0/2, b0/2 oder c0/2 in experimente mit Röntgenstrahlen durch. Dabei wurden Richtung der a-, b- oder c-Achse so erhält man die Kristalle als Beugungsgitter benutzt, ähnlich wie man Gleitspiegelebenen a, b oder c (Abb. 1.10). Das Symbol n optische Gitter zur Bestimmung der Wellenlänge des bezeichnet eine Gleitspiegelebene mit Gleitkomponenten sichtbaren Lichtes verwendet. in diagonaler Lage, d. h. (a0 + b0) / 2, (a0 + c0) 2 oder Durchstrahlt man einen Kristall mit einem Röntgen- (b0 + c0)/2; mit d bezeichnete Gleitspiegelebenen haben strahl, so wird dieser Primärstrahl an den Netzebenen Gleitkomponenten (a0 + b0)/4, (a0 + c0)4 oder (b0 + c0)/4. des Kristalls in verschiedene Richtungen abgebeugt und Auf mathematischem Wege konnten E. Fedorow (1853– es kommt zu Interferenz-Erscheinungen. Die abgebeugten 1919) und A. Schoenflies (1853–1928) zeigen, dass man durch Wellen können auf einer Fotoplatte aufgefangen wer- Kombination der 14 Translationsgruppen mit allen denk- den und erzeugen dort einen Schwärzungsfleck, den baren Symmetrieoperationen wie Drehung, Spiegelung, Inver- Interferenzfleck. Das dabei entstehende Laue-Diagramm sion, Drehinversion, Schraubung und Gleitspiegelung 230 un- lässt die Symmetrie des Kristalls erkennen unter der terschiedliche Möglichkeiten erhält, die 230 Raumgruppen. Voraussetzung, dass der Kristall orientiert, d. h. beispiels- weise parallel zu einer Drehachse durchstrahlt wurde Als Raumgruppe bezeichnet man die Gesamtheit al- (Abb. 1.11). Damit war die Grundlage dafür gelegt, dass ler Symmetrieoperationen in einer Kristallstruktur man mittels Röntgenbeugung oder eine Gruppe von Symmetrieoperationen unter Einschluss der Gitter-Translation. die Symmetrie, die Raumgruppe, Die Raumgruppen-Symbole nach Hermann-Mauguin und die Feinstruktur enthalten den Typ des Bravais-Gitters P, I, C, R und die Symme- trie-Elemente, z. B. P1 in der Kristallklasse 1, P2/m, P21/m, von Kristallen bestimmen kann. Die Beziehung zwischen C2/m, P2/c, P21/c, C2/c in der Kristallklasse 2/m etc. Bei- der Wellenlänge der Röntgenstrahlung λ , dem Netzebenen- spiele sind P312 und P322 beim Tiefquarz, P6222 und P6422 beim Hochquarz (Abb, 9.42, S. 156), C2/m beim Sanidin und P1 bei den Plagioklasen (Abb. 9.49, S. 166). Abb. 1.11. Die erste Laue-Aufnahme, die 1912 Friedrich, Knipping u. Laue an Zinkblende (Sphalerit) durchführten. Blickrichtung a ent- lang der 4-zähligen, b entlang der 3-zähligen Achse des kubischen Abb. 1.10. Wirkungsweise a einer Spiegelebene m = (010) und b einer Kristalls (Kristallklasse 4/m32/m). Die Anordnung der Interferenz- Gleitspiegelebene c = (010) mit der Gleitkomponente c0/ 2. (Nach flecken lässt die jeweilige Symmetrie deutlich erkennen. (Nach Borchardt-Ott 2008) Friedrich et al. 1912), 12 1 · Einführung und Grundbegriffe Abstand d und dem Beugungswinkel (Glanzwinkel) θ wur- wobei n eine ganze Zahl, die „Ordnung der Interferenz“ de von dem englischen Physiker W. H. Bragg (1862–1942) ist. Diese wichtigen Grundgleichung sagt aus, dass nur und seinem Sohn W. L. Bragg (1890–1971) in einer einfa- dann Beugung an einer bestimmt Netzebenenschar (hkl) chen Gleichung formuliert, der Bragg’schen Gleichung: im Kristall auftritt, wenn bei festgelegter Wellenlänge auch ein bestimmter Glanzwinkel vorliegt. Röntgenstrahl-In- nλ = 2dsinθ [1.1] terferenzen sind also zu erwarten, wenn bei festgehaltenem Glanzwinkel θ die Wellenlänge λ variabel ist: „weißes Röntgenlicht“: Laue-Methode (Abb. 1.11), bei festgehaltener Wellenlänge λ (monochromatisches Röntgenlicht) der Glanzwinkel θ variabel ist. Für die Variation von θ gibt es prinzipiell zwei Mög- lichkeiten: Der Kristall wird während der Röntgenaufnahme gedreht: Drehkristall- bzw. Präzessions-Verfahren (Abb. 1.12). Es wird eine große Menge kleiner Kristalle in beliebi- ger Orientierung durchstrahlt: Pulver- oder Debye- Scherrer-Verfahren (Abb. 1.13a). Bei beiden Fällen können die Röntgenstrahl-Interferen- zen auf einem Film registriert werden, auf dem sie Interfe- renz-Flecken oder -Linien bilden. Die Röntgenstrahl-Inter- Einkristall-Aufnahme (Präzessions-Methode) von Beryll. ferenzen lassen sich aber auch mittels eines Geiger-Müller-Abb. 1.12. Blickrichtung entlang der 6-zähligen Achse des hexagonalen Kris- Zählrohrs registrieren; sie erscheinen dann in einem sog. Dif- talls (Kristallklasse 6/m2/m2/m). (Aus Buerger 1977) fraktogramm als Intensitäts-Maxima (Peaks, Abb. 1.13b). Abb. 1.13. a Röntgen-Pulveraufnahme von Halit (Steinsalz, NaCl). b Röntgen-Pulverdiffraktogramm von Quarz, 1.2 · Kristalle 13 Die unterschiedlichen Röntgenbeugungs-Verfahren fin- den bei der Strukturanalyse von Mineralen und anderen kristallinen Substanzen Anwendung. Dabei kann man u. a. durch mathematische Fourier- oder durch direkte Metho- den die periodische Verteilung der Elektronendichte be- stimmen und so die Punktlagen der einzelnen Atome, Ionen oder Molekülgruppen ermitteln (Abb. 1.14a,b). Für die mineralogische und materialkundliche Praxis sind Röntgen-Pulververfahren, insbesondere die Pulver- diffraktometrie von größter Bedeutung. Sie dienen zur raschen und einfachen Identifikation von Mineralen und anderen kristallinen Substanzen sowie zur Bestimmung Abb. 1.14. Elektronendichte-Verteilungen in den Kristallstrukturen von ihrer Gitterkonstanten, wobei auch sehr feinkörnige Pro- a Halit NaCl, Projektion auf die Ebene (100), b Diamant C, Projektion ben analysiert werden können. Mit Pulvermethoden las- auf die Ebene (110). In der Halit-Struktur überlappen sich die Elek-tronenhüllen der Na+ und Cl–-Ionen nicht: Ionenbindung. Demgegen- sen sich darüber hinaus Mineralgemenge, Gesteine und über zeigen die C-Atome in der Diamant-Struktur eine starke Überlap- technische Produkte auf ihre Bestandteile untersuchen. pung ihrer Elektronenhüllen: Atombindung. (Armin Kirfel, unpubl.) 1.2.3 und negativ geladenen Anionen, die sich gegenseitig elek- Kristallchemie trostatisch anziehen und in der Regel unterschiedliche Größe besitzen. Kationen und Anionen streben danach, Grundprinzipien durch Abgabe bzw. Aufnahme von Valenzelektronen eine Konfiguration anzunehmen, die dem Edelgas-Typus In den Kristallstrukturen stehen die einzelnen Bausteine, entspricht. Die Stärke der Anziehung, die Bindungs- nämlich Atome, Ionen und Molekülgruppen miteinander stärke K, ist nach dem Coulomb’schen Gesetz in gegenseitiger Wechselwirkung. Die Art der Wechsel- wirkungskräfte und ihre Stärke hängen wesentlich mit [1.2] dem chemischen Bindungscharakter zusammen und be- stimmen die physikalischen Eigenschaften von Kristal- len. In erster Näherung kann man Atome und Ionen als proportional der Ionenladung e und umgekehrt pro- starre Kugeln ansehen, die sich in der Kristallstruktur zu portional ihrem Abstand. In idealen Ionenkristallen, Kugelpackungen zusammenlagern. Dabei gelten nach wie z. B. im Halit (Steinsalz) NaCl, sind die Kationen, V. M. Goldschmidt (1888–1947) und F. Laves (1906–1978) hier Na+, und die Anionen, hier Cl–, weitgehend als star- drei Ordnungsprinzipien (Borchardt-Ott 2008): re Kugeln ausgebildet, deren Elektronenhüllen sich nicht überlappen. Dieser Tatbestand lässt sich aus der In Kristallstrukturen streben die Bausteine eine Ord- Elektronendichte-Verteilung ableiten (Abb. 1.14a). Aus nung an, die den Abständen ihrer Mittelpunkte kann man für die Anionen und Kationen jeweils Ionenradien berechnen die dichteste Raumerfüllung ermöglicht (Prinzip (s. Anhang, Abb. A1, S. 591). Die Ionen streben eine der dichten Packungen), dichte Packung an, wobei je nach Ionengröße unter- die höchstmögliche Symmetrie besitzt (Symmetrie- schiedliche Koordinationen auftreten. So ist z. B. in der prinzip) und Halit-Struktur jedes Na+ von 6 Cl– umgeben und um- die höchstmögliche Koordination aufweist, in der also gekehrt, also [6]-koordiniert (vgl. Abb. 4.2, S. 78). möglichst viele Bausteine miteinander in Wechsel- Atombindung (homöopolare Bindung, kovalente wirkung treten können (Wechselwirkungsprinzip). Bindung) Kristallarten, die nicht aus unterschiedlichen Baustei- Arten der chemischen Bindung nen zusammengesetzt sind, können logischerweise keine Ionengitter bilden. Sie bestehen vielmehr aus Die chemische Bindung beruht wesentlich auf den Wech- gleichartigen, elektrisch neutralen Bausteinen, den selwirkungen zwischen den Elektronen in den Außen- Atomen. Allerdings spielen bei ihrer Bindung ebenfalls schalen der Atome. Bekanntlich unterscheiden wir vier elektrische Kräfte, nämlich Wechselwirkungen zwi- Hauptbindungsarten, die aber häufig in unterschiedlichen schen positiv geladenen Atomkernen und negativ ge- Kombinationen auftreten, also Mischbindungen bilden: ladenen Elektronenhüllen, eine entscheidenden Rolle. Die Bindung erfolgt über gepaarte Valenzelektronen Ionenbindung (heteropolare Bindung) mit gemeinsamer Bahn, wobei die Bahnebene etwa Ionenkristalle bestehen aus positiv geladenen Kationen senkrecht zur Verbindungslinie der Atomkerne liegt., 14 1 · Einführung und Grundbegriffe Als Beispiel diene die Diamantstruktur (Abb. 2.11, schirmt. In den Metallstrukturen streben die kugel- S. 55). Die äußerste Schale des Kohlenstoff-Atoms ist förmig gedachten Atomrümpfe dichteste Kugelpackun- mit 2s22p2-Elektronen besetzt. Im angeregten Zustand gen mit jeweils 12 nächsten Nachbarn an, d. h. sie sind befindet sich jedoch je ein Elektron im 2s-Orbital und [12]-koordiniert. Dabei lassen sich zwei unterschiedli- in den 2px-, 2py-, 2pz-Orbitalen. Daraus entstehen vier che Arten von Stapelfolgen der atomaren Schichten un- neue sp3-Hybrid-Orbitale, die nach den Ecken eines terscheiden, nämlich 123123 … bei der kubisch dichtes- Tetraeders hin ausgerichtet sind (Abb. 1.15). Jedes C- ten Kugelpackung und 121212 … bei der hexagonal dich- Atom kann also maximal vier C-Atome an sich bin- testen Kugelpackung (Abb. 2.1a,b, S. 48). Die physi- den, was zu einer Struktur mit Tetraeder- oder [4]- kalischen Eigenschaften der meisten Metalle, Metall- Koordination führt. Auch bei der Atombindung wird Legierungen, Metallsulfide und Metalloxide sind durch Edelgas-Konfiguration angestrebt; jedoch führt die den dominierenden oder zumindest beachtlichen An- Paarung der Valenzelektronen dazu, dass sich die teil an metallischer Bindung bedingt, so insbesondere Außenhüllen der Atome überlappen (Abb. 1.16), wie das opake Verhalten im Durchlicht und das starke man an der Elektronendichte-Verteilung erkennt Reflexionsvermögen im Auflicht. (Abb. 1.14b). Das Modell der starren, sich berühren- Van-der-Waals-Bindung den Kugeln ist daher nicht mehr anwendbar, und man Die Van-der-Waals-Bindungskräfte sind im Vergleich sollte eher mit einem Kalotten-Modell arbeiten. Die mit den bisher behandelten Bindungsarten nur relativ Atombindung beim Diamanten ist außerordentlich stark, schwach. Sie beruhen auf Restvalenzen, die entstehen, was seine extrem große Härte erklärt (Tabelle 1.2, S. 17). wenn in einer an sich elektrostatisch neutralen Grup- Die weitaus überwiegende Zahl der Minerale stellt pe von Atomen, Ionen oder Molekülen die Ladungs- chemische Verbindungen dar, die aus mehreren Atom- verteilung ungleichmäßig ist, so dass der Schwerpunkt arten bestehen. Dementsprechend treten rein homöo- der positiven und der negativen Ladungen nicht zu- polare Bindungen nur selten auf, sondern es dominie- sammenfällt. Zwischen solchen Dipolen ist eine elek- ren Mischbindungen mit einem mehr oder weniger trostatische Anziehung möglich, jedoch nimmt Wech- großen heteropolaren Anteil (Abb. 1.16). Bei den auch selwirkungs-Energie mit der 6. Potenz des Abstandes in dünnen Schnitten undurchsichtigen (opaken) Erz- ab, d. h. die Bindungsstärke K ist ∼1/d 6. Ein wichtiges mineralen ist meist auch ein metallischer Bindungs- Beispiel für die Van-der-Waals-Bindung ist die Graphit- anteil vorhanden. struktur. Wie Abb. 2.11c (S. 55) erkennen lässt, baut Metallbindung sich diese aus Schichten von kovalent gebundenen Im Gegensatz zur Ionen- und zur Atombindung sind C-Atomen auf, die jeweils in planarer Anordnung von bei den Metallen die äußeren Valenzelektronen nicht drei C umgeben, also [3]-koordiniert sind, während sich lokalisiert, sondern bilden – anschaulich gesprochen das 4. C-Atom sich in weitem Abstand in der darüber- – eine negativ geladene Elektronenwolke, die sich mit bzw. darunter liegenden Schicht befindet. Daher beste- einer gewissen Aufenthaltswahrscheinlichkeit zwi- hen zwischen den einzelnen Schichten nur schwache schen den positiv geladenen Atomrümpfen (das sind Van-der-Waals-Kräfte, was die blättchenförmige Spalt- keine Ionen!) bewegt und diese voneinander ab- barkeit und die extrem geringe Härte des Graphits er- klär. Van-der-Waals-Bindungen spielen auch in vielen Abb. 1.15. Schichtsilikaten eine Rolle, so besonders im Pyrophyllit Die vier sp3-Orbitale in der Dia- und im Talk (Abschn. 9.5.1, S. 147f, Tabelle 1.2). mantstruktur lassen tetraederi- sche Anordnung erkennen. (Nach Borchardt-Ott 2002) Einige wichtige Begriffe der Kristallchemie Isotypie Kristallarten, die in der gleichen Kristallstruktur kris- tallisieren, gehören einem Strukturtyp an. Man nennt sie auch isotyp (Borchardt-Ott 2008). Abb. 1.16. Übergang zwischen Ionenbin- dung und Atombindung nach Fajans. (Aus Kleber et al. 1998), 1.2 · Kristalle 15 In der Regel besitzen isotype Kristalle die gleiche Polymorphie Raumgruppe, eine analoge chemische Formel sowie die gleiche Form und Anordnung der Koordinati- Polymorphie ist die Eigenschaft vieler chemischer ons-Polyeder. Demgegenüber spielen die Größe der Substanzen, in Abhängigkeit von den thermodyna- Bausteine und die Bindungsverhältnisse keine Rolle. mischen Zustandsbedingungen in mehr als einer So sind die Halit-Struktur mit reiner Ionenbindung Kristallstruktur zu kristallisieren. (Abb. 4.2, S. 78) und die Struktur von Galenit (Blei- glanz PbS; Abb. 3.3, S. 64) mit vorherrschender Metall- Beispiele für polymorphe Minerale sind rhom- bindung isotyp. bischer und monokliner Schwefel S, Graphit und Mischkristall-Bildung Diamant C, Calcit und Aragonit Ca[CO3], die SiO2- Die Verwandtschaft von isotypen Strukturen wird grö- Polymorphen Tiefquarz, Hochquarz, Tridymit, Cristo- ßer, wenn sich die Bausteine gegenseitig ersetzen kön- balit, Coesit und Stishovit. Die polymorphen Umwand- nen (Diadochie). In solchen Fällen kommt es zur Bil- lungen können in unterschiedlicher Weise erfolgen dung von Mischkristallen, die bei vielen Mineralen eine (z. B. Borchardt-Ott 2008): wichtige Rolle spielt. – Bei Transformationen in erster Koordination ver- ändert sich die Koordinationszahl der atomaren Kristalle, in denen eine oder mehrere Punktlagen Bausteine. So steigt bei der Umwandlung von Cal- jeweils von zwei oder mehreren Bausteinen sta- cit Ca[6][CO3] in Aragonit Ca [9][CO3] die Koordi- tistisch besetzt sind, nennt man Mischkristalle nationszahl des Calciums, wobei die Bindungen (Borchardt-Ott 2008). zwischen Ca2+ und [CO3] 2– aufgebrochen und wieder neu geknüpft werden müssen. In ähnlicher Eine lückenlose Mischkristall-Reihe tritt z. B. Weise steigt die Koordination des Siliciums bei der zwischen den Metallen Silber und Gold auf. Diese Umwandlung von Coesit in Stishovit von [4] auf [6]. bilden miteinander die Legierung (Ag,Au), die sich Wie die Druck-Temperatur-Diagramme Abb. 6.8 schon durch mechanisches Verpressen von reinen (S. 100) und Abb. 9.43 (S. 157) zeigen, gilt in beiden Ag- und Au-Kristallen bei erhöhten, aber weit unter Fällen die Regel, dass die Koordinationszahl mit stei- den jeweiligen Schmelzpunkten liegenden Tempera- gendem Druck zunimmt, mit steigender Tempera- turen erzeugen lässt. Dabei entsteht durch Diffusion tur dagegen abnimmt. über Zwischenstände ein Endzustand mit statisti- – Bei Transformationen in zweiter Koordination ver- scher Ag-Au-Verteilung (Abb. 1.17). Auch viele ge- ändert sich die Koordinationszahl der atomaren steinsbildende Minerale sind Mischkristalle, z. B. der Bausteine nicht. Die Anordnung der nächsten Olivin (Mg,Fe)[SiO4] mit den reinen Endgliedern Nachbarn bleibt erhalten, während sich die Anord- Forsterit Mg2[SiO4] und Fayalit Fe2[SiO4]. Vorausset- nung der übernächsten Nachbarn verändert. Dabei zung für einen diadochen Ersatz von Atomen oder können die Umwandlungen (a) displaziv oder Ionen ist ungefähr gleiche Größe. Demgegenüber (b) rekonstruktiv sein. Ein gutes Beispiel dafür sind lassen sich Unterschiede in der chemischen Wertig- die Transformationen der SiO2-Polymorphen Tief- keit durch gekoppelte Substitution ausgleichen (gekop- quarz, Hochquarz und Tridymit (Abb. 1.18). Bei der pelter Valenzausgleich). Ein wichtiges Mineralbeispiel displaziven Tiefquarz-Hochquarz-Umwandlung, hierfür sind die Plagioklase (Abschn. 9.6.2, S. 158) die bei 573 °C (bei einem Druck von 1 bar) reversi- mit den Endgliedern Albit Na[AlSi3O8] und Anorthit bel erfolgt, werden die [SiO4]-Tetraeder lediglich Ca[Al2Si2O8], bei denen der Ladungsausgleich durch die gekoppelte Substitution Na+Si4+ Ca2+Al3+ er- Abb. 1.17. folgt. In manchen Fällen ist eine Mischkristallbildung a Struktur eines Ag- und eines nur bei erhöhten Temperaturen möglich, während bei Au-Kristalls, Projektion auf (001); b durch mechanisches Temperatur-Erniedrigung eine Entmischung erfolgt. Aneinanderpressen kommt Das ist z. B. bei den Alkalifeldspäten (Abschn. 9.6.2, es zur Diffusion der Ag- und S. 167f) der Fall, die oberhalb von ca. 500 °C eine lücken- Au-Atome und es entsteht ein lose Mischkristallreihe bilden, aber unterhalb dieser (Ag,Au)-Mischkristall. (Nach Temperatur zu fast reinem Mikroklin K[AlSi3O8] und Borchardt-Ott 2008) fast reinem Albit Na[AlSi3O8] entmischen. Im Gegen- satz zu den ähnlich großen Kationen Na+ und Ca2+ hat das K+ einen deutlich größeren Ionenradius und kann daher zusammen mit Na+ nur bei hohen Tem- peraturen von einer gemeinsamen Struktur toleriert werden., 16 1 · Einführung und Grundbegriffe verkippt. Demgegenüber erfordert die Hochquarz- noch Unterschiede nach der Stapelfolge: Der hexa- Tridymit-Umwandlung bei 870 °C (1 bar) ein Auf- gonale Graphit-2H weist eine Zweier-, der trigona- brechen der Bindungen zwischen den [SiO4]-Tetra- le Graphit-3R eine Dreierperiode auf. Diesen spe- edern und einen Neuaufbau der Struktur in Form ziellen Fall der Polymorphie, der auch bei den von Sechserringen (vgl. auch Abschn. 9.6.1, S. 155ff). Schichtsilikaten (Abschn. 9.5, S. 145ff) eine wichti- Zwei weitere wichtige Möglichkeiten für polymor- ge Rolle spielt, bezeichnet man als Polytypie. phe Umwandlungen in zweiter Koordination sind (c) Transformationen durch Ordnungs-Unordnungs- 1.2.4 Vorgänge, die z. B. bei den Feldspäten eine wichtige Kristallphysik Rolle spielen (vgl. Abschn. 9.6.2, S. 164ff), und (d) Transformationen durch Änderung des Bin- Härte und Kohäsion dungscharakters, wie das bei der Umwandlung GraphitDiamant der Fall ist. Bei der Schicht- Viele Minerale weisen eine deutliche Anisotropie der Härte struktur des Graphits kennen wir darüber hinaus auf und zeigen als Ausdruck einer anisotropen Verteilung der Kohäsionseigenschaften eine ausgeprägte Spaltbar- keit. So besitzt z. B. das Mineral Fluorit (Flussspat) CaF2 auf der Würfelfläche {100} eine größere Härte als auf der Oktaederfläche {111}; beim Halit (Steinsalz) NaCl ist das nicht der Fall. Halit spaltet parallel zu den Würfelflächen, Fluorit parallel zu den Oktaederflächen (Abb. 1.19). Eine extrem große Anisotropie der Härte weist der Kyanit Al2[O/SiO4] (Disthen: grch. δις = doppelt, σθένος = Festig- keit) auf, der in Längsrichtung die Mohs-Härte 4-4½, senk- recht dazu dagegen 6–7 hat (Abb. 1.20). Als Härte bezeichnet man den Widerstand, den ein Fest- körper mechanischen Eingriffen entgegensetzt. Die Härte- skala von Friedrich Mohs (1773–1839) beruht auf der Ritz- härte von 10 Standardmineralen, wobei das jeweils höher stehende vom darunter stehenden geritzt wird (Tabelle 1.2). Materialien bis Härte 2 werden vom Fingernagel, bis 5 vom Messer, bis 6 von einer Feile oder einer Stahlnadel geritzt; Materialien ab Härte 6 ritzen Fensterglas. Die Mohs-Skala ist also eine Relativskala. Quantitativ kann man die Härte dagegen mit einem Mikrohärteprüfer bestimmen, bei dem an der Frontlinse eines Mikroskop-Objektivs eine kleine Diamant-Pyramide montiert ist. Die damit bestimmte Ein- drucks- oder Mikrohärte entspricht dem Druck, der auf die Mineraloberfläche ausgeübt wurde, um einen definierten Eindruck zu erzeugen; sie nimmt bei den Standard-Mine- ralen der Mohs-Skala nichtlinear und in ungleichen Sprün- gen zu (Tabelle 1.2). Abb. 1.18. Transformation in zweiter Koordination bei Si[4]O2-Struktu- ren, projiziert auf (0001). a Tridymit (Raumgruppe P63/mmc). b Hoch- Abb. 1.19. Zwei als Würfel kristallisierte Minerale mit unterschiedli- quarz (P6222), c Tiefquarz (P322). Displazive Umwandlung Tief- cher Spaltbarkeit und Verteilung der Härte, dargestellt durch Härte- quarzHochquarz, rekonstruktive Umwandlung HochquarzTri- kurven. a Halit NaCl, Spaltbarkeit nach dem Würfel {100}; b Fluorit dymit (s. Text). • Si, Sauerstoff. (Aus Borchardt-Ott 2008) CaF2, Spaltbarkeit nach dem Oktaeder {111}. (Aus Kleber et al. 1998), 1.2 · Kristalle 17 Abb. 1.20. Abb. 1.21. Starke Anisotropie der Härte beim Gipskristall mit Wachs-Schmelz- Kyanit (Disthen) Al2[O/SiO4], be- wulst auf der Fläche (010). Die dingt durch die Kristallstruktur. Ellipse stellt eine Isotherme dar In Längsrichtung (//c-Achse) wird und kennzeichnet die Anisotro- Kyanit von einer Stahlnadel (Här- pie der Wärmeleitfähigkeit. te 6) geritzt, in Querrichtung da- (Nach Kleber et al. 1998) gegen nicht. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978) Tabelle 1.2. Mikrohärte der Standardminerale der Mohs’schen Härteskala. (Nach Broz et al. 2006) wobei λ der Proportionalitätsfaktor ist. Bei Kristallen mit vorherrschender Atom- oder Ionenbindung ist die Wär- meleitfähigkeit meist gering, während sie bei Metallen oder Metall-Legierungen deutlich höher liegt. So ist λ für Quarz bei 0 °C ⊥ der c-Achse 7,25 und // der c-Achse 13,2, für Silber dagegen 419 Wm–1 K–1. Elektrische Eigenschaften Die elektrische Leitfähigkeit von Kristallen variiert in enorm weiten Grenzen. So beträgt sie beim Silber, einem guten metallischen Leiter 6 · 1017 Ω–1 m–1, beim Quarz, Wärmeleitfähigkeit einem Isolator, dagegen ⊥ c lediglich 3 · 10–5 Ω–1 m–1, was einem Unterschied von 22 Größenordnungen entspricht! Auch die Wärmeleitfähigkeit von Kristallen verhält sich Wie bei allen elektrischen Leitern unterscheidet man auch in den meisten Fällen anisotrop, wie das klassische Expe- bei Kristallen zwei Arten von Stromtransport: riment von Sénarmont (1808–1862) beispielhaft zeigt (Abb. 1.21). Man überzieht eine Kristallfläche mit einer 1. Die Ionenleitung erfolgt durch Diffusion von Ionen Wachsschicht und drückt auf diese nach dem Erkalten durch die Kristallstruktur; sie spielt vor allem in Ionen- eine heiße Nagelspitze, die als punktförmige Wärmequelle kristallen bei erhöhten Temperaturen eine Rolle. wirkt. Das Wachs beginnt von innen nach außen fort- 2. Die Elektronenleitung findet insbesondere bei Metal- schreitend zu schmelzen und beim Entfernen des heißen len und Metall-Legierungen mit überwiegend metalli- Nagels entsteht ein Schmelzwulst, der die Lage der scher Bindung statt. Die komplexen Wechselwirkungs- Schmelz-Isotherme im Augenblick des Unterbrechens der Beziehungen zwischen den Atomkernen und den Elek- Wärmezufuhr bezeichnet. Bei anisotropen Kristallen ist tronen lassen sich nur durch quantenmechanische Be- das eine Ellipse, deren längste Achse bei Gips 16° gegen trachtungen näherungsweise beschreiben, können die c-Achse geneigt ist; in dieser Richtung ist die Wärme- aber in grober Vereinfachung durch das Bändermodell leitfähigkei um 20 % größer als senkrecht dazu. erklärt werden (z. B. Kleber et al. 1998). Danach kann Die Wärmeleitzahl λ ist eine Materialkonstante, die jeder Energiezustand von jeweils zwei Elektronen be- folgendermaßen definiert wird: Durch einen Stab der setzt werden, wobei die einzelnen Niveaus (am abso- Länge l mit dem Querschnitt A, zwischen dessen Enden luten Nullpunkt) bis zu einer bestimmten Grenze, der eine Temperatur-Differenz ∆T besteht, fließt in der Zeit t Fermi-Kante aufgefüllt sind. Die Fermi-Kante ist bei eine Wärmemenge Q. Diese ist proportional A, ∆T und t, erhöhten Temperaturen durch thermische Anregung aber umgekehrt proportional l. Es gilt also etwas verwaschen, aber immer noch deutlich. Das höchste voll aufgefüllte Band ist das Valenzband, das [1.3] nächst höhere das Leitungsband. Nun können wir fol- gende Möglichkeiten unterscheiden (Abb. 1.22):, 18 1 · Einführung und Grundbegriffe – Bei metallischen Leitern verläuft die Fermi-Kante naus erzeugen die „Löcher“, die durch den Verlust genau durch das Leitungsband; dieses ist also von Elektronen im Valenzband zurückbleiben, ei- teilweise aufgefüllt, teilweise leer. Aus einem ange- nen zusätzlichen Leitungseffekt, die p-Leitung. Die legten elektrischen Feld können die Elektronen des zahlreichen Möglichkeiten, mit denen man die elek- Leitungsbandes Energie aufnehmen, werden be- tronischen Eigenschaften von Halbleitern steuern schleunigt und können die eng benachbarten, kann, führen zu ihrer vielfältigen technischen Nut- nächsthöheren Energieniveaus auffüllen. Die ge- zung in praktisch allen Bereichen der elektroni- richtete Komponente der Elektronenbewegung, die schen Hardware. Dabei arbeitet man zum einen mit daraus resultiert, erzeugt den elektrischen Strom. hochreinen Halbleitersubstanzen, zum anderen – Bei Isolatoren ist das Valenzband vollkommen ge- aber mit Halbleitern, die gezielt mit Fremdatomen füllt, das Leitungsband dagegen leer. Zwischen dotiert wurden. So kann die geringe Eigenleitfähig- beiden befindet sich eine breite „verbotene Zone“ keit von reinem Silicium und reinen Germanium von mehreren Elektronenvolt. Da sämtliche erreich- durch den Einbau der fünfwertigen Elemente P baren Energieniveaus schon besetzt sind, ist es den oder As in die Si- bzw. Ge-Struktur erheblich ge- Elektronen nicht möglich, aus dem angelegten elek- steigert werden, wozu schon eine geringe Dotierung trischen Feld Bewegungsenergie aufzunehmen: eine ausreicht. Atomare Zentren, die durch den Einbau elektrische Leitung findet nicht statt. Allerdings ist von Fremdatomen entstehen, werden als Donato- als Folge von Störstellen eine geringe Ionenleitung ren bezeichnet, wenn sie Elektronen an das Lei- möglich. Bei erhöhter Temperatur, insbesondere in tungsband abgeben, als Akzeptoren wenn sie Elek- der Nähe des Schmelzpunktes, nimmt die Leitfähig- tronen aus dem Valenzband aufnehmen und keit von Isolatoren zu. dadurch bewegliche Löcher erzeugen. – Bei Halbleitern ist die verbotene Zone zwischen Valenzband und Leitungsband relativ schmal; sie Piezoelektrizität. Durch den piezoelektrischen Effekt wird variiert zwischen 0,1 und 3 eV. Unterschiedliche bei gerichteter mechanischer Beanspruchung wie Druck Mechanismen, so z. B. thermische Anregung, kön- oder Zug eine ungleichen Verteilung der elektrischen nen bewirken, dass Elektronen in das Leitungsband Ladungen erzeugt, ein Vorgang, der umkehrbar ist: Beim gehoben werden und so eine gewisse elektrische Anlegen eines elektrischen Wechselfeldes kommt es zur Leitfähigkeit, die n-Leitung, bewirken. Darüber hi- pulsierenden Kompression und Dilatation, so dass me- chanische Schwingungen entstehen. Piezoeffekte können nur dann auftreten, wenn die Druck- bzw. Zugrichtung parallel zu einer polaren Achse erfolgt, wenn also Rich- tung und Gegenrichtung strukturell und physikalisch ungleichwertig sind. Das ist bei den zweizähligen Achsen a1, a2 und a3 des Quarzes (Kristallklasse 32) der Fall (Abb. 1.23), weswegen reine, unverzwillingte Quarz- Kristalle vielfältige Anwendung als Schwing- und Steuer- quarze finden (Abschn. 9.6.1, S. 162). Diese werden heute meist großtechnisch gezüchtet, da bei den natürlichen Bergkristallen die zweizähligen Achsen ihren polaren Charakter meist durch Verzwilligung eingebüßt haben. Piezoeffekte zeigen auch die Minerale Turmalin (Kristall- Abb. 1.22. Das Bändermodell zur Erklärung von a metallischen Leitern, klasse 3m; Abschn. 9.3, S. 135) und Sphalerit ZnS (Kris- b Halbleitern und c Isolatoren. E Energie der Elektronenzustände; VB Va- tall-klasse 43m) sowie die Kristalle der D- und L-Wein- lenzband; LB Leitungsband, EF Fermi-Kante. (Nach Kleber et al. 1998) säure C4H6O6 (Kristallklasse 2). Abb. 1.23. Piezoelektrischer Effekt beim Quarz. a Schnittlage der Quarz- platte im Quarzkristall; b Quarz- platte mit den polaren Achsen a1, a2 und a3; c Piezo-Effekt, erzeugt durch Druck in Richtung einer polaren Achse, hier a1. (Nach Borchardt-Ott 2008), 1.2 · Kristalle 19 Pyroelektrizität. Beim pyroelektrischen Effekt führt eine möglichst weitgehende doppelte Besetzung als Tief-Spin- thermische Behandlung zu einer elektrischen Aufladung an Bedingung bezeichnet. Dementsprechend haben Mn2+ und den polaren Enden eines Kristalls. So werden beim Erhit- Fe3+ je fünf ungepaarte 3d-Elektronen mit parallelem zen von Turmalin der Bereich der positiven c-Achse posi- Spin: 5 µB. Fe 0 und Fe2+ haben je sechs 3d-Elektronen, davon tiv, der Bereich der negativen c-Achse negativ aufgeladen; zwei gepaarte mit antiparallelem Spin und vier ungepaarte bei der Abkühlung kehrt sich die Aufladung um. Dieser Ef- mit parallelem Spin: 4 µB; darüber hinaus verfügt Fe 0 noch fekt resultiert aus der Tatsache, dass Turmalin ein perma- über zwei gepaarte 4s-Elektronen mit antiparallelem Spin. nentes elektrisches Dipolmoment besitzt, dessen Stärke von Ti3+ hat ein 3d-Elektron und dementsprechend 1 µB, wäh- der Temperatur abhängt. Es stellt einen Vektor dar, dessen rend Ti4+ keine 3d-Elektronen und somit kein magnetisches Lage sich bei Einwirkung von Symmetrie-Operationen nicht Moment besitzt (Tabelle 1.3). verändern darf. Daher sind nur diejenigen Kristallarten Für das magnetische Verhalten von Kristallen ist die pyroelektrisch, die lediglich eine Drehachse oder eine Verteilung von paramagnetischen Atomen oder Ionen in Spiegelebene parallel zu einer Drehachse aufweisen; das gilt der Kristallstruktur von ausschlaggebender Bedeutung. für die Kristallklassen 2, 3, 4, 6, mm2, 3m, 4mm und 6mm. In paramagnetischen Kristallen sind die paramagne- Magnetische Eigenschaften tischen Atome mit ihren Spins und damit mit ihren magnetischen Momenten statistisch verteilt und he- Ein Elektron in einem Atom oder Ion verfügt über ein ben sich gegenseitig auf. Somit resultiert im Mittel kein magnetisches Moment, das aus seinem Spin und/oder sei- magnetisches Moment. ner Kreisbewegung resultiert. Bei den sog. Übergangs- Als ferrromagnetisch bezeichnet man demgegenüber elementen Eisen und Titan, die in Mineralen häufig auftre- Kristallarten wie α-Eisen oder Magnetit Fe2+Fe3+2 O4, ten, spielt der Spin die Hauptrolle. Die magnetischen Mo- bei denen zwischen benachbarten Fe-Atomen eine mente von zwei Elektronen mit antiparallelem Spin heben Austauschbeziehung besteht in der Weise, dass die sich gegenseitig auf. Daher haben Atome und Ionen mit magnetischen Momente in jeder Kristall-Domäne pa- gepaarten Elektronen – über alle Elektronen summiert – rallel angeordnet sind. Daraus resultiert ein hohes kein magnetisches Moment; sie werden als diamagnetisch magnetisches Moment und damit eine große magne- bezeichnet, ebenso die Kristalle, die aus solchen atomaren tische Massensuszeptibilität. Bausteinen aufgebaut sind. Demgegenüber besitzen Atome Es gibt aber auch Kristallarten, die aus zwei ferromag- und Ionen mit einem oder mehreren ungepaarten Elektro- netischen Teilstrukturen bestehen, in denen die nen im Mittel ein magnetisches Moment; sie sind parama- ungepaarten Elektronen jeweils antiparallele Spin- gnetisch. Das magnetische Moment eines ungepaarten Elek- richtung aufweisen. Bei antiferromagnetischen Kris- trons ist ein Bohr’sches Magneton µB = 0,9274 · 10 –20 emu tallen heben sich die magnetischen Momente dieser (Elektromagnetische Einheiten). Die meisten paramagne- Teilstrukturen genau auf, so dass im Mittel kein mag- tischen Substanzen besitzen nur ein ungepaartes Elektron netisches Moment resultiert. und haben dementsprechend nur das magnetische Moment Demgegenüber heben sich bei ferrimagnetischen Kris- von 1 µB. Jedoch neigen gerade die Übergangsmetalle mit tallen die magnetischen Momente in den Teilstrukturen den Ordnungszahlen 21–30 dazu, die fünf Plätze des 3d- nicht genau auf, weil ihre antiparallelen Momente nicht Niveaus jeweils nur mit einem einzigen Elektron aufzufül- genau gleich groß sind, ihre Spinrichtung nicht exakt len und erst dann, wenn alle diese Plätze einfach besetzt antiparallel ist oder weil Strukturdefekte oder Verunreini- sind, ein zweites Elektron einzubauen (Tabelle 1.3). Die ein- gungen in der Struktur auftreten. Über die gesamte Struk- fache Besetzung der fünf 3d-Plätze wird als Hoch-Spin-, die tur gemittelt ergibt sich somit ein magnetisches Moment. Tabelle 1.3. Elektronen-Konfigurationen für Eisen und Titan, 20 1 · Einführung und Grundbegriffe Ferro- und ferrimagnetische Kristalle besitzen eine Die Lichtquanten- oder Korpuskular-Theorie erklärt charakteristische Temperatur, bei der sie paramagnetisch die Wechselwirkung von Licht und Materie im Bereich werden. Oberhalb dieses Curie-Punktes, der z. B. für Ma- von Atomen und Molekülen in einer Kristallstruktur gnetit bei 578 °C liegt, werden die thermischen Schwin- quantenphysikalisch. Danach besteht Licht aus Photo- gungen in der Kristallstruktur so groß, dass die Paralleli- nen, d. h. Korpuskeln der Masse 0, die sich wie Geschos- tät der atomaren Magnete verloren geht. Ebenso gehen se von einem Materiepunkt zum andern bewegen. antiferromagnetische Strukturen beim Néel-Punkt in Die Wellentheorie betrachtet Licht als Strahlungs-En- den paramagnetischen Zustand über. So ist Ilmenit ergie, die in Form von elektromagnetischen Wellen von Fe2+Ti4+O3 bei Zimmertemperatur paramagnetisch, wird einem Materiepunkt zum anderen wandern. Die opti- aber bei tieferer Temperatur antiferromagnetisch. Für schen Erscheinungen, die man beim Mikroskopieren geomagnetische Messungen und ihre Interpretation im Dünnschliff oder Anschliff beobachtet, lassen sich ist der Curie-Punkt von großer praktischer Bedeutung mit der Wellentheorie beschreiben, wo man je nach (vgl. Abschn. 5.2, S. 84). Fragestellung zwei verschiedene Modelle anwendet: – Das Strahlenmodell beschreibt mit geometrischen Kristalloptik Methoden die Ausbreitung der Lichtstrahlen im Raum, ihre Brechung und Reflexion sowie den Strah- Die optischen Eigenschaften im polarisierten Licht sind lengang in optischen Systemen, z. B. im Mikroskop von größter Bedeutung für die Bestimmung von Minera- (Strahlenoptik). len in Gesteinen und Erzlagerstätten, aber auch von – Das Wellenmodell fasst das Licht als Transversal- kristallinen Phasen in technischen Produkten. Kristalle, welle auf, die beim Durchgang durch Kristalle ge- die in Dünnschliffen von ca. 25 µm (= 0,025 mm) Dicke beugt und polarisiert wird, wobei es zu Interferenz- durchsichtig oder durchscheinend sind, werden im Durch- Erscheinungen kommt (Wellenoptik). licht untersucht, opake Kristalle dagegen in polierten An- oder Dünnschliffen im reflektierten Auflicht. Durch mi- Das sichtbare Licht stellt nur einen begrenzten Aus- kroskopische Untersuchungen können die Ausschei- schnitt aus einem kontinuierlichen Spektrum elektroma- dungsfolge von Mineralen sowie ihre Gleichgewichts- und gnetischer Strahlung dar. Es umfasst einen Wellenlängen- Reaktionsgefüge beurteilt werden; solche Beobachtungen bereich von 400–800 nm (1 nm = 10–7 cm), in dem die von liefern wesentliche Anhaltspunkte für die Rekonstrukti- J. Fraunhofer (1787–1826) im Sonnenspektrum gefunde- on gesteins- und lagerstättenbildender Prozesse. nen Spektrallinien enthalten sind. Nach dem Wellen- In diesem Lehrbuch können lediglich die Grundzüge modell besteht weißes Licht aus einem Bündel von un- der Polarisations-Mikroskopie behandelt werden. Für das endlich vielen Wellen unterschiedlicher Wellenlänge λ , eingehende Studium der kristalloptischen Methoden ver- die mit unterschiedlicher Amplitude A schwingen. Die weisen wir auf die einschlägigen Lehrbücher und Nach- Lichtintensität (= Helligkeit) ist proportional zu A2. Zwi- schlagewerke. Eine knappe Einführung in die Methoden schen der Frequenz f, d. h. der Zahl der Wellenzyklen pro der Durchlicht-Mikroskopie geben Müller u. Raith (1976); Sekunde (in Hz), der Lichtgeschwindigkeit v und der Wel- für eine vertiefte Behandlung verweisen wir auf Wahl- lenlänge λ besteht der folgende einfache Zusammenhang: strom (1979) und Nesse (2004); die Bücher von Tröger et al. (1967, 1982) sowie Pichler u. Schmitt-Riegraf (1993) [1.4] sind für die praktische Mikroskopie von Gesteinen zu empfehlen. Die methodischen Grundlagen der Auflicht- Abgesehen von einigen Ausnahmen bleibt die Frequenz Mikroskopie werden in dem klassischen Werk von einer Lichtwelle konstant, unabhängig davon, welches Me- Schneiderhöhn (1952) behandelt; neuere Darstellungen dium sie durchdringt. Da sich beim Eintritt von einem Me- stammen z. B. von Craig u. Vaughan (1981) und Mücke dium in ein anderes die Lichtgeschwindigkeit v ändert, muss (1989). Für das praktische auflichtmikroskopische Arbei- sich auch die Wellenlänge ändern: in optisch dichteren ten ist das Standardwerk von Ramdohr (1975) unerläss- Medien, z. B. in Kristallen oder in Glas, ist v und damit auch lich; hilfreich sind die Bildkartei der Erzmikroskopie von λ geringer als in einem optisch dünneren Medium, z. B. in Maucher u. Rehwald (1961–1973) sowie die Bestimmungs- Luft (Abb. 1.24). Für den Durchgang von Lichtwellen durch tabellen von Schneiderhöhn (1952) und Schouten (1962). Materie sind folgende Begriffe wichtig (Abb. 1.25a): Grundlagen Die Wellenfront ist die Fläche, die ähnliche Punkte be- nachbarter Wellen verbindet. Die Natur des Lichts und seine Wechselwirkung mit Ma- Die Wellennormale ist die Fortpflanzungsrichtung der terie können bekanntlich durch zwei unterschiedliche Welle; sie steht senkrecht auf der Wellenfront. physikalische Theorien beschrieben werden, die sich ge- Der Lichtstrahl ist die Richtung, in der sich die Licht- genseitig ergänzen: energie fortpflanzt., 1.2 · Kristalle 21 Abb. 1.24. Abhängigkeit der Wellenlänge in zwei Mineralen unterschiedli- cher Brechungsindizes 2,0 und 2,9 und Wellen-Fortpflanzungsgeschwin- digkeiten von 150000 bzw. 103500 km s–1. (Nach Müller u. Raith 1976) In optisch isotropen Medien wie in Glas oder in kubi- schen Kristallen ist die Lichtgeschwindigkeit in allen Rich- tungen gleich, so dass Lichtstrahl und Wellennormale par- allel verlaufen (Abb. 1.25b). Demgegenüber ist in optisch anisotropen Medien, d. h. in allen nichtkubischen Kristal- len die Lichtgeschwindigkeit in unterschiedlichen Richtun- gen verschieden, so dass Lichtstrahl und Wellennormale gewöhnlich nicht parallel zueinander verlaufen (Abb. 1.25c).

Grundzüge der Durchlicht-Mikroskopie Lichtbrechung und Doppelbrechung

Beim Eintritt von einem optisch dünneren in ein optisch dichteres Medium wird ein Lichtstrahl zum Einfallslot hin gebrochen und umgekehrt. Diese Tatsache ist bedingt durch die Veränderung, die die Wellenlänge des Lichts und damit die Lichtgeschwindigkeit beim Eintritt in ein an- deres Medium erleidet (Abb. 1.24). Es gilt das bekannte Abb. 1.25. a Wellenfronten sind Ebenen, die äquivalente Punkte be- Brechungsgesetz von Snellius (1580–1626) nachbarter Wellen verbinden; ihr Abstand entspricht einer Wellen- Der Brechungsindex ist definiert durch den Quo- länge. b In optisch isotropen Medien liegen Wellennormale und Licht-strahl beide senkrecht auf der Wellenfront. c In optisch anisotropen tienten aus der Lichtgeschwindigkeit im Vakuum Medien ist das nicht mehr der Fall: Wellennormale und Lichtstrahl v = 3,0 · 1010 cm s–1v = 300 000 km s –1 und in einem laufen nicht mehr parallel zueinander. (Nach Nesse 2004) Material vn: Tabelle 1.4. Brechungsindizes kubischer, optisch isotroper Kristalle [1.5] Ein hoher Brechungsindex entspricht also immer ei- ner geringeren Lichtgeschwindigkeit und umgekehrt. Da vv die maximal mögliche Lichtgeschwindigkeit dar- stellt, muss n stets >1 sein. Beispiele für Brechungsindizes von kubischen, d. h. optisch isotropen Kristallen sind in Tabelle 1.4 aufgeführt. Man erkennt, dass der Brechungsindex von Diamant sehr stark mit der Wellenlänge variiert: Diamant hat eine große Dispersion der Lichtbrechung., 22 1 · Einführung und Grundbegriffe Im Durchlicht werden die relativen Unterschiede in der Lichtbre- chung zweier Minerale oder zwischen einem Mineral und einem Einbettungsmittel (z. B. Kanadabalsam) erkennbar, wenn man die Beleuchtungsapertur durch Einengen der Aperturblende erniedrigt. Dadurch werden Risse, Unebenheiten und feinste Rauhigkeiten an der Ober- und Unterseite des Minerals deutlicher; man beobachtet ein verstärktes Chagrin (frz. genarbtes Leder) und positive oder ne- gative Reliefunterschiede. Sehr hilfreich ist die Becke’schen Licht- linie, eine helle Linie, die beim Heben des Mikroskoptubus (oder Senken des Tisches) in das höherbrechende Medium hineinwandert (Drei-H-Regel). Die quantitative Bestimmung der Brechungsindizes erfolgt im Körnerpräparat unter Verwendung von Einbettungsflüssig- keiten unterschiedlicher Lichtbrechung (Immersions-Methode), z. B. auch durch Variation der Temperatur und/oder der verwendeten Wel- lenlänge von monochromatischem Licht (λ -, T- oder λ -T-Metho- de). In früheren Zeiten wurden Mischkristall-Zusammensetzungen gesteinsbildender Minerale häufig durch Lichtbrechungs-Bestim- mungen ermittelt. Diese indirekte und letztlich recht aufwendige Methode hat jedoch stark an Bedeutung eingebüßt, seitdem die di- rekte Mineralanalytik mit ortsauflösenden Methoden, insbesondere mit der Elektronenstrahl-Mikrosonde routinemäßig möglich ist. Die allermeisten Minerale sind nicht kubisch und ver- halten sich dementsprechend optisch anisotrop. Sie besit- zen unterschiedliche Brechungsindizes mit einem Maximalwert nγ und einem Minimalwert nα, die senk- recht aufeinander stehen. Die Differenz Abb. 1.26. Die Indikatrix für optisch einachsige (trigonale, tetrago- nale und hexagonale) Kristalle hat die Form eines Rotationsellipso- ∆n = nγ – nα [1.6] ids; sie ist a gestreckt im optisch einachsig positiven Fall (optische Achse Z // nγ = nε) und b abgeplattet im optisch negativen Fall (opti- sche Achse X // n Hauptdoppelbrechung, α = nε). Blickt man in Richtung der optischen Achse,bezeichnet man als deren maxi- verhält sich der Kristall scheinbar optisch isotrop, da in dieser Blick- maler Betrag nur in Schnittlagen // der Ebene nγ – nα er- richtung alle Brechungsindizes gleich sind, entsprechend dem kennbar ist. In beliebigen Schnittlagen liegen die Kreisradius nω entweder = nα oder = nγ. (Vereinfacht nach Nesse 2004) Brechungsindizes zwischen diesen beiden Extremwerten: nγ ≥ nγ’ ≥ nα’ ≥ nα, so dass die Werte für die Doppelbre- sche Achse mit Z (= nγ) zusammenfällt bezeichnet man chung ∆n = nγ’ – nα’ dementsprechend geringer sind. als optisch positiv, z. B. Quarz (Abb. 1.26a), solche mit Trägt man alle möglichen Brechungsindizes eines Kris- der optischen Achse // X (= nα) dagegen als negativ, talls im Raum auf, so erhält man ein Ellipsoid mit der z. B. Calcit (Abb. 1.26b). längsten Achse Z = nγ und der kürzesten Achse X = nα, 2. Bei optisch zweiachsigen Kristallen mit orthorhom- die optische Indikatrix. Dabei sind grundsätzlich zwei ver- bischer, monokliner und trikliner Symmetrie ist die op- schiedene Möglichkeiten zu unterscheiden: tische Indikatrix ein dreiachsiges Ellipsoid mit den Hauptachsen Z, Y, X und nγ als größtem, nα als kleins- 1. Bei optisch einachsigen Kristallen mit trigonaler, tem Brechungsindex sowie einem Brechungsindex nβ, tetragonaler und hexagonaler Symmetrie stellt die der ⊥ auf der Ebene nα – nγ steht: nγ ≥ nγ’ ≥ nβ ≥ nα’ ≥ nα Indikatrix ein Rotations-Ellipsoid dar, bei dem ent- (Abb. 1.27a). Dreiachsige Ellipsoide besitzen zwei weder Z (= nγ) oder X (= nα) die Rotationsachse Kreisschnitte, die sich in der Y-Achse (= nβ) schnei- bilden können. Im ersten Fall hat die Indikatrix eine den. Senkrecht auf diesen Kreisschnitten stehen die gestreckte, im zweiten eine abgeplattete Form beiden optischen Achsen, die in einer Ebene ⊥ Y (= nβ) (Abb. 1.26a,b). Blickt man in Richtung der Rotations- liegen, der optischen Achsenebene. Blickt man in Rich- achse, so beobachtet man naturgemäß einen Kreis- tung der optischen Achsen, so erscheint der Kristall schnitt, bei dem alle Brechungsindizes, nämlich ent- optisch isotrop, da im Kreisschnitt naturgemäß immer weder nα oder nγ, gleich groß sind. In dieser Rich- nur der Brechungsindex nβ vorhanden ist (Abb. 1.27b). tung verhält sich der Kristall also scheinbar isotrop: Zusammen mit den Hauptbrechungsindizes nα , nβ man bezeichnet die Rotationsachse, die mit der trigo- und nγ sowie der Hauptdoppelbrechung nγ – nα stellt nalen, tetragonalen oder hexagonale Hauptachse des der Winkel der optischen Achsen 2V eine wichtige Kristalls zusammenfällt, als optische Achse. Ihre Rich- Materialgröße für die Mineralbestimmung dar. Sie lie- tung entspricht nicht notwendigerweise der Längser- fert Hinweise auf die chemische Zusammensetzung streckung des Kristalls. Kristalle, in denen die opti- und/oder den Strukturzustand von Mischkristallen,, 1.2 · Kristalle 23 z. B. bei den Feldspäten (Abschn. 9.6.2, S. 164ff). Kris- talle, bei denen nγ die spitze Bisektrix (Winkelhalbie- rende) des Achsenwinkels bildet, sind optisch positiv (2Vγ), solche mit nα als spitzer Bisektrix optisch nega- tiv (2Vα; Abb. 1.27c,d). In orthorhombischen Kristallen liegen die Hauptach- sen der Indikatrix Z (= nγ), Y (= nβ) und X (= nα) // den kristallographischen Achsen c oder b oder a (Abb 1.28a). Bei monoklinen Kristallen ist die Indikatrix gegen das Kristallgebäude einfach, in triklinen Kristallen doppelt geneigt (Abb. 1.28b,c). Beim Lichtdurchgang durch einen optisch anisotropen, also doppelbrechenden Kristall beobachtet man eine Auf- spaltung des Lichtes in zwei Transversalwellen unter- schiedlicher Fortpflanzungs-Geschwindigkeit. Diese Tat- sache lässt sich anhand eines klar durchsichtigen, hoch- doppelbrechenden Calcit-Kristalls eindrucksvoll de- monstrieren (Abb. 1.29). Solche Kristalle wurden früher in Island gewonnen und wurden daher als Isländer Dop- pelspat bezeichnet. Die schnellere Welle entspricht dem kleineren Brechungsindex nα’, die langsamere dem grö- ßeren Brechungsindex nγ’. In optisch einachsigen (trigo- nalen, tetragonalen, hexagonalen Kristallen) unterschei- det man eine ordentliche Welle nω, die dem Snellius’schen Brechungsgesetz gehorcht, und eine außerordentliche Abb. 1.27. Die Indikatrix für optisch zweiachsige (orthorhombische, Welle nε, bei der das nicht der Fall ist. monokline und trikline) Kristalle hat die Form eines dreiachsigen Ellipsoids. a Die drei Hauptbrechungsindizes nα // X, nβ // Y und nγ // Z; die optische Achsenebene steht senkrecht n . b In einem drei- nε entspricht der optischen Achse und ist im optischβ achsigen Ellipsoid gibt es zwei Kreisschnitte, die sich in n schnei- positiven Fall = nγ , im optisch negativen = n ;β α den; senkrecht auf den Kreisschnitten stehen die optischen Achsen, nω entspricht dem Kreisradius und ist im optisch po- die Blickrichtungen der scheinbaren optischen Isotropie. c Optische sitiven Fall = nα , im optisch negativen = nγ . Achsenebene für die zweiachsig positive Indikatrix: optischer Achsenwinkel 2Vγ , d. h. Z (= nγ) liegt in der spitzen Winkelhalbie- renden. Optische Achsenebene für die zweiachsig negative Indi- Bei optisch zweiachsigen (orthorhombischen, mono-d katrix: optischer Achsenwinkel 2V , d. h. X (= n ) liegt in der spit- klinen, triklinen) Kristallen gehorcht keine der beidenα α zen Winkelhalbierenden. (Vereinfacht nach Nesse 2004) Wellen dem Brechungsgesetz. Abb. 1.28. Beziehungen zwischen Kristallbau und optischer Indikatrix. a Orthorhombische Kristalle: Die Achsen der optischen Indikatrix X, Y und Z fallen mit den Kristallachsen a, b und c zusammen; im vorliegenden Beispiel ist a // Y, b // X und c // Z. In Schnitten nach ab und ac herrscht gerade, in Schnitten nach ab gerade oder symmetrische Auslöschung. b Monokline Kristalle: Die optische Indikatrix ist einfach geneigt, b fällt mit einer der Indikatrix-Achsen zusammen, in diesem Fall mit Y (= nβ); die Auslöschungsschiefe sind: c/Z = +15°, a/X = –5°. c Trikline Kristalle: Die optische Indikatrix ist zweifach geneigt, a, b und c fallen nicht mit X, Y oder Z zusammen. Die optische Achsenebene XZ ist grau angelegt. (Nach Nesse 2004), 24 1 · Einführung und Grundbegriffe Abb. 1.29. Calcit, Mexiko. Der Spaltkörper nach {1011} besitzt als „Doppel- spat“ optische Qualität; seine hohe Doppelbrechung (∆=0,1719) ist durch die Verdoppelung der Schrift schon mit bloßem Auge erkennbar. Mineralogisches Mu- seum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Interferenzfarben sators ist. Bei eingeschaltetem Analysator spricht man von gekreuzten Nicols (abgekürzt +Nic). Tritt linear polarisier- Bei den natürlichen Lichtwellen, die sich in Luft ausbrei- tes Licht in den Kristall ein, wird dieses in zwei senkrecht ten, sind die Schwingungsvektoren statistisch um die Ach- zueinander schwingende, linear polarisierte Wellen aufge- se der Fortpflanzungsrichtung verteilt. Im Gegensatz dazu spalten, die sich mit unterschiedlicher Geschwindigkeit wird das Licht beim Eintritt in den Kristall linear polari- bewegen (Abb. 1.30) und miteinander interferieren. siert, d. h. die beiden Wellen, die sich mit unterschiedli- Wir betrachten zunächst die Interferenzerscheinungen, cher Geschwindigkeit durch den Kristall bewegen, schwin- die bei monochromatischem Licht, d. h. bei Licht einer gen in zwei senkrecht aufeinander stehenden Ebenen. bestimmten Wellenlänge λ auftreten. Beträgt der Gang- Daraus resultiert eine Laufzeit-Differenz, der Gangunter- unterschied zwischen den beiden Wellen Γ = iλ , wobei i schied Γ (gemessen in nm), der proportional zur Doppel- eine ganze Zahl ist, so schwingen beide Wellen in entge- brechung ∆n und zur Dicke des Kristalls d ist: gengesetzte Richtungen, sind also außer Phase. Wenn sie den Analysator erreichen, ergibt sich durch Vektor- Γ = d∆n [1.7] addition eine resultierende Welle S, die senkrecht zur Schwingungsrichtung des Analysators verläuft, und da- Hält man die Dicke eines Dünnschliffs möglichst kon- her ausgelöscht wird (Abb. 1.30a). Beträgt dagegen der stant, d. h. nahe bei 25 µm, so lässt sich aus dem Gangun- Gangunterschied Γ = (i + ½)λ , so schwingen die beiden terschied die Doppelbrechung berechnen. Wellen in der gleichen Richtung, also in Phase, und die Beim Polarisations-Mikroskop arbeitet man von vorn- resultierende Welle S liegt in der Schwingungsrichtung des herein mit linear polarisiertem Licht, das durch ein Polari- Analysators, so dass sie verstärkt den Analysator durch- sationsfilter unterhalb des Mikroskoptisches, den Polarisa- läuft (Abb. 1.30b). Die Verhältnisse werden in Abb. 1.31 tor erzeugt wird. Früher benutzte man dazu ein Nicol’sches verdeutlicht, die einen keilförmig geschliffenen Quarz- Prisma (W. Nicol, 1768–1851), einen besonders präparier- kristall zeigt. Da die Doppelbrechung dieses Kristalls kon- ten, klar durchsichtigen Calcit-Kristall, der nur den linear stant ist, hängt der Gangunterschied Γ nur von der jewei- polarisierten ordentlichen Strahl durchlässt, während der ligen Dicke des Quarzkeils ab. Man erkennt, dass beim außerordentliche abgelenkt und absorbiert wird. Zusätz- ganzzahligen Vielfachen der Wellenlänge iλ jeweils lich kann am oberen Ende des Strahlenganges ein weiterer Minima im Lichtdurchgang auftreten und somit Aus- Polarisationsfilter, der Analysator, eingeschaltet werden, löschung erfolgt, während es bei Gangunterschieden von dessen Schwingungsrichtung senkrecht zu der des Polari- (i + ½)λ zum maximalen Lichtdurchgang kommt., 1.2 · Kristalle 25 Verwendet man statt monochromatischem weißes Licht, das aus unendlich vielen Wellenlängen zusammen- gesetzt ist, so spalten sich diese ebenfalls in senkrecht zueinander stehende Wellen auf, die miteinander interfe- rieren. Für eine bestimmte Schliffdicke wird die Doppel- brechung und damit der Gangunterschied für alle Wel- lenlängen ungefähr gleich sein. Da aber die Wellenlän- gen unterschiedlich sind, werden einige den Analysator in Phase, andere außer Phase erreichen und dementspre- chend entweder ausgelöscht oder durchgelassen werden. Die Kombination der verschiedenen Wellenlängen, die den Analysator durchlaufen, ergibt die Interferenzfarben, die bei gleicher Schliffdicke d die Doppelbrechung ∆n ei- nes Minerals widerspiegeln. Optisch isotrope Minerale erscheinen bei +Nic schwarz, da ∆n und damit auch Γ = 0 ist. Mit zunehmendem Gangunterschied verändern sich die Interferenzfarben von dunkelgrau über hellgrau, weiß, gelb zu rot 1. Ordnung. Mit steigenden Ordnungen von Γ wie- derholt sich die Farbabfolge blau → grün → gelb → rot mehrfach, wobei die Farben immer blasser werden. Bei einer Schliffdicke von 0,025 µm zeigt Quarz mit ∆nmax = 0,009 das Grau 1. Ordnung, Forsterit Mg2[SiO4] dagegen das Grün 2. Ordnung entsprechend ∆nmax = 0,033. Anomale Interferenzfarben treten auf, wenn die Doppel- brechung für die einzelnen Wellenlängen des weißen Lich- tes sehr unterschiedlich ist: Dispersion der Doppelbre- Abb. 1.30. Interferenzerscheinungen an einer doppelbrechenden chung. Bei Mineralen mit insgesamt geringer Doppelbre- Kristallplatte. a Der Gangunterschied ist gleich einer Wellenlänge: chung, z. B. bei vielen Chloriten (Abschn. 9.5.5, S. 150f), Γ = λ . b Der Gangunterschied ist eine halbe Wellenlänge: Γ = ½λ . beobachtet man unternormale, bei Mineralen mit hoher Erläuterung im Text. (Nach Nesse 2004) Doppelbrechung, z. B. beim Epidot (Abschn. 9.2, S. 130f), übernormale Interferenzfarben. Auslöschungsschiefe Zusätzlich zum Gangunterschied Γ und der Wellenlänge λ hängt die Lichtmenge T, die den Analysator verlässt, noch vom Winkel τ ab, den die optische Indikatrix mit der Schwingungsrichtung des Polarisators bildet: [1.8] Man kann leicht erkennen, dass maximaler Lichtdurch- gang erfolgt, wenn τ = 45°, 135°, 225°, 315° ist, während bei τ = 90°, 180°, 270°, 360° der Lichtdurchgang T = 0 ist. Dreht man also den Kristall um 360°, so beobachtet man viermal vollständige Auslöschung und – in Diagonalstel- lung – vier mal maximale Helligkeit. Wie wir aus Abb. 1.28 Abb. 1.31. Interferenzmuster eines Quarzkeils mit monochromati- entnehmen können, ist bei monoklinen und triklinen schem Licht. a Wenn der Gangunterschied ein ganzzahliges Vielfa- Kristallen die optische Indikatrix zum Kristallgebäude ches der Wellenlänge Γ = iλ ist, interferieren die schnelle und die einfach bzw. doppelt geneigt. Dementsprechend tritt langsame Welle im Analysator destruktiv, so dass es zur Auslöschung Auslöschung ein, wenn der Kristall mit der Schwingungs- kommt. Ist dagegen Γ = (i + ½)λ , so interferieren beide Wellen kon- struktiv, so dass das Licht den Analysator mit maximaler Intensität richtung des Polarisators einen entsprechenden Neigungs- verlässt. b Lichtdurchgang durch den Analysator (in %) in Abhän- winkel bildet. So betragen z. B. beim monoklinen Kristall gigkeit vom Gangunterschied. (Nach Nesse 2004) in Abb. 1.28b in der Schnittlage // der Fläche (010) die, 26 1 · Einführung und Grundbegriffe Auslöschungsschiefen Z/c = +15° und X/a = –5°. Demge- gelernt. Um festzustellen, ob ein Mineral optisch ein- genüber herrscht in einem Schnitt // (100) stets gerade achsig oder zweiachsig ist, muss man dagegen den Auslöschung, ebenso wie das bei rhombischen (Abb. 1.28a) konoskopischen Strahlengang verwenden. Bei diesem er- und selbstverständlich auch bei optisch einachsigen Kris- zeugt man einen Strahlenkegel großer Öffnung, der ei- tallen der Fall ist. Bezüglich der Flächen {110} herrscht sym- nen Punkt des Kristalls in möglichst vielen Richtungen metrische Auslöschung, da z. B. beim monoklinen Kristall durchsetzt. Dafür verwendet man ein Objektiv starker in Abb. 1.28b die Ebene XZ den Spaltwinkel halbiert. Das Vergrößerung (45fach oder 50fach) und damit großer ist beispielsweise bei Pyroxenen und Amphibolen der Fall, Apertur, eine Kondensorlinse zur entsprechenden Erhö- bei denen {110} und {110}wichtige Spaltrisse darstellen hung der Beleuchtungsapertur und die Amici-Betrand’sche (Abb. 9.27, 9.28, S. 136). Die Auslöschungsschiefe lässt sich Hilfslinse oberhalb des Analysators. Zum näheren Ver- allerdings nur dann messen, wenn die kristallogra- ständnis der konoskopisches Methode muss auf die Lehr- phischen Richtungen durch Kristallflächen, Spaltrisse bücher der Kristalloptik verwiesen werden. oder Zwillingsgrenzen eindeutig definiert sind. Für die konoskopische Untersuchung eines optisch ein- achsigen Minerals sucht man ein Korn aus, das möglichst Hilfsplättchen genau senkrecht zur optischen Achse geschnitten ist, das also im orthoskopischen Strahlengang bei +Nic möglichst Um festzustellen, in welcher Richtung eines Kristalls der dunkel erscheint. Dann erkennt man als typisches Inter- größere oder der kleinere Brechungsindex, d. h. nγ’ oder ferenzbild ein schwarzes Kreuz, die Isogyren, die den vier nα’ liegen, verwendet man z. B. ein Hilfsplättchen aus Auslöschungsrichtungen entsprechen (Abb. 1.33a). In den Quarz oder Gips, kurz Gipsplättchen genannt. Dieses weist vier Sektoren zwischen den Balken dieses Kreuzes, also genau den Gangunterschied von 551 nm, entsprechend in Diagonalstellung, sieht man farbige Kreis-Segmente, dem Rot 1. Ordnung auf und wird in Diagonalstellung mit nach außen hin zunehmenden Interferenzfarben zwischen dem Dünnschliff und dem Analysator in den (Abb. 1.33a). Die Zahl der Farbringe, der Isochromaten, Strahlengang eingeschoben. Fällt nγ des Gipsplättchens hängt vom Gangunterschied, d. h. von der Dicke des Kris- mit nγ’ des Minerals zusammen, so addieren sich die Gang- talls und von seiner Doppelbrechung ab: In normaler Dünn- unterschiede, fällt es dagegen mit nα’ des Minerals zusam- schliffdicke von 25 µm sind das beim Quarz (∆nmax = 0,009) men, so subtrahieren sie sich (Abb. 1.32). So verändert nur wenige Ringe, beim Calcit (∆nmax = 0,172) dagegen sich das Grau 1. Ordnung bei Quarz mit ∆nmax = 0,009 bei sehr viele. Die Bestimmung des optischen Charakters ist Additionsstellung in das Blau 2. Ordnung, bei Sub- mit einem Gipsplättchen möglich: optisch positive Kris- traktionsstellung dagegen in das Gelb 1. Ordnung. Mit- talle zeigen im rechten oberen Quadranten steigende, hilfe des Gipsplättchens lässt sich auch feststellen, ob nγ optisch negative Kristalle dagegen fallende Interferenz- oder nα // der längsten Achse von stängeligen Kristallen farben (Abb. 1.33c). In Schnitten schräg zur optischen orientiert sind. Man spricht dann von positiver bzw. ne- Achse steht das Achsenkreuz nicht genau in der Mitte des gativer Hauptzone oder Elongation (Abb. 1.32). Man be- Gesichtsfeldes; es wandert beim Drehen des Mikroskop- achte, dass diese nicht notwendiger Weise mit dem posi- tisches auf einer Kreisbahn, deren Durchmesser um so tiven oder negativen optischen Charakter identisch ist. größer ist, je stärker die optische Achse geneigt ist. Bei besonders schiefer Schnittlage erkennt man lediglich den Konoskopische Achsenbilder horizontalen und den vertikalen Balken des Kreuzes, die parallel zu den Schwingungsrichtungen von Polarisator Bisher haben wir das Verhalten von doppelbrechenden und Analysator durch das Gesichtsfeld wandern. Kristallen im orthoskopischen Strahlengang kennen Bei optisch zweiachsigen Mineralen sucht man eine Schnittlage möglichst nahe der spitzen Bisektrix des Achsenwinkels, erkennbar an relativ geringen Interferenz- farben. Die Isogyren, die den Auslöschungsrichtungen entsprechen, bilden in Diagonalstellung (Abb. 1.33b links) Hyperbeln, in deren Scheitelpunkten die optischen Ach- sen ausstechen; beim Drehen verändern sich die Hyper- beln, bis in Normalstellung ein Kreuz erscheint, das aber nicht mit dem Kreuz für optisch einachsige Kristalle zu verwechseln ist (Abb. 1.33b rechts). Der jeweilige Verlauf der Isochromaten ist aus Abb. 1.33b zu entnehmen. In Schnitten genau ⊥ zur optischen Achse, die man bei or- Abb. 1.32. Bestimmung des Charakters der Hauptzone mithilfe des Gipsplättchens Rot I. a Subtraktion: nα liegt // der längsten Achse des thoskopischer Betrachtung an vollständiger Auslöschung Kristalls: negative Hauptzone. b n liegt // der längsten Achse des bei +Nic erkennt, verläuft der Scheitelpunkt einer der beidenγ Kristalls: positive Hauptzone. (Nach Müller u. Raith 1976) Hyperbeln genau durch das Fadenkreuz des Okulars,, 1.2 · Kristalle 27 Abb. 1.33. Konoskopische Interferenzbilder a für optisch einachsige, b für optisch zweiachsige Kristalle (links in Diagonalstellung, rechts in Normalstellung). c, d, e Be- stimmung des optischen Cha- rakters mithilfe des Gipsplätt- chens Rot I (links: optisch posi- tiv, rechts: optisch negativ): c op- tisch einachsiger Kristall, ⊥ zur optischen Achse geschnitten; d optisch zweiachsig, ⊥ zu einer spitzen Bisektrix geschnitten; e optisch zweiachsig, ⊥ zur opti- schen Achse geschnitten. (Vereinfacht nach Müller u. Raith 1976) während die zweite Hyperbel nicht sichtbar ist (Abb. 1.33e). tisch einachsige Minerale häufig dichroitisch, optisch Aus Abb. 1.33d und e kann man entnehmen, wie man zweiachsige pleochroitisch. Im folgenden geben wir zwei mittels des Gipsplättchens den optischen Charakter von Beispiele für mögliche Absorptions-Schemata: zweiachsigen Kristallen ermittelt. Turmalin (Varietät Schörl): Eigenfarbe X (blaugrau) << Z (olivbraun) Hornblende: Beim Durchgang des Lichtes durch einen Kristall vermin- X (hell gelbgrün) < Y (gelbgrün) ≈ Z (olivgrün) dert sich in der Regel die Amplitude der Lichtwelle: es kommt zur Absorption. Diese erfolgt für die unterschied- Grundzüge der Auflichtmikroskopie lichen Wellenlängen des sichtbaren Lichts selektiv, d. h. in der Weise, dass eine oder mehrere Wellenlängen voll- Bei stark absorbierenden, metallisch oder halbmetallisch ständig absorbiert, andere dagegen durchgelassen wer- glänzenden Kristallen, die schon in Schichtdicken von 0,01 den. Dadurch entsteht die Eigenfarbe, die ein wichtiges oder 0,001 mm völlig undurchsichtig (opak) sind, kön- Erkennungsmerkmal für Minerale darstellt. nen die bekannten Gesetze der Durchlicht-Mikroskopie Die Stärke der Absorption hängt von der Dicke des auch nicht annäherungsweise angewandt werden. Kristalls und von seiner chemischen Zusammensetzung Neben den Brechungsindizes spielt hier der Absorptions- ab, wobei Atome wie Fe, Mn, Ti, Cr, V eine wichtige Rolle Koeffizient eine erhebliche, z. T. sogar die beherrschende spielen. Fe-freie Minerale, darunter auch die Feldspäte und Rolle. In durchsichtigen Kristallen pflanzen sich die Licht- Quarz, sind in Dünnschliffdicke farblos, während Fe-rei- wellen homogen fort, so dass die Amplituden längs der chere, wie z. B. Amphibole, Biotit, Chlorit, Turmalin und Wellenfront gleich sind (Abb. 1.25). Demgegenüber ver- Epidot, mehr oder weniger intensiv gefärbt sind. Bei op- hält sich die Fortpflanzung des Lichtes in stark absorbie- tisch isotropen Mineralen ist die Eigenfarbe in jeder renden (opaken) Kristallen inhomogen: Schon nach kur- Schnittlage gleich. Dagegen verändert sie sich bei den zer Weglänge wird soviel Licht absorbiert, dass die Flä- optisch anisotropen Mineralen in Abhängigkeit von der chen gleicher Amplitude nicht mehr mit der Wellenfront Orientierung, da sich auch die Absorption von Licht un- zusammenfallen. In opaken Kristallen lassen sich die äu- terschiedlicher Wellenlänge anisotrop verhält. Die größ- ßerst komplexen optischen Verhältnisse nicht mehr mit ten Unterschiede in der Eigenfarbe und/oder in der Farb- einer einfachen Indikatrix beschreiben, sondern man muss intensität sind in Richtung der Indikatrix-Achsen X, Y mit einer komplexen Indikatrix arbeiten. Diese besteht aus und Z erkennbar. Dementsprechend verhalten sich op- zwei Schalen, die n-Schale für die Brechungsindizes, die, 28 1 · Einführung und Grundbegriffe k-Schale für den Absorptions-Koeffizienten, die sich bei Bei optisch anisotropen Kristallen, die jeweils zwei optisch zweiachsigen Kristallen durchdringen. Extremwerte für n und k haben, gibt es zwei Extremwer- te des Reflexionsvermögens: Bei optisch isotropen (kubischen) Kristallen bilden diese Schalen zwei konzentrische Kugeln, wobei bei schiefem Lichteinfall der Brechungsindex nicht konstant ist, sondern vom Einfallswinkel [1.11a] abhängt. Bei optisch einachsigen (trigonalen, tetragonalen, hexagonalen) Kristallen gibt es zwei Rotationsflächen mit gemeinsamer, aber ver- schieden langer Achse, die nur mäßig, aber erkennbar von der Form [1.11b] des Rotations-Ellipsoids abweichen; es gibt jeweils zwei Haupt- werte für n und k; man kann ordentliche und außerordentliche Welle, positiven und negativen optischen Charakter unterscheiden. Die Differenz R1 – R2 ist der Reflexionspleochroismus, Bei optisch zweiachsigen (orthorhombischen, monoklinen, tri- auch Bireflexion genannt; er ist besonders stark bei Opak- klinen) Kristallen lassen sich drei Haupt-Brechungsindizes und mineralen mit Schichtstruktur wie beim Graphit C und drei Haupt-Absorptions-Koeffizienten voneinander unterschei- Molybdänit MoS2. Da die Stärke des Reflexionspleo-den, wobei die Hauptrichtungen für die n- und k-Schale im All- chroismus nicht nur durch die Richtungsabhängigkeit der gemeinen nicht mehr zusammenfallen. Deshalb kann man auch nicht mehr von einem Charakter der Doppelbrechung sprechen. Absorption, sondern auch stark von der Höhe der Dop- Die Form der n- und k-Schale, die sich durchdringen, weicht stark pelbrechung bestimmt wird, zeigen ganz durchsichtige, von der Ellipsoidform ab; die Hauptrichtungen jeder Schale ste- aber hochdoppelbrechende Karbonate wie Calcit Ca[CO3] hen nicht mehr senkrecht aufeinander. Nur in den Richtungen, im Auflicht einen sehr starken Reflexionspleochroismus. die den optischen Achsen bei durchsichtigen Kristallen entspre- Insgesamt sind die Farben, die man in opaken Mine- chen würden, pflanzen sich zwei linear polarisierte Wellen glei- cher Geschwindigkeit, aber unterschiedlicher Absorption fort. ralen im Auflicht beobachtet, sehr viel zarter als bei ge- Anstelle der optischen Achsen gibt es zwei Windungsachsen, längs färbten Mineralen im Durchlicht und die Farbunter- denen sich nur eine zirkular polarisierte Welle fortpflanzt. In al- schiede sind geringer. Darüber hinaus wechselt der Farb- len anderen Richtungen ist das Licht elliptisch polarisiert. und Reflexionseindruck sehr stark mit der unmittelba- ren Umgebung. So wirkt Chalkopyrit CuFeS2 gegen

Anisotropie-Effekte bei gekreuzten Polarisatoren Sphalerit ZnS rein hellgelb, gegen ged. Gold jedoch trüb,

matt und schmutzig olivgrün. Das hellste Mineral be- Entsprechend der komplizierten optischen Verhältnisse stimmt den Helligkeits-Eindruck! Die Erzmikroskopie werden im Auflicht bei +Nic keine Interferenzfarben, son- erfordert daher sehr viel Übung; das gilt besonders für dern Mischfarben erzeugt, die keine Auskunft über die die Bestimmung von Opakmineralen die isoliert in Sili- Stärke der Doppelbrechung geben. Man kann nicht vor- kat- oder Karbonatgesteinen liegen. aussagen, wo lebhafte oder nur graue oder weiße Farbtö- Verwendet man bei der Auflicht-Mikroskopie ein ne auftreten, und man kann keine Hilfsplättchen anwen- Immersions-Objektiv, fügt man also zwischen dem den, um den optischen Charakter zu bestimmen. Erzanschliff und der Frontlinse des Objektivs anstelle von Luft (n = 1) einen Tropfen Immersionsöl, z. B. mit

Reflexionsvermögen und Eigenfarbe dem Brechungsindex 1,515 ein, so verändern sich die

Gleichungen (1.11a,b) folgendermaßen: Das Reflexionsvermögen für auffallendes Licht ist das Verhältnis des reflektierten Anteils JR zur gesamten ein- [1.12a] fallenden Lichtintensität und wird in % angegeben: [1.9] [1.12b] Das Reflexionsvermögen ist vom Brechungsindex n Wie man anhand dieser Gleichungen leicht zeigen kann, und dem Absorptionskoeffizienten k abhängig. Für op- führt die Verwendung von Ölimmersion zu einer starken tisch isotrope Kristalle gilt Abnahme des Reflexionsvermögens. Dadurch vertiefen sich die Farben, die Farbunterschiede werden deutlicher und der [1.10] Reflexionspleochroismus verstärkt sich. Bei sehr starker Dispersion des Reflexionsvermögens kann sich sogar die Farbe ändern, wenn man Immersionsflüssigkeiten un- Da das Reflexionsvermögen sehr stark von der Güte der Anschliff- terschiedlicher Lichtbrechung verwendet. So ist Covellin Politur abhängt, ist seine quantitative Bestimmung mittels einer Fotozelle keine triviale Angelegenheit. Sie erfordert die Messung von (Kupferindig) CuS in Luft tiefblau, in Wasser violettblau, Vergleichsstandards, die unter den gleichen Bedingungen wie die in Zedernholzöl rotviolett, in Mono-Bromnaphtalin Probe geschliffen und poliert wurden. scharlachrot und in Jodmethylen orangerot., 1.4 · Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste 29 Innenreflexe Tabelle 1.5. Häufigkeit von Mineralen in der Erdkruste in Vol.-%. (Nach Ronov u. Yaroshevsky 1969) Ein wichtiges diagnostisches Merkmal für viele opake Minerale sind die Innenreflexe, die durch interne Reflexi- on des Lichtes an Einschlüssen, Korngrenzen, Bruchflä- chen oder Spaltrissen entstehen. Das gilt besonders für Minerale mit mäßigem bis schwachem Reflexions- vermögen, wie z. B. Sphalerit (Zinkblende) ZnS. Die Far- be der Innenreflexe entspricht der Strichfarbe, die beim Reiben des Minerals auf einer Porzellanplatte erzeugt wird. In den meisten Fällen werden Innenreflexe erst sichtbar, wenn die Intensität des reflektierten Lichtes durch Kreuzung der Polarisatoren erniedrigt wird und/ oder bei Verwendung von Ölimmersion. Schleifhärte Ähnlich wie Lichtbrechungs-Unterschiede im Durchlicht erzeugen Unterschiede in der Schleifhärte im Auflicht ein Relief, das sich auch in sehr guten Erzanschliffen nicht immer ganz vermeiden lässt und sogar ein wichtiges diag- nostisches Hilfsmittel darstellt. In Analogie zur Becke’schen Lichtlinie beobachtete Schneiderhöhn (1922, 1952) eine Mineralart Quarz unterscheidet man z. B. eine größere helle Linie, die beim Heben des Tubus (bzw. beim Senken Anzahl von Varietäten wie: Bergkristall, Rauchquarz, Ci- des Tisches) vom härteren ins weichere Mineral wandert. trin, Amethyst, Rosenquarz. Prinzipiell kommt für die Diagnose von Erzmineralen auch die quantitative Bestimmung der Mikrohärte in Fra- 1.4 1.4 ge (s. S. 16f), doch wird heute allgemein die direkte che- Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile mische Analyse mit der Elektronenstrahl-Mikrosonde be- der Erdkruste vorzugt. Zur Beschreibung und Identifizierung eines Minerals 1.3 gehören nicht nur seine kristallographischen, physikali-

Mineralarten und Mineralvarietäten schen und chemischen Eigenschaften, sondern auch

Kenntnisse über sein Auftreten und Vorkommen in der Zu einer Mineralart gehören alle Mineralindividuen Natur. Für Rückschlüsse auf seine Entstehungsbedingun- mit übereinstimmender chemischer Zusammensetzung gen ist dieser Befund unerlässlich. und Kristallstruktur. Dabei können sich die chemischen und physikalischen Eigenschaften von Individuum zu Minerale finden sich entweder auf Wänden von Klüf- Individuum im Sinn von Mineralvarietäten innerhalb ten, Spalten oder Hohlräumen aufgewachsen oder gewisser Grenzen unterscheiden. In der Zoologie und sind als Bestandteile von Gesteinen eingewachsen Botanik ist der Artbegriff Einheit der biologischen Sys- bzw. miteinander verwachsen. tematik. Eine grundlegende Rolle spielt er in der Mine- ralogie nicht. Die frei aufgewachsenen Minerale konnten die ihnen Es gibt rund 4 000 definierte Mineralarten, von denen eigene Kristallform entwickeln (Abb. 1.1). Sie verdanken jedoch nur ein geringer Anteil gesteinsbildend auftritt es dem günstigen Umstand, dass sie in einen freien Raum (Tabelle 1.5) und/oder wirtschaftlich bedeutsam ist. Die (Hohlraum, Kluft oder Spalte) ungehindert hineinwach- meisten Mineralarten sind nicht sehr häufig oder aus- sen konnten. Ihnen fehlen allerdings ebene Begrenzun- gesprochen selten. Jährlich werden etwa 100 Minerale gen an ihrer Anwachsstelle, es sei denn, dass sie schwe- neu entdeckt, die allerdings meist extrem selten und oft bend im Hohlraum oder in einem lockeren Medium ge- nur in winzigen Exemplaren vorkommen. Geringe Un- wachsen sind. terschiede im Chemismus einschließlich des Spuren- Unter Kristalldruse versteht man eine Vereinigung chemismus und bei den physikalischen Eigenschaften zahlreicher Kristalle, die auf einer gemeinsamen Unter- einschließlich Kristalltracht und Kristallhabitus führen lage aufsitzen bzw. aufgewachsen sind. Bei sehr vielen bei einer gegebenen Mineralart in den meisten Fällen kleineren Kriställchen spricht man auch von einem Kris- zur Unterscheidung von Mineralvarietäten. Bei der tallrasen., 30 1 · Einführung und Grundbegriffe Geoden und Mandeln sind Mineralmassen, die rund- gleichen oder verschiedener Mineralarten. Schön kris- liche Hohlräume im Gestein vollständig oder teilweise tallisierte Mineralaggregate bzw. Kristalldrusen von kom- ausfüllen. Nicht selten enthalten sie im Innern eine Kris- merziellem oder Liebhaberwert werden Mineralstufen talldruse, so die bekannten Achatmandeln eine Amethyst- genannt (Abb. 1.1). druse. Die „Kristallkeller“ aus den Schweizer Alpen sind 1.5 ausgeweitete Zerrklüfte mit bis zu metergroßen Indivi- 1.5 duen von Bergkristall oder Rauchquarz. Auch Gips- Gesteine höhlen enthalten mitunter große und schön ausgebilde- te Kristalle von Gips (Abb. 7.6, S. 111). Gesteine (Abb. 1.34) sind Mineralaggregate, die Gesteinsbildende Minerale (Abb. 1.34) haben sich bei räumlich ausgedehnte, selbständige geologische ihrem Wachstum, wenn sie gleichzeitig gewachsen sind, Körper bilden und wesentliche Teile der Erde, des gegenseitig behindert. Sie weisen deshalb meist eine zu- Mondes und der erdähnlichen Planeten aufbauen. fällige, kornartige Begrenzung auf. Eine solche Mine- Der Gesteinsbegriff umfasst darüber hinaus die re- ralausbildung im Gestein wird als xenomorph (grch. lativ seltenen natürlichen Gläser. ξένος = fremd, µορϕή = Gestalt) bezeichnet. In anderen Fällen sind gesteinsbildende Minerale dennoch von ebe- Im Unterschied zum Mineral sind Gesteine physika- nen Flächen begrenzt. Ihre Form wird dann als idiomorph lisch und chemisch heterogene Naturkörper. Die Erfah- (grch. ίδιος = eigen) bezeichnet. Idiomorph ausgebildete rung zeigt, dass die verschiedenen Minerale nicht in al- Minerale treten besonders als sog. Einsprenglinge in vul- len denkbaren Kombinationen und Mengenverhältnissen kanischen Gesteinen oder als sog. Porphyroblasten in me- gesteinsbildend auftreten. Auswahlprinzipien sind wirk- tamorphen Gesteinen auf. Im 1. Fall handelt es sich um sam, und einige Kombinationen sind vorherrschend. Ge- Frühausscheidungen aus einer Schmelze, im 2. Fall um steine treten in selbständigen, zusammenhängenden, ge- Minerale mit überdurchschnittlichem Größenwachstum. ologisch kartier- und profilierbaren Körpern auf. Wir Mikrokristalline Minerale lassen sich lediglich unter dem wissen heute, dass die Erde bis in eine Tiefe von 2 900 km Mikroskop, kryptokristalline unter dem Elektronenmik- aus Gesteinen besteht. Gesteine der Erdkruste sind uns roskop oder durch Röntgenbeugung identifizieren. durch geologische Aufschlüsse übertage und untertage Als Mineralaggregate bezeichnet man beliebige, auch (Bergwerke, Tunnel) sowie durch Tiefbohrungen bekannt; räumlich eng begrenzte natürliche Assoziationen der Gesteine des oberen Erdmantels werden durch tektoni- Abb. 1.34. Hypidiomorph-körniges Gefüge eines Granits, ty- pisch für Tiefengesteine (Plutonite). Die Minera- le haben sich bei ihrem Wachstum gegenseitig behindert: Plagioklas (weiß), Kalifeldspat, teil- weise idiomorph ausge- bildet (rosa), Quarz, meist xenomorph, (grau), Biotit (schwarz). Reichenbach (Dzierz· oniów), Nieder- schlesien, Polen (Foto: K.-P. Kelber), 1.5 · Gesteine 31 sche Prozesse oder durch tiefreichende Vulkane an die Oberfläche gebracht. Während der Apollo-Missionen konnten Gesteinsproben von der Kruste des Mondes ge- sammelt und zur Erde gebracht werden. Darüber hinaus kennt man Gesteinsfragmente aus dem Asteroidengürtel, vom Mars und selten auch vom Mond, die als Meteorite bezeichnet werden. Es ist mit Sicherheit anzunehmen, dass große Anteile der erdähnlichen Planeten unseres und anderer Sonnensysteme aus Gesteinen aufgebaut sind. Gesteine werden charakterisiert durch ihre minera- logische und chemische Zusammensetzung, ihr Ge- füge und ihren geologischen Verband. Aus diesen Ei- genschaften lassen sich Rückschlüsse auf die Bil- dungsbedingungen eines Gesteins ziehen. 1.5.1 Mineralinhalt Die Art der in einem Gestein auftretenden Minerale In ihrer überwiegenden Mehrzahl bestehen Gesteine aus hängt also einerseits von der chemischen Pauschal- anorganischen, festen, kristallisierten Mineralen einer zusammensetzung des Gesteins, andererseits jedoch von oder verschiedener Arten. Die meisten Gesteine sind poly- Druck, Temperatur und anderen äußeren Zustands- mineralisch, wie z. B. Granit, der sich aus Quarz, Kalifeld- bedingungen ab, die bei der Gesteinsbildung herrschten. spat, Plagioklas und Biotit zusammensetzt. Demgegen- Diese Beziehungen lassen sich durch Methoden der über sind monomineralische Gesteine wie Quarzit, (fast) Thermodynamik, einer wichtigen Arbeitsrichtung der ausschließlich aus Quarz, oder Marmor, im wesentlichen Physikalischen Chemie, modellieren. aus Calcit bestehend, viel seltener. Auch Gletschereis, das z. Zt. schätzungsweise 10 % der Erdoberfläche mit einem 1.5.3 Gesamtvolumen von ca. 32 Millionen km3 einnimmt, ist Gefüge ein monomineralisches Gestein. Man unterscheidet Hauptgemengteile und Nebengemengteile (Akzessorien). Das Gefüge (engl. fabric) von Gesteinen umfasst folgen- Letztere treten nur in untergeordneter Menge auf und sind de, nicht scharf gegeneinander abzugrenzende Begriffe: für die Gesteinsklassifikation unwesentlich. Sie können Struktur, Textur, Absonderung. aber für die Bildungsbedingungen eines metamorphen Gesteins oder für die Herkunft eines Sedimentgesteins Struktur (Schwerminerale) sehr charakteristisch sein oder wich- tige Altersinformationen liefern (z. B. Zirkon). Neben Unter Struktur (engl. texture oder microstructure) ver- Mineralen können natürliche Gläser, organische Fest- steht man die Art des Aufbaus aus den Einzelkomponen- substanzen, Flüssigkeiten (Erdöl, Wasser) und Gase (Erd- ten, wie sie sich im Handstück oder unter dem Mikros- gas, Luft) am Aufbau von Gesteinen beteiligt sein. Von den kop beobachten lässt. Die Strukturbeziehungen in ei- ca. 4 000 gut definierten Mineralarten sind nur etwa 250 nem Gestein hängen wesentlich von der Art ab, in der gesteinsbildend, davon über 90 % Silicium-Verbindungen, sich die Temperatur, der Druck und andere Zustands- d. h. Silikate und Quarz. Die häufigsten Minerale der Erd- größen sowie die chemische Zusammensetzung eines kruste sind in Tabelle 1.5 zusammengestellt. Gesteins im zeitlichen Verlauf der Gesteinsbildung ver- ändern. Diese Beziehungen lassen sich mit den Metho- 1.5.2 den der Reaktionskinetik, einer wichtigen Arbeits- Beziehungen zwischen chemischer Zusammensetzung richtung der Physikalischen Chemie, modellieren. und Mineralinhalt: Heteromorphie von Gesteinen Die Struktur eines Gesteins wird durch folgende Ei- Gesteine gleicher chemischer Zusammensetzung können völ- genschaften beschrieben: lig verschiedene Mineralbestände haben. Diese wichtige Tat- sache lässt sich durch unterschiedliche Bildungsbedingungen Grad der Kristallinität. von Gesteinen bei geologischen Prozessen erklären; sie wird uns daher immer wieder beschäftigen. Zunächst seien eini- holokristallin = vollständig kristallisiert, z. B. Granit ge Beispiele für die Heteromorphie von Gesteinen genannt: (Abb. 1.34),, 32 1 · Einführung und Grundbegriffe hypokristallin = teils aus kristallisierten Mineralen, Art der Raumerfüllung im Gestein (Porosität). teils aus Gesteinsglas bestehend, z. B. Rhyolith, hyalin = glasig = ganz oder im wesentlichen aus Ge- kompakt: Tiefengesteine, z. B. Granit, Gabbro, meta- steinsglas bestehend, z. B. Obsidian, das allerdings weit- morphe Gesteine, z. B. Gneis, Amphibolit; gehend sekundär entglast sein kann unter Bildung von blasig: viele vulkanische Gesteine, wobei die Blasen Skelett-Kristallen (Mikrolithen), z. B. beim Pechstein. oft mit Mineraldrusen oder Mandeln gefüllt sind, z. B. Melaphyr-Mandelstein (S. 205); Korngestalt. Nach der vollständigen, weniger vollständi- zellig oder gar schwammig: poröse Basaltlaven; gen und fehlenden Ausbildung von Kristallflächen unter- schaumig: Bims. scheidet man idiomorphe → panidiomorphe → hypidio- morphe → xenomorphe Minerale. Räumliche Verteilung der Gefügeelemente (Verteilungsgefüge). Viele Gesteine sind statistisch gesehen (nicht physikalisch!) Korngröße. Für magmatische und metamorphe Gesteine homogen, d. h. in großen Bereichen eines Gesteinskörpers, hat sich eine einfache Korngrößeneinteilung bewährt, die z. B. eines Granitplutons treten pro Volumeneinheit immer sich gut im Gelände anwenden lässt: die gleichen Minerale in etwa gleichen Mengenverhält- nissen auf (Abb. 1.34). Demgegenüber gibt es auch aus- grobkörnig >5 mm mittlerer Korndurchmesser, gesprochen heterogene Gesteinskörper, z. B. mit sphäroliti- mittelkörnig 5 – 1 mm, schem Gefüge = Kugelgefüge beim Orbiculit, Lagengefüge bei feinkörnig 1 – 0,1 mm, vielen Sedimentgesteinen und Metamorphiten, Schlieren- dicht <0,1 mm (d. h. auch mit der Lupe gefüge beim Migmatit (Abb. 24.27, 24.28, S. 414), Schollen- nicht mehr auflösbar). gefüge, z. B. bei Fremdgesteinseinschlüssen im Granit. Korngrößeneinteilung bei Sedimentgesteinen: Räumliche Orientierung der Gefügeelemente (Orientierungsge- s. Abb. 23.1 (S. 352). füge). Viele Gesteine weisen ein richtungsloses („isotropes“) Gefüge auf, wie z. B. viele Tiefengesteine. Andere Gesteine Korngrößenverteilung. Man unterscheidet gleichkörnige zeigen eine mehr oder weniger ausgeprägte Gefügeregelung: Gesteine, wie z. B. viele Granite, von ungleichkörnigen. So enthalten Gesteine mit porphyrischem Gefüge, z. B. viele Fließgefüge (Fluidaltextur) bei vielen Vulkaniten, Rhyolithe, mm- bis cm-große Einsprenglinge von Quarz Anlagerungsgefüge, d. h. Schichtung in Sedimentgestei- oder Feldspäten in einer feinkörnigen bis dichten oder sogar nen (Parallelschichtung, Schrägschichtung) oder in glasigen Grundmasse (Matrix). In metamorphen Gesteinen schichtigen Intrusionen (layered intrusions), können grobkörnige Porphyroblasten, z. B. von Granat oder tektonische Gefüge wie Schieferung und Faltung in me- Staurolith in einem mittel- bis feinkörnigen Grundgewebe tamorphen Gesteinen (Abb. 24.9, S. 394, 24.19, S. 410). aus Biotit, Muscovit, Quarz und Plagioklas wachsen. In der Metallurgie wird der Textur-Begriff in einem engeren Sinn Kornbindung. Im Gegensatz zum allgemeinen Sprachge- gefasst; danach besitzen metallische Werkstücke, die eine Gefüge- regelung aufweisen, eine Textur. Dieser wesentlich enger gefasste brauch unterscheidet man in den Geowissenschaften Textur-Begriff wird z. T. auch in der Geologie verwendet. Lockergesteine und Festgesteine, z. B. Die Gesteinstextur bedingt die Absonderung übergeord- Sand ↔ Sandstein, neter Gesteinsbereiche, die im Aufschluss sofort ins Auge Schotter ↔ Konglomerat, fällt, wie Bankung, die die Schichtung der Sedimentgestei- vulkanische Asche ↔ vulkanischer Tuff. ne nachzeichnet, oder Klüftung, die z. B. zur quaderförmi- gen Absonderung und zur Verwitterung in sog. Wollsack- Textur Formen beim Granit, zur säulenförmigen Absonderung beim Basalt führt (Abb. 12.5, S. 218); Pillow-Laven zeigen Die Textur von Gesteinen (engl. structure) beinhal- rundliche Absonderungsformen (Abb. 12.7). tet die Anordnung gleichwertiger Gefügeelemente, wie Mineralgruppen, Blasenreihen, Lagen von Ge- 1.5.4 steinsfragmenten, im Raum. Texturelle Merkmale Geologischer Verband werden im Aufschluss oder in hinreichend großen Gesteinsproben beurteilt, beziehen sich also im All- Entscheidend für das Verständnis gesteinsbildender Pro- gemeinen auf größere Dimensionen als strukturelle. zesse sind die geologischen Verbandsverhältnisse (Lage- rungsform) der Gesteine, wie sie durch sorgfältiges Studi- Die Gesteinstextur wird unter folgenden Gesichts- um im Aufschluss rekonstruiert werden können. Grund- punkten beschrieben: sätzlich unterscheiden wir, 1.5 · Gesteine 33 konkordanten Verband (lat. concordantia = Einmütig- Abtragung, ehe das jüngere Schichtpaket auf der Ero- keit), z. B. in einer kontinuierlich, d. h. ohne Unter- sionsfläche abgelagert wird, entsteht eine Winkel- brechungen sedimentierten Folge von Sandsteinen und diskordanz (engl. angular unconformity). Ein klas- Tonsteinen, und sisches Beispiel ist der Aufschluss Siccar Point in Schott- diskordanten Verband (lat. discordantia = Widerspruch), land, wo steilgestellte Grauwacken und Tonsteine des bei dem zwei Gesteinsserien abweichende Lagerung Silurs von flach lagernden Sandsteinen des Devons aufweisen. Diese dokumentiert, dass zwischen der (Upper Old Red) überdeckt werden (Abb. 1.35). Auch der Bildung der beiden Gesteinsserien mindestens ein Kontakt zwischen kristallinem Grundgebirge, bestehend geologisches Ereignis stattfand. Dafür gibt es mehrere aus verfalteten und metamorphen Gesteinsserien mit Möglichkeiten: Wenn das ältere Schichtpaket von dem eingeschalteten Tiefengesteinen und überlagerndem darüber liegenden jüngeren lediglich durch eine un- unmetamorphem Deckgebirge, ist eine typische Diskor- regelmäßig gewellte Erosionsfläche getrennt ist, spricht danz (Abb. 1.36). Wenn magmatische Schmelzen in Form man von Erosionsdiskordanz (engl. disconformity). Ist von Gängen oder Tiefengesteins-Körpern ihr Neben- dagegen das ältere Schichtpaket durch ein tektonisches gestein durchsetzen, entstehen ebenfalls diskordante Ereignis verkippt worden und unterliegt danach der Kontaktverhältnisse (Abb. 1.37; 13.7, S. 236). Abb. 1.35. Winkeldiskordanz am Siccar Point, Berwickshire, Schottland. Steil- gestellte, ca. 430 Millionen Jahre (430 Ma) alte Grauwacken und Tonsteine des Silurs werden von flach lagernden, ca. 370 Ma alten Sandsteinen des Devons (Upper Old Red) überdeckt. Diese weisen infolge tektonischer Verkippung eine schwache Neigung auf. Der schottische Privatgelehrte James Hutton (1726–1797) erkannte, dass die Ablagerung der silurischen Schichten, ihre Steilstellung, Her- aushebung und Erosion sowie die erneute Meeresbedeckung und die Ablagerung der devonischen Schichten einen sehr langen Zeit- raum erfordert. Er führte damit den Zeitbegriff in die Geologie ein: „What can we require, nothing but time.“ (Foto: M. Okrusch) Abb. 1.36. Der Fischfluss-Canyon im Süden Namibias erschließt die Diskor- danz zwischen steilstehenden Gneisen des ca. 1 200 Ma alten Namaqua-Komplexes und den flachlagernden, ca. 600–580 Ma alten Sandsteinen und Kalkstei- nen der unteren Nama-Gruppe. (Foto: J. A. Lorenz), 34 1 · Einführung und Grundbegriffe Abb. 1.37. Drei unterschiedliche Generatio- nen von magmatischen Gängen unterschiedlicher Zusammenset- zung in einem Migmatit. 1. Dunk- le Basalt-Gänge (Dolerit), 2. weiße Pegmatit-Gänge, 3. rosa Aplit- Gänge (vgl. Kap. 11). Der Migma- tit entstand durch teilweise Auf- schmelzung während der Kollision von West- und Ost-Gondwana bei der panafrikanischen Orogenese. Juttulhogget, Dronning Maud Land, Ostantarktika. Der rote Pfeil weist auf den kartierenden Geologen hin, der als Maßstab dient! (Foto: H. Frimmel) Ausführlichere Darstellungen sind Lehrbüchern der Reihe wirtschaftlicher, verkehrsgeographischer und po- allgemeinen Geologie zu entnehmen (z. B. Press u. Siever litischer Randbedingungen ab, nicht zuletzt vom Welt- 2003). marktpreis. Auch bei nutzbaren Gesteinen, Salzen und fossilen Brennstoffen wie Kohle, Erdöl und Erdgas spricht Man sollte sich daran gewöhnen, bei der Geländearbeit man von Lagerstätten. Gesteinsverbände und Gesteine systematisch in folgen- Nach technisch-wirtschaftlichen Gesichtspunkten las- der Reihenfolge anzusprechen: Verbandsverhältnisse sen sich Erze in folgende Gruppen einteilen: → Absonderung → texturelle Merkmale → struktu- relle Merkmale → Mineralbestand (soweit im Hand- Erze der Eisenmetalle (Eisen und die sog. Stahlveredler): stück erkennbar). Fe, Mn, Ni, Co, Cr, V, Ti, Mo, Re, W, Nb, Ta, Zr, Hf, Te. Erze der Nichteisenmetalle (sog. Buntmetalle, engl. base metals): Cu, Pb, Zn, Cd, Sn, Hg, As, Sb, Bi, Ga, In, Tl, Si, Ge. 1.6 1.6 Erze der Leichtmetalle: Al, Mg, Be.

Mineral- und Erzlagerstätten Erze der Edelmetalle: Au, Ag, Pt und Pt-Metalle Ru, Rh,

Pd, Os, Ir. Als Minerallagerstätte bezeichnet man eine natürli- Erze der Lanthaniden (Seltenerd-Elemente). che, räumlich begrenzte Konzentration von Mine- Erze der Actiniden (Kernbrennstoffe), insbesondere ralen in und auf der Erdkruste. Erzlagerstätten sind Uran (U) und Thorium (Th) sowie des Radiums. die natürlichen Fundorte von Erzen in und auf der Erdkruste einschließlich des Ozeanbodens. 1.7

Abgrenzung der gesteinsbildenden Vorgänge

Erze sind Mineralaggregate oder Gesteine aus Erz- mineralen, in denen Metalle oder Metallverbindun- Nach unserem heutigen Kenntnisstand, der sich im Lau- gen oder auch Kernbrennstoffe (mit Uran oder Tho- fe von 250 Jahren geowissenschaftlicher Forschung ent- rium) konzentriert sind. Die metallhaltigen Mine- wickelt hat, kommen für die Gesteinsbildung magmati- rale nennt man Erzminerale. Verwertbare Minerale, sche, metamorphe und sedimentäre Prozesse in Frage: die keine metallischen Elemente enthalten, werden als Nichterze bezeichnet. Magmatische Prozesse (Magmatismus): Erstarrung von Magmen (Silikat-Schmelzen, seltener auch Sulfid- oder Bei genügender Konzentration von Mineralen oder Karbonat-Schmelzen) bei Abkühlung von sehr hohen Erzen entstehen nutzbare (bauwürdige) Lagerstätten, vo- Temperaturen durch Kristallisation von Mineralen oder rausgesetzt die Rohstoffe lassen sich technisch und wirt- durch Unterkühlung zu Gesteinsgläsern. Dabei entste- schaftlich gewinnen. Die Bauwürdigkeit hängt von einer hen magmatische Gesteine (Magmatite)., 1.8 · Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau 35 Erfolgt die Förderung und Erstarrung der Magmen 1.8 1.8 durch vulkanische Prozesse (Vulkanismus) an der Erdo- Mineralogische Wissenschaften und ihre berfläche unter Atmosphärendruck oder am Ozeanboden Anwendungsgebiete in Technik, Industrie (submarin), so entstehen vulkanische Gesteine (Vulkanite). und Bergbau Erstarren die Magmen dagegen im Erdinnern unter der Auflast mächtiger Gesteinsmassen, d. h. bei erhöhten Drü- Mineralogie umfasst als Überbegriff die folgenden cken (Plutonismus), bilden sich plutonische Gesteine mineralogischen Wissenschaften: Allgemeine Mine- (Plutonite, Tiefengesteine). Die Erdkruste besteht zu über ralogie (Kristallographie), spezielle Mineralogie, 60 Vol.-% aus magmatischen Gesteinen (Tabelle II.1, S. 187). Petrologie (Gesteinskunde), Geochemie, Lager- stättenkunde, angewandte (technische) Minera- Metamorphe Prozesse (Gesteinsmetamorphose): Rekris- logie und Archäometrie. Mineralogie ist die materi- tallisation und Reaktion von Mineralen in festen Gestei- albezogene Geowissenschaft; sie steht in engem nen bei hohen bis sehr hohen Temperaturen und meist Zusammenhang mit den anderen Geowissenschaf- bei erhöhten bis sehr hohen Drücken, ohne Anwesenheit ten, insbesondere mit der Geologie und der Geophy- einer Schmelzphase. Dabei entstehen aus älteren magma- sik. Sie ist zugleich auch Teil der Materialwissen- tischen oder Sedimentgesteinen metamorphe Gesteine schaften und weist daher enge Beziehungen zur (Metamorphite). Metamorphite sind zu etwa einem Vier- Physik, zur physikalischen Chemie, zur anorgani- tel am Bau der Erdkruste beteiligt (Tabelle II.1, S. 187). schen und organischen Chemie auf. Mathematische Grundlagen sind unverzichtbar. Sedimentäre Prozesse: Der sedimentäre Kreislauf umfasst Kristallographie. Die Kristallographie (Kristallkunde) die Verwitterung existierender Gesteine, widmet sich den Gesetzmäßigkeiten des kristallisierten die Abtragung und Zustandes der festen Materie, d. h. von Mineralen und den Transport der Verwitterungsprodukte in fester von kristallisierten Kunstprodukten. Untersuchungs- oder gelöster Form, gegenstände sind anorganische und organische Stoffe, die Ablagerung des suspendierten Materials aus der Einkristalle und Kristallaggregate. Diese Wissenschaft Luft, aus Wasser oder Eis, untersucht Eigenschaften, Vorgänge und Veränderungen die Ausfällung der gelösten Ionen oder die Ausflockung an Kristallen und feinkristallinen Kristallaggregaten. gelöster Kolloide in Form von Mineralneubildungen Dabei spielen die Kristallstruktur-Bestimmung und ihre oder Methoden eine wichtige Rolle. die Kristallisation des gelösten Materials in Form von Organismen-Hartteilen durch biogene Prozesse. Aufgabe der Kristallchemie ist speziell die Aufklärung der Zusammenhänge zwischen der Anordnung der Bau- Es entstehen Sedimente und Sedimentgesteine; diese bil- steine (Atome, Ionen, Moleküle) in den Kristallen und den nur eine relativ dünne Haut über dem kristallinen ihrer chemischen Zusammensetzung. Auch die Auswir- Grundgebirge aus Magmatiten und Metamorphiten oder kungen von Kristallstruktur und chemischer Bindung in fehlen ganz; ihr Anteil am Bau der Erdkruste beträgt (Mineral-)Kristallen auf deren Eigenschaften gehört in daher weniger als 10 Vol.-% (Tabelle II.1, S. 187). dieses Gebiet. Selbstverständlich beschäftigen sich auch Daneben gibt es zwei wichtige Gesteinsgruppen, die anorganische und organische Chemiker mit kristall- durch eine Kombination zweier Arten von gesteinsbilden- chemischen Fragestellungen (Strukturchemie). den Prozessen entstanden sind und dementsprechend de- Aufgabe der Kristallphysik ist speziell die Aufklärung ren charakteristische Gefügemerkmale in sich vereinigen: der Zusammenhänge zwischen den physikalischen Ei- genschaften der Kristalle (mechanische, magnetische, Vulkanische Lockerprodukte (Pyroklastite): Vulkanische elektrische, optische Eigenschaften etc.) und ihrer Kris- Aschen und Tuffe bestehen aus Glas- und oder Mineral- tallstrukturen. Enge Beziehungen bestehen naturgemäß fragmenten, die durch explosive vulkanische Prozesse zur Festkörperphysik. gefördert und aus der Luft oder im Wasser sedimentiert werden. Dadurch zeigen sie – ähnlich wie Sedimente – Petrologie. Die Petrologie (Gesteinskunde) widmet sich häufig Schichtung, sind aber Vulkanite. dem Vorkommen, dem Mineralbestand, dem Gefüge, dem Chemismus und der Genese der Gesteine; sie hat Migmatite: Bei der hochgradigen Gesteinsmetamorpho- naturgemäß eine besonders enge Beziehung zur Geolo- se kann es zum teilweisen Aufschmelzen kommen. In gie. Sie geht heute weit über die reine Beschreibung von solchen Gesteinsverbänden treten daher geschmolzene Gesteinen (Petrographie) hinaus und versucht, gesteins- und feste Anteile nebeneinander auf, also magmatische bildende Prozesse zu rekonstruieren und zu modellieren. neben metamorphen. Eine wichtige Rolle spielen dabei die experimentelle Pe-, 36 1 · Einführung und Grundbegriffe trologie und die physikalisch-chemisch orientierte theo- Archäometrie. Die Archäometrie untersucht archäologi- retische Petrologie. Mit ihrer Hoch- und Höchstdruck- sche Funde mit naturwissenschaftlichen Methoden. So forschung besitzt die experimentelle Petrologie Bezie- werden Objekte aus Naturstein, Metall, Glas und Kera- hungen zur Festkörperphysik und zur Werkstoffkunde. mik mit mineralogischen und geochemischen Analysen- Die Gesteinskunde hat auch eine angewandte Richtung, methoden charakterisiert mit dem Ziel, das Herkunfts- die technische Gesteinskunde. Das dem Gestein analoge gebiet der Rohstoffe einzugrenzen und Vorstellungen technische Produkt wird in der Industrie meistens als über (prä)historische technologische Verfahren zu ge- Stein bezeichnet. winnen. Diese Arbeiten finden zunehmend das Interes- se in der klassischen Archäologie und der Vor- und Früh- Geochemie. Die Geochemie (Chemie der Erde) erforscht geschichte. die Gesetz- und Regelmäßigkeiten der chemischen Ele- 1.9 mente und Isotope und deren Verteilung in den Minera- 1.9 len und Gesteinen, darüber hinaus auch in Naturpro- Biomineralisation und medizinische Mineralogie dukten organischer Abkunft (organische Geochemie). (unter Mitwirkung von Joachim A. Lorenz) Ein wichtiges Forschungsgebiet ist die Isotopengeo- chemie. Dazu gehört auch die radiometrische (isotopi- Wie wir gesehen haben, entstehen Minerale nicht nur sche) Altersbestimmung, mit der das Bildungsalter von durch anorganische gesteinsbildende Prozesse, sondern Mineralen und Gesteinen der Erde und des Mondes so- sie können sich auch im belebten Organismus durch wie von Meteoriten ermittelt wird. Anwendungsgebiete biologische Vorgänge bilden; diese Vorgänge bezeich- der Geochemie sind geochemische Prospektion (die Su- net man als Biomineralisation (Dove et al. 2003). Mine- che nach Lagerstätten mit Hilfe geochemischer Metho- ralisiertes Gewebe spielt in Form von Stützgeweben, den) und, auf dem Gebiet des Umweltschutzes, die Exoskeletten und Endoskeletten eine entscheidende Feststellung von Spuren anorganischer Schadstoffe wie Rolle bei der Entwicklung von tierischen und pflanz- Cadmium, Quecksilber, Blei u. a. im Boden, in Deponien lichen Organismen. Darüber hinaus dienen primär oder und in Gewässern. sekundär, z. B. bei der Diagenese (Abschn. 23.2.10, S. 362f, 23.3.5, S. 368f ) kristallisierte Minerale als Lagerstättenkunde. Die Lagerstättenkunde widmet sich Versteinerungsmittel. Die durch Biomineralisation der regionalen Verbreitung, dem stofflichen Inhalt so- fossilisierten Tiere und Pflanzen stellen unverzichtbare wie der Auffindung (Prospektion und Exploration) und Dokumente für die Rekonstruktion der biologischen Bewertung von natürlichen Rohstoffen (Erze, Steine und Evolution und der Geschichte unserer Erde dar. Aus Erden, Industrieminerale, Energierohstoffe). Sie versucht, den Fossilresten kann man auf das relative Alter von lagerstättenbildende Prozesse zu rekonstruieren und zu Sedimentgesteinen, auf ihre Bildungsbedingungen und modellieren. Die angewandte Lagerstättenkunde befasst deren zeitliche und räumliche Veränderungen schließen. sich praxisorientiert mit Lagerstätten und darüber hin- Darüber hinaus können isotopische Methoden dazu bei- aus mit den technischen und wirtschaftlichen Bedingun- tragen, das Klima zum Zeitpunkt der biogenen Mine- gen ihrer bergmännischen Gewinnung, ihrer Aufberei- ralbildung sowie Veränderungen der Klimabedingungen tung und Weiterverarbeitung aus geowissenschaftlicher über längere oder kürzere Zeiträume, ja sogar im jahres- Sicht (z. B. Schächter 2008). Die mineralischen Rohstoffe zeitlichen Wechsel zu rekonstruieren. Diese Forschungs- bilden einen Schwerpunkt in fast jeder industriellen ergebnisse liefern wichtige Argumente bei der aktuellen Wirtschaft. Grundlagenfächer der Lagerstättenkunde Diskussion um den Klimawandel. sind neben Mineralogie, Petrologie und Geochemie Die Mechanismen von Biomineralisations-Vorgän- insbesondere Geologie und Geophysik. gen im menschlichen und tierischen Körper, ihre Stö- rungen und ihre pathologischen Entartungen sowie Technische Mineralogie. Nicht nur in der Lagerstättenkunde die Reaktion des Organismus auf mineralische Stäube besitzt die Mineralogie technisch wichtige Anwendungs- und Gifte sind Gegenstand der medizinischen Minera- gebiete. Solche finden sich neben dem Bergbau, dem Hüt- logie, einer interdisziplinären Forschungsrichtung im tenwesen, den Industrien der Steine und Erden insbeson- Grenzgebiet zwischen Mineralogie, Biochemie und dere in der keramischen Industrie, der Industrie feuer- Medizin (Sahai u. Schonen 2006, Sahai 2007). Darüber fester Erzeugnisse, der Zementindustrie, der Baustoff- hinaus können wir aus den natürlichen Vorgängen der industrie, der optischen Industrie, der Glasindustrie, der Biomineralisation viel über das Verhalten von anorgani- Schleifmittel- und Hartstoffindustrie, der Hightech-Kera- schen Materialien bei der Regeneration des menschli- mik, der industriellen Kristallzüchtung und der Industrie chen Knochengerüstes (Jones et al. 2007) und die knö- der Schmuck- und Edelsteine, um nur die wichtigsten tech- cherne Integration von Endoprothesen und Implantaten nischen Einsatzmöglichkeiten zu nennen. im menschlichen Körper lernen., 1.9 · Biomineralisation und medizinische Mineralogie 37 1.9.1 Algen werden die filigranen, porigen Teilchen im Sedi- Mineralbildung im Organismus ment abgelagert. Sedimentgesteine, die ausschließlich aus Kieselalgen bestehen, werden als Diatomite bezeichnet Mineralbildung durch Mikroorganismen (Abschn. 23.5, S. 372f). Die Armleuchteralgen (Characeae), die einzige rezente Familie der bis ins Devon zurück rei- Zu den frühesten bekannten Zeugen biologischer Aktivität chenden Ordnung Charales, bilden sogar Baryt Ba[SO4] in zählen die Stromatolithen, biogene Sedimentgesteine mit Form kleiner Körnchen, welche die Funktion eines Gleich- charakteristischem Lagenbau (Lamination), deren älteste gewichtsorgans (Statolith) einnehmen sollen. Vertreter bei Pilbara in Westaustralien auf ca. 3,5 Milliarden Als bedeutende Gruppe der Mikroorganismen sind die Jahre (3,5 Ga) datiert werden konnten. Dabei handelt es sich Radiolarien anzusehen. Diese nur 0,03 bis einige mm gro- um fossile Biofilme (Mikrobenmatten) aus den verschie- ßen, in den Weltmeeren sehr verbreiteten Lebewesen bau- densten Mikroorganismen, hauptsächlich Cyanobakterien en ein Skelett auf, das meist aus Op al besteht. Nach dem und Algen, seltener Pilze (Stromatoporoiden), die einerseits Absterben der Radiolarien werden die Opalskelette auf Schwebstoffe fixieren aber auch „gezielt“ Kalk fällen kön- dem Meeresboden sedimentiert und bedecken als Radio- nen. Gelegentlich sind die Mikroorganismen noch erkenn- larienschlamm einige Mio km2 der tropischen Meere. bar, da sie sekundär durch Quarz fossilisiert (silifiziert) Infolge von plattentektonischen Prozessen finden wir diese wurden. Diese sehr langsam wachsenden Gebilde konnten Sedimente auch außerhalb der Tropen als braune bis schwar- über sehr lange Zeiten der geologischen Vergangenheit Riffe ze, sehr verwitterungsbeständige Radiolarite wieder. Eine bilden, da sie keine Fressfeinde hatten. kuriose Ausnahme bildet eine Gruppe von Radiolarien (Acantharier), deren Skelette aus Coelestin SrSO bestehen. Die erzeugenden anaeroben Mikroorganismen waren zur oxygenen 4 Photosynthese fähig. Der dabei gebildete Sauerstoff wurde zunächst Einen interessanten Fall der Mineralbildung im Orga- für die Oxidation von Fe2+ zu Fe3+ und von Sulfiden zu Sulfaten nismus stellen manche Bakterien dar, die in der Lage sind, verwendet. Erst nachdem der Sauerstoff durch diese Prozesse ver- kleine Magnetit-Kristalle in einem Magnetosom zu syn- braucht war, nahm der Sauerstoff in der Erdatmosphäre schlagartig thetisieren. Sie können sich damit am Erdmagnetfeld ori- zu und durch diese Sauerstoffkatastrophe verringerten sich die entieren und zielgerichtete Ortsveränderungen erreichen. Artenvielfalt und Verbreitung der Stromatolithen vor ca. 700 Ma Diese Eigenschaft teilen sie mit Insekten, Vögeln, Fischen schlagartig. Seit ca. 450 Ma werden sie sehr selten, da sie durch die mehrzelligen Eukaryoten in großem Umfang abgeweidet werden. und Säugetieren (Bleil u. von Dobeneck 2006). Rezent können solche Biotope nur dort bestehen, wo infolge einer zu hohen Salinität keine Fressfeine, z. B. Schnecken leben können, die diese Mineralbildung im pflanzlichen Organismus Biofilme abweiden würden. Dies ist heute nur an wenigen Stellen ge- geben, z. B. im Hamlin Pool der Shark Bay in Westaustralien oder im Als Stabilisierungsbestandteil in höher organisierten pflanz- Mono Lake, Kalifornien (McNamara 2004; Reitner 1997). lichen Geweben ist Opal weit verbreitet. In Gräsern und in Einzellige Kalkalgen (Haptophyten, Coccolithophoriden) Schachtelhalmen führt der Gehalt an Opal u. a. dazu, dass und Foraminiferen (insbesondere die Nummuliten und Gebisse von Fressfeinden stark abgenützt werden. Bei der Globigerinen) sind wichtige Bildner von Biomineralen. Sie Brennnessel sind die Spitzen der mit Ca-Mineralen verstärk- verfügen über ein Außenskelett aus Mg-haltigem Calcit, das ten Brennhaare aus Opal aufgebaut, so dass diese bei Be- meist aus rundlichen Kalkplättchen besteht. Ihre Schalen rührung scharfkantig brechen und eine Wunde erzeugen bedecken mit ca. 130 Mio km2 fast ein Drittel des Meeres- können. In diese ergießt sich der unter Druck stehende Zell- bodens. Als Kreidekalke sind sie an den Küsten von Nord- saft aus Natriumformiat, Histamin und Acetylcholin und und Ostsee, z. B. in Süd-England und auf Rügen aus der erzeugt das bekannte Brennen (Wimmenauer 1992). Kreidezeit überliefert. Eine Vielzahl von Korallen scheiden Als Einschlüsse in lebenden Pflanzen-Zellen sind Kris- aus dem oberflächennahen Meerwasser ebenfalls magne- talle von schwerlöslichem Calcium-Oxalat-Monohydrat siumhaltigen Calcit aus und bilden daraus Korallenriffe, die und -Dihydrat Ca[C2O4] · H2O bzw. Ca[C2O4] · 2H2O weit in den tropischen Meeren die nährstoffarmen Küsten- verbreitet. Sie bilden idiomorphe Solitärkristalle, Nadeln, regionen säumen. Wie neuere Untersuchungen zeigen, morgensternförmige Kristallgruppen oder lockere An- gibt es auch in den immer dunklen Tiefen der Meere Lebe- häufungen von 1–3 µm großen Kriställchen, sog. Kristall- wesen, die Kalk abscheiden. Diese akkumulieren sich zu sand (von Denffer et al. 2002). Im Rhabarber (Rheum Karbonat-Hügeln (engl. carbonate mounds), die von den rhabarbarum) sind die Kristalle so groß, dass man diese Kontinentalschultern der Weltmeere bekannt und wohl sehr zwischen den Zähnen spüren kann. weit verbreitet sind (Dullo u. Henriet 2007). Ein wichtiges Beispiel für sekundäre Permineralisation In nahezu allen Gewässern der Erde kommen einzellige ist die Entstehung von Kieselhölzern durch Einkieselung. Kieselalgen (Diatomeen) vor, die am Beginn der Nahrungs- Dabei werden die Holzzellen mit amorpher Kieselsäure kette stehen. Sie bilden 10–100 µm große Skelette, die aus gefüllt, die über Zwischenstufen in feinkristallinen Quarz Opal SiO2 · nH2O aufgebaut sind. Nach dem Absterben der (Chalcedon) umgewandelt wird (Abschn. 9.6.1, S. 161, 163f)., 38 1 · Einführung und Grundbegriffe Mineralbildung im tierischen Organismus (1 nm = 10–7 cm) dicken Kriställchen von Bio-Apatit, die parallel zur Längsachse eines faserförmigen Proteins, Seit der „kambrischen Explosion“ vor etwa 545 Millionen des Kollagen wachsen; der Mineralanteil beträgt ca. Jahren entwickelten sich wirbellose Tiere (Invertebraten) 70 Gew.-% (z. B. Pasteris et al. 2008). Demgegenüber sind mit Exoskeletten (Schalen) aus den CaCO3-Polymorphen die Apatit-Kriställchen im Zahnschmelz etwa 10 mal so lang Aragonit, Calcit und Vaterit oder aus Opal SiO2 · nH2O. und so dick und ihr Anteil liegt bei ca. 96 Gew.-%. Bio- Dabei erfolgt das Kristallwachstum im tierischen Orga- Apatit unterscheidet sich durch seine chemische Zusam- nismus in Zeiträumen von Tagen bis Monaten, also viel mensetzung und seine physikalischen Eigenschaften deut- rascher, als das in der unbelebten Natur meist der Fall ist. lich von geologisch gebildetem Hydroxylapatit (vgl. Kap. 8, Die weltweit verbreiteten Muscheln und Schnecken so- S. 116f). Das Mineralwachstum im extrazellulären Kolla- wie die seit der Kreidezeit ausgestorbenen Ammoniten gen der Knochen wird durch Zellen kontrolliert, die man sind (bzw. waren) in der Lage, Hüllen aus Karbonat zu als Osteoblasten (grch. οστέον = Knochen, βλάστη erzeugen. Dabei gelingt es Muscheln, z. B. der auch bei = Spross) bezeichnet. Wenn diese von Mineralsubstanz uns heimischen Fluss-Perlmuschel, eine Schale aus Calcit umschlossen werden, entsteht ein anderer Typ von Zellen, zu bilden, während das Perlmutt aus Aragonit aufgebaut die Osteocyten, die untereinander durch lange Kanäle kom- ist. Der attraktive Schillereffekt wird durch eine beson- munizieren können. Knochenzellen steuern die Bildung, den dere Orientierung der plattenförmigen Kristalle erzeugt, Umsatz oder die Resorption von Knochensubstanz im Kör- ein eindrucksvolles Beispiel zielgerichteter, natürlicher per und regulieren damit den Calcium-, Magnesium und Mineralsynthese. Die in diesen Tieren gebildeten Perlen Phosphat-Haushalt. Ist dieser gestört, kann es zu Knochen- bestehen ebenfalls aus Aragonit. erkrankungen wie Osteoporose kommen (Boskey 2007). Auch Schwämme bauen Opal, seltener Calcit in ihre Das Dentin kann durch die Einwirkung von chemischen Körper ein. Einige Tierarten wie die Seeigel (Echinoidea) Substanzen aus der Nahrung und von Bakterien angelöst und die Seegurken (Holothuroidea) können das Wachs- werden, was z. B. zur Karies-Erkrankung führt. Andererseits tum von Calcit so steuern, dass dabei Einkristalle gebil- lässt sich der Zahnschmelz auch durch Einsatz geeigne- det werden. Diese wären jedoch wegen ihrer guten Spalt- ter Wirkstoffe remineralisieren (Boskey 2007). barkeit für den Aufbau von Zähnen ungeeignet, so dass diese im gleichen Tier aus feinkristallinem Calcit gebil- 1.9.2 det werden. Dass diese Fähigkeit mehrfach erfunden wor- Medizinische Mineralogie den ist, belegen die an der Wende zum Perm, vor ca. 305 Ma, ausgestorbenen Trilobiten, deren Facettenau- Pathologische Biomineralisation gen aus Calcit-Einkristallen bestanden. Diese Tiergruppe hatte „gelernt“, die Einkristalle so orientiert wachsen zu Zu den häufigsten pathologische Mineralbildungen im lassen, dass ihre starke Doppelbrechung ein gutes Sehen menschlichen und tierischen Körper gehören die Nieren- nicht verhinderte (Wimmenauer 1992). steine, von denen 15 % der Männer und 6 % der Frauen Ebenfalls aus Calcit bestehen die Eier der Vögel und betroffen sind (Wesson u. Ward 2007). Es handelt sich um Reptilien, darunter auch der Dinosaurier. Diese Wunder- komplex zusammengesetzte, feinkörnige Kristall-Aggre- werke der Biomineralisation sind zwar von sprichwörtli- gate, die im Urin wachsen, und zwar meist in den Nieren- chen Dünnheit, aber trotzdem fest, glatt, dicht und dabei kanälchen, also dort, wo der Urin die Niere verlässt. Die noch gasdurchlässig. Größe der Einzelkristalle liegt im Mikrometer- bis Sub- Im Sauerstoff-armen (anaeroben) Milieu können Scha- mikrometer-Bereich, während die Nierensteine insgesamt len, Endoskelette und sogar Weichteile von Tieren durch gelegentlich Durchmesser von mehreren Zentimetern er- Pyrit und Markasit FeS2 vollständig verdrängt und so z. T. reichen können. In der Regel herrscht das monokline im kleinsten Detail erhalten bleiben. Beispiele für diese se- Calcium-Oxalat-Monohydrat (COM) oder Whewellit kundäre Permineralisation sind Ammoniten und Fische im CaC2O4 · H2O (Kristallklasse 2/m) als primärer Bestand- Posidonienschiefer des Lias (Untere Jurazeit, ca. 175 Ma). teil vor; er bildet charakteristische monokline Prismen mit rautenförmigen Flächen. Demgegenüber zeigt Calcium- Bio-Apatit in Knochen und Zähnen Oxalat-Dihydrat (COD) oder Weddelit CaC2O4 · 2H2O mit der Kristallklasse 4/m tetragonale Bipyramiden. Außer- Etwa seit dem Ende des Silurs, vor ca. 432 Ma, kam es zur dem können in Nierensteinen Calcium-Oxalat-Trihydrat Entwicklung der Wirbeltiere, deren Körper durch ein En- (COT) CaC2O4 · 3H2O, Hydroxylapatit Ca5[(OH)/(PO4)3], doskelett aus Gräten oder Knochen aus Apatit mechanisch Brushit Ca[H/PO4] · H2O und verschiedene Formen von widerstandsfähiger und beweglicher wurde und bei denen Harnsäure-Kristallen C5H4N4O3 auftreten. Durch bakte- Zähne die Nahrungsaufnahme erleichterten. Die Mineral- rielle Infektionen kann es zur Bildung von Struvit substanz in den Knochen sowie im Dentin und Zement (NH4)Mg[PO4] · 6H2O kommen. Wie neue Untersuchun- der Zähne besteht aus 20–50 nm langen und 12–20 nm gen von Wesson u. Ward (2007) zeigen, dürfte die Adhäsi-, 1.9 · Biomineralisation und medizinische Mineralogie 39 on der Kristallflächen von COM am Epithel der Nieren- gewebe führen, noch immer nicht eindeutig geklärt kanälchen entscheidend für das Wachstum von Nieren- (Fubini u. Fenoglio 2007). Für die Silikose-Erkrankung steinen sein. Andererseits wird die Bildung stabiler Kris- ist nur der lungengängige Anteil des Quarzstaubes ver- tall-Aggregate und damit das Wachstum von Nierenstei- antwortlich, der im Lungengewebe deponiert werden nen durch Anwesenheit von COD behindert. kann. Er ist mit dem bloßen Auge nicht mehr sichtbar, da sein aerodynamischer Durchmesser bei <10 µm mit ei- Pathologische Mineralstäube nem Schwerpunkt bei ca. 2,5 µm liegt. Das Phänomen der „Staublunge“ als Ausdruck für die Bei der heute aktuellen Feinstaub-Problematik, einem wichtigen Gegenstand der europäischen Politik, wird vorausgesetzt, dass Fein- Toxizität von Mineralstäuben war schon im Altertum be- staub per definitionem schädlich ist, d. h. ohne Rücksicht auf seine kannt. So beschreibt der griechische Arzt Hippokrates Natur bzw. seine Herkunft, was sicher nicht richtig ist. Für die Fein- (ca. 460–375 v. Chr.), dass Bergleute in Erzgruben Schwie- staub-Richtlinie, die seit 2005 auch in deutschen Städten und Gemein- rigkeiten beim Atmen haben, und der römische Schrift- den gilt, wurde als Grenzwert ein Tagesmittelwert von 50 µg PM10 (d. h. steller Plinius d. Ä. (23–79 n. Chr.) erwähnt Methoden, mit für eine Partikelfraktion mit einem aerodynamischer Durchmesser denen sich Bergleute vor dem Einatmen von Stäuben um 10 µm) eingeführt, der maximal an 35 Tagen im Jahr überschrit-ten werden darf. Wie Untersuchungen mittels elektronenmikroskopi- schützen können. Der deutsche Bergbauexperte Georg scher und mineralogischer Verfahren zeigen, ist Feinstaub jedoch sehr Agricola (1494–1555) beschäftigt sich in seinem Standard- unterschiedlich zusammen gesetzt. So besteht z. B. im Rhein-Main- werk „De Re Metallica“ eingehend mit der Gefährlichkeit Gebiet der urbane Staub dieser Größenklasse nur zu etwa 10 % aus von Stäuben, die durch den Bergbau freigesetzt werden. Rußpartikeln, aber es dominieren mineralische und biologische Par- Er beschreibt, wie diese in die Luftröhren und Lungen tikel natürlichen Ursprungs, wie zum Beispiel Altsalz aus der Nord- see, das bei Nord- und Nordwest-Wetterlagen bis zu 50 % ausmachen eindringen, das Atmen erschweren und durch ihre kor- kann. Diese Staubanteile lassen sich nicht verändern, schon gar nicht rosiven Eigenschaften die Lungen buchstäblich „auffres- durch Einschränkungen des Verkehrs, so dass die bisherigen Maß- sen“. Nach seiner Schilderung waren im Bergbaugebiet nahmen als „blinder Aktionismus“ zu bezeichnen sind (Weinbruch der Karpaten Frauen mit bis zu sieben Männern verhei- et al. 2006). Vermeidbar wären dagegen andere menschliche Aktivi- ratet, da diese nacheinander an Staublunge verstarben. täten, wie z. B. dass Abbrennen von Silvesterfeuerwerken mit ihren toxischen Stäuben durch die farbgebenden Salze, deren Emission zur Pathologische Mineralstäube sind in ihrer Zusammen- ersten jährlichen Überschreitung des Grenzwertes führen. setzung sehr vielfältig; doch spielen SiO2-Minerale und Mineral-Fasern die weitaus wichtigste Rolle. Entscheidend Unter den zahlreichen Arten von Mineralfasern, die für die Toxizität der Mineralstäube sind die mikro- vom Menschen eingeatmet werden, sind nur einige to- morphologischen Eigenschaften der einzelnen Staub- xisch, und zwar in erster Linie die natürlichen Mineral- partikel und die Reaktivität ihrer Oberflächen. Diese wird fasern die man als Asbeste bezeichnet. Von diesen gehö- erhöht durch scharfe Kristallkanten und Bruchflächen, ren die meisten zur Amphibol-Familie (Abschn. 9.4.3, durch Oberflächendefekte, schlecht koordinierte Ionen S. 145), darunter der Amosit (Grunerit), der Krokydolith und freie Radikale (Fubini u. Fenoglio 2007). Wichtig ist (Magnesio-Riebeckit), der Anthophyllit-Asbest sowie auch die Biodurabilität der unterschiedlichen Staub- Tremolit- und Aktinolith-Asbest (Fubini u. Fenoglio 2007). partikel: Einige Mineralstäube lösen sich relativ schnell Demgegenüber gehört der Chrysotilasbest zur Serpen- im Körper auf, z. B. der Gips; andere bleiben wesentlich tin-Gruppe (Abschn. 9.5.6, S. 152). länger stabil und sind deswegen erheblich gesundheits- Asbeste erzeugen die Asbestose, eine Lungenerkrankung, schädlicher, z. B. Quarzstaub. So werden Steinmetze bei welche die Lungenfunktion schwächt und oft tödlich ver- der Bearbeitung von quarzhaltigen Gesteinen ohne Atem- läuft; als Spätfolgen kann es zum Lungenkrebs kommen. schutz lungenkrank, was als Steinhauerkrankheit be- Nach heutiger Kenntnis spielt die Faserform für die toxi- schrieben wurde. Darüber hinaus kann eine hohe, lang- sche Wirkung von Asbesten eine wichtige Rolle; besonders jährige Belastung durch Quarzstaub zu einer verstärkten gefährlich sind die so genannten WHO-Fasern mit einem abrasiven Wirkung bei den Zähnen führen und als Berufs- Durchmesser von <3 µm, einer Länge von >5 µm und ei- krankheit anerkannt werden. nem Verhältnis Länge/Durchmesser von >3:1 (Albracht u. Das Krankheitsbild der Silikose ist seit langem bekannt. Schwerdtfeger 1991). Demgegenüber werden kürzere Fa- Es wird besonders durch Quarz, fallweise auch durch die sern durch eine bestimmte Zellart, die Alveolar-Makro- Hochtemperatur-Modifikationen Tridymit und Cristobalit phagen (AM) häufiger in der Lunge eingekapselt und vom ausgelöst (Abschn. 9.6.1, S. 162), während die Hochdruck- Körper ausgeschieden (Fubini u. Fenoglio 2007). Wichtige Modifikationen Coesit und Stishovit oder amorphes SiO2 Faktoren für die Toxizität der Astbestfasern sind auch ihre kaum eine gesundheitsschädigende Rolle spielen. Seit den chemische Zusammensetzung, ihr Reaktionsvermögen 1950er Jahren wurden die Silikose und andere Quarz- und ihre Biodurabilität (Fubini u. Fenoglio 2007; Nolan staubbedingte Erkrankungen wie Lungenkrebs eingehend et al. 2001). Wegen seines hohen Risikopotentials wird der erforscht, doch sind bis jetzt die Mechanismen, die zur technische Einsatz von Asbest in vielen westlichen Län- toxischen Reaktion der SiO2-Partikel mit dem Lungen- dern stark eingeschränkt; insbesondere in der Europäi-, 40 1 · Einführung und Grundbegriffe schen Union ist er ganz verboten. Andererseits wird in man – wenn nötig – durch geeignete Maßnahmen begeg- vielen Entwicklungsländern Asbest immer noch produ- nen muss. Ein berühmtes Negativbeispiel aus der Vergan- ziert und technisch genutzt, von einigen Ländern, z. B. genheit ist der „Giftbach“ von Reichenstein (ZÝoty Stok) Kanada, Indien und Russland, auch exportiert. in Schlesien, durch den für viele Jahrzehnte die Abwässer Weitere faserförmige Minerale mit gesundheitsschädlichen Eigen- einer Gold-Arsen-Lagerstätte abflossen. Der Rio Tinto in schaften sind das Kettensilikat Balangeroit, der Zeolith Erionit so- Spanien erhielt seinen Namen wegen der farbigen Me- wie die Schichtsilikate Halloysit (S. 153), Palygorskit und Sepiolith. talloxide, die aus den Abwässern der in seinem Einzugs- Gesetzliche Regelungen für die Verwendung dieser Minerale stehen gebiet liegenden, größten Kupfererzlagerstätte Europas bislang noch aus (Hawthorne et al. 2007). Auch künstliche Mineral- stammen (vgl. Abschn. 21.5.2, S. 333). Selbstverständlich fasern (KMF), wie z. B. Wollastonit-Fasern (S. 141), die im Feuerfest- sollten beim Abbau und bei der Verhüttung von Erzen bereich eingesetzt werden, haben sich als gesundheitsschädlich er- wiesen. Bei ihrer Produktion wird heute darauf geachtet, dass kriti- mit toxischen Komponenten besondere Sicherheits- sche Längen-/Durchmesser-Verhältnisse vermieden werden oder die maßnahmen beachtet werden, was jedoch gerade in Ent- Fasern in einer Trägersubstanz gebunden sind. Weiter steuert man wicklungs- und Schwellenländern oft nicht der Fall ist. die chemische Zusammensetzung so, dass die Beständigkeit im So werden As-reiche australische Erze in Tsumeb (Nami- menschlichen Gewebe gering ist. Bei natürlichen und künstlichen bia) verhüttet, weil hier die Vorgaben zur Luftreinhaltung Mineralfasern soll der Kanzerogenitäts-Index Ki ≥ 40 liegen , was man am RAL-Gütezeichen erkennen kann. unter dem australischen Niveau liegen. Toxische Elemente in Mineralen Minerale als natürliche Strahlenquelle Zahlreiche Minerale enthalten als Haupt- oder Neben- Einige Minerale sind starke radioaktive Strahler. Hierzu komponenten Schwermetalle, die toxische Wirkungen auf gehören in erster Linie Uraninit (Uranpecherz, Pech- den menschlichen und tierischen Organismen ausüben. blende) UO2 bis U3O8, und andere Uran-Minerale sowie Hierzu gehören insbesondere Arsen, z. B. im Arsenopyrit Thorianit ThO2, die ionisierende Strahlen emittieren. Als FeAsS oder im Tennantit Cu12[S/As4S12], Blei im Galenit Reinelemente geben sie nur α-Strahlen ab und sind da- (Bleiglanz) PbS, Quecksilber im Cinnabarit (Zinnober) her infolge der sehr langen Halbwertszeit nur schwache HgS und Cadmium, das häufig als Nebenelement im Strahler; jedoch erzeugen die kurzlebigen Tochterisotope Sphalerit (Zinkblende) ZnS eingebaut ist. Gebunden als der Zerfallsreihen α- und β-Strahlen. Insbesondere das Sulfide sind diese Metalle im Organismus kaum löslich kurzlebige 226Ra ist als starker α- und γ-Strahler für die und somit ungiftig. Daher konnten trotz der Giftigkeit Strahlenbelastung durch Uranerze und deren Abfälle ver- von Quecksilber und Blei im alten Ägypten Zinnober und antwortlich. Für den Abbau und die Verhüttung insbe- Bleiglanz zur Herstellung von Schminken benutzt wer- sondere von reichen Uran- und Thorium-Erzen sind da- den. Die Verwendung von Zinnober als roter Farbstoff war her erhöhte Sicherheitsvorkehrungen notwendig. Die Sa- bis ins 19. Jahrhundert üblich, so dass man diesen in al- nierung von stillgelegten Uran-Bergwerken, ihrer Ab- ten Briefmarkenstempeln zerstörungsfrei, z. B. mittels raumhalden und ihrer gesammelten Aufbereitungsab- Röntgenbeugung, nachweisen und damit die Echtheit die- gänge (engl. tailings) erfordern eine hohen finanziellen ser Briefmarken belegen kann. Erst die Zerstörung der Aufwand, wie er derzeit in den Bergbaugebieten von Aue- Sulfid-Minerale durch natürliche Verwitterungsprozesse Niederschlema (Erzgebirge) und Ronneburg (Thüringen) oder technische Verhüttungsverfahren führt zur Freisetzung geleistet wird. Die hohen Strahlungsdosen beruhen hier der Schwermetalle. Deren Transport erfolgt dann meist auf dem Umstand, dass in der damaligen DDR zwar das mit dem Abgasstrom in die Luft, so dass diese Stoffe ein- Uran gewonnen und in die UdSSR exportiert wurde, nicht geatmet werden und sich in dieser Form als besonders aber das Radium. Es gelangte vielmehr auf die Abraum- toxisch erweisen (Merian 1991). Wirklich giftige Minera- halden und bereitet dort Probleme, weil es u. a. die harte le sind selten, so insbesondere ged. Quecksilber Hg, Gammastrahlung emittiert und darüber hinaus das radi- Arsenolith und Claudetit (As2O3) sowie Witherit BaCO3; aktives Zerfallsprodukt mehrer Radium-Isotope, das Edel- andere sind nur als gesundheitsschädlich einzustufen wie gas Radon (besonders 222Rn) in die Luft abgibt. Die Heil- z. B. Chalkanthit Cu[SO4] · 5H2O. quellen in Bad Kreuznach, Bad Schlema, Bad Brambach Lagerstätten, in denen Erzminerale von toxischen und St. Joachimsthal (Jachymov, Böhmen) enthalten Schwermetallen angereichert sind, und ihre weitere Um- hauptsächlich Radon, aber nur Spuren von Radium selbst. gebung stellen geochemische Anomalien dar, in denen die Man bezeichnet sie daher korrekt als Radonbäder. Gehalte an toxischen Komponenten die heute zulässigen Grenzwerte weit überschreiten und oft auch ins Grund- Die toxische Wirkung von Radium wurde erstmals durch den New Yorker Zahnarzt Theodor Blum erkannt. Er beschrieb den sog. wasser gelangen. Abgänge von Grubenwässern, geother- Radium-Kiefer bei Patientinnen, die als Ziffernblatt-Malerinnen mit mischen Kraftwerken und Halden des Bergbaus können Ra-haltiger Leuchtfarbe in Kontakt kamen, da sie ständig den Pinsel ein Gefahrenpotential für die Bevölkerung darstellen, dem mit der Zungenspitze befeuchteten., 1.9 · Biomineralisation und medizinische Mineralogie 41 Manche Gesteine, die U- und Th-haltige Minerale, ge und könnte bestenfalls auf Autosuggestion (Placebo- wenn auch nur in geringer Menge führen, geben konti- Effekt) beruhen. Ein schöner Rauchquarz-Kristall nuierlich eine natürliche Strahlungsdosis ab, welche die gibt im Kontakt mit dem menschlichen Köper keine Sub- zulässigen Grenzwerte deutlich überschreitet. Hinzu stanzen ab und erleidet keinerlei Veränderung; die Strah- kommen Belastungen aus der Inhalation des freiwer- lung, die er angeblich aussendet, ist physikalisch nicht dendem Radon (222Rn); wenn dieses während der Inha- nachweisbar. lation zerfällt, verbleiben die nicht gasförmigen Tochter- Eine solche „Strahlung“ müsste ähnliche Eigenschaf- produkte in der Lunge und führen hier zu gesundheitli- ten wie die physikalisch nachweisbaren Strahlenarten ha- chen Schäden. So beruht die sog. Schneeberger Krankheit ben, so dass auch für sie ein Abstandsgesetz gelten. auf der Inhalation von Radon in Verbindung mit Quarz- Darüber hinaus sollte die Heilwirkung dieser „Strahlen“ Feinstaub, wobei sich die schädigenden Wirkungen po- von der Größe der emittierenden Steine abhängig sein, tenzieren. Erhöhte Radon-Konzentrationen finden sich weil große Stücke stärker strahlen müssten als kleine. z. B. in Kellerräumen und in Erdgeschossen von Häusern, Schließlich sollte es Interferenzen mit anderen Minera- die aus Granit gebaut sind (z. B. im Fichtelgebirge). len geben, was zu chaotischen Verhältnissen in der frei- en Natur oder in Mineraliensammlungen führen würde. „Heilsteine“? Dies hätte auch zur Folge, dass in Mineral-Lagerstätten sehr hohe „Strahlungsdosen“ nachweisbar sein sollten – Im Zuge der modernen Esoterik-Welle wurden vor- wenn es nicht auch eine Eigenabsorption gibt. Auch ein wissenschaftliche Anschauungen aus der Antike und dem „energetisches Aufladen“ von „verbrauchten“ Steinen in Mittelalter wieder belebt, nach denen Minerale Heilwir- der Sonne – wie bei dem Phänomen der Phosphoreszenz kung auf den menschlichen Organismus ausüben sollen. – kann nicht erklären, was das Mineral einst im Erd- Als prominentes Beispiel für diese Vorstellungen seien innern ohne Sonne an „Strahlung“ aufgenommen haben die medizinischen Schriften der Benedikterinnen- soll, die das Sonnenlicht wieder einbringen kann. Äbtissin Hildegard von Bingen (1098–1179) erwähnt. In der immer mehr anschwellenden Literatur zur „Stein- Ins Reich der Phantasie gehören Aussagen wie „Als Stein mit gro- ßer innerer Spannung wirkt Rauchquarz geradezu spannungs- heilkunde“ werden detaillierte Empfehlungen zum Ein- lösend. Er ist der klassische Anti-Streß-Stein, der bei Streßsymp- satz von Mineralen, seltener auch von Gesteinen für die tomen hilft und die innere Neigung zu Streß vermindert. Rauch- Heilung ganz spezifischer Krankheiten oder zur Steige- quarz erhöht die Belastbarkeit und hilft Widerstände zu überwin- rung des körperlichen und seelischen Wohlbefindens ge- den. Auch körperlich baut Rauchquarz Spannungen ab. Er lindert geben. Einige dieser Publikation versuchen durchaus, dadurch Schmerzen und löst Krämpfe. Besonders hilfreich ist er dem interessierten Leser die Grundzüge der Mineralo- bei Rückenbeschwerden. Weiterhin macht Rauchquarz unempfind-licher gegen Strahleneinflüsse und lindert Strahlenschäden. Er gie und Petrologie nahe zu bringen. Die angebliche Heil- stärkt die Nerven.“ (M. Gienger 1997: Lexikon der Heilsteine). wirkung von Mineralen wird auf vielfältige Ursachen wie Kristallstruktur, chemische Zusammensetzung, Farbe, ja Sind die oben beschriebenen Wirkungen bestenfalls sogar auf die geologischen Bildungsbedingungen oder Folge einer Mischung aus Placebo-Effekt und Freude an die Form des künstlichen Schliffes zurück geführt; je- schönen Steinen zu werten, so kann die neue Praxis, doch bleiben die Autoren eine rationale Begründung für Mineralpulver aus Korund, Diamant oder Quarz für das die angebliche Wirkungsweise schuldig. Statt dessen wer- Einlegen ins Wasser oder gar für eine orale Aufnahme den Querverbindungen zur Astrologie, zur chinesischen anzubieten, teilweise zu gefährlich Folgen führen. Wenn Medizin, zur indischen Chakren-Lehre und zu einer Art jemand z. B. Malachit-Pulver in größerer Menge zu Halbwissen-Physik gezogen. sich nimmt, überschwemmt er den Körper mit dem Wie wir gesehen haben, können bestimmte Minerale Schwermetall Kupfer, das in der Form des Kupfer- durchaus auf den menschlichen oder tierischen Orga- karbonat im Magen sicher nicht stabil ist und durch nismus einwirken, und zwar häufig mit negativer, die Magensäure zumindest teilweise aufgelöst wird. teilweise aber auch mit positiver Wirkung. Das ist aber Pulver aus Quarz (hier wertsteigernd als Bergkristall, nur möglich, wenn die Minerale in feiner Verteilung oder Rosenquarz oder Amethyst bezeichnet) werden im in Lösung vom Körper aufgenommen werden und mit Internet, auf Mineralienbörsen und in Heilsteinläden dem körpereigenen Gewebe reagieren können, oder offen angeboten, u. a. um diese in Öle und Salben einzu- wenn Minerale und Gesteine eine hohe Dosis an natürli- arbeiten. Diese Pulver sind eindeutig als gesundheits- cher radioaktiver Strahlung abgeben, wie das z. B. bei schädlich zu bezeichnen. Uran-haltigen Graniten der Fall ist. Diese Voraussetzun- Zusammenfassend muss man feststellen, dass der Han- gen sind jedoch bei den als „Heilstein“ empfohlenen del mit angeblichen „Heilsteinen“ in jeder Form reine Ge- Mineralen nicht erfüllt. Ihre angebliche Heilwirkung schäftemacherei ist und als Scharlatanerie schärfstens entbehrt daher jeder naturwissenschaftlichen Grundla- abgelehnt werden muss., 42 1 · Einführung und Grundbegriffe 1.10 1.10 Schneiderhöhn H (1952) Erzmikroskopisches Praktikum. Schweizer-

Bestimmung von Mineralen bart, Stuttgart

mit einfachen Hilfsmitteln Selenius O (ed) (2005) Essentials of medical geology – impacts of the natural environment on public health. Elsevier, Amsterdam Oxford Die Bestimmung von Mineralen nach äußeren Kennzei- Tröger WE, Bambauer HU, Braitsch O, Taborszky F, Trochim HD chen ist keine triviale Angelegenheit; sie erfordert viel- (1967) Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale. mehr Beobachtungsgabe, ein gutes visuelles Gedächtnis, Teil 2, Textband. Schweizerbart, Stuttgart th Übung und Erfahrung. Unerlässlich ist eine Lupe mit Wahlstrom EE (1979) Optical Crystallography, 5 ed. Wiley & Son, New York hinreichender Vergrößerung (10fach) und nicht zu klei- Wenk HR, Bulakh A (2004) Minerals. Their constitution and origin. nem Gesichtsfeld. Sehr hilfreich ist die Verwendung ei- Cambridge University Press, Cambridge, UK nes guten Binokularmikroskops. Wimmenauer W (1985) Petrographie der magmatischen und meta- Äußere Kennzeichen und physikalische Eigenschaften morphen Gesteine. Enke, Stuttgart sind: Morphologische Ausbildung (Einkristall – Kristall- Zoltai T, Stout JH (1985) Mineralogy – concepts and principles. aggregat – Gestein), Kristallform (Tracht – Habitus), Zwil- Burgess, Minneapolis, Minnesota lingsbildung, Flächenstreifung, Spaltbarkeit, Bruch, mecha- Übersichtsartikel nisches Verhalten (Elastizität, Sprödigkeit, Dehnbarkeit), Ritzhärte, Dichte, Farbe (Farbwandlung), Glanz, Lichtdurch- Boskey AL (2007) Mineralzation of bones and teeth. Elements lässigkeit, Strich auf rauher Porzellanplatte, Fluoreszenz, 3:385–391 magnetisches Verhalten, Radioaktivität. Hierzu leisten Dove PM, de Yorero JJ, Weiner S (eds) (2003) Biomineralization. Rev Mineral Geochem 54 Bestimmungstafeln Hilfe (z. B. Hochleitner et al. 1996). Fubini B, Fenoglio I (2007) Toxic potentials of mineral dusts. Ele- ments 3:407–414

Weiterführende Literatur Jones JR, Gentleman E, Polak J (2007) Bioactive glass scaffolds for

bone regeneration. Elements 3:393–399

Lehrbücher Pasteris JD, Wopenka B, Valsami-Jones (2008) Bone and tooth

mineralization: Why apatite? Elements 4:97–104 Best MG (2003) Igneous and metamorphic petrology, 2nd edn. Sahai N (2007) Medical mineralogy and geochemistry: an interfacial Blackwell, Oxford science. Elements 3:381–384 Borchardt-Ott W (2008) Kristallographie, 7. Aufl. Springer, Berlin Sahai N, Schoonen MAA (eds) (2006) Medical mineralogy and Heidelberg New York geochemistry. Rev Mineral Geochem 64 Buerger MJ (1977) Kristallographie. de Gruyter, Berlin New York Schächter N (2008) Versorgung mit mineralischen Rohstoffen – eine Craig JR, Vaughan (1981) Ore microscopy and ore petrography. Wiley, Bestandsaufnahme. GMIT Geowissenschaftl Mitt 32:6–13 New York Wesson JA, Ward MD (2007) Pathological biomineralization of kidney Higgins MD (2006) Quantitative textural measurements in igneous stones. Elements 3:415–421 and metamorphic petrology. Cambridge University Press, Cam- bridge, UK Nachschlagewerke Kleber W, Bautsch H-J, Bohm J (1998) Einführung in die Kristallo- graphie, 18. Aufl. 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I Teil I Spezielle Mineralogie Eine Auswahl wichtiger Minerale

Zur Systematik der Minerale Die Klassifikation der Minerale erfolgt in Anlehnung an die international be- währten Mineralogischen Tabellen von Strunz (1982) bzw. Strunz u. Nickel (2001) (Tabelle 1.1, S. 3). Sie beruht auf einer Kombination von chemischen und kristall- chemischen Gesichtspunkten. Die Einteilung richtet sich nach den Anionen oder Anionengruppen (Anionenkomplexen), die viel besser geeignet sind, Gemein- sames herauszustellen, als die Kationen. Bei den Silikaten bilden die kristallstrukturellen Eigenschaften ein ausge- zeichnetes Gerüst für die Gliederung. In den chemischen Formeln von komplex zusammengesetzten Mineralen wie Phosphaten oder Silikaten werden die An- ionengruppen in eckige Klammern gesetzt und Anionen erster und zweiter Art durch einen Schrägstrich (/) getrennt. Bei Mischkristallen werden Anionen und Kationen, die sich in der Kristallstruktur gegenseitig ersetzen können (Dia- dochie), durch Kommata getrennt und in runde Klammern gesetzt. Beispiele: Ca5[(F,Cl,OH)/(PO4)3] (Apatit) oder (Mg,Fe)7[(OH)2/Si8O22] (Anthophyllit). Bei der Auflistung der physikalischen Eigenschaften der Minerale wird die Härte grundsätzlich nach der nichtlinearen relativen Härteskala von Mohs, die Dichte in Gramm pro Kubikzentimeter (g cm–3) angegeben. Mengenangaben erfolgen in Gewichtsprozent (%, Gew.-%), Volumenprozent (Vol.-%) oder Mole- kularprozent (Mol.-%). Die Nummerierung für chemische Mineralreaktion (in runden Klammern) und für physikalische Formeln [in eckigen Klammern] er- folgt kapitelweise.,

Elemente

2.1 Im elementaren Zustand treten in der Natur etwa 20 chemische Elemente auf.

Metalle Darunter befinden sich gediegene (ged.) Metalle, Metalloide (Halbmetalle) und

Nichtmetalle. Die Metalle sind meistens legiert: Sie neigen zur Mischkristallbildung, 2.2 z. B. (Au, Ag). Die wichtigsten Vertreter sind in Tabelle 2.1 zusammengestellt.

Metalloide (Halbmetalle)

Tabelle 2.1. 2.3 In der Natur elementar auftre-

Nichtmetalle tende chemische Elemente

, 48 2 · Elemente 2.1 2.1 Kombinationen entwickelt. Solche Wachstumsformen

Metalle sind bei ged. Cu meist viel weniger zierlich ausgebildet

als bei den beiden Edelmetallen, und die Kristalle sind In den Kristallstrukturen der metallischen Elemente größer als bei ged. Au. ist eine möglichst hohe Raumerfüllung und hohe Sym- metrie angestrebt. Besonders bei Kupfer, Silber, Gold Physikalische Eigenschaften. und den meisten Platin-Metallen, die jeweils flächen- Spaltbarkeit fehlt zentrierte kubische Gitter bilden, ist mit ihrer kubisch Bruch hakig, dehnbar dichten Kugelpackung // {111} eine hohe Packungs- Härte 2½–3 dichte gewährleistet (Abb. 2.1). Innerhalb der Eisen- Dichte 8,3–8,9 Gruppe mit ihrem teilweise innenzentrierten kubischen Schmelzpunkt 1 083 °C Gittertyp (α-Fe, Kamacit) ist die Packungsdichte etwas Farbe, Glanz kupferroter Metallglanz, matte Anlauf- geringer. Die physikalischen Eigenschaften, wie hohe farbe durch dünne Oxidschicht, Refle- Dichte, große thermische und elektrische Leitfähigkeit, xionsvermögen ca. 73 % des einge- Metallglanz, optisches Verhalten und mechanische Ei- strahlten Lichtes genschaften sind durch die Packungsdichte und die me- Strich kupferrot, metallglänzend tallischen Bindungskräfte in den Metallstrukturen be- gründet. So verhalten sich Metalle opak, d. h. sie sind Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.8, S. 10). We- auch in einem Dünnschliff von nur 20–30 µm Dicke gen seines wesentlich kleineren Atomradius von 1.28 Å nicht durchsichtig. Die vorzügliche Deformierbarkeit bildet Cu keine Mischkristallreihen mit Ag und Au. der Metalle Au, Ag, Cu und Pt beruht auf der ausge- prägten Translation ihrer Strukturen nach den Ebenen Chemismus. Ged. Cu kommt bis auf Spurengehalte relativ // {111}, die am dichtesten mit Atomen besetzt sind. rein in der Natur vor. In den Anordnungen der dichten Kugelpackungen (Abb. 2.1) sind die Atomkugeln (rein geometrisch gesehen) so dicht zusammenge- packt, wie es überhaupt möglich ist. Bei ihnen ist jedes Atom von 12 gleichartigen Nachbarn im gleichen Abstand umgeben, d. h. sei- ne Koordinationszahl ist [12]. Man unterscheidet die kubisch dichte Kugelpackung (kubisch flächenzentriertes Gitter) mit einer Schich- tenfolge 123123 … (rein schematisch) von der hexagonal dichten Kugelpackung. Bei ihr ist die Schichtenfolge 1212 …, wobei jede 3. Schicht mit der 1. eine identische Lage aufweist. Die echten Metal- le kristallisieren mit wenigen Ausnahmen in diesen Strukturen.

Kupfer, Cu

Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m; ged. Kupfer (engl. native copper) tritt wie ged. Au und ged. Ag in dendritischen oder moosförmigen Aggrega- ten, häufig auch in plattigen bis massigen Formen auf. An den skelettartigen Aggregaten erkennbare Kristall- formen sind meistens stark verzerrt (Abb. 2.2). Häufig sind Würfel, Rhombendodekaeder, Oktaeder oder deren Abb. 2.2. Ged. Kupfer mit dentritischem Wachstum, aber erkennbaren Kristallflächen, hauptsächlich Rhombendodekaeder {110}. Keweenaw- Abb. 2.1. a Kubisch dichteste Kugelpackung. b Hexagonal dichteste Halbinsel, Michigan, USA. Etwa natürliche Größe. Mineralogisches Kugelpackung. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978) Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 2.1 · Metalle 49 Vorkommen. Ged. Cu tritt relativ verbreitet, jedoch meis- Dichte 9,6–12, rein 10,5 tens nur in kleinen Mengen auf, so innerhalb der Verwit- Schmelzpunkt 960 °C terungszone von Kupferlagerstätten. Die hydrothermale Farbe, Glanz silberweißer Metallglanz nur auf fri- Verdrängungslagerstätte auf der Keweenaw-Halbinsel im scher Bruchfläche, meistens gelblich Oberen See (Michigan, USA) lieferte stattliche Stufen von bis bräunlich angelaufen durch Über- ged. Cu, die bis >20 t Gewicht erreichten und früher mit zug von Silbersulfid; Reflexionsvermö- Hammer und Meißel zerkleinert wurden; sie befinden sich gen von reinem Ag ca. 95 % des einge- in vielen Mineraliensammlungen (Abb. 2.2). strahlten Lichtes Strich silberweiß bis gelblich, metallglänzend Wirtschaftliche Bedeutung. Als Kupfererz ist ged. Cu von geringerer wirtschaftlicher Bedeutung, Haupterzmine- Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.8). rale sind Kupfersulfide. Chemismus. Ged. Ag ist häufig mit Au, gelegentlich mit Silber, Ag Hg, Cu und Bi legiert. Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m, Vorkommen. In der sekundär entstandenen sog. Zemen- ged. Silber (engl. native silver) kommt meistens in draht-, tationszone sehr vieler Ag-führender Lagerstätten kann es haar- oder moosförmigen bis dendritischen Aggregaten lokal zu großen Anreicherungen von ged. Ag kommen. vor. Bekannt sind die prächtigen „Silberlocken“ (Abb. 2.3), die nach einer Oktaederkante [110], der dichtest besetz- Bedeutung. Im Gegensatz zu ged. Au spielt ged. Ag als Erz- ten Gittergeraden, ihr bevorzugtes Wachstum entwickelt mineral in den Silberlagerstätten nur lokal eine Rolle. haben. Wohlausgebildete kubische Kriställchen sind re- lativ selten. Gelegentliche Zwillinge sind nach ihrer Die wichtigsten Ag-Erzminerale sind einfache oder komplexe Sul- Zwillingsebene (111) plattenförmig verzerrt. fide, wie Argentit (Silberglanz) Ag2S oder Freibergit (ein Ag-haltiges Fahlerz) (Ag,Cu)10(Fe,Zn)2[(Sb,As)4S13], die als sog. Silberträger häufig Einschlüsse im Galenit (Bleiglanz) PbS bilden. Galenit ist Physikalische Eigenschaften. das wichtigste Silbererz! Auch Ag-Selenide und -Telluride können Spaltbarkeit fehlt für die Ag-Gewinnung Bedeutung haben. Bruch hakig, plastisch verformbar Härte 2½–3 Gold, Au Ausbildung und Kristallform. Kristallklasse 4/m32/m. Ged. Gold (engl. native gold) bildet in der Natur undeutlich entwickelte Kriställchen mit unebener, gekrümmter Oberfläche, meistens Oktaeder {111}, seltener Würfel {100} oder Rhombendodekaeder {110}, daneben ver- schiedene Kombinationen dieser und anderer kubischer Formen. Meistens sind die Goldkriställchen stark ver- zerrt. Sie gruppieren sich zu bizarren, blech- bis draht- förmigen, meist dendritischen (skelettförmigen) Aggre- gaten (Abb. 2.4, 2.5). Verbreiteter ist ged. Au in winzigen, Abb. 2.3. Ged. Silber mit typisch lockenförmigem Wachstum, Kongs- Abb. 2.4. Ged. Gold. a Oktaeder mit typisch gekrümmter Oberflä- berg, Norwegen. Etwa natürliche Größe. Mineralogisches Museum che, b mit dendritischem (skelettförmigem) Wachstum. (Aus Klein der Universität Würzburg. (Foto K.-P. Kelber) u. Hurlbut 1985), 50 2 · Elemente Strich goldgelb, metallglänzend. Gold unter- scheidet sich von gelb aussehenden Sul- fiden wie Pyrit oder Kupferkies (Chal- copyrit) CuFeS2 durch seinen goldfarbe- nen Strich auf rauher Porzellanplatte Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.8). Wegen der etwa gleichen Größe (1,44 Å) der Atomradien besteht eine lückenlose Mischkristallreihe zwischen Au und Ag. Chemismus. Das natürliche Gold enthält meist 2–20 Gew.-% Silber. Legierungen mit 30 % Ag und mehr werden als Elektrum bezeichnet. Geringe Beimengungen von Cu und Fe kommen neben Spurengehalten weiterer Metalle, so auch von Platinmetallen, häufig vor. Vorkommen. Im Unterschied zum primär gebildeten sog. Berggold kommt ged. Au auf sekundärer Lagerstätte in Form von Blättchen und Körnern oder sogar Klumpen (Nuggets) in Geröllablagerungen von Bächen oder Flüssen vor (Gold- seifen), wo es als sog. Seifengold bzw. Waschgold aufgrund seiner hohen Dichte sowie seiner Beständigkeit gegen me- chanische und chemische Verwitterung angereichert wird. Bedeutung. Ged. Au ist als sog. Freigold das wichtigste Gold- mineral und wichtigster Gemengteil von Golderzen. Che- Abb. 2.5. Kristallgruppe von ged. Gold in der man teilweise Oktae- mische Verbindungen mit Au sind als Minerale sehr viel der erkennt. Eagle’s Nest, Kalifornien. Bildbreite: 11 mm. Minera- weniger verbreitet. Die wichtigste Au-Lagerstätte der Erde logisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) mit den weltweit größten Au-Vorräten ist die fossile Gold- seife des Witwatersrand, Südafrika (Abschn. 23.2.7, S. 358ff). mikroskopisch sichtbaren oder submikroskopischen Ein- schlüssen in sulfidischen Erzmineralen wie Pyrit (FeS2) Gewinnung und Verwendung. Die Gewinnung des Goldes aus oder Arsenopyrit (FeAsS). Erzen kann durch Behandlung mit Hg (Amalgamierung) oder über Auslaugung auf Grund seiner Löslichkeit in KCN- Physikalische Eigenschaften. oder NaCN-Laugen (Cyanidverfahren) erfolgen (Umwelt- Spaltbarkeit fehlt probleme). Schon geringe Gehalte von wenigen Gramm pro Bruch hakig, plastisch verformbar Tonne (g / t) können Goldlagerstätten bauwürdig machen. Härte 2½–3 Gold ist wichtigstes Währungsmetall, heute seltener auch Dichte reines Au 19,3, also wesentlich höher als Münzmetall (insgesamt 19 % der Gesamtmenge); am bei ged. Ag und ged. Cu, mit zunehmen- weitaus wichtigsten ist nach wie vor die Verarbeitung zu dem Ag-Gehalt auf ca. 16 abnehmend Schmuck (67 %). Gold wird ferner verwendet in der Com- Schmelzpunkt 1 063 °C putertechnologie, für Geräte der Chemie, als Zahngold und Farbe, Glanz goldgelber Metallglanz, durch Ag-Ge- für Katalysatoren (insgesamt 13 %). Die 11 wichtigsten För- halt heller: keine Anlauffarben. Refle- derländer für Gold sind (Förderung 2007 bzw. 2003*) xionsvermögen für rotes Licht ca. 85 %, Australien (280 t), Südafrika (270 t), VR China (250 t), USA für grünes dagegen nur ca. 50 % des (240 t), Peru (170 t), Russland (160 t), Indonesien (120 t), eingestrahlten Lichtes; daher hat reines Kanada (100 t), Usbekistan (85 t*), Ghana (67 t*) und Pa- Gold einen rötlichen Farbton. Mit zu- pua-Neuguinea (62 t*). nehmendem Ag-Gehalt wird grünes Licht zunehmend stärker reflektiert und Quecksilber, Hg bei einer Zusammensetzung Au55Ag45 (Elektrum) ist das Reflexionsvermö- Ged. Quecksilber ist das einzige bei gewöhnlicher Tem- gen für grünes, oranges und rotes Licht peratur flüssige Metall. Bei –38,9 °C geht es unter gleich, so dass diese Legierung rein sil- Atmosphärendruck (= 1 bar = 1 000 hPa) in den kristal- berweiß gefärbt ist lisierten Zustand über. Es ist silberweiß, stark metall-, 2.1 · Metalle 51 glänzend. Mit D = 13,6 hat es eine sehr hohe Dichte. Hg Kristallisation von basaltischen Schmelzen aus deren ist giftig und kann im Spurenbereich in der Natur als reichlichem Fe-Gehalt. Auch bei der Kristallisation der Schadstoff auftreten! Mondbasalte ist häufig ged. Fe als akzessorischer Ge- Ged. Hg kommt in kleinen Tropfen in der Verwitte- mengteil gebildet worden, da der Mond keine sauerstoff- rungszone von Zinnober-Lagerstätten (Cinnabarit, haltige Atmosphäre besitzt und daher reduzierende Be- Zinnober HgS) vor. Gegenüber Cinnabarit ist es als dingungen herrschen. Der Erdkern besteht aus Fe-Ni- Quecksilber-Erzmineral unbedeutend. Als natürliches Legierungen, ähnlich der chemischen Zusammensetzung Amalgam ist Hg mit Ag oder Au legiert. von Eisenmeteoriten (Abschn. 27.4, S. 493ff). Eisen, α -Fe Das kosmische Eisen. Kosmisches Eisen, das gelegentlich auf die Erdoberfläche gelangt, unterscheidet sich stets Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, größere Blöcke, der- durch einen größeren Nickelgehalt. Es findet sich in Me- be Massen und knollige Aggregate. teoriten, insbesondere in Eisen- und Stein-Eisen-Meteo- riten, untergeordnet auch in Chondriten (Abschn. 29.3, Physikalische Eigenschaften. S. 508ff). Die meisten Meteorite sind Bruchstücke grö- Bruch hakig ßerer Körper aus dem Asteroidengürtel unseres Sonnen- Härte 4–5 systems, die auf die Erdoberfläche gefallen sind (Kap. 29). Dichte 7,9 (rein) Der bisher größte bekannt gewordene Eisenmeteorit Farbe, Glanz stahlgrau bis eisenschwarz, metallisch ist rund 60 t schwer und liegt bei der Farm Hoba-West im Strich stahlgrau Norden Namibias (Abb. 29.2, S. 507). Ein 63,3 kg schwe- Weitere Eigenschaft stark ferromagnetisch rer Eisenmeteorit ist 1916 bei Marburg an der Lahn ge- fallen. Das Meteoreisen ist meist nicht einheitlich zusam- Struktur und Chemismus. Kubisch-innenzentriertes Gitter des mengesetzt. Die am häufigsten auftretenden Oktaedrite α-Fe (Abb. 1.8, S. 10), als Tieftemperaturform eine der vier bestehen hauptsächlich aus 2 metallischen Mineral- Modifikationen des metallischen Eisens. Der Strukturun- phasen, dem kubisch-innenzentrierten Kamacit (Balken- terschied zur Gold- und Platin-Gruppe bedingt die etwas eisen) etwa Fe95Ni5 und dem kubisch-flächenzentrierten unterschiedlichen mechanischen Eigenschaften. Taenit (Bandeisen) mit 27–65 Gew.-% Ni. Beide Phasen sind nach {111} orientiert miteinander verwachsen; die Vorkommen von terrestrischem Eisen. Ged. Eisen tritt in der Zwischenräume sind mit feinkristallinen Kamacit-Taenit- Erdkruste nur sehr selten auf; es enthält in der Regel nur Aggregaten erfüllt, dem Plessit (Fülleisen). Durch Anätzen wenig Ni. Unter den oxidierenden Einflüssen der Atmo- einer polierten Fläche mit verdünnter Salpetersäure tritt sphäre verwittert es in kurzer Zeit zu Eisenoxidhydraten diese Struktur deutlich hervor. Man bezeichnet sie als (Limonit FeOOH). Knollen von ged. Fe bilden sich unter Widmannstätten-Figuren (Abb. 2.6, 29.8). Die selteneren dem reduzierenden Einfluss von Kohlenflözen bei der Hexaedrite bestehen fast nur aus Kamacit. Abb. 2.6. Kosmisches Nickeleisen (Fe, Ni). Eisenmeteorit (Oktaedrit) von Joe Wright Mountain, Arkansas, USA, gefunden 1884. Auf der ge- sägten, polierten und angeätz- ten Platte erkennt man die cha- rakteristischen Widmannstät- ten-Figuren. Sperriges Gerüst aus Kamacit (Balkeneisen) mit schmalen Rändern von Taenit (Bandeisen), in den Lücken Plessit (Fülleisen). Mineralogi- sches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 52 2 · Elemente Platin, Pt Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m, nur selten kubische Kriställchen (Abb. 2.7), eher Körner oder abgerollte Klümpchen, meist mikroskopisch klein. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch hakig, dehnbar Härte 4–4½, härter als Minerale der Gold- Gruppe Dichte 15–19 in Abhängigkeit vom legierten Fe-Gehalt Schmelzpunkt 1 769 °C Farbe, Glanz stahlgrau, metallisch glänzend, oxi- diert nicht an der Luft Strich silberweiß Struktur und Chemismus. Ged. Platin hat ein kubisch- flächenzentriertes Gitter, ebenso die natürlich vorkom- menden kubischen Pt-Metalle Pd und Ir (Abb. 1.8). Ged. Pt bildet immer Legierungen mit Fe, meist zwischen 4 und 21 %, in einzelnen Fällen auch darüber, sowie mit Abb. 2.8. Natürliche Mischkristalle der Platin-Metalle im System Os–Pt–Ir–Ru. Häufigste Zusammensetzungen: dunkel; seltenere Zu- sammensetzungen: hell; Mischungslücke: weiß. (Nach Cabri et al. 1996) anderen Platinmetallen wie Ir, Os, Rh, Pd (Abb. 2.8), schließlich auch mit Cu, Au, Ni. Beispiele sind die Misch- kristallreihe Pt–Pd, die bei >770 °C lückenlos ist, ferner Platiniridium (Pt,Ir), Osmiridium (Ir,Os), Aurosmirid (Ir,Os,Au) mit je 25 % Os und Au, sowie Polyxen (Pt > Ir > Os > Rh > Pd > Ru), alle mit kubisch-dichtes- ter Kugelpackung. Das Pt-Metall Os und die Legierung Iridosmium zeigen hexagonal dichteste Kugelpackung. Vorkommen. Akzessorisch in ultramafischen Magmatiten, besonders Duniten, seltener auch in hydrothermalen Erz- lagerstätten. Auf sekundärer Lagerstätte, in Platinseifen, kommt Pt in winzigen Plättchen, seltener als Nuggets vor. Mehrere Millimeter große, würfelige Kristalle von Ferroplatin wurden in der Seifen-Lagerstätte Kondior (Ost- sibirien) gefunden (Fehr et al. 1995; Shcheka et al. 2004). Verwendung. In der Elektroindustrie, zur Herstellung phy- Ged. Platin, Kristallgruppe mit Kristallformen des Wür- sikalischer und chemischer Geräte, als Katalysator, in derAbb. 2.7. fels {100}. Kondior, Bezirk Chabarowsk, Ostsibirien. Mineralogisches chemischen Industrie, in der Zahntechnik, für Schmuck- Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) gegenstände., 2.3 · Nichtmetalle 53 2.2 Physikalische Eigenschaften. 2.2

Metalloide (Halbmetalle) Spaltbarkeit vollkommen, Translation nach

(0001) Die Halbmetalle Arsen, Antimon und Wismut (Bismut) Mechanische Eigenschaft Blättchen sind unelastisch ver- gehören alle dem gleichen Strukturtyp an. Ihr Feinbau biegbar entspricht einem einfachen kubischen Gitter, das in Härte 1, sehr weich, schwarz abfärbend Richtung der 3-zähligen Achse etwas deformiert ist und Dichte 2,25 die Raumgruppe R3m hat. Von den sechs Nachbarn ei- Farbe, Glanz schwarz, metallglänzend, opak nes jeden Atoms sind drei stärker, die anderen drei Strich schwarz schwächer homöopolar gebunden. Dadurch entsteht Weitere Eigenschaft guter Leiter der Elektrizität eine leicht gewellte Schichtstruktur mit einer vollkom- menen Spaltbarkeit // (0001). Die drei Halbmetalle ha- Struktur. Graphit besitzt eine typische Schichtstruk- ben ähnliche physikalische Eigenschaften. Sie sind re- tur (Abb. 2.11c). In jeder Schicht wird ein C von drei C im lativ spröde und schlechtere Leiter von Wärme und gleichen Abstand von 1,42 Å umgeben. Es werden 2-di- Elektrizität als die Metalle. mensional unendliche Sechsecknetze gebildet, an de- ren Ecken sich jeweils ein C befindet. Die übereinander- liegenden Schichten sind derart gegeneinander ver- Arsen, As schoben, dass ein Atom der 2. Schicht genau über der Mitte eines Sechsecks der 1. Schicht zu liegen kommt. Ged. Arsen findet sich gewöhnlich in äußerst feinkris- Bei der häufigsten Struktur-Varietät, dem Graphit-2H tallinen, dunkelgrau angelaufenen, nierig-schaligen Mas- befindet sich die dritte Schicht in identischer Lage mit sen, die auch als Scherbenkobalt bezeichnet werden. Auf der ersten. Die Schichtfolge ist also 121212. Der Abstand frischen Bruchflächen ist ged. As hellbleigrau und metall- von Schicht zu Schicht ist mit 3,44 Å bedeutend größer glänzend, läuft an der Luft relativ schnell an und wird als derjenige zwischen benachbarten C-Atomen inner- dabei dunkelgrau. H = 3–4. Ged. As kommt lokal in Erz- halb einer Schicht. Das ist darauf zurückzuführen, dass gängen von Ag- und Ni-Co-Bi-Erzen vor. nur schwache Van-der-Waals-Restkräfte zwischen den Schichten wirken. Hierdurch werden die ausgezeichnete Antimon, Sb blättchenförmige Spaltbarkeit und Translatierfähig- keit nach (0001) sowie auch die starke Anisotropie an- Ged. Antimon ist sehr viel seltener als ged. As; es tritt derer physikalischer Eigenschaften des Graphits ver- meist körnig und in Verwachsung mit Arsen auf. Es ist ständlich. Im Graphit führen starke metallische Bin- zinnweiß und metallisch glänzend. H = 3–3½. dungskräfte innerhalb der Schichten zu guter elektri- scher Leitfähigkeit. Wismut (Bismut), Bi Vorkommen. Akzessorisch als einzelne Schüppchen in Ged. Wismut (Bismut) tritt meist in charakteristischen den- vielen Gesteinen, in Nestern und Flözen innerhalb dritischen, federförmigen Wachstumsskeletten auf oder metamorpher Gesteine, hier teilweise von wirtschaft- derb in blättrig-körnigen Aggregaten; die seltenen Kristalle licher Bedeutung. Graphit entsteht häufig bei der Meta- sind würfelähnlich. Ged. Bi zeigt silberweißen bis rötlich- morphose aus kohligen oder bituminösen Ablagerun- gelben Metallglanz, Strich grau. H = 2–2½. Ged. Bi kommt gen. in Ag-Ni-Co- oder Sn-Ag-Erzgängen vor. Wichtiges Mineral zur Gewinnung des chemischen Elementes Bismut. Verwen- Industrielle Verwendung. Fertigung von Schmelztiegeln, dung als Legierungsmetall besonders für niedrigschmel- Graphitelektroden, Bleistiftminen, Kohlestäbchen; Schmier- zende Legierungen und für pharmazeutische Präparate. und Poliermittel; als Elektrographit Moderator in Atom- reaktoren zur Abbremsung freiwerdender Neutronen in 2.3 der Eisen-, Stahl- und Gießerei-Industrie. 2.3

Nichtmetalle

Graphen und Fullerene. Durch extrem verfeinerte mikro- Graphit, C mechanische Spaltung gelang es seit 2004, aus Graphit sog. Graphen herzustellen; das sind Kohlenstoffblätter, die – Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 6/m2/m2/m ebenso wie Graphit – die Struktur eines Sechsecknetzes (Graphit-2H), auch trigonal 3m (Graphit-3R) in blättri- aufweisen, aber nur eine Atomlage dick sind (Geim und Kim gen bis äußerst feinschuppigen Massen, auch als hexa- 2008). Sie lassen sich zu Kohlenstoff-Nanoröhrchen oder gonale plättchenförmige Kristalle. durch Einbau von Fünfecken zu Fullerenen verbiegen. Die, 54 2 · Elemente Existenz dieser käfigförmigen Kohlenstoffmoleküle war Durch Lösungsvorgänge gerundete Flächen, Ätzer- bereits 1970 von dem japanischen Chemiker Eiji Oosawa scheinungen (Abb. 2.10) und Streifung der Flächen sind theoretisch vorhergesagt worden, aber erst Kroto et al. charakteristisch. Auch verzerrte und linsenförmig (1985) machten sie als Fullerene international bekannt. Sie gerundete Kristalle sind nicht selten. Zwillingsver- bestehen aus Netzen von Sechsecken und Fünfecken mit wachsungen nach (111), dem Spinellgesetz, sind häufig; 60, 70, 76, 80, 82, 84, 86, 90 und mehr C-Atomen, wobei Mo- gewöhnlich abgeflacht nach (111). leküle, in denen keine Fünfecke aneinandergrenzen, am sta- bilsten sind. Ohne die Verwendung von Graphen als Physikalische Eigenschaften. Vorstufe lassen sich Fullerene durch Verdampfung von Spaltbarkeit {111} vollkommen; sie ermöglicht die Graphit unter reduziertem Druck in einer Schutzgas- erste Stufe der Diamant-Bearbeitung, die Atmosphäre (Argon, Helium) oder aber durch Extraktion Teilung aus speziell präpariertem Ruß technisch herstellen. Das Bruch muschelig, spröde weitaus am besten bekannte Fulleren hat die Zusammen- Härte 10, härtestes Mineral (Standardmineral der setzung C60. Es wurde ebenso wie das C70 in natürlichem Mohs-Skala), aber deutliche Unterschiede Graphit, in Impakt-Kratern (Abschn. 29.1, S. 507) und auf den verschiedenen Flächen und in den – zusammen mit natürlichem Kieselglas (Lechatelierit) – verschiedenen Richtungen auf einer Fläche in Blitzröhren (Abschn. 9.6.1, S. 163) gefunden. In Zukunft (Anisotropie der Härte), wobei die Härte könnten Fullerene als Katalysatoren, Schmiermittel, bei der auf (111) > (110) ≥ (100) ist. Dadurch wird Diamant-Synthese, als Halbleiter und Supraleiter verwen- erst das Schleifen von Diamant möglich det werden, während für Graphen eine technische Nutzung, Dichte 3,52 z. B. für Bauelemente von Einzelelektronen-Transistoren Lichtbrechung nD = 2,419 (gelbes LichtλD= 589,0 nm) oder von Verbundwerkstoffen in Frage kommt. sehr hoch; dabei starke Dispersion des Lichts (Farbenzerstreuung): für rotes Diamant, C Licht (λC= 656,3 nm): nC= 2,410, für vio- lettes Licht (λ F = 396,8 nm): nF = 2,454, Diamant ist die Hochdruckmodifikation des Kohlenstoffs, Dispersionszahl nF – nC= 0,044; dadurch die unter den Bedingungen der Erdoberfläche nur meta- entsteht das geschätzte Feuer der ge- stabil existiert. Allerdings verhindert eine hohe Aktivie- schliffenen Steine rungsenergie die Umwandlung in die stabile C-Modifi- Farbe, Glanz die wertvollsten Steine sind völlig farblos kation Graphit. („rein weiß“) oder zeigen einen leicht bläu- lichen Farbstich („River“: blauweiß), ande- Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m. Wachstumsformen meistens Oktaeder, daneben Rhom- bendodekaeder, Hexakisoktaeder und Würfel, andere Formen nicht ganz so häufig (Abb. 2.9). Abb. 2.9. Die häufigeren Wachstumsformen von Diamant: a Kombi- nation von {111} mit gerundetem Hexakisoktaeder {hkl}; b Kon- taktzwilling nach dem Spinellgesetz (111); c Zwilling nach (111) mit linsenförmigem Habitus kombiniert mit Hexakistetraeder {541}; Abb. 2.10. Diamant-Oktaeder mit Ätzfiguren im Trägergestein Kim- d Hexakisoktaeder {hkl}; e {100} mit Tetrakishexaeder {hk0}; berlit, Kimberley, Südafrika. Bildgröße 25 × 25 mm. (Foto: O. Meden- f Hexakistetraeder {321}; kantengerundet bach, Bochum; aus Medenbach und Wilk 1977, Abb. 8), 2.3 · Nichtmetalle 55 re sind sehr häufig schwach getönt, gelblich, seines Stabilitätsfeldes nur in Erdtiefen von mindestens grau oder grünlich. Reine, intensive Far- 140–170 km, also im Erdmantel, bilden (Stachel et al. ben wie bei dem berühmten blauen Hope- 2005; Abschn. 27.3, S. 486f). Einige Diamanten stammen Diamanten (Abb. 2.14) sind sehr selten. nachweislich aus dem Unteren Erdmantel, aus Tiefen von Gelbliche und grünliche Farbtöne sind etwa 700 km (Abb. 27.15)! Trotz seines metastabilen durch geringe Gehalte an Stickstoff (max. Zustands ist Diamant überaus resistent gegen Verwit- 0,28 Gew.-%), blaue durch Spuren von Bor terungseinflüsse und überdauert mechanischen Trans- verursacht. Reine Diamanten sind durch- port. Aufgrund seiner hohe Dichte kann er daher in Fluss- sichtig, einschlussreiche dagegen nur und Strandsanden in Form von Diamant-Seifen sekun- durchscheinend oder undurchsichtig. Der där angereichert werden, z. B. in den bedeutenden La- charakteristische hohe Glanz des Diaman- gerstätten der Namib-Wüste und im Offshore-Bereich ten wird als Diamantglanz bezeichnet. Die Namibias. Wärmeleitfähigkeit ist sehr hoch, daher Viele Fundstellen von Diamant sind bekannt gewor- fühlen sich Diamanten kalt an den, aber nur wenige sind als Lagerstätten bemerkens- wert. Seit ältesten Zeiten sind Diamanten in Indien ge- Struktur. In der Diamantstruktur sind 2 flächenzentrier- funden worden; im 18. Jahrhundert wurden Vorkommen te kubische Gitter mit den Atomkoordinaten 000 und in Brasilien, 1869 in Südafrika, 1908 in Südwestafrika¼¼¼ineinandergestellt (Abb. 2.11a). Jedes C-Atom ist (heute Namibia) und 1955 im ostsibirischen Jakutien von 4 Nachbaratomen tetraedrisch umgeben, die unter- (Gruben Mir, Udachnaja und Jubilejnaja) entdeckt. Die einander starke homöopolare Bindungskräfte aufwei- seit 1970 aufgefundenen primären Lagerstätten in West- sen. Geometrisch bestehen // (111) dichtest mit Atomen australien, Südaustralien (Orrorroo nördlich Adelaide) besetzte, in sich gewellte Schichten mit C-C-Abständen und New South Wales ließen Australien in kurzer Zeit zum von 1,54 Å (Abb. 2.11b). Zwischen diesen dichtest besetz- wichtigsten Diamant-Produzenten aufsteigen. Die Argyle ten Netzebenen nach {111} besteht jeweils nur eine C-C- Mine im Norden von West-Australien, die erst 1979 be- Bindung pro Atom. So ist es verständlich, dass die Ok- kannt wurde, ist derzeit die größte Diamantmine der Erde. taederflächen die besten Spaltflächen des Diamanten sind. In den letzten Jahren sind die wichtigen Diamant-Lager- Ein Vergleich mit der Graphitstruktur ergibt sich aus der stätten Akluilâc, Lac de Gras und Snap Lake im Norden Gegenüberstellung in Abb. 2.11b und c. [0001] in der Kanadas entdeckt worden. Weitere Diamant-Vorkommen Graphitstruktur entspricht [111] in der Diamantstruktur. von weltwirtschaftlicher Bedeutung sind Guaniamo in Venezuela, São Luiz und São Francisco in Brasilien, Vorkommen. Auf primärer Lagerstätte findet sich Diamant Kankan in Guinea, Orapa und Jwaneng in Botswana so- als akzessorischer Gemengteil in Kimberliten (Abb. 2.10) wie Monastery, Kimberley, Koffiefontein, Jagersfontein, und Lamproiten, d. h. in Gesteinen, die in sehr tief- Premier and Venetia in Südafrika (Levinson 1998; Harlow reichenden Vulkanen auftreten. Sie füllen als Schlot- and Davies 2004; Gurney et al. 2005; Abb. 2.12). Im Jahr breccien vulkanische Durchschlagsröhren (Diatreme, 2006 kamen 99,9 % der Weltförderung an Rohdiamant in engl. pipes), die nach unten zu in massive Kimberlit- oder Höhe von ca. 171 Mio. Karat (= 34 t) aus 8 Ländern: Russ- Lamproit-Gänge übergehen (Abb. 12.13, S. 224). Wie land, Botswana, Australien, Kongo, Südafrika, Kanada, aus Abb. 2.15 hervorgeht, kann sich Diamant innerhalb Angola und Namibia. Abb. 2.11. a Struktur von Diamant, b, c Beziehung der Diamantstruktur (b) zur Graphitstruktur (c), Erläuterungen s. Text, 56 2 · Elemente Abb. 2.12. Die wichtigsten primären Dia- mant-Vorkommen der Erde. Schwarze Rauten: Schmuck- und Industrie-Diamanten aus Kimberliten und Lamproiten; rote Rauten: Mikrodiamanten in Ultra-Hochdruck-Metamor- phiten. C.A.R.: Republik Kongo. Archaische Kratone: >2,5 Ga; altproterozoische Kratone: 2,5–1,6 Ga; jungproterozoische Gesteinskomplexe: 1,6–0,8 Ga; phanerozoische Gesteinskom- plexe: <0,8 Ga. (Modifiziert nach Harlow und Davies 2005) Die Gewichtseinheit von Edelsteinen, das metrische Karat = 200 mg, fläche, sondern durch Impakt-Prozesse auf dem jeweili- leitet sich von den Früchten des Johannesbrotbaumes Ceratonia gen Meteoriten-Mutterkörper, wie erstmals Ringwood siliqua ab, die im Schnitt 197 mg wiegen und früher von Edel- (1960) erkannt hatte (vgl. Harlow und Davies 2005). steinhändlern zum Wiegen von Diamanten und Gold verwendet wurden. Daneben findet man häufig winzige, nur einige Nanome- ter (10–7 cm) große Diamanten (Nanodiamanten). Wie die Auch in Krustengesteinen, die im Zuge von Kontinent- Isotopen-Signaturen von Edelgasen, die in diesen Dia- Kontinent-Kollisionen tief versenkt wurden und eine manten eingeschlossen sind, belegen, entstanden sie Ultrahochdruck-Metamorphose erlebten (Abschn. 24.2.5, zumindest teilweise schon präsolar, d. h. vor der Entste- S. 399, Abschn. 26.3.9, S. 471), haben sich bisweilen winzi- hung und damit außerhalb unseres Sonnensystems, z. B. ge Diamant-Kriställchen (Mikrodiamanten) gebildet bei der Explosion von Supernovae (Huss 2005; vgl. Tabel- (Ogasawara 2005), z. B. im Erzgebirge, in der westlichen le 32.1, S. 584.). Gneisregion Norwegens, im Kokchetav-Massiv Sibiriens, in Qaidam und Dabie Shan in China und auf der indone- Wirtschaftliche Bedeutung. Diamant, wohl der begehr- sischen Insel Sulawesi, früher Celebes (Abb. 2.12). teste aller Edelsteine, wird am häufigsten in der Brillant- Gelegentlich findet man Diamant auch in Meteoriten- form geschliffen (Abb. 2.13, 2.14). Durch Größenver- kratern, in denen er sich beim Impakt unter den hohen hältnis, Anzahl und Winkel der Facetten wird mit dem Drücken der Schockwellen-Metamorphose (Abschn. 24.2.3, Brillantschliff ein Maximum an Wirkung erreicht. Der S. 392) aus Graphit in Kristallingesteinen gebildet hat. So seither größte Diamant wurde im Jahre 1905 in der Pre- wurden im Nördlinger Ries bereits 1977 durch russische mier-Mine bei Pretoria gefunden. Er wog 3 106 Karat, Forscher Diamanten entdeckt; daneben treten auch das sind 621 g, und erhielt den Namen Cullinan (Abb. 2.14). Lonsdaleit, eine hexagonale Kohlenstoff-Modifikation mit Aus ihm wurden 105 Steine geschliffen, von denen der Diamant-ähnlicher Kristallstruktur sowie Moissanit SiC größte (530,2 Karat) im Zepter der britischen Kron- auf (El Goresy et al. 2001, 2003; Schmitt et al. 2005). juwelen gefasst ist. Seit der Antike wurden schätzungs- Darüber hinaus wurde im Ries- und im Popigai-Krater weise 3,4 Milliarden Karat (= 680 t) Diamant gefördert. Der (Sibirien) eine neue kubische C-Modifikation entdeckt, Gesamtwert der Jahresproduktion von schleifwürdigen die sich durch extrem große Härte und Dichte (2.49) aus- zeichnet (El Goresy et al. 2003). Von besonderem Interesse ist das Auftreten von Dia- manten in Meteoriten, das erstmals von Foote (1891) im Eisenmeteoriten von Canyon Diablo (Arizona) beobach- tet wurde. Viele dieser Diamanten entstanden durch Schockwellen-Metamorphose (Abschn. 24.2.3, S. 392) aus Graphit, und zwar nicht – wie früher angenommen wurde – beim Aufprall von Meteoriten auf die Erdober- Abb. 2.13. Brillantschliff: a Seitenansicht; b Oberseite; c Unterseite, 2.3 · Nichtmetalle 57 Konglomeraten mittelproterozoischen Alters (1–1,5 Ga) auf (Abb. 2.12). Sie überlagern den São-Francisco- Kraton in Brasilien und den Kongo-Kraton in Zentral- afrika, die einstmals zu einer zusammenhängenden Landmasse gehörten. Da isotopische Datierungen an den Mineralen der Hohlkanäle hohe Alter von 2,6–3,8 Ga ergaben, dürften die Muttergesteine der Carbonados in diesen archaischen Kratonen zu suchen sein. Als Entstehungsursachen der Carbonados werden diskutiert (Heaney et al. 2005): Ultrahochdruck-Metamorphose im Zuge der frühes- ten Subduktionsprozesse, Abb. 2.14. Repliken von zwei berühmten Diamanten. Links: der gro- radioaktive Umwandlung von Kohlenwasserstoffen ße „Stern von Afrika“, als Tropfen geschliffen, farblos, Gewicht aus dem Erdmantel, 530,2 Karat (= 106 g), in das engliche Zepter gefasst. Es handelt sich Umwandlung von Biomassekonzentrationen durch um ein Spaltstück des „Cullinan“, des bisher größten Diamanten der Meteoriteneinschlag. Welt (3 106 Karat = 621,2 g), der in der Premier Mine, nordwestlich Pretoria, Südafrika gefunden wurde. Rechts: der „Hope“ ein korn- blumenblauer Diamant, der aus Indien stammt und eine abenteuer- Framesite. Im Gegensatz zu den Carbonados werden liche Geschichte hat. (Foto: K.-P. Kelber) Framesite in Kimberliten gefunden, stammen also ein- deutig aus dem Erdmantel. Sie sind hellgrau oder braun Diamanten beträgt zur Zeit etwa 20 Milliarden US$ (Harlow gefärbt mit unregelmäßiger Oberfläche; ihre Makro- and Davies 2005). porosität ist gering (1 % Porenraum). Ähnlich wie Carbo- Wichtig sind daneben die Industriediamanten, als nados bestehen die polykristallinen Aggregate aus idio- Bort bezeichnet, die als Schleif- und Poliermittel, zur Her- morphen Diamanten, die allerdings >200 µm groß wer- stellung von Trennscheiben, zur Besetzung von Bohr- den und in einer feinkörnigen Grundmasse liegen. kronen und nicht zuletzt für die Bearbeitung der schleif- Framesite enthalten typische Minerale des Erdmantels wie würdigen Diamanten verwendet werden. Im Jahre 2006 rosa-gefärbten, Cr-reichen Pyrop- oder Almandin-Pyrop- wurden ca. 129 t Industrie-Diamant mit einem Gesamt- Granat (S. 214), smaragdgrünen Cr-reichen Klino- wert von fast 1 Milliarde US$ auf den Markt gebracht. pyroxen (S. 140) und Chromit FeCr2O4. Daneben tritt auch Zu den Industrie-Diamanten gehören auch zwei Formen Cr-armer, aber Ca-reicherer Granat auf, wie er typischer- von polykristallinen Diamant-Aggregaten: Carbonado und weise in Eklogiten vorkommt (Abschn. 24.3.1, S. 405; Framesit (Heaney et al. 2005): Abschn. 26.3.9, S. 469ff), aber kein Omphacit (S. 140) oder Olivin (S. 122). Framesite werden in den Minen Premier Carbonados. Carbonados (portugiesisch „verbrannt”) sind und Venetia (Südafrika), Orapa und Jwaneng in Botswana Diamantaggregate in Form schwarz gefärbter, koks- sowie z. B. in der Mine Mir in Sibirien neben Schmuck- artiger Knollen mit glatter Oberfläche, die meist Erbsen- Diamanten gefördert. Die meisten Bearbeiter sind sich bis Kirschgröße haben. Der schwerste bisher gefundene darüber einig, dass Framesite durch rasche Kristallisati- Carbonado wog 3 167 Karat (= 633,2 g), war also schwe- on von Kohlenstoff in begrenzten Bereichen des Erd- rer als der Cullinan. Carbonados bestehen aus bis zu mantels entstehen. Als Ausgangsmaterial kommen z. B. 200 µm großen Diamanten, die oft idiomorph sind Karbonatit-Schmelzen, tief subduzierte Karbonatgesteine und durch eine Grundmasse aus kleineren Diamanten oder Anreicherungen von organischem Kohlenstoff in (<0,5–20 µm ∅) verkittet werden. Charakteristisch ist Frage (Heaney et al. 2005). ihre hohe Makroporosität mit einem Porenraum von bis zu 10 % und Hohlkanälen von >1 mm ∅. Ihre Die künstliche Herstellung von Diamant, die Diamant- Wände sind mit Florencit CeAl3[(OH)6/(PO4)2], Goyacit synthese, ist im Jahr 1955 fast gleichzeitig in Schweden SrAl3H[(OH)6/(PO4)2], Gorceixit BaAl3H[(OH)6/(PO4)2], (ASEA) und in den USA (General Electric) gelungen. Xenotim Y[PO4], Kaolinit, Kalifeldspat, Quarz und Dabei wird bei Drücken von 50–60 kbar (5–6 GPa) und anderen, für die Erdkruste typischen, aber für den 1 400 °C Graphit in Diamant umgewandelt, wobei ge- Erdmantel untypischen Mineralen ausgekleidet. Dazu schmolzene Metalle, meist Ni und/oder Fe, auch Co, als passt, das Carbonados niemals an Kimberlite oder Katalysatoren eingesetzt werden. Heute wird fast die Lamproite gebunden sind, also keine Bildungen aus Hälfte des Bedarfs an Industriediamanten synthetisch dem Erdmantel darstellen. Carbonados treten hauptsäch- hergestellt (2006: 113 t, davon 52 t in den USA); diese sehr lich als detritische Schwerminerale in metamorphen energieintensiven industriellen Produkte sind auf dem, 58 2 · Elemente Weltmarkt nur deswegen konkurrenzfähig, weil der Weltmarktpreis für natürliche Diamanten durch ein Kar- tell künstlich hoch gehalten wird. Außerhalb seines Sta- bilitätsfeldes wird Diamant mit der CVD-Synthese (Chemical Vapour Deposition) aus heißen Gasen abge- schieden. Dabei gelingt heute die Züchtung von reinen Einkristallen, die Dicken von 4,5 mm erreichen können (Hemley et al. 2005). Dieses Verfahren dient u. a. zur Be- schichtung von Materialien, Herstellung von Verbund- pulvern, Diamantfenstern als Sensoren in Raumsonden und Diamantstempelzellen für Hochdruck-Hochtem- peratur-Experimente (Abschn. 27.3.4, S. 493). Stabilität von Diamant und Graphit Diamant ist gegenüber Graphit die unter höheren Drücken stabile Modifikation des Kohlenstoffs. Das geht bereits aus seiner größeren Dichte bzw. dichteren Packung seiner Atome hervor. Unter niedrigem Druck Abb. 2.15. Druck-Temperatur-Diagramm mit der Gleichgewichtskurve ist Diamant gegenüber Graphit die metastabile Phase. Graphit/Diamant. Eingetragen ist ferner der subkontinentale geo- Die extrem langsame Umstellung des Diamantgitters in thermische Gradient (Änderung der Temperatur mit zunehmenderErdtiefe), dessen Verlauf in der Erdkruste und im oberen Erdmantel das Graphitgitter ist der Grund dafür, dass Diamant und sich mit geophysikalischen und petrologischen Methoden abschät- Graphit unter Zimmertemperatur und Atmosphären- zen lässt. (Nach Bundy et al. 1961 und Berman 1962; aus Ernst 1976) druck nebeneinander bestehen können. Für eine Um- wandlung von Graphit in Diamant als stabile Phase sind Schwefel, α -S mit zunehmend höherer Temperatur immer höhere Drücke notwendig, wie aus dem Druck-Temperatur- Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 2/m2/m2/m, oft Diagramm des Kohlenstoffs (Abb. 2.15) hervorgeht. in schönen aufgewachsenen Kristallen, meist mit bipyrami- Trägt man in dieses Diagramm zusätzlich den Verlauf daler Tracht; oft zwei Bipyramiden, von denen die steilere, eines (wahrscheinlichen) geothermischen Gradienten meistens {111}, vorherrscht, mit einem Längsprisma und ein, so deutet der Schnitt E bei rund 40 kbar (= 4 GPa) der Basis {001} kombiniert (Abb. 2.16a–c, 2.17). Bisweilen ist den nötigen Mindestdruck für die Diamantbildung an. anstelle der Bipyramiden das rhombische Bisphenoid {111} Ein solcher Belastungsdruck durch überlagerndes Ge- ausgebildet (erniedrigte Symmetrie: Abb. 2.16d). Viel häu- stein würde in rund 140 km Tiefe innerhalb des oberen figer tritt natürlicher Schwefel feinkristallin in Krusten oder Erdmantels erreicht sein. Demgegenüber ist Graphit Massen auf. Monokliner Schwefel (β-Schwefel) entsteht un- innerhalb der gesamten Erdkruste, an deren kontinen- terhalb seines Schmelzpunktes von 119 °C als Kristallrasen taler Untergrenze ein hydrostatischer Druck von im in Vulkankratern. Er geht bei Abkühlung unterhalb +95,6 °C Durchschnitt rund 10 kbar (= 1 GPa) geschätzt wird, die sehr bald in den rhombischen α-Schwefel über. stabile Form des Kohlenstoffs. Physikalische Eigenschaften. Moissanit, SiC Spaltbarkeit angedeutet Bruch muschelig, spröde Moissanit ist ein nichtmetallisches Carbid, das gelegent- Härte 1½–2 lich in Meteoriten, in Meteoritenkratern, im kosmischen Dichte 2,0–2,1 Staub sowie in Kimberliten, insbesondere als Einschluss Farbe, Glanz schwefelgelb, durch Bitumen braun, bei ge- in Diamanten vorkommt. Es tritt in mehreren Polytypen ringem Selengehalt gelborange gefärbt (Se- kubischer, hexagonaler und trigonaler Symmetrie auf; na- lenschwefel); auf Kristallflächen Diamant- türliches und synthetisches SiC hat überwiegend die glanz, auf Bruchflächen Fett- bzw. Wachs- Kristallklasse 6mm. Wegen seiner großen Härte von 9½ glanz. In dünnen Splittern durchscheinend wird SiC zur Verwendung als Schleif- und Poliermittel Strich weiß (Carborund) großtechnisch hergestellt. Die Lichtbrechung ist höher als beim Diamant, weswegen SiC-Kristalle von Struktur. Die Elementarzelle der Struktur des rhombi- Edelsteinqualität gezüchtet und als Diamant-Imitationen schen Schwefels enthält die große Zahl von 128 Schwefel- verschliffen werden. atomen. 8 S-Atome bilden jeweils ein ringförmiges elek-, Literatur 59 Abb. 2.16. α-Schwefel: a–c Kristalle mit rhombisch-bipyramidalem Habitus; d mit disphenoidisch verzerrtem Habitus Abb. 2.18. a S8-Ringe des rhombischen Schwefels; b Elementarzelle mit 16 ringförmigen Molekülen S8, die in den Richtungen [110] und [111] geldrollenartig aneinandergereiht sind. Diese Richtungen entsprechen den morphologisch wichtigsten Zonen des Schwefel- kristalls. (Aus Klein u. Hurlbut 1985) Abb. 2.17. Schwefelkristalle, z.T. mit braunen Überzügen aus Bitu- Wirtschaftliche Bedeutung. Herstellung von Schwefelsäu- men, auf Calcit, Agrigento, Sizilien. Bildbreite: 9 cm. Mineralogi- re, Vulkanisieren von Kautschuk, in der Zellstoffindustrie, sches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) als Schädlingsbekämpfungsmittel, in der Pyrotechnik. trisch geladenes Molekül, und die Elementarzelle enthält Weiterführende Literatur 16 derartige S8-Moleküle (Abb. 2.18). Die Bindungskräfte innerhalb der Ringe sind stark homöopolar. Zwischen den Anthony JW, Bideaux RA et al. (1990) Handbook of mineralogy, vol I: Ringmolekülen herrschen nur schwache Van-der-Waals- Elements, sulfides, sulfosalts. Mineral Data Publ, Tucson/Arizona Geim AK (2008) Wunderstoff aus dem Bleistift. Spektrum Wiss Bindungskräfte. Aus seiner Struktur erklären sich die August 2008, 86–93 schlechte Leitfähigkeit von Wärme und Elektrizität des Guerney JJ, Helmstaedt HH, le Roex AP, Nowicki TE, Richardson Schwefels, die niedrige Schmelz- und Sublimations- SH, Westerlund KJ (2005) Diamonds: Crustal distribution and Temperatur sowie die geringe Härte und Dichte. formation processes in time and space and an integrated deposit model. Econ Geol 100th Anniversary vol, p 143–177 Vorkommen. Schwefel wird aus vulkanischen Exhalatio- Harlow GE (ed) (1998) The nature of diamonds. Cambridge University Press, Cambridge nen und Thermen abgeschieden. Wirtschaftlich wichti- Harlow GE, Davies RM (2005) Diamonds. Elements 1:67–109 ger ist die sedimentäre Bildung aus der Reduktion von Heaney PJ, Vicenzi EP, De S (2005) Strange diamonds: The mysterious Sulfaten durch die Tätigkeit von Schwefelbakterien. origins of carbonado and framesite. Elements 1:85–89, 60 2 · Elemente Hemley RJ, Chen Y-C, Yan C-S (2005) Growing diamond crystals Ernst WG (1976) Petrologic phase equilibria. Freeman, San Francisco by chemical vapor deposition. Elements 1:105–108 Fehr T, Hochleitner R, Weiss S (1995) Sensationell: natürliche Pla- Huss GR (2005) Meteoritic nanodioamonds: Messengers from the tin-Kristalle aus Sibirien. Lapis 20(10):44–46 stars. 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Zitierte Literatur edition. Künzelsau Thalwil Salzburg

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Sulfide, Arsenide

und komplexe Sulfide (Sulfosalze) 3.1 Zu dieser Mineralklasse gehört die größte Anzahl der Erzminerale. Viele von ih- Metall-Sulfide mit nen sind opak, d. h. sie sind auch in Dünnschliffen von 20–30 µm Dicke undurch- M : S > 1 : 1 (meist 2 : 1) sichtig; sie besitzen Metallglanz mit unterschiedlichem Farbton. Nichtopake sul- fidische Erzminerale sind in dünnen Schichten durchscheinend, besitzen eine sehr 3.2 hohe Lichtbrechung und zeigen z. T. Diamantglanz. Alle geben auf rauher Por- Metall-Sulfide und zellanplatte einen diagnostisch verwertbaren Strich bei der Mineralbestimmung -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 nach äußeren Kennzeichen. In den Kristallstrukturen der Sulfide herrschen Mischbindungen zwischen me- 3.3 tallischen, heteropolaren und homöopolaren Bindungskräften vor. Insbesondere Metall-Sulfide, bei den auftretenden Schichtstrukturen trifft man auch Van-der-Waals-Bindungs- -Sulfarsenide und kräfte an. -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 Die Unterteilung erfolgt nach Gruppen mit abnehmendem Metall-Nichtmetall- Verhältnis (Strunz u. Nickel 2001): 3.4 Arsen-Sulfide 1. Metall-Sulfide etc. mit Metall (M) : Schwefel (S) > 1 : 1 (meist 2 : 1) 2. Metall-Sulfide etc. mit M : S = 1 : 1 3.5 3. Metall-Sulfide etc. mit M : S < 1 : 1 Komplexe Metall-Sulfide 4. Arsen-Sulfide (Sulfosalze) 5. Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze) Die früher im deutschen Sprachraum bewährte Einteilung dieser Mineralklasse in 4 Gruppen, nämlich Kiese, Glanze, Blenden und Fahle, besitzt für die Bestim- mung nach äußeren Kennzeichen eine gewisse Aussagekraft. Deswegen wer- den diese alten deutschen Bezeichnungen hinter den internationalen Mineral- namen in Klammern beigefügt., 62 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) 3.1 3.1 Farbe, Glanz rötlich bronzefarben auf frischer Bruch-

Metall-Sulfide mit M : S > 1 : 1 (meist 2 : 1) fläche, bunt (rot und blau) anlaufend,

zuletzt schwarz, Metallglanz Chalkosin (Kupferglanz), Cu2S Strich grauschwarz Ausbildung. Kristallformen sind relativ selten entwickelt, Struktur. Hoch-Bornit hat eine Kristallstruktur ähnlich gewöhnlich in kompakten Massen. Sphalerit. Diese geht unterhalb ca. 265 °C in die metastabi- le kubische Struktur des intermediären Bornits über, der Physikalische Eigenschaften. sich unterhalb ca. 200 °C in die stabile Tieftemperaturform Spaltbarkeit undeutlich nach {110} umwandelt. Tief-Bornit ist nicht – wie früher angenommen Bruch muschelig – tetragonal, sondern rhombisch 2/m2/m2/m. In seinem Härte 2½–3 Feinbau weist er komplexe Überstrukturen auf; Struktur- Dichte 5,5–5,8 defekte lassen große Variationen im Cu : Fe : S-Verhältnis zu. Farbe, Glanz bleigrau auf frischem Bruch, Metall- glanz, an der Luft matt und schwarz Chemismus. Zusammensetzung schwankt durch Löslichkeit anlaufend für Cu2S; etwas weniger für CuFeS2. Bornit weist innerhalb Strich grauschwarz, metallisch glänzend des Systems Cu-Fe-S ausgedehnte Mischkristallbildung auf. Struktur und Chemismus. Chalkosin ist dimorph, <103 °C Vorkommen. Vorwiegend hydrothermal gebildetes Erz- monoklin, >103 °C hexagonal. Es gibt mehrere ähnlich mineral, sekundär in der Zementationszone und sedimen- zusammengesetzte Minerale, deren komplizierte Bezie- tär als Imprägnation. Bornit verwittert leicht unter zwi- hungen bis jetzt nur teilweise geklärt sind. schenzeitlicher Bildung von Chalkosin und Covellin CuS Erwähnt sei hier der kubische Digenit, bei tiefen Tem- zu Azurit und Malachit. peraturen etwa Cu9S5; oberhalb ca. 75 °C ausgedehnte Mischkristallreihe von Cu7S4 bis Cu2S. Bedeutung. Bornit ist ein wichtiges Cu-Erzmineral. Vorkommen. Primäres, hydrothermal gebildetes Erzmine- Argentit und Akanthit (Silberglanz), Ag2S ral, sekundär in der Zementationszone von Kupferlager- stätten. Chalkosin verwittert leicht unter Bildung von Ausbildung. Kristalle von Argentit zeigen kubische For- Cuprit Cu2O, mitunter ged. Kupfer und letztlich zu Cu- men, häufig dominiert die würfelige Tracht. Meist derb Hydrokarbonaten wie Azurit und Malachit. und massig, als sog. Silberschwärze pulverig. Gelegent- lich pseudomorph nach ged. Silber. Bedeutung. Chalkosin und Digenit sind sehr wichtige Cu- Erzminerale. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bornit (Buntkupferkies), Cu5FeS4 Bruch geschmeidig, mit dem Messer schneid- bar; aus Silberglanz wurden in frühe- Ausbildung. Kristallformen sind seltener, bisweilen Aggre- rer Zeit Münzen geprägt gate verzerrter Würfel, meist als massiges Erz. Härte 2–2½ Dichte 7,3 Physikalische Eigenschaften. Farbe, Glanz auf frischer Schnittfläche bleigrauer Spaltbarkeit selten deutlich Metallglanz, unter Verwitterungsein- Bruch muschelig fluss matter Überzug und schwarz an- Härte 3 laufend, schließlich pulveriger Zerfall Dichte 4,9–5,1 Strich dunkelbleigrau, metallisch glänzend Tabelle 3.1. Metall-Sulfide mit M: S > 1 : 1, 3.2 · Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 63 Struktur. Argentit kristallisiert kubisch flächenzentriert ist nahe 1 : 1; gewöhnlich enthält Pentlandit auch und entsteht unter höherer Temperatur, bei Abkühlung etwas Co. Umwandlung in den monoklinen Akanthit. Vorkommen. Zusammen mit Pyrrhotin meistens als liquid- Vorkommen. Primäres, hydrothermal gebildetes Erz- magmatische Ausscheidung, z. B. in der bedeutenden mineral; als Einschluss im Galenit PbS; sekundär in der Nickellagerstätte von Sudbury, Ontario, Kanada. Zementationszone. Bedeutung. Pentlandit ist das wichtigste Ni-Erzmineral. Bedeutung. Wichtiges Ag-Erzmineral, auch als wesentli- cher Silberträger im Galenit. Nickel als metallischer Rohstoff. Ni ist in erster Linie ein wich- tiger Stahlveredler. Nickelstahl enthält 2½–3½ % Ni, dabei Pentlandit, (Ni, Fe)9S8 erhöht Ni die Festigkeit und Korrosionsbeständigkeit des Stahls. Verwendung als Legierungsmetall in Form von Hoch- Ausbildung. Gewöhnlich bildet Pentlandit Körner oder temperaturwerkstoffen in der Kraftwerkstechnik, im Turbi- flammenförmige Entmischungslamellen im Pyrrhotin, nen- und im chemischen Apparatebau sowie in der Galva- kommt aber auch in körnigen Aggregaten zusammen mit notechnik, als Münzmetall, Nickelüberzug, Katalysator etc. diesem vor (Abb. 19.7, S. 304). 3.2 3.2 Physikalische Eigenschaften. Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 Spaltbarkeit deutlich nach {111} Bruch spröde Galenit (Bleiglanz), PbS Härte 3½–4 Dichte 4,6–5 Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, häufig gut ausgebil- Farbe, Glanz bronzegelb, Metallglanz dete Kristalle bis zu beträchtlicher Größe aus zahlreichen Strich schwarz Fundorten; als Kristallformen (Abb. 3.1, 3.2) herrschen vor: {100} und {111} allein oder in Kombination (als sog. Unterscheidende Eigenschaft. Im Unterschied zu Pyrrhotin Kubooktaeder), daneben das Rhombendodekaeder {110} nicht magnetisch. und das Trisoktaeder {221} und andere Formen. Gewöhn- lich körnig oder spätig, oft feinkörnige bis dichte Erze Struktur und Chemismus. Pentlandit hat eine Spinell- bildend, bisweilen stark deformiert und gestriemt (sog. struktur (Abb. 5.2, S. 83). Das Verhältnis von Fe : Ni Bleischweif), Gleitzwillinge. Tabelle 3.2. Metall-Sulfide und -Arsenide mit M: S ≈ 1 : 1 Abb. 3.1. Galenit, verbreitete Flächenkombi- nationen; a Kubooktaeder: Kombi- nation Würfel {100} und Oktaeder {111}; b Würfel {100}, Oktaeder {111}, vorherrschend c, d verschie- dene Kombinationen aus Würfel {100}, Oktaeder {111}, Rhomben- dodekaeder {110}, Trisoktaeder {221} und Ikositetraeder {322}, 64 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) schiebung von ½a (a = Würfelkante) ineinandergestellt sind. Die Bindungskräfte im Gitter sind ausgesprochen metallisch. Chemismus. PbS, Galenit weist gewöhnlich einen geringen Silbergehalt auf, meist zwischen 0,01 und 0,3 %, mitunter bis zu 1 %. Dieser geht nur teilweise auf einen diadochen Einbau von Ag im Galenitgitter zurück, häufiger auf Ein- schlüsse unterschiedlicher Silberminerale, vorwiegend von Ag-reichem Fahlerz (Freibergit; S. 75), Polybasit (Ag,Cu)16Sb2S11, Proustit-Pyrargyrit (S. 73f), ged. Ag (S. 49), Silberglanz (S. 62) u. a. Vorkommen. Zusammen mit Sphalerit weltweit verbrei- tet auf hydrothermalen Gängen und als hydrothermale Verdrängungsbildung in Kalksteinen, selten als sedi- mentäre Bildung. Ein imponierendes Beispiel für eine metamorphe Blei-Silber-Zink-Lagerstätte ist Broken Hill in New South Wales, eine der größten Erzanhäufungen der Erde. Bedeutung. Wichtigstes und häufigstes Pb-Erzmineral und wegen seiner großen Verbreitung zugleich auch wichtigstes Silbererz. Abb. 3.2. Kristalle von Galenit in der Form des Kubooktaeders mit {100} und {111}, zusammen mit Calcit. Dalnegorsk, Primorskij Kraj Blei als metallischer Rohstoff. Verwendung für Akkumula- (Ostsibirien). Bildbreite ca. 4 cm. Mineralogisches Museum der toren, Bleikabel, Bleiplatten, als Legierungsmetall, Tetra- Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) äthylblei (Antiklopfmittel im Benzin). Abb. 3.3. Sphalerit (Zinkblende), α -ZnS Kristallstruktur von Galenit Ausbildung. Kristallklasse 43m, kommt in gut ausgebil- deten Kristallen vor (Abb. 3.4), oft tetraedrische Tracht; bei einer Kombination des positiven mit dem negativen Tetraeder lassen sich die beiden verschiedenen Tetrae- der durch die Art ihres Glanzes und ihrer Ätzfiguren un- terscheiden. Weitere verbreitete Form ist das Rhomben- dodekaeder {110}, bisweilen in Kombination mit dem po- Physikalische Eigenschaften. sitiven und negativen Tristetraeder {311} und {311}. Spaltbarkeit {100} vollkommen Durch wiederholte Verzwillingung nach einer Tetraeder- Härte 2½–3 fläche ist die Form der Kristalle oft schwer bestimmbar. Dichte 7,4–7,6 Darüber hinaus ist Sphalerit besonders als spätiges oder Farbe, Glanz bleigrau, gelegentlich matte Anlauffar- feinkörniges Erz weit verbreitet. ben, starker Metallglanz auf den fri- schen Spaltflächen Strich grauschwarz Struktur. Die PbS-Struktur (Abb. 3.3) entspricht geomet- risch der NaCl-Struktur. Jedes Pb-Atom ist oktae- drisch von 6 S, jedes S-Atom seinerseits von 6 Pb eben- falls oktaedrisch, d. h. mit der Koordinationszahl [6] umgeben. Abb. 3.4. Kristalltracht und Habitus bei Sphalerit; a tetraedrische Die Galenitstruktur besteht aus zwei kubisch-flächen- Tracht; b das Rhombendodekaeder dominiert; c Zwillingsver- zentrierten Teilgittern von Pb bzw. S, die mit einer Ver- wachsung nach (111), 3.2 · Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 65 Abb. 3.6. Kristallstruktur von Sphalerit einander verschoben und ineinandergestellt. Jedes Zn- Atom ist tetraedrisch von 4 S-Atomen und jedes S-Atom von 4 Zn-Atomen umgeben. Die gegenseitige Koordina- tionszahl ist [4]. Man kann auch die Sphaleritstruktur aus der Diamantstruktur (Abb. 2.9a, S. 54) ableiten, der- art, dass man eine Hälfte der C-Atome der Diamantstruk- tur durch Zn und die andere Hälfte durch S ersetzt. (Die Symmetrie der Kristallklasse wird damit von 4/m32/m auf 43m erniedrigt). Im Unterschied zur Diamantstruktur sind die Bindungskräfte in der Sphaleritstruktur nicht rein homöopolar, sondern besitzen einen heteropolaren An- teil. Daraus erklärt sich insbesondere auch die unter- schiedliche Lage der Spaltflächen bei Sphalerit und Dia- mant: {110} gegenüber {111}. Chemismus. Sphalerit enthält fast immer Fe, d. h. es han- Abb. 3.5. Schalenblende. Olkusz (Polen). Mineralogisches Museum delt sich dann um Mischkristalle zwischen ZnS und FeS, der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) mit maximal 26 Mol.-% FeS. Mit zunehmendem Fe-Ge- halt wird Sphalerit immer dunkler gefärbt. Daneben ent- Als Schalenblende (Abb. 3.5) werden Stücke mit hält Sphalerit gewöhnlich auch Mn und Cd, in geringen feinstängeliger, schalig-krustenartiger Struktur und Mengen auch die seltenen Metalle In, Ga, Tl und Ge. nierenförmiger Oberfläche bezeichnet. Es handelt sich nur teilweise um reinen Sphalerit, häufiger um Verwachsungs- Stabilitätsbeziehung. Sphalerit ist bei Atmosphärendruck aggregate von Zinkblende und Wurtzit ± Galenit, ± Pyrit/ und gewöhnlicher Temperatur gegenüber dem im Fol- Markasit oder seltener auch um Wurtzit allein. genden zu besprechenden Wurtzit die stabile Modifika- tion von ZnS. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {110} vollkommen, spröde Vorkommen. Zusammen mit Galenit auf hydrothermalen Härte 3½–4 Gängen, als Verdrängungsbildung im Kalkstein, auch Dichte 3,9–4,1 synsedimentär und submarin-exhalativ (Black Smoker: Farbe, Glanz weiß (selten), gelb (sog. Honigblende), Abb. 21.8, 21.9, S. 330). braun bis rot (sog. Rubinblende), ölgrün oder schwarz. Oft starker (blendeartiger) Bedeutung. Wichtigstes und häufigstes Zn-Erzmineral. Glanz (Diamantglanz), besonders auf Als Beiprodukte werden die anderen genannten Elemen- Spaltflächen. Durchsichtig bis lediglich te, besonders Cd, bei der Verhüttung von Zinkerzen mit- kantendurchscheinend, niemals völlig gewonnen. Wegen der Giftigkeit von Cd sollten für Zink- opak hütten strenge Umweltschutz-Auflagen gelten. Strich gelblich bis dunkelbraun, niemals schwarz Zink als metallischer Rohstoff. Verzinken von Eisen, für Drähte und Bleche, wichtiges Legierungsmetall (Mes- Struktur. Zn und S bilden für sich allein je ein flächen- sing), Verwendung in galvanischen Elementen. Außer- zentriertes kubisches Gitter (Abb. 3.6). Geometrisch sind dem findet Zinkblende in geringeren Mengen unmittel- diese beiden Gitter um ¼ ihrer Raumdiagonalen gegen- bare Verwendung bei der Herstellung von Zinkweiß und, 66 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Lithopon. Das als Beiprodukt gewonnene Cadmium wird Physikalische Eigenschaften. in Ni-Cd- und Ag-Cd-Batterien, als Bestandteil leicht Spaltbarkeit fehlt schmelzender Legierungen (Wood-Metall), in der Reak- Bruch muschelig tortechnik, als Korrosionsschutz und als Farbstoff ver- Härte 3½–4, viel geringer als diejenige von wendet. Pyrit FeS2 Dichte 4,1–4,3 Wurtzit, β -ZnS Farbe, Glanz grünlich-gelber bis dunkelgelber (mes- singfarbener) Metallglanz, oft bunt an- Ausbildung. Kristallklasse 6mm. Häufig in büscheligen gelaufen oder radialfaserigen Aggregaten, oft zusammen mit Strich schwarz bis grünlich-schwarz Sphalerit als Verwachsung in der Schalenblende, pyra- midal-kurzsäulige Kristalle sind unvollkommen ausge- Struktur. Die Kristallstruktur von Chalkopyrit (Abb. 3.8) bildet und relativ selten. ist aus derjenigen der Zinkblende durch Verdoppelung der Elementarzelle bei gleichzeitigem Ersatz von zwei Zn Physikalische Eigenschaften. Die physikalischen Eigen- durch Cu und Fe ableitbar. Die enge Strukturverwandt- schaften sind denen von Sphalerit sehr ähnlich, vollkom- schaft zwischen Chalkopyrit und Sphalerit führt zu mi- mene Spaltbarkeit nach {1010}, nach (0001) deutlich. kroskopisch feinen orientierten Verwachsungen beider Minerale. Struktur. Die Koordinationsverhältnisse in der Wurtzit- struktur gleichen denen der Sphaleritstruktur. So ist Zn Vorkommen. Chalkopyrit ist das verbreitetste Cu-Erzmi- von vier S, S von vier Zn tetraedrisch umgeben. Unter- neral. Liquidmagmatisches Ausscheidungsprodukt zu- schiede bestehen durch die Art der Überlagerung der sammen mit Magnetkies und Pentlandit. In hydrother- dichtest besetzten Anionenebenen in den beiden Gittern. malen Gängen und Imprägnationen, insbesondere in por- Die Sphaleritstruktur gleicht hiernach einer kubisch phyrischen Kupfer-Lagerstätten (Porphyry Copper Ores; dichten, die Wurtzitstruktur einer hexagonal dichten Abschn. 21.2.4, S. 318ff), in Form von Stöcken (sog. Kies- Kugelpackung. stöcken) und Lagern in massiven Sulfiderzlagerstätten. Durch rezente submarin-exhalative Tätigkeit bildet sich Stabilitätsbeziehung. Wurtzit ist zwar die Hochtempera- Chalkopyrit zusammen mit anderen Sulfiden an mittel- turmodifikation von ZnS, kann sich aber auch metasta- ozeanischen Rücken (Black Smoker: Abb. 21.8, 21.9, S. 330). bil bei niedrigen Temperaturen aus sauren Lösungen bil- Bei seiner Verwitterung entsteht ein inhomogenes den. Hohe Cd-Gehalte begünstigen ebenfalls die Bildung Verwitterungserz (Kupferpecherz bzw. Ziegelerz), das aus von Wurtzit. Azurit Cu3[OH/CO3]2, Malachit Cu2[(OH)2/CO3], Cuprit Cu2O, Covellin CuS, Bornit, viel Brauneisenerz (Limonit) Chalkopyrit (Kupferkies), CuFeS2 FeOOH und anderen Mineralen besteht. Ausbildung. Kristallklasse 42m, bei den Kristallformen ist Bedeutung. Chalkopyrit ist nach Chalkosin das wirt- das tetragonale Bisphenoid vorherrschend, häufig kom- schaftlich wichtigste Cu-Erzmineral. biniert mit dem negativen Bisphenoid und dem tetrago- nalen Skalenoeder (Abb. 3.7). Gewöhnlich Zwillings- Abb. 3.8. verwachsungen nach (111) und stark verzerrte Kristalle. Kristallstruktur von Meist kommt Chalkopyrit in derben bis feinkörnigen Chalkopyrit Massen vor. Abb. 3.7. Kristalltrachten bei Chalkopyrit; a das tetragonale Bisphe- noid {111} herrscht vor; b Kombination eines steilen tetragonalen Bisphenoids {772} mit tetragonalem Skalenoeder {212}; c Zwilling nach Art der Spinellverzwillingung, 3.2 · Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 67 Enargit, Cu3AsS4 Pyrrhotin (Magnetkies), FeS–Fe5S6 Ausbildung. Kristallklasse mm2, rhombisch (pseudohexago- Ausbildung. Äußere Kristallform 6/m2/m2/m, die hexago- nal), die prismatischen Kristalle sind nach c gestreckt und nale Hochtemperaturmodifikation ist oberhalb ~300 °C vertikal gestreift, auch tafelig nach (001); Drillinge. Gewöhn- stabil. Ausgebildete Kristalle sind nicht sehr häufig, so als lich derb in strahligen oder spätig-körnigen Aggregaten. 6-seitige Tafeln aus Basispinakoid {0001} und schmalem Prisma, vielfach rosettenförmig oder buchstapelartig Physikalische Eigenschaften. angeordnet (Abb. 3.9). Meistens jedoch derb und einge- Spaltbarkeit {110} vollkommen, {100} und {010} deut- sprengt, körnig bis blättrig. lich Bruch uneben, spröde Physikalische Eigenschaften. Härte 3½ Spaltbarkeit nach (0001) und {1120} in grobkör- Dichte 4,5 nigen Stücken deutlich Farbe, Glanz grau bis grauschwarz, blendeartiger Bruch muschelig, spröde Glanz, opak Härte 4 Strich schwarz Dichte 4,6–4,7 Farbe, Glanz hell bronzefarben, mattbraun anlau- Struktur. Die Kristallstruktur ist derjenigen des Wurtzits fend, Metallglanz ähnlich, wobei ¾ des Zn durch Cu und ¼ durch As ersetzt Strich grauschwarz sind; dadurch kommt es zur Erniedrigung der Symmetrie. Weitere Eigenschaft meist ferromagnetisch Chemismus. As kann bis zu 6 % durch Sb ersetzt sein, et- Struktur. Die Kristallstruktur des Pyrrhotins entspricht was Fe und Zn sind gewöhnlich eingebaut. dem NiAs-Typ mit S auf den As-Positionen und Fe auf den Ni-Plätzen. Dabei besitzt Pyrrhotin meist einen Unterschuss Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen, als Verdrän- an Fe relativ zu S, wobei die Zusammensetzung zwischen gung und Imprägnation. Bedeutung. Enargit ist örtlich ein wichtiges Cu-Erzmineral. Nickelin (Niccolit, Rotnickelkies), NiAs Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, nur sehr selten Kristallformen, gewöhnlich in derben, körnigen Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {1010} und (0001) nur bisweilen erkennbar Bruch muschelig, spröde Härte 5–5½ Dichte 7,8 Farbe, Glanz hell kupferrot, dunkler anlaufend, Me- tallglanz, opak Strich bräunlichschwarz Struktur. Kristallisiert in der NiAs-Struktur, einem wich- tigen Strukturtyp. Dieser kann durch eine hexagonal dichte Packung von As-Atomen beschrieben werden, in deren oktaedrischen Lücken die Ni-Atome sitzen; etwas As kann durch Sb diadoch ersetzt sein. Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen. Abb. 3.9. Übereinander gestapelte Kristalle von Pyrrhotin neben Quarz (Bergkristall). Dalnegorsk, Primorskij Kraj (Ostsibirien). Bedeutung. Nickelin ist ein lokal bedeutsames Ni-Erz- Bildbreite ca. 3 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würz- mineral. burg. (Foto: K.-P. Kelber), 68 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Fe5S6 und Fe10S11variiert; die fehlenden Fe-Atome führen Physikalische Eigenschaften. zu Leerstellen in der Struktur: Subtraktions-Baufehler. Spaltbarkeit nach {1010} ziemlich vollkommen Strukturbestimmungen haben gezeigt, dass es in Abhän- Härte 2–2½ gigkeit von Temperatur und Fe-Gehalt zahlreiche hexa- Dichte 8,1 gonale, rhombische und monokline Strukturvarietäten Farbe und Strich rot, Diamantglanz, in dünnen Schüpp- (Polytypen) gibt. Im Troilit FeS, dessen Auftreten auf Me- chen durchscheinend, oft durch Ein- teorite beschränkt ist, sind alle Fe-Positionen besetzt. schlüsse von Bitumen verunreinigt (sog. Lebererz der Lagerstätte Idrija) Vorkommen. Häufiges Sulfid-Erzmineral, als akzessori- scher Gemengteil in magmatischen und metamorphen Kristallstruktur. Kann beschrieben werden als eine in Gesteinen; angereichert in liquidmagmatischen und me- Richtung der Raumdiagonale deformierte PbS-Struktur. tamorphen Erzlagerstätten, auch in Pegmatiten und auf Dabei nimmt Hg die Position von Pb ein. hydrothermalen Gängen. Vorkommen. Als hydrothermale Imprägnation und Ver- Chemismus. Im „Nickelmagnetkies“ liegen die Nickelgehalte drängung in tektonisch gestörtem Nebengestein. und untergeordnete Co-Gehalte als Entmischungslamellen von Pentlandit (Ni,Fe)9S8 vor (Abb. 19.7, S. 304). Bedeutung. Cinnabarit ist das wichtigste Hg-Erzmineral. Bedeutung. Der Pentlandit-führende Pyrrhotin ist ein Verwendung von Quecksilber. Legierungsmetall, haupt- sehr wichtiges Ni-Erz. Reiner Pyrrhotin ist kein Eisenerz- sächlich als Zinn-Kupfer-Edelmetall (Ag,Au)-Amalgam mineral, wird aber gelegentlich zur Herstellung von Ei- in der Zahntechnik, für verschiedene Chemikalien und senvitriol oder Polierrot verwendet. in physikalischen Geräten. 3.3 Covellin (Kupferindig), CuS 3.3

Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide

Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, selten tafelige mit M : S ≤ 1 : 2 (Tabelle 3.3) Kristalle, gewöhnlich derb, feinkörnig oder spätig. Stibnit (Antimonit, Antimonglanz), Sb2S3 Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit vollkommen nach (0001) Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, rhombische, Härte 1½–2 nach c gestreckte, oft flächenreiche Kristalle (Abb. 3.10), Dichte 4,6–4,8 meist vertikal gestreift, spieß- und nadelförmig, biswei- Farbe, Glanz blauschwarz bis indigoblau, halbmetalli- len büschelig oder wirr-strahlig aggregiert. Häufig // b scher Glanz, in dünnen Blättchen durch- wellenförmige, geknickte, gebogene oder gedrehte scheinend; wegen seiner sehr hohen Dis- Kristalle. Als Erz häufig in derb-körnigen bis dichten persion der Lichtbrechung verändert Massen. Covellin seine Farbe bei Einbettung in Flüssigkeiten, er wird in Wasser violett, Physikalische Eigenschaften. in hochlichtbrechenden Ölen rot Spaltbarkeit sehr vollkommmen nach {010} mit Strich bläulichschwarz häufiger Translation in (010) // der c-Achse. Dadurch entsteht Horizontal- Struktur. Schichtgitter. streifung auf den leicht wellig verbo- genen Spaltflächen Vorkommen und Bedeutung. Covellin bildet keine selbstän- Härte 2–2½ digen Lagerstätten. In relativ kleinen Mengen kommt er Dichte 4,5–4,6 in Kupfersulfid-haltigen Erzen als Sekundärmineral vor. Farbe, Glanz bleigrau, läuft metallschwärzlich bis bläulich an, starker Metallglanz, opak Cinnabarit (Zinnober), HgS Strich dunkelbleigrau Ausbildung. Kristallklasse 32, bildet nur selten deutliche Struktur. Die Kristallstruktur weist Doppelketten // c ent- rhomboedrische bis dicktafelige Kristalle, meist derb- sprechend der Streckung der Kristalle auf. körnige bis dichte oder erdige Massen in Imprägnationen. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Abb. 3.10. Stibnit, nadelförmig nach c gestreckte Flächenkombination Bedeutung. Stibnit ist das wichtigste Sb-Erzmineral., 3.3 · Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 69 Tabelle 3.3. Metallische Sulfide, Sulfarsenide und Arsenide mit M: S ≤ 1 : 2 Verwendung. Antimon als Legierungsmetall, besonders in sowie zur Herstellung hochwarmfester Legierungen ver- Blei- und Zinn-Legierungen, z. B. in Letternmetall, wendet. Molybdänit wird wegen seiner geringen Härte Schrot- und Lötzinn, als Hartblei, Zusatz von Akkumu- und vollkommenen Spaltbarkeit als Trockenschmier- latorenblei; reinstes Sb in der Halbleiter-Technik. stoff und in zusammengesetzten Schmierstoffen eingesetzt. Molybdänit (Molybdänglanz), MoS2 Pyrit (Eisenkies, Schwefelkies), FeS2 Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, hexagonale, un- Ausbildung. Kristallklasse kubisch disdodekaedrisch 2/m3, vollkommen ausgebildete Tafeln, meistens in krumm- formenreich und auch in gut ausgebildeten Kristallen weit blättrigen, schuppigen Aggregaten. verbreitet. Als häufigste Form treten auf: Würfel {100}, Pentagondodekaeder {210}, Oktaeder {111} und Disdo- Physikalische Eigenschaften. dekaeder {321}, häufig auch miteinander kombiniert Spaltbarkeit sehr vollkommen nach (0001), sehr (Abb. 3.11, 3.12). Die Würfelflächen des Pyrits sind meist biegsame, unelastische Spaltblättchen gestreift, was die niedriger symmetrische Kristallklasse Härte 1–1½, sehr gering (2-zählige statt 4-zähliger Drehachse a) andeutet. Es han- Dichte 4,7–4,8 delt sich um eine Wachstumsstreifung (sog. Kombinati- Farbe, Glanz bleigrau, Metallglanz onsstreifung) im aufeinanderfolgenden Wechsel von Wür- Strich dunkelgrau fel- und Pentagondodekaederfläche. Durchkreuzungs- Weitere Eigenschaft fühlt sich fettig an und färbt ab Zwillinge sind nicht selten („Eisernes Kreuz“). Als Ge- mengteil von Erzen ist Pyrit meist wegen gegenseitiger Struktur. Hexagonale Schichtstruktur mit // (0001) ver- Wachstumsbehinderung körnig ausgebildet. laufenden MoS2-Schichten, die in sich valenzmäßig ab- gesättigt sind. Zwischen den Schichten schwache Van-der- Waals-Bindungskräfte, woraus sich die vollkommene Spaltbarkeit nach (0001) erklärt. Chemismus. MoS2 mit einem geringen Gehalt an Rheni- um, bis zu 0,3 %. Vorkommen. In Pegmatit-Gängen, als Imprägnationen in porphyrischen Molybdän-Lagerstätten. Bedeutung. Molybdänit ist das wichtigste Mo-Erzmineral. Verwendung. Molybdän ist ein wichtiger Stahlveredler Abb. 3.11. Kristalltrachten bei Pyrit; a Würfel mit Kombinationsstrei- (Molybdänstahl), legiert in Gusseisen, Verwendung in der fung; b Pentagondodekaeder {210}; c Kombination Pentagondodeka- eder {210} und Würfel {100}; d, e Kombination Oktaeder {111} mit Pen- Elektrotechnik. Wegen seines hohen Schmelzpunkts wird tagondodekaeder {210}; f Durchdringungszwilling mit [001] als Zwil- Mo als Reaktormetall und Baustoff in der Raketentechnik lingsachse, 70 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Abb. 3.13. Kristallstruktur von Pyrit (s. Text) metrie. Jedes Fe-Atom hat 6 S-Nachbarn im gleichen Ab- stand. Innerhalb der S2-Hantel herrscht eine ausgespro- chene Atombindung, zwischen ihr und dem Fe-Atom ist die Bindung metallisch. Chemismus. Fe kann durch kleine Mengen von Ni oder Co ersetzt sein; mitunter winzige Einschlüsse von ged. Au. Vorkommen. Pyrit ist das weitaus häufigste Sulfidmineral. Er besitzt ein weites Stabilitätsfeld und kommt über- all dort vor, wo sich nur irgendwie eine stoffliche Vor- aussetzung bietet; er bildet oft mächtige Pyritlager (Kieslager, massive Sulfiderz-Lagerstätten), ist Bestand- teil der meisten sulfidischen Erze, akzessorischer Ge- mengteile in vielen mafischen Gesteinen. Er tritt als Imprägnation oder Konkretion in vielen Sedimentge- Abb. 3.12. Kristallgruppe von Pyrit mit der Flächenkombination steinen auf, in denen er sich im Sauerstoff-freien bis Pentagondodekaeder {210} und Würfel {100} mit charakteristischer Streifung. Pasto Bueno (Peru). Bildbreite ca. 9 cm. Mineralogisches -armen (anaeroben) Milieu bildet, und zwar nicht selten2+ 3+ Museum der Universität Würzburg, Sammlung Schröder. (Foto: aus dem Thiospinell Greigit Fe Fe2 S4 als Vorläufer- K.-P. Kelber) phase. Der atmosphärischen Verwitterung ausgesetzt, geht Pyrit über verschiedene Zwischenverbindungen Physikalische Eigenschaften. schließlich in Eisenoxidhydrat FeOOH (Limonit, Braun- Spaltbarkeit {100} sehr undeutlich eisenerz) über. Pseudomorphosen von Limonit nach Bruch muschelig, spröde Pyrit sind häufig. Härte 6–6½, für ein Sulfid ungewöhnlich hart (Unterscheidung von Chalkopyrit!) Bedeutung als Rohstoff. Aus Pyriterzen wird Schwefelsäure Dichte 5,0 gewonnen. Ihre Abröstungsrückstände, die sog. Kiesab- Farbe, Glanz lichtmessinggelber Metallglanz, mit- brände, werden als Eisenerz, Polierpulver und zur Her- unter bunt angelaufen, opak stellung von Farben verwendet. Örtlich wird Pyrit wegen Strich grün- bis bräunlichschwarz seines Goldgehalts als Golderz abgebaut. Unterscheidung von ged. Au Gold ist viel weicher, dehnbar und ge- Markasit, FeS2 schmeidig; es hat goldgelben Strich und eine vom Ag-Gehalt abhängige Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, rhombische Mo- gold- bis weißgelbe Farbe difikation von FeS2. Einzelkristalle (Abb. 3.14) gewöhn- lich tafelig nach {001}, seltener prismatisch nach [001], Struktur. Die Pyritstruktur (Abb. 3.13) hat geometrisch viel häufiger verzwillingt, als Viellinge in zyklischer Wie- große Ähnlichkeit mit der NaCl-Struktur bzw. der PbS- derholung in hahnenkammförmigen und speerartigen Struktur (Abb. 3.3): Die Na+-Plätze sind im Pyrit von Fe Gruppen (deshalb als Kammkies oder Speerkies bezeich- besetzt, während in den Schwerpunkten der Cl–-Ionen die net). Vielfach auch strahlig oder in Krusten als Überzug Zentren von hantelförmigen S2-Gruppen sitzen. Die anderer Minerale, dichte Massen. Achsen der S2-Hanteln liegen jeweils // zu den 3-zähligen Achsen, aber in unterschiedlicher Orientierung; dadurch Physikalische Eigenschaften. ergibt sich im Vergleich zum NaCl eine erniedrigte Sym- Spaltbarkeit {110} unvollkommen, 3.3 · Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 71 Bruch uneben, spröde Härte 6–6½ Dichte 4,8–4,9, etwas niedriger als diejenige des Pyrits Farbe, Glanz Farbe gegenüber Pyrit mehr grünlich- gelb, grünlich anlaufend, Metallglanz, opak Strich grünlich- bis schwärzlichgrau Abb. 3.14. Kristalltrachten bei Markasit; a Einkristall; b Zwillings- kristall; c Vielling (s. Text) Struktur. Die Kristallstruktur des Markasits besitzt bei verminderter Symmetrie enge Beziehungen zur Pyrit- struktur. Die Stabilitätsbeziehungen zwischen Pyrit und Markasit sind noch nicht ganz geklärt. Experimentelle Untersuchungen haben gezeigt, dass Markasit relativ zu Pyrit und Pyrrhotin oberhalb rund 150 °C die metastabile Phase darstellt. Auch seine Vorkommen in der Natur sprechen für eine niedrige Bildungstemperatur des Marka- sits; dabei entsteht Markasit bevorzugt aus sauren Lösungen. Ober- halb etwa 400 °C geht Markasit in Pyrit über. Abb. 3.15. Kristalltrachten bei Arsenopyrit; a einfachste Kombina- tion aus Vertikalprisma {110} und Längsprisma {014}; b flächen- Arsenopyrit (Arsenkies), FeAsS reichere Tracht, nach c gestreckt Ausbildung. Kristallklasse 2/m, monokline (pseudorhom- Cobaltin (Kobaltglanz), CoAsS bische) Kristalle sind prismatisch nach c oder nach a entwickelt. Die einfachste Tracht besteht aus einer Kom- Ausbildung. Kristallklasse 23, teilweise gut ausgebildete bination von Vertikal- und Längsprisma {110} und {014} Kristalle mit {210}, häufig kombiniert mit Oktaeder und (Abb. 3.15). Die Streifung auf den Flächen {014} // zur (seltener) Würfel, Würfelflächen gestreift wie bei Pyrit. a-Achse dient als ein Bestimmungskennzeichen. Meist in derben und körnigen Aggregaten. Zwillinge sind häufig, seltener auch Drillingsver- wachsungen. Verbreitet als derb-körnige Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} nicht immer deutlich Physikalische Eigenschaften. Bruch uneben, spröde Spaltbarkeit {110} einigermaßen deutlich Härte 5½ Bruch uneben, spröde Dichte 6,3 Härte 5½–6 Farbe, Glanz (rötlich) silberweiß, rötlichgrau anlau- Dichte 5,9–6,1 fend. Metallglanz, opak Farbe, Glanz zinnweiß, dunkel anlaufend oder auch Strich grauschwarz bunte Anlauffarben. Metallglanz, opak Strich schwarz Struktur. Dem Pyrit ähnliche Kristallstruktur, bei der un- ter Beibehaltung ihres gemeinsamen Schwerpunkts die Struktur. Die Kristallstruktur von Arsenopyrit leitet Hälfte der S2-Paare durch As ersetzt ist; dadurch ernied- sich aus der Markasitstruktur ab, wobei die Hälfte der rigt sich die Symmetrie. S-Atome durch As-Atome ersetzt ist. Dabei kommt es zur Erniedrigung der Symmerie von rhombisch zu mo- Chemismus. Theoretisch 35,4 % Co enthaltend, jedoch ist noklin. stets ein Teil des Co durch Fe ersetzt, und zwar bis zu 10 %. Chemismus. Arsenopyrit zeigt häufig Abweichungen im Vorkommen. Bisweilen auf hydrothermalen Gängen und Verhältnis As : S gegenüber der theoretischen Formel. metasomatischen Verdrängungs-Lagerstätten (Skarnerze). Darüber hinaus kann Fe durch Co oder Ni diadoch er- setzt sein. Ähnlich wie Pyrit enthält Arsenopyrit nicht Bedeutung. Wichtiges Co-Erzmineral. selten Einschlüsse von ged. Au. Verwendung von Kobalt. Legierungsmetall (Hochtempe- Vorkommen. Verbreitet in hydrothermalen Gängen. raturlegierungen), Metallurgie: Stahlveredler (Bestand- teil verschleißfester Werkzeugstähle), im Chemiebereich Bedeutung. Arsenopyrit ist das wichtigste As-Erzmineral. (Farben, Pigmente, Glasuren, Katalysatoren)., 72 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Löllingit, FeAs2 Rammelsbergit, NiAs2 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle prisma- Ausbildung. Rhombisch, kleine Kristalle, unter dem Erz- tisch entwickelt, meistens körnige bis stängelige Aggre- mikroskop feiner Lamellenbau und zudem verzwillingt. gate, derbe Massen. Keine sternförmigen Drillinge wie bei Safflorit. Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Ähnlich denen von Safflorit. Spaltbarkeit (001) deutlich Bruch uneben, spröde Chemismus. Diadocher Einbau von Fe, kaum jedoch von Härte 5, weicher als Arsenopyrit Co anstelle von Ni. Dichte 7,0–7,4 Farbe, Glanz im frischen Bruch heller als Arseno- Vorkommen. Wie Safflorit auf hydrothermalen Gängen. pyrit, graue Anlauffarben, Metall- glanz, opak Skutterudit (Speiskobalt), (Co,Ni)As3 – Nickel-Skutterudit Strich grauschwarz (Chloanthit), (Ni,Co)As3 Struktur. Markasit-Struktur. Lückenlose Mischkristallreihe. Chemismus. Das Fe/As-Verhältnis schwankt gegenüber Ausbildung. Kristallklasse 2/m3, Kristallformen: Würfel, der idealen chemischen Formel. Häufig Gehalte an S, Sb, Oktaeder, seltener Rhombendodekaeder und Pentagon- Co und Ni. Goldgehalte gehen auf winzige Einschlüsse dodekaeder {210} sowie deren Kombinationen. Meistens zurück. massig in dichtem bis körnigem Erz. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen, kontaktmeta- Physikalische Eigenschaften. somatisch. Spaltbarkeit fehlt Bruch uneben, spröde Bedeutung. Als Löllingit-Erz wirtschaftliche Bedeutung Härte 5½–6 für die Arsengewinnung. Dichte 6,4–6,8 Farbe, Glanz zinnweiß bis stahlgrau, Anlauffarben, Safflorit, CoAs2 Metallglanz, opak Strich grauschwarz bis schwarz Ausbildung. Monoklin-pseudorhombisch, winzige Kris- talle. Verbreitet sind die unter dem Erzmikroskop im Chemismus. Co und Ni werden stets durch etwas Fe ersetzt. Querschnitt hervortretenden sternförmigen Drillinge nach (011). Öfter derb-körnige oder feinstrahlige Ag- Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Bei beginnenden gregate. Verwitterungsprozessen bilden sich je nach Co/Ni-Ver- hältnis Überzüge mit pfirsichblütenfarbenem Erythrin Physikalische Eigenschaften. (Kobaltblüte) Co[AsO4]2 · H2O oder grünem Annabergit Spaltbarkeit kaum deutlich (Nickelblüte) Ni[AsO4]2 · H2O. Bruch uneben, spröde Härte 4½–5½ mit Fe-Gehalt wechselnd Bedeutung. Wirtschaftlich wichtige Co- und Ni-Erzminerale. Dichte 6,9–7,3 3.4 Farbe, Glanz zinnweiß, nachdunkelnd, Metallglanz, 3.4 opak Arsen-Sulfide Strich schwarz Realgar, As4S4 Chemismus. Diadocher Einbau von Fe, jedoch kaum von Ni anstelle von Co, d. h. es gibt keine Mischkristallreihe Ausbildung. Kristallklasse 2/m, monokline, kurzprismatische zwischen Safflorit und Rammelsbergit. Kristalle, vertikal gestreift und meist klein. Gewöhnlich kör- nig, auch als feiner Belag. Oft zusammen mit Auripigment. Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen. Physikalische Eigenschaften. Bedeutung. Co-Erzmineral. Safflorit ist viel verbreiteter Spaltbarkeit (010) und (210) ziemlich vollkommen als früher angenommen; er wurde häufig mit „Speisko- Bruch muschelig, spröde balt“ verwechselt (Ramdohr u. Strunz 1978). Härte 1½–2, 3.5 · Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze) 73 Tabelle 3.4. Arsen-Sulfide Dichte 3,4–3,5 3.5 3.5 Farbe, Glanz rot bis orange, diamantähnlicher Glanz Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze) bis Fettglanz, an den Kanten durch- scheinend bis durchsichtig, Zerfall un- AxBySn ter Lichteinwirkung Strich orangegelb mit A = Ag, Cu, Pb etc., B = As, Sb, Bi Die komplexen Sulfide (Sulfosalze) bilden eine rela- Struktur. Ringförmige Gruppen von As4S4 ähnlich den Ringen tiv große Gruppe verschiedenartiger Erzminerale; jedoch von S8 im Schwefel. Innerhalb der Ringe homöopolare, zwi- besitzen nur wenige eine größere Bedeutung. Sie unter- schen den Ringen schwache Van-der-Waals-Bindungskräfte. scheiden sich von den bisher besprochenen Sulfiden und Arseniden dadurch, dass As und Sb innerhalb ihrer je- Chemismus. 70,1 % As, 29,9 % S. weiligen Kristallstruktur mehr oder weniger die Rolle eines Metalls spielen; in den Arseniden und Antimon- Vorkommen. Tieftemperiert auf hydrothermalen Gängen und iden nehmen dagegen As und Sb die Position des S ein als Imprägnation zusammen mit Auripigment, Abscheidung (Tabelle 3.5). aus Thermen und als Sublimationsprodukt vulkanischer Gase. Verwitterungsprodukt As- und S-haltiger Erzminerale. Proustit (lichtes Rotgültigerz), Ag3[AsS3] – Pyrargyrit (dunkles Rotgültigerz), Ag3[SbS3] Bedeutung. Heute nur noch geringe Bedeutung in der Py- rotechnik und der Gerberei-Industrie. Beide Minerale kristallisieren im gleichen Gittertyp, doch bilden sie keine Mischkristallreihe. Sie besitzen ähnli- Auripigment, As4S6 che Kristallformen und physikalische Eigenschaften und treten in vergleichbaren Vorkommen auf. Ausbildung. Kristallklasse 2/m, die monoklinen Kristalle sind meist klein, tafelig nach (010) oder mit kurzpris- Ausbildung. Kristallklasse 3m. Mitunter schöne, flächen- matischem Habitus. Vorwiegend derbe Massen oder als und formenreich entwickelte ditrigonal-pyramidale Kris- pulvriger Anflug. Häufig zusammen mit Realgar. talle, besonders bei Pyrargyrit (Abb. 3.16). Tracht vor- wiegend prismatisch, mit dominierendem hexagonalen Physikalische Eigenschaften. Prisma {1120}, anderenfalls scheinbar skalenoedrisch Spaltbarkeit (010) ziemlich vollkommen bzw. rhomboedrisch durch Auftreten ditrigonaler {2131} Bruch in (010) biegsam oder trigonaler {1011} Pyramiden (Abb. 3.16, 3.17); Zwil- Härte 1½–2 linge sind verbreitet; daneben sehr häufig auch derb und Dichte 3,4–3,5 eingesprengt. Farbe, Glanz zitronengelb, blendeartiger Fettglanz, auf der Spaltfläche Perlmuttglanz, durch- Physikalische Eigenschaften. scheinend, Strich gelb Spaltbarkeit {1011} deutlich Bruch muschelig, spröde Struktur. As2S3-Schichten parallel (010). Innerhalb dieser Härte 2–2½ Schichten relativ feste homöopolare Bindungen, von Schicht Dichte 5,8 (Pyrargyrit), 5,6 (Proustit) zu Schicht nur schwache Van-der-Waals-Bindungskräfte. Die As-Atome sind jeweils von 3 S-Atomen umgeben. Abb. 3.16. Kristalltrachten bei Pyrar- Chemismus. 61 % As, 39 % S, bis zu 2,7 % isomorphe Ge- gyrit: hexagonales Prisma {1120}, trigonale Pyrami- halte an Sb. den {1011} {0112}, ditri- gonale Pyramiden {2131} Vorkommen. Häufig Umwandlungsprodukt von Realgar, und {1231} im übrigen Vorkommen wie Realgar. Bedeutung. Wird benutzt zur Herstellung IR-durchlässiger Gläser, in Foto-Halbleitern und als Pigment (Königsgelb)., 74 3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Tabelle 3.5. Wichtige Sulfosalze Farbe, Glanz, Strich Pyrargyrit: Im auffallenden Licht dunkelrot bis grauschwarz, im durch- fallenden Licht rot durchscheinend, starker blendeartiger Glanz, Strich kirschrot Proustit: Scharlach- bis zinnoberrot (Abb. 3.17), wird am Licht ober- flächlich dunkler, blendeartiger Diamantglanz, durchscheinend bis fast durchsichtig, Strich scharlach- bis zinnoberrot Die Unterscheidung zwischen Pyrargyrit und Prous- tit nach äußeren Kennzeichen allein ist dennoch nicht immer möglich! Struktur. Die Kristallstrukturen von Pyrargyrit und Proustit lassen sich als rhomboedrische Gitter beschrei- ben, in denen SbS3- bzw. AsS3-Gruppen die Ecken und das Zentrum einer rhomboedrischen Zelle besetzen. Die SbS3- und AsS3-Gruppen bilden flache Pyramiden mit einer Sb- bzw. As-Spitze, in deren Lücken sich die Ag- Atome befinden. Jedes S-Atom hat 2 Ag-Atome als nächs- te Nachbarn. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen mit anderen ed- len Silbermineralen. Abb. 3.17. Proustit mit vorherrschender ditrigonaler Pyramide Bedeutung. Pyrargyrit ist ein wichtiges und relativ häu- {2131}. Chanaracillo, Chile. Bildbreite ca. 2 mm. Mineralogisches figes Ag-Erzmineral, häufiger als Proustit. Beide kom- Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) men zusammen vor. Farbe, Glanz stahlgrau, grünlich bis bläulich. Tetra- Tennantit (Arsenfahlerz), Cu12[S/As4S12] – Tetraedrit edrit ist meistens dunkler als Tennan- (Antimonfahlerz), Cu12[S/Sb4S12] tit; fahler Metallglanz, in dünnen Split- tern nicht völlig opak Ausbildung. Kristallklasse 43m, Kristalle sind meist te- Strich grauschwarz bei Tetraedrit, rötlich- traedrisch ausgebildet (Abb. 3.18), Durchkreuzungs- grau bis rotbraun bei Tennantit zwillinge nicht selten. Häufig derb, eingesprengt oder körnig. Struktur. Die Kristallstruktur kann aus dem ZnS-Typ ab- geleitet werden. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit keine Chemismus. Fahlerze sind in erster Linie Kupferminerale, Bruch muschelig, spröde bei denen Teile des Cu durch Fe, Zn, Ag oder Hg diadoch Härte 3–4½ wechselnd mit der chemischen ersetzt sein können. Zwischen Tetraedrit (Antimonfahl- Zusammensetzung erz) und Tennantit (Arsenfahlerz) besteht außerdem eine Dichte 4,6–5,1 lückenlose Mischungsreihe. In selteneren Fällen kann, Literatur 75 Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Bedeutung. Fahlerze sind wichtige Erzminerale von Ag, Cu und örtlich auch von Hg.

Weiterführende Literatur

Abb. 3.18. Kristalltrachten bei Fahlerz; a Kombination Tetraeder {111} mit Tristetraeder {211}; b Tristetraeder {211}; c Kombination zweier Anthony JW, Bideaux RA et al. (1990) Handbook of mineralogy, Tetraeder {111} und {111} mit dem Würfel {100} (nur als schmale vol I: Elements, sulfides, sulfosalts. Mineral Data Publ, Tucson, diagonale Leisten erkennbar!) Arizona Ramdohr P, Strunz H (1978) Klockmanns Lehrbuch der Mineralo- zudem Bi das Sb diadoch ersetzen. Fe ist immer anwe- gie, 16. Aufl. Enke, Stuttgart Ribbe PH (ed) (1974) Sulfide mineralogy. Min Soc America Short send und kann bis zu 13 %, Zn maximal 8 % erreichen. Course Notes, vol 1, Chelsea Michigan Der nicht seltene Silbergehalt kann 2–4 %, im Freibergit Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz mineralogical tables, 9th edn. bis 18 % betragen. Hg kann im Schwazit bis zu 17 % aus- Schweizerbart, Stuttgart machen, der so ein wichtiges Hg-Erzmineral darstellt. Vaughan DJ (ed) (2006) Sulfide mineralogy. Rev Mineral Geochem 61,

Halogenide

Die Minerale dieser Klasse enthalten in ihren Strukturen große elektronegativ gela- dene Halogenionen Cl–, F–, Br– und J–. Diese sind mit ebenfalls relativ großen Kat- ionen von niedriger Wertigkeit koordiniert; der Bindungscharakter ist bevorzugt heteropolar. Ihre Strukturen besitzen z. T. die höchstmögliche Symmetrie 4/m–32/m, so die Minerale Halit, Sylvin und Fluorit. Die Minerale dieser Klasse sind farblos oder allochromatisch, d. h. durch Fremdionen oder Fremdeinschlüsse gefärbt. Sie besitzen eine geringe Dichte, niedrige Lichtbrechung, einen relativ schwachen Glanz und sind teilweise leicht in Wasser löslich. Tabelle 4.1. Die wichtigsten Halogenide, 78 4 · Halogenide Halit (Steinsalz), NaCl Abb. 4.2. Die NaCl-Struktur als Packungsmo- – Ausbildung. Kristallklasse 4/m 2/m, meistens Würfel {100}, dell. Die größeren Cl -Ionen bilden3 einen flächenzentrierten Würfel, in (Abb. 4.1) in körnig-spätigen Aggregaten auch als Gestein, dessen Kantenmitten sich die Na+- gelegentlich faserig. Pseudomorphosen von Ton nach Halit. Ionen befinden. Anionen und Katio- nen sind zueinander [6]-koordiniert Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen, Translation auf {110} Bruch muschelig, spröde Struktur. In der NaCl-Struktur besetzen Na+- und Cl–-Io- Härte 2 nen jedes für sich Punkte eines flächenzentrierten Wür- Dichte 2,1–2,2 fels (Abb. 4.2). Beide Teilgitter sind geometrisch um Farbe, Glanz farblos und durchsichtig, bisweilen ½ Kantenlänge gegeneinander verschoben und ineinan- rot oder gelb durch Einlagerung dergestellt. Jedes Na+ wird durch 6 Cl–, jedes Cl– durch von Hämatit oder Limonit, grau 6 Na+ oktaedrisch koordiniert. Die schwachen heteropo- durch Einschlüsse von Ton, braun- laren Bindungskräfte zwischen zwei großen einwertigen schwarz durch Bitumen. Die gele- Ionen bewirken die niedrige Härte. Die relativ dichte gentliche Blaufärbung des Halits ist Ionenbesetzung // {100} ist verantwortlich für die voll- an Gitterstörstellen verschiedener kommene Spaltbarkeit des Halits, zumal die Zahl der Art geknüpft, sog. Farbzentren, und Bindungen etwas kleiner ist als senkrecht zu jeder ande- wird durch Bestrahlung hervorge- ren möglichen Ebene. rufen. Die Strahlungsquelle ist je- doch noch nicht genau bekannt Vorkommen. Halit bildet einen Hauptbestandteil von Eva- Weitere Eigenschaften leicht wasserlöslich, salziger Ge- poriten (Ausscheidungs-Sedimenten), die mit Kalisalzen schmack und Anhydrit- bzw. Gipsgesteinen wechsellagern. Als Ausblühung in Steppen und Wüsten, am Rand von Salz- seen, als Sublimationsprodukt von Vulkanen. Wirtschaftliche Bedeutung. Als Gestein sehr wichtiger Roh- stoff in der chemischen Industrie zur Gewinnung von metallischem Natrium, Soda, Ätznatron, Chlorgas und Salzsäure; Verwendung als Gewerbesalz, z. B. zur Wasser- enthärtung, in der Futtermittelindustrie und als Konser- vierungsmittel, als Auftausalz (Streusalz) und als Speise- salz; Letzteres wird allerdings meist aus Salzsolen und Meeres-Salinen gewonnen. Sylvin, KCl Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, {100} häufig in Kom- bination mit {111}, meist körnig-spätige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Ähnlich wie diejenigen des Halits. Spaltbarkeit {100} vollkommen Härte 2 Dichte 1,99, wenig niedriger als die von Halit Farbe, Glanz mit Halit vergleichbar Unterscheidungsmerkmale gegenüber Halit: bittersalziger Geschmack, rötlichviolette Flammen- Abb. 4.1. Kristallgruppe von Halit (Steinsalz). Infolge von Skelett- färbung wachstum sind die Würfelflächen {100} nicht voll ausgebildet, son- dern nur durch die Kristallkanten markiert. Koehn Dry Lake, Kalifornien (USA). Bildbreite ca. 5 cm. Mineralogisches Museum Struktur. Mit Halit isotyp bei sehr ähnlichen Bindungs- der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) kräften., 4 · Halogenide 79 Chemismus. In den Salzlagerstätten enthält Sylvin nur sehr Dadurch wird ein Teil des Ca2+ zu me- wenig Na. Jedoch können Sylvin und Halit als Sublimati- tallischem Ca reduziert, das in kolloida- onsprodukt an Kraterrändern von Vulkanen bei Bildungs- ler Verteilung als farbgebendes Pigment temperaturen über 500 °C eine lückenlose Mischkristall- wirkt. F– wird zu F2-Gas oxidiert, das reihe bilden. Cl– im Sylvin kann bis zu 0,5 % durch Br– beim Zerschlagen dieser Fluorite ent- ersetzt sein. Der Einbau von Rb oder Cs anstelle von K weicht, z. B. beim sog. Stinkspat von Wöl- geht über Spuren nicht hinaus. sendorf in der bayerischen Oberpfalz Glanz Glasglanz, durchscheinend bis durch- Vorkommen. In Evaporiten und als Sublimationspro- sichtig dukt von Vulkanen. Sylvinit ist ein Gestein aus Sylvin und Halit. Struktur. Die Ca2+-Ionen bilden einen flächenzentrier- ten Würfel, dessen Achtelwürfel durch die F–-Ionen Wirtschaftliche Bedeutung. Sylvin als Gemengteil von Kalisal- zentriert sind, d. h. diese bilden einen einfachen Würfel zen ist Ausgangsprodukt für ein hochwertiges Kalidünger- von halber Kantenlänge (Abb. 4.5). Ca2+ ist dabei wür- salz; er ist Rohstoff in der chemischen Industrie zur Her- felförmig von 8 F– und F– tetraedrisch von 4 Ca2+ um- stellung von Kaliverbindungen und bei der Glasherstellung. geben. Die vollkommene Spaltbarkeit nach {111} ver- läuft // zu den Netzebenen, die nur mit einer Ionenart Fluorit (Flussspat), CaF2 besetzt sind. Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, gut ausgebildete kubi- Chemismus. In Yttrofluorit und Cerfluorit wird Ca2+ teil- sche Kristalle sind häufig, vorwiegend Würfel {100}, weise durch Y3+ bzw. Ce3+ ersetzt, wobei der Ladungs- (Abb. 4.3, 4.4) bisweilen kombiniert mit {111}, {110}, ausgleich durch zusätzlichen Einbau von der F– auf freie Tetrakishexaeder und Hexakisoktaeder, seltener {111} oder Gitterplätze erreicht wird; man spricht daher von Addi- {110} allein, weiterhin {100} als Durchdringungszwillinge tions-Baufehlern. nach (111) (Abb. 4.3). Zonarbau. Derb in spätigen bis fein- körnigen, auch farbig gebänderten Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {111} vollkommen Härte 4 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 3,0–3,5 Farbe fast in allen Farben vorkommend, ins- besondere grün, violett, gelb, farblos, auch schwarzviolett. Meist sind die Far- ben blass. Farbursache unterschiedlich: entweder durch Spurenelemente, Bau- fehler in der Struktur oder radioaktive Einwirkung. Viele Fluorite zeigen im UV-Licht eine starke Fluoreszenz, be- dingt durch den Eintritt von geringen Mengen an Seltenerd-Elementen in die Struktur anstelle des Ca2+. Die tiefblau- en bis schwarz-violetten Fluorite verdan- ken ihre Farbe der radioaktiven Strah- lung eingewachsener Uranminerale. Abb. 4.3. Fluorit-Würfel {100}, Durch- dringungszwilling nach (111) Abb. 4.4. Fluorit mit würfeliger Tracht {100}. Grube Clara, Schwarz- wald. Bildbreite 2 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 80 4 · Halogenide Abb. 4.5. Physikalische Eigenschaften. Kristallstruktur von Spaltbarkeit keine, muscheliger Bruch Fluorit (s. Text) Härte 1–2 Dichte 1,6 Farbe, Glanz meist rötlich gefärbt durch Einlage- rung von Hämatit-Schüppchen, die einen charakteristischen metalli- schen Schimmer hervorrufen; selte- ner gelb oder milchig weiß; Fettglanz Weitere Eigenschaften etwas bitterer Geschmack, hygro- Vorkommen. Als hydrothermale Gänge und Impräg- skopisch, leicht in Wasser löslich und nationen; daneben gewinnen schichtgebundene Flu- zerfließlich orit-Lagerstätten in Sedimenten immer größere Bedeu- tung. Struktur. Dreidimensionales Gerüst aus flächen- und ecken- vernetzten KCl6-Oktaedern; in großen Hohlräumen befin- Bedeutung als Rohstoff. Fluorit ist ein wichtiger, vielseitig den sich Mg(H2O)6-Oktaeder, die jeweils von 12 Cl –-Ionen nutzbarer Rohstoff. Hauptsächliche Verwendung in umgeben sind. der Metallurgie als Flussmittel (als sog. Hüttenspat) sowie zur Gewinnung von Fluss-Säure und von Fluor- Chemismus. Bromcarnallit enthält teilweise Br– anstelle verbindungen in der Fluorchemie (als sog. Säurespat). von Cl–. Zur Herstellung künstlicher Kryolithschmelze (Na3AlF6), die der Tonerde für die elektrolytische Gewinnung Vorkommen. Bestandteil von Evaporiten, in denen er selb- von Al-Metall zugesetzt wird. Farbloser, völlig reiner ständig oder zusammen mit Steinsalz, Kieserit MgSO4 · H2O Fluorit wird zu Linsen scharf zeichnender Objektive und/oder anderen Salzmineralen die oberste Salzschicht (Apochromate) verschliffen und besonders in der UV- (Carnallit-Region) in den nord- und mitteldeutschen Kali- Optik eingesetzt. Er wird allerdings nicht mehr aus salz-Lagerstätten bildet, z. T. als sog. Trümmer-Carnallit. natürlichen Vorkommen gewonnen, sondern durch Kristallzüchtung aus der Lösung künstlich erzeugt; Wirtschaftliche Bedeutung. Carnallit ist das wichtigste primäre die Jahresproduktion liegt bei ca. 200 t. Als Keramikspat Kalisalz-Mineral; er dient hauptsächlich zur Gewinnung von wird Fluorit bei der Glas-, Email- und feinkeramischen Kalidüngern und Mg. Aus Bromcarnallit wird Br gewonnen. Industrie eingesetzt. Weiterführende Literatur Carnallit, KMgCl3 · 6H2O Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, meist in körnigen Vol. 5B, 2nd edn, non-silicates: sulphates, carbonates, phosphates, Massen. halides. Longmans, Harlow, Essex/UK,

Oxide und Hydroxide

5.1 In der Klasse der Oxide bildet der Sauerstoff Verbindungen mit ein, zwei oder meh-

M2O-Verbindungen reren Metallen. In ihren Kristallstrukturen liegen im Unterschied zu den Sulfiden

jeweils annähernd Ionenbindungen mit teilweise Übergängen zur homöopolaren 5.2 Bindung vor.

M3O4-Verbindungen Durch Unterschiede in ihrem Metall-Sauerstoff-Verhältnis M : O zeichnen sich

mehrere Verbindungstypen ab, wie M2O, MO, M2O3 und MO2. Neben diesen ein- 5.3 fachen Oxiden gibt es kompliziertere oxidische Verbindungen mit zwei oder

M2O3-Verbindungen mehreren Metallionen wie X

[4]Y[6]2 O4, die als Spinelltyp bezeichnet werden. Im gewöhnlichen Spinell besetzt Mg2+ die tetraedrisch koordinierte Position von X 5.4 und Al3+ die oktaedrisch koordinierte Position von Y, im Magnetit (Fe3O4) neh-

MO 2+ 3+ 3+ 2+2-Verbindungen men (Fe , Fe ) die Position von X und (Fe , Fe ) die Position von Y ein. Die

wichtigsten Vertreter der Oxide sind in Tabelle 5.1 aufgeführt. 5.5

Hydroxide

Tabelle 5.1. Wichtige Vertreter der Oxide und Hydroxide. In der Natur sind Me- tallgehalte durch den Einbau von Fremdionen oder mechanische Beimengungen meist geringer als die hier angegebenen theoreti- schen Werte, 82 5 · Oxide und Hydroxide 5.1 5.1 Physikalische Eigenschaften.

M2O-Verbindungen Spaltbarkeit nach {001} deutlich

Bruch muschelig Cuprit (Rotkupfererz), Cu2O Härte 8½, also sehr hoch Dichte 3,7 Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, Kristalle am häufigs- Glanz durchsichtig bis durchscheinend, Glas- ten mit {111} und {100}, daneben {110}, oft in Kombinati- glanz, auf Bruchflächen Fettglanz onen; mitunter größere aufgewachsene Kristalle, derbe, Farbe grünlichgelb bis spargelgrün, z. T. mit dichte bis körnige Aggregate, auch pulverige Massen. wogendem Lichtschein (Chrysoberyll- Katzenauge); die durch Cr-Einbau sma- Physikalische Eigenschaften. ragdgrün gefärbte Varietät Alexandrit Spaltbarkeit {111} deutlich wird bei Kunstlicht häufig rot; diese Er- Bruch uneben, spröde scheinung des Changierens ist durch die Härte 3½–4 Existenz von zwei Banden im optischen Dichte 6,1 Absorptionsspektrum bedingt: Gelb und Farbe, Glanz rot durchscheinend bis undurchsichtig, Blau werden absorbiert, Grün und Rot derbe Stücke metallisch grau bis rotbraun. durchgelassen Vorzugsweise auf frischen Bruchflächen der Kristalle blendeartiger Diamantglanz Struktur. ähnlich der Olivin-Struktur (Abb. 9.3, S. 122) Strich braunrot das kleine Be2+ bildet [BeO4]-Tetraeder, die über alle Ecken mit Al3+ verknüpft sind; dieses ist gegen- Vorkommen. Oxidationsprodukt von sulfidischen Kupfermi- über O2– oktaedrisch koordiniert. Analog zum Olivin neralen und ged. Cu. Ziegelerz ist ein rotbraunes Gemenge könnte man daher die Chrysoberyll-Formel Al2[BeO4] aus Cuprit und anderen Cu-Mineralen mit erdigem Limonit. schreiben. Bedeutung. Cuprit ist weit verbreitet, jedoch nur lokal ein Vorkommen. Chrysoberyll kommt in Al-reichen Pegma- wichtiges Cu-Erzmineral. titen und in metasomatisch veränderten Karbonat- Gesteinen (Skarnen) vor; Alexandrit bildet sich zusam- 5.2 5.2 men mit Smaragd (S. 133) in sog. Blackwalls, d. h. in

M3O4-Verbindungen fast reinen Biotitschiefern, die sich durch metasoma-

tischen Stoffaustausch im Kontaktbereich von Serpen- Chrysoberyll, BeAl2O4 tiniten mit Graniten, Granitgneisen oder Pegmatiten bil- den (Abschn. 24.6.1, S. 419f), z. B. an der Tokowoja im Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle dick- Ural (Russland). tafelig nach der Fläche {010}, die meist eine deutliche Streifung aufweist; daneben {010}, {001}, {101}, {012}; Bedeutung. Chrysoberyll-Katzenauge und Alexandrit {111} ist oft groß entwickelt. Habitus und Flächenwinkel sind geschätzte Edelsteine. sind ähnlich wie bei Olivin (S. 122). Zwillinge häufig nach {103} mit einem Winkel nahe 60°. Spinell-Gruppe Durchdringen sich drei Zwillinge dieser Art, so können scheinbar hexagonale Dipyramiden entstehen (Abb. 5.1). Eine große Zahl von Oxid-Mineralen, einige Sulfide (z. B. Linneit Co3S4) und zahlreiche Kunstprodukte kristal- lisieren in der Spinellstruktur. Diese ist sehr flexibel und kann mindestens 30 verschiedene Elemente mit Wertig- keiten von +1 bis +6 als Kationen aufnehmen. Kennzeich- nend für die Spinellstruktur ist eine kubisch-dichteste Kugelpackung der O-Ionen. In einer solchen existieren (bezogen auf 32 Sauerstoffe) insgesamt 64 tetraedrische und 32 oktaedrische Lücken, von denen in der Spinell- struktur jedoch nur 8 Tetraeder- und 16 Oktaeder- Lücken besetzt sind (Abb. 5.2). Bei den Normal-Spinel- a b len mit dem Formeltyp X[4]Y[6]2O4 werden die 8 Tetra- ederplätze von 2-wertigen, die 16 Oktaederplätze von Abb. 5.1. Durchwachsungsdrillinge von a Chrysoberyll von Esperito Santo (Brasilien) und b Alexandrit von Novello Claims (Simbabwe). 3-wertigen Kationen besetzt; natürliche Beispiele sind Sammlung Professor Dr. H. Bank (Idar-Oberstein). (Foto: K.-P. Kelber) Chromit Fe2+Cr3+2 O4, Magnesiochromit Mg 2+Cr3+2 O4 und, 5.2 · M3O4-Verbindungen 83 äußert sich in den sehr verschiedenen physikalischen Eigenschaften dieser Mineralgruppe. Bei Synthese- produkten mit Spinellstruktur werden die chemischen Zusammensetzungen der Mischkristalle gezielt variiert, um erwünschte technische Eigenschaften zu erzielen oder zu optimieren (Material Design). Nach der chemischen Zusammensetzung unterschei- det man Aluminatspinelle, z. B. Spinell MgAl2O4, Hercynit FeAl2O4, Ferritspinelle, z. B. Magnetit FeFe2O4 und Chromitspinelle, z. B. Chromit FeCr2O4.

Aluminatspinelle

Ausbildung. Kristallklasse wie bei allen Spinellen 4/m32/m, Kristalle meist oktaedrisch ausgebildet, seltener Kombi- Abb. 5.2. Spinellstruktur. Kubisch dichte Kugelpackung von Sauer- nationen mit Rhombendodekaeder und Trisoktaeder, stoff und teilweiser Füllung der tetraedrischen und oktaedrischen häufig verzwillingt nach (111), dem sog. Spinellgesetz. Lücken. (Nach Lindsley 1976) Vielfach körnig. Hercynit Fe2+Al3+2 O4. Bei den natürlichen Invers-Spinel- Physikalische Eigenschaften. len mit dem Formeltyp Y[4][X[6]Y[6]]O4 dagegen wer- Spaltbarkeit nach {111} kaum deutlich den die Tetraederplätze meist von 3-wertigen Kationen, Bruch muschelig die Oktaederplätze von 2- und 3-wertigen Kationen be- Härte 7½–8 setzt, z. B. Magnetit Fe3+[Fe2+Fe3+]O4, Magnesioferrit Dichte 3,8–4,1 Fe3+[Mg2+Fe3+]O4 und Jacobsit Fe 3+[Mn2+Fe3+]O4; der in- Farbe, Glanz in vielen Farben durchsichtig bis durch- verse Ulvöspinell hat die Strukturformel Fe2+[Ti4+Fe2+]O4. scheinend, hiernach Varietäten: Edler Spinell, besonders rot mit Spuren von Cr, Der Antispinell-Strukturcharakter von Magnetit lässt sich aus aber auch blau oder grün. Hercynit seinem magnetischen Moment (Abschn. 1.2.4, S. 19f) ableiten, dass (reduziert auf den absoluten Nullpunkt = 0 K) 4,07 µ be- (FeAl2O4) und Pleonast, ein Mischkris-B 2+ trägt. Wäre Magnetit ein Normalspinell mit der Strukturformel tall der Zusammensetzung (Mg,Fe ) Fe2+Fe3+2 O4, so wären die Tetraederplätze mit 8 Fe 2+ besetzt, deren (Al,Fe3+)2O4, schwarz, in dünnen Split- magnetische Momente sich zu 8 × 4 µB = 32 µB addierten; für die tern grün durchscheinend. Picotit (Chrom- 16 mit Fe3+ besetzten Oktaederplätze ergäben sich 16 × 5 µB = 80 µB spinell) (Fe2+, Mg) (Al,Cr,Fe3+) O , mit entgegengesetzter Spinrichtung. Aus der Differenz würde24sich ein gesamtes magnetisches Moment von 48 µB oder – bezo- schwarz, in dünnen Splittern bräunlich gen auf 4 Sauerstoffe – 6 µB, d. h. ein viel zu hoher Wert errechnen. durchscheinend; meist Glasglanz Fasst man dagegen Magnetit als Inversspinell mit der Struktur- formel Fe3+[Fe2+Fe3+]O4 auf, so erhält man für die Tetraederplätze Vorkommen. Überwiegend in metamorphen Gesteinen, 8 × 5 µB = 40 µB, für die Oktaederplätze 8 × 4 µB + 8 × 5 µB = 72 µB. sekundäre Anreicherung in Seifen. Als Differenz erhält man dann einen theoretischen Wert von 32 µB bzw. 4 µB, der dem gemessenen magnetischen Moment sehr nahe kommt. Bedeutung. Der tiefrot gefärbte edle Spinell ist ein wert- voller Edelstein. Nach dem Schmelztropf-Verfahren des Viele Spinelle sind wahrscheinlich Übergangstypen französischen Chemiker Verneuil lassen sich birnenför- zwischen der normalen und der inversen Kationen- mige Spinell-Einkristalle in allen Farben synthetisieren. verteilung, so ist Spinell MgAl2O4 zu etwa ¿ ein In- vers-Spinell. Im Folgenden werden daher nur die ver- Magnetit (Magneteisenerz), Fe3O4 einfachten Mineralformeln angegeben. Als 2-wertige Kationen können sich in den natürlichen Spinellen Ausbildung. Die kubischen Kristalle weisen vorwiegend Mg2+, Fe2+, Zn2+ oder Mn2+, als 3-wertige Kationen Al3+, Oktaeder {111} auf, seltener {110} oder die Kombination Fe3+, Mn3+ oder Cr3+ gegenseitig diadoch ersetzen. zwischen beiden. Zwillinge nach dem Spinellgesetz. Im Dabei besteht eine vollkommene Mischbarkeit zwischen Übrigen meist als derb-körniges Erz, daneben akzesso- den 2-wertigen, eine nur wenig vollkommene zwischen rischer Gemengteil in verschiedenen Gesteinen. Martit den 3-wertigen Kationen. Die vielfältige Diadochie ist eine Pseudomorphose von Hämatit nach Magnetit., 84 5 · Oxide und Hydroxide Physikalische Eigenschaften. rung abgelesen werden. Voraussetzung hierfür ist allerdings, Spaltbarkeit Teilbarkeit nach {111} angedeutet dass der Lavastrom nicht zu einem späteren Zeitpunkt Bruch muschelig, spröde wieder über die Curie-Temperatur aufgeheizt wurde. Wird Härte 6 z. B. im Zuge einer Gesteinsmetamorphose (vgl. Kap. 24) Dichte 5,2 der Basalt in Amphibolit umgewandelt, so spiegeln die Farbe, Glanz schwarz, stumpfer Metallglanz, bis- Magnetit-Kriställchen den magnetischen Zustand zum weilen blaugraue Anlauffarben, opak Zeitpunkt der erneuten Abkühlung auf unter 573 °C nach Strich schwarz dem Höhepunkt des metamorphen Ereignisses wider. Besondere Eigenschaft stark ferromagnetisch Neuerdings ermöglichen auch Sedimente mit magne- totaktischen Bakterien paläomagnetische Messungen. Chemismus. Gesamt-Fe bis 72,4 %, häufig etwas Mg oder Mn2+ für Fe2+ und Al, Cr, Mn3+, Ti4+ + Fe2+ für Fe3+. Bei Abkühlung Chromit (Chromeisenerz), FeCr2O4 Ti-reicher Magnetite (Titanomagnetite) entmischt sich die Ulvöspinell-Komponente; oft kommt es zur Ausscheidung Ausbildung. Gewöhnlich körnig-kompaktes Erz bildend, von Ilmenit-Lamellen // {111} nach der Oxidationsreaktion auch eingesprengt in ultramafischen Gesteinen in schlie- ren- oder kokardenförmigen Aggregaten. Nur ganz sel- (5.1) ten treten kleine kubische Kristalle nach {111} auf. Bei sehr schneller Abkühlung in vulkanischen Gestei- Physikalische Eigenschaften. nen unterbleibt aber häufig diese Entmischung. Spaltbarkeit fehlt Bruch muschelig, spröde Vorkommen. Als Differentiationsprodukt basischer Magma- Härte 5½ tite bedeutende Eisenerzlagerstätten bildend; akzessori- Dichte 4,6 scher Gemengteil in vielen Gesteinen, kontaktmetasoma- Farbe, Glanz schwarz bis bräunlichschwarz, fettiger tisch in Skarnen, daneben metamorph aus anderen Fe- Metallglanz bis halbmetallischer Glanz, in Mineralen, gemeinsam mit oder anstelle von Hämatit in dünnen Splittern braun durchscheinend gebänderten Eisensteinen, z. B. Itabiriten. Magnetit und Strich stets dunkelbraun der mit ihm isostrukturelle Thiospinell Greigit Fe2+Fe3+2 S4 werden in die Zellen von magnetotaktischen Bakterien Chemismus. Zusammensetzung schwankend, bis 58 % eingebaut; daraus resultiert ihre Fähigkeit, sich im Mag- Cr2O3, Mischkristallbeziehungen zu Picotit (Mg,Fe 2+) netfeld der Erde auszurichten und entlang der Feldlinien (Cr,Al,Fe3+)2O4. zu wandern. Greigit bildet sich sedimentär im Sauerstoff- freien (anaeroben) Milieu und kann als Vorläufer-Phase Vorkommen. In band- oder nesterförmiger Anordnung in für die sedimentäre Bildung von Pyrit dienen. ultramafischen Gesteinen, dort als magmatisches Dif- ferentiat entstanden (Abschn. 19.2.1, S. 300f), z. B. im Bedeutung. Wichtigstes Eisenerzmineral. Das Vorkom- Bushveld-Komplex, Südafrika, dem Haupterzeuger. Auch men von Magnetit in magmatischen und metamorphen als kompakter Chromeisenstein. Sekundär als Seifen- Gesteinen ermöglicht paläomagnetische Untersuchun- mineral, gelegentlich zusammen mit ged. Platin. gen; so sind die Streifenmuster am Ozeanboden, durch die man das Sea Floor Spreading erkannt hatte, durch Bedeutung. Das einzige wirtschaftlich wichtige Cr-Erz- den Magnetit-Gehalt in ozeanischen Basalten bedingt. mineral. Beim Erstarren eines Basalt-Lavastroms werden die Mag- netit-Kriställchen, die in der Lava fein verteilt sind, unter Verwendung. Stahlveredler. Chromstähle sind Legierungen ihre Curie-Temperatur von 578 °C abgekühlt. Sie gehen von Cr und Fe (Ferrochrom mit 45–95 % Cr), oft unter Zu- vom paramagnetischen in den ferromagnetischen Zu- satz von Ni; galvanische Verchromung, feuerfeste Chromit- stand über, wobei sich die Fe2+- und Fe3+-Atome mit ih- magnesitsteine, Cr-Salze für Pigmente in Farben und Lacken. ren vier bzw. fünf ungepaarten 3d-Elektronen parallel 5.3 ausrichten (vgl. Abschn. 1.2.4, S. 19), und zwar zunächst 5.3 in einzelnen Domänen der Kristallstruktur. Unter der Ein- M2O3-Verbindungen wirkung des äußeren magnetischen Erdfeldes werden die magnetischen Momente der Magnetite im gesamten Lava- Die O-Ionen bilden eine (annähernd) hexagonal strom parallel ausgerichtet. Durch diese thermoremanente dichte Kugelpackung und die Kationen, z. B. Al3+, Magnetisierung können die Orientierung des Erdmag- Fe3+ oder Ti4+, besetzen À der dazwischenliegenden netfeldes sowie die Inklination – und damit die geogra- oktaedrischen Lücken, in denen sie jeweils6Oals phische Breite – zum Zeitpunkt der vulkanischen Förde- nächste Nachbarn haben., 5.3 · M2O3-Verbindungen 85

Korund, Al2O3 Physikalische Eigenschaften.

Spaltbarkeit Absonderung nach den oben genannten Ausbildung. Kristallklasse 32/m, Kristalle mit prismati- Anwachsstreifen // {0001} und {1011} schem, tafeligem oder rhomboedrischem Habitus. Häu- Bruch muschelig fig treten verschiedene steile Dipyramiden gemeinsam Härte 9, außerordentlich hart (Standardmi- auf. Dadurch entstehen charakteristische tonnenförmig neral der Mohs-Skala) gewölbte Kristallformen (Abb. 5.3, 5.4). Nicht selten kom- Dichte 3,9–4,1 men große Kristalle vor, die sich durch unebene und Farbe, Glanz farblos bis gelblich- oder bläulichgrau bei rauhe Flächen auszeichnen. Anwachsstreifen und La- sog. gemeinem Korund, kantendurch- mellenbau durch polysynthetische Verzwillingung in den scheinend. Die edlen Korunde sind meisten Kristallen. Diese Erscheinung ist als äußeres durchscheinend bis durchsichtig. Die Kennzeichen in einer Streifung nach {0001} und {1011} rote Varietät Rubin enthält Cr als farb- erkennbar. Gewöhnlich tritt Korund in derben, körnigen gebendes Spurenelement; blauer Saphir Aggregaten auf. Gesteinsbildend im Smirgel oder als ak- wird durch Fe + Ti, gelblichroter Padpa- zessorischer Gemengteil in manchen Gesteinen. radscha durch Cr und Gitterbaufehler gefärbt; gelbe, grüne und rosa Farbvarie- täten von Korund werden ebenfalls als Saphir bezeichnet; eine farblose Varie- tät ist der Leukosaphir. Sternsaphire und Sternrubine enthalten orientiert einge- wachsene Rutil-Nädelchen, die einen sternförmigen Lichtschein den Aster- ismus erzeugen; dieser ist am besten in rundlich geschliffenen Steinen (Cabo- chons) sichtbar, deren Basis senkrecht zur optischen Achse geschnitten ist Struktur. Die Korund-Struktur besteht aus einer hexago- nal dichtesten Sauerstoffpackung, in der À der oktaed- rischen Lücken mit Al besetzt sind. In Abb. 5.5a,b erkennt man Al-O3-Al-Baueinheiten, die alle Ecken und die Mit- te der rhomboedrischen Einheitszelle besetzen. Abb. 5.3. Einkristalle von Korund (Varietät Rubin) im Gneis von Morogoro, Tansania. Bildbreite ca. 8 cm. (Foto: Rainer Altherr) Abb. 5.4. Flächenkombination von Korund: Dipyramiden {2241}, {2243}, Rhom- boeder {1011}, Basispinakoid {0001} Abb. 5.5. Kristallstrukturen von Korund, Hämatit und Ilmenit. a Baueinheiten Al-O3-Al- bzw. Fe-O3-Fe. b Die rhomboedrische Zelle von Korund bzw. Hämatit; das Zentrum der Baueinheiten besetzt jede Ecke und die Mitte des Rhomboeders; die Sauerstof-Tripletts sind we- gen der Übersichtlichkeit weggelassen. c Die Ilmenit-Struktur entspricht der Korund- bzw. Hämatit-Struktur, setzt sich jetzt aber aus Fe-O3-Ti- Baueinheiten zusammen. Fe und Ti bilden alternierende Kationen- lagen. Die Sauerstoff-Tripletts sind weggelassen. (Nach Lindsley 1976), 86 5 · Oxide und Hydroxide Vorkommen. Akzessorisch besonders in Pegmatiten, als Pro- auf. Solche tonhaltigen erdigen Massen bezeichnet man als dukt der Kontakt- und Regionalmetamorphose von Gestei- Rötel, früher als Farberde verwendet. nen mit extremem Al-Überschuss, insbesondere von Bau- xiten: Smirgel. Edle Varietäten in metamorphen Kalksteinen Physikalische Eigenschaften. und Dolomiten, seltener auch in Gneisen (Abb. 5.3). Wirt- Spaltbarkeit die Ablösung nach {0001} infolge Trans- schaftlich wichtiger ist das Vorkommen in Edelsteinseifen, lation wird besonders bei dünntafelig- in denen Rubin und Saphir wegen ihrer Härte und Verwit- blättrigem Hämatit (nicht ganz glück- terungsbeständigkeit sekundär angereichert werden. lich auch als Eisenglimmer bezeichnet) angetroffen. Ablösung auch nach Gleit- Korund als Rohstoff und Edelstein. Korund findet wegen zwillingsebenen // {1012} seiner großen Härte Verwendung als Schleifmittel (Ko- Bruch muschelig, spröde rundschleifscheiben, Schleifpulver, Smirgelpapier). Die Härte 5½–6½ edlen Varietäten Rubin und Saphir sind wertvolle Edel- Dichte 5,2 steine. Anstelle des natürlichen Korunds wird heute Farbe, Glanz in dünnen Blättchen rot durchscheinend, körniger Korund durch elektrisches Schmelzen ton- als rot färbendes Pigment zahlreicher erdereicher Gesteine, insbesondere von Bauxit, herge- Minerale und Gesteine; Kristalle rötlich- stellt. Allerdings wird Korund schon seit einiger Zeit grau bis eisenschwarz, mitunter bunte zunehmend durch das härtere Carborundum, SiC, er- Anlauffarben; Kristalle und Kristallaggre- setzt. Rubin und Saphir werden mit allen Eigenschaften gate besitzen Metallglanz und sind opak, natürlicher Steine seit langem nach dem Schmelztropf- die dichten und erdig-zerreiblichen Mas- verfahren von Verneuil synthetisch hergestellt. Dabei sen sind rot gefärbt und unmetallisch entstehen birnenförmige Einkristalle bis zu etwa 6–8 cm Strich auch der schwarze Kristall besitzt stets Länge. Die Jahresproduktion liegt bei etwa 900 t. Industri- einen kirschroten, bei beginnender ell hergestellte Korunde finden nicht nur in der Schmuck- Umwandlung in Limonit auch rotbrau- industrie Verwendung, sondern z. B. als Rubin-Laser. nen Strich Hämatit (Eisenglanz, Roteisenerz), Fe2O3 Ausbildung. Kristallklasse 32/m wie Korund. Hämatit kommt in rhomboedrischen, bipyramidalen und tafeligen Kristal- len vor, die oft außerordentlich formenreich sind (Abb. 5.6, 5.7). Als Flächen treten besonders auf: die Rhomboeder {1011} und {1014} und ein hochindiziertes ditrigonales Skalenoeder {2243}. Infolge polysynthetischer Verzwil- lingung nach dem Rhomboeder {1011} sind die Basisflächen {0001} gewöhnlich mit einer Dreiecksstreifung bedeckt. Der Formenreichtum der Hämatitkristalle geht auf unterschied- liche Bildungsbedingungen zurück. Bei niedriger Tempe- ratur herrscht z. B. dünntafeliger Habitus vor. Noch niedri- ger sind die Temperaturen für die aus Gelen entstandenen nierig-traubigen Formen mit radial-stängeligem bis radial- strahligem Aufbau anzusetzen. Mit ihrer stark glänzenden Oberfläche werden sie als Roter Glaskopf bezeichnet. Ver- breitet tritt Hämatit besonders in derben, körnigen, blätt- rig-schuppigen oder auch dichten sowie erdigen Massen Abb. 5.7. Kristallgruppe von Hämatit in tafeliger Ausbildung (Eisen- rose); neben dem vorherrschenden Basispinakoid {1000} treten Abb. 5.6. Tracht und Habitus bei Hämatit: a vorherrschend Rhom- schmale, steile Rhomboederflächen {1011} auf. Ouro Preto (Bra- boeder {1011}, {1014} und Skalenoeder {2243}; b tafelig nach dem silien). Bildbreite ca. 5 cm. Mineralogisches Museum der Univer- Basispinakoid {0001} sität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 5.3 · M2O3-Verbindungen 87 Struktur und Chemismus. Gleicher Strukturtyp wie Korund unbeschränkt. Bei langsamer Abkühlung bilden sich im mit Fe-O3-Fe-Baueinheiten (Abb. 5.5a,b) bei fehlender Ilmenit Entmischungslamellen von Hämatit // (0001). Mischkristallbildung zwischen beiden Mineralen. Lücken- lose Mischkristallreihe mit Ilmenit bei hohen Temperatu- Vorkommen. Als Differentiationsprodukt basischer mag- ren >950 °C, bei Temperaturerniedrigung Entmischung matischer Gesteine, akzessorisch in vielen magmatischen von Ilmenit-Lamellen. Geringe Gehalte an Mg, Mn und Ti. und metamorphen Gesteinen, sekundär als Ilmenitsand an zahlreichen Meeresküsten. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen, metasomatisch an Kalksteine gebunden (z. B. Insel Elba), als Hauptgemengt- Bedeutung. Ilmenit ist ein wichtiges Ti-Erzmineral. eil in gebänderten Eisensteinen (Jaspilit und Itabirit), als Nebengemengteil in metamorphen, seltener auch magma- Titan als metallischer Rohstoff. Ti-haltige Spezialstähle und tischen Gesteinen, als vulkanisches Exhalationsprodukt, auf Legierungen mit Fe (Ferrotitan) für Flugzeugbau und alpinen Klüften. Sekundär aus Magnetit (Martit); durch Ver- Raumfahrt. Herstellung von Titanweiß, eine Farbe von witterungsvorgänge langsamer Übergang in Limonit. außergewöhnlicher Deckkraft, sowie von Glasuren. Als Eisenerz sind Ilmenit-führende Erze nicht geschätzt, weil Bedeutung. Als Roteisenerz bzw. Roteisenstein wichtiges Titan die Schlacke bei der Verhüttung des Erzes sehr vis- Eisenerz zur Gewinnung von Stahl und Gusseisen, Ver- kos macht. wendung von Roteisen als Pigment, Polierrot und roter Ockerfarbe; Rötel ist ein Gemenge aus Ton und Hämatit, Perowskit, CaTiO3 bei Naturvölkern zur Körperbemalung, in der Kunst zum Zeichnen verwendet. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, aber nur wenig von der kubischen Symmetrie abweichend, würfelige, ok- Ilmenit (Titaneisenerz), FeTiO3 taedrische oder skelettförmig verzweigte Kristalle Ausbildung. Kristallklasse 3. Trigonal-rhomboedrische Physikalische Eigenschaften. Kristalle mit wechselnder Ausbildung, rhomboedrisch bis Spaltbarkeit {100} ziemlich deutlich dicktafelig (keine Skalenoeder oder hexagonale Dipyra- Härte 5½ miden wie bei Hämatit). Polysynthetische Verzwillingung Dichte 4,0 nach {1011} ähnlich wie bei Hämatit. Gewöhnlich derb in Farbe, Glanz undurchsichtig bis durchscheinend, körnigen Aggregaten, als akzessorischer Gemengteil im Ge- schwarz, rötlichbraun, orangegelb oder stein, in dünnen glimmerartigen Blättchen lose in Sanden. honiggelb, Diamantglanz Strich grauweiß bis farblos Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt, jedoch wie bei Hämatit Teilbar- Struktur. Perowskit bildet einen mineralogisch wie technisch keit nach {1011} durch lamellaren Zwil- sehr wichtigen Strukturtyp, der durch eine sehr hohe lingsbau Packungsdichte gekennzeichnet ist (Abb. 5.8). Ti ist oktae- Bruch muschelig, spröde drisch, also mit 6 Sauerstoffen koordiniert; in den Lücken Härte 5½–6 zwischen den eckenverknüpften TiO6-Oktaedern sitzt das Dichte 4,5–5,0, um so höher, je mehr Fe infol- große Ca, das jeweils von 12 Sauerstoffen umgeben ist. Im ge höherer Bildungstemperatur ent- Gegensatz zur idealen kubischen Struktur sind die TiO6- halten ist Oktaeder etwas verkippt. Die Position der großen Katio- Farbe, Glanz braunschwarz bis stahlgrau, nur auf nen X kann von über 20 Elementen wie Ca2+, Ba2+, Pb2+, K+, frischem Bruch Metallglanz, sonst die der kleinen Kationen Y von fast 50 Elementen wie Ti4+, matt. In dünnen Splittern braun durch- Zr4+, Sn4+, Nb5+, Ga3+ eingenommen werden. scheinend, sonst opak Strich schwarz, fein zerrieben dunkelbraun Abb. 5.8. Idealisierte Struktur von Struktur und Chemismus. Die Kristallstruktur von Ilmenit Perowskit mit TiO6-Ok- taedern und Ca in den ist derjenigen des Korunds und des Hämatits sehr ähn- großen Lücken. (Nach lich. Gegenüber der Korundstruktur werden in der Ilme- Náray-Szabó 1943, aus nitstruktur die Plätze des Al3+ abwechselnd von Fe2+ und Deer et al.1962) Ti4+ eingenommen (Abb. 5.5c). Ein derartiger Ersatz durch ungleichartige Atome führt zur Herabsetzung der Symme- trie. Mischkristallbildung mit Fe2O3, MgTiO3 und MnTiO3. Die Mischbarkeit mit Fe2O3 ist nur bei hoher Temperatur, 88 5 · Oxide und Hydroxide Chemismus. Natürlicher Perowskit kann beachtliche Men- Abb. 5.9. gen an Seltenerd-Elementen oder Alkalien anstelle von Rutil-Struktur mit Ketten Ca, sowie Nb anstelle von Ti einbauen. von TiO6-Oktaedern. (Nach Lindsley 1976) Vorkommen. Akzessorisch in alkalireichen Magmatiten, in Karbonatiten, Kimberliten und Pyroxeniten, lokal zu bauwürdigen Ti-Lagerstätten angereichert, z. B. in Baga- gem, Brasilien. Struktur. In der Rutilstruktur sind die Ti-Ionen in annähernd Bedeutung. Während Perowskit CaTiO3 als Ti-Erz nur gleichen Abständen von 6 O-Ionen oktaedrisch umgeben. lokale Bedeutung erlangt, baut (Mg,Fe)SiO3 mit Perow- Die Sauerstoff-Oktaeder sind über diagonale Kanten // (001) skit-Struktur über 70 Vol.-%, CaSiO3-Perowskit ca. miteinander verknüpft und bilden unendliche Ketten // der 7 Vol.-% des unteren Erdmantels auf; Silikat-Perow- c-Achse. Zwischen diesen deformierten Ketten besteht skite sind damit die wichtigsten Minerale der Erde (Ab- jeweils nur eine Verknüpfung durch das O-Ion einer gemein- schn. 27.3.4, S. 492f). Unterschiedlich zusammengesetzte samen Oktaederecke (Abb. 5.9). TiO2 ist trimorph. In der Perowskite mit piezoelektrischen Eigenschaften werden Natur kommen neben Rutil die beiden Minerale Anatas und in großem Umfang technisch hergestellt und bilden die Brookit vor, wenn auch in geringerer Verbreitung. Grundlage für Elektrokeramiken. Je nach chemischer Zu- sammensetzung reicht ihr Verwendungsspektrum von Chemismus. Manche Rutile weisen beträchtliche Gehalte Nichtleitern (Isolatoren) über Halbleiter zu metallischen an Fe2+, Fe3+, Nb und Ta auf. Durch Ersatz von Ti4+ durch Leitern und Hochtemperatur-Supraleitern. Der künstli- Fe2+ wird der elektrostatische Valenzausgleich für den che Perowskit SrTiO3 dient unter dem Namen Fabulit als Eintritt von Nb5+ und Ta5+ in das Rutilgitter ermöglicht. Diamant-Ersatz. Vorkommen. Akzessorisch in zahlreichen Gesteinen, oft als 5.4 5.4 mikroskopischer Gemengteil, als dünne Nädelchen in Ton-

MO2-Verbindungen schiefern und Phylliten, in höher metamorphen Gesteinen

in größeren Kristallen, so auch in gewissen Pegmatiten. Zu den wichtigsten Vertretern der MO2-Verbindun- Sande und Sandsteine enthalten Rutil häufig als Schwer- gen gehören die SiO2-Minerale, insbesondere der mineral. Quarz. Nach ihrer Kristallstruktur gehören sie je- doch eher zu den Gerüstsilikaten und werden daher Bedeutung. Rutil ist ein wichtiges Ti-Mineral. Gelegent- dort behandelt (Abschn. 9.6.1, S. 155ff). lich Rohstoff zur Gewinnung von Ti-Metall (über TiCl4); Herstellung von TiN, verwendet als Hartwerkstoff, als goldfarbener Überzug von Werkzeugen zur spanenden Rutil, TiO2 Bearbeitung, als Modeschmuck. Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, die tetragonalen Künstliche Herstellung. Industriell hergestellter Rutil ist Kristalle besitzen dicksäuligen, stängeligen oder nadeli- ein hochwertiges Farbpigment (Titanweiß). Rutil-Einkris- gen Habitus (haarförmige Rutileinlagerungen im Quarz); talle werden nach dem Verneuil-Verfahren in Form von Vertikalprismen mit Längsstreifung und Dipyramiden, Schmelzbirnen gezüchtet und wegen ihrer diamant- charakteristische Kniezwillinge mit der Zwillingsebene ähnlichen optischen Eigenschaften (hohe Lichtbrechung (101), Drillinge und Viellinge. Bisweilen kompakte Aggre- und Dispersion) als Diamant-Ersatz verwendet (Titania, gate und Körner. Titania Night Stone), auch blau oder gelb gefärbt. Physikalische Eigenschaften. Kassiterit (Zinnstein), SnO2 Spaltbarkeit {110} vollkommen Bruch muschelig, spröde Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, wie bei Rutil sind Härte 6–6½ Prismen und Dipyramiden 1. und 2. Stellung die am Dichte 4,2–4,3 meisten verbreiteten Kristallflächen. Wechselnde Ent- Farbe, Glanz dunkelrot, braun bis gelblich, seltener wicklung von Tracht und Habitus der Kristalle je nach schwarz, blendeartiger Diamantglanz, Vorkommen. Entweder Vorherrschen der Dipyramide durchscheinend, Lichtbrechung sehr {111} ohne oder nur mit schmalem Prisma {110} oder hoch, etwa vergleichbar mit derjenigen gedrungen säulig mit Prismen und Dipyramiden 1. von Diamant und 2. Stellung (Abb. 5.10a) oder gestreckt säulig mit Strich gelblich bis bräunlich guter Ausbildung von Prisma {110} und der ditetra-, 5.4 · MO2-Verbindungen 89 Chemismus. Wegen des diadochen Ersatzes von Sn4+ durch Fremdionen, insbesondere von Fe2+, Fe3+, Ti, auch Nb, Ta und Zr ist der Sn-gehalt meist geringer als der theo- retische Wert von 78,8 %. Vorkommen. In Pegmatitgängen, hochhydrothermalen Imprägnationen (Zinngreisen) und Gängen, gelegentlich zusammen mit Sulfiden wie Stannin (Zinnkies) Cu2FeSnS4, in Zinngraniten. Wegen seiner hohen Dichte und Härte wird Kassiterit als Schwermineral sekundär in Zinnseifen angereichert; diese liefern etwa die Hälfte der Weltför- derung. Bedeutung. Das einzige wirtschaftlich wichtige Zinnerz- mineral. Zinn als metallischer Rohstoff. Herstellung von Weißblech, Zinngegenständen, Lagerwerkstoffen, von schwer oxidier- Abb. 5.10. Kassiterit: a kurzsäuliger Habitus; b, c Zwillinge nach (011) baren Legierungen wie Bronze, mit Blei legiert als Lötzinn; (sog. Visiergraupen); d „Nadelzinn“ nadelförmig nach der c-Achse nur noch selten in der Keramik (Email und Farben). gonalen Dipyramide {321} oder schließlich langstän- Pyrolusit, β -MnO2 gelig-nadelig mit {110}, {111} und {321} als sog. Nadel- zinn (Abb. 5.10d). Darüber hinaus tritt Kassiterit nierig- Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, kommt in strah- glaskopfartig mit konzentrisch-schaliger Struktur als ligen, traubig-nierigen oder zapfenförmigen Aggregaten sog. Holzzinn auf. Alle Formen des Kassiterits sind stark (Schwarzer Glaskopf), in porösen, körnig-erdigen von ihrer jeweiligen Bildungstemperatur abhängig. Die Massen, in krustenartigen Überzügen sowie als Kon- aufgeführte Reihenfolge entspricht etwa einer Abnahme kretionen vor. Dendriten sind baum- bis moosförmige der Temperatur. Abscheidungen auf Schicht- und Kluftflächen, die durch Der gedrungen säulige Kristalltyp des Kassiterits skelettförmiges Kristallwachstum entstanden sind. ist meist nach (011) verzwillingt (Abb. 5.10b,c). Die Viele Pyrolusite stellen Pseudomorphosen nach Man- knieförmig gewinkelten Zwillingskristalle sind früher ganit γ-MnOOH dar, der eine sehr ähnliche Kristallstruk- von den Bergleuten im sächsischen und böhmischen tur aufweist. Erzgebirge als Visiergraupen, die gewöhnlichen un- verzwillingten Kristalle bzw. Körner von Kassiterit als Physikalische Eigenschaften. Graupen bezeichnet worden. Oft feinkörnige Impräg- Spaltbarkeit an Kristallen deutlich nach {110} nation von Kassiterit in hydrothermal veränderten Bruch muschelig, spröde Graniten, vom Bergmann ehemals als Zinnzwitter be- Härte 6–6½ bei gut ausgebildeten Kristallen zeichnet. („Polianit“), 2–6 bei derbem Pyrolusit Dichte 5,2 für Kristalle, <5 bei derbem Pyrolusit Physikalische Eigenschaften. Farbe, Glanz dunkelgrau, Metallglanz, opak Spaltbarkeit {100} bisweilen angedeutet Strich schwarz Bruch muschelig, spröde Härte 6–7 Struktur. Rutiltyp (Abb. 5.9), Mn befindet sich in oktaed- Dichte 6,8–7,1 rischer Koordination mit O. Farbe, Glanz gelbbraun bis schwarzbraun durch Beimengungen, selten fast farblos, auf Chemismus. Mn-Gehalt bis rund 63 %, meist zahlreiche Kristallflächen blendeartiger Glanz, auf fremde Beimengungen enthaltend, die z. T. absorptiv an- Bruchflächen eher Fettglanz, durch- gelagert sind, häufig auch bis zu 1–2 % H2O, daher die scheinend unterschiedlichen physikalischen Eigenschaften. Strich gelb bis fast farblos Vorkommen. Bestandteil von Verwitterungserzen, oft ne- Struktur. Die Kristallstruktur des Kassiterits entspricht ben Limonit, sedimentär. der Rutilstruktur (Abb. 5.9), d. h. mit oktaedrisch koor- diniertem Sn. Bedeutung. Wichtigstes Mn-Erzmineral., 90 5 · Oxide und Hydroxide Mn als metallischer Rohstoff. Vor allem Stahlveredler (Spie- Uraninit (Uranpecherz, Pechblende), UO2 bis U3O8 geleisen und Ferromangan), Legierungsmetall mit an- deren Metallen, Entschwefelung im Eisenhüttenprozess, Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, {111} auch mit {100} Rohstoff in der chemischen Industrie und der Elektro- und {110} kombiniert als Uraninit; jedoch sind gut aus- industrie (Trockenelemente), Entfärben von Glas. gebildete Kristalle selten. Gewöhnlich derb, oft mit traubig-nieriger, stark glänzender Oberfläche als Uran- Manganate mit Tunnelstrukturen pecherz. Struktur. Diese Minerale bestehen aus ringförmig an- Physikalische Eigenschaften. geordneten Doppelketten (mit quadratischen oder Spaltbarkeit {111} deutlich rechteckigen Querschnitten) von [MnO6]-Oktaedern, Bruch muschelig, spröde in denen Kationen wie K, Ba, Pb oder auch H2O sit- Härte 5–6 zen, z. B. Romanèchit (Ba,H2O)Mn5O10, Hollandit Dichte entsprechend dem Atomgewicht von U (Ba,K)(Mn,Ti,Fe)8O16, Kryptomelan KMn8O16, Corona- sehr hoch: 10,6, jedoch mit zunehmen- dit PbMn8O16, Todorokit (Na,Ca,K,)(Mn,Mg,Al)6O12 dem geologischen Alter auf 9–7,5 sin- · 3–4H2O ( zeigt an, dass dieser Strukturplatz nicht kend; traubig-nierig ausgebildetes vollständig besetzt sein muss). Uranpecherz hat 6,5–8,5 Farbe, Glanz schwarz, halbmetallischer bis pech- Vorkommen. Feinkörnige, nur röntgenographisch bestimm- artiger Glanz bare Gemenge dieser Manganate sowie von Pyrolusit, Strich bräunlichschwarz Manganit γ-MnOOH, Birnessit (Na0,8Ca0,4)Mn4O8 · 3H2O und Vernadit δ -(Mn,Fe,Ca,Na)(O,OH)2 · nH2O bauen Besondere Eigenschaft. Stark radioaktiv. Mit dem radio- die Manganknollen in der Tiefsee auf, bilden Über- aktiven Zerfall der Uran-Isotope 238U und 235U entste- züge auf untermeerischen Basalten oder metallhaltige hen drei stabile Blei-Isotope (206Pb, 207Pb und 208Pb) ne- Sedimente an mittelozeanischen Rücken. Erdig-mul- ben Helium (α-Strahler). Die Pb-Menge ist gesetzmäßig mige Massen aus unterschiedlichen Manganoxiden, die abhängig vom Alter der betreffenden Uraninitprobe. häufig Verwitterungsrückstände bilden, bezeichnet Hierauf basieren die U-Pb- und die He-U-Methode der iso- man als Wad. Psilomelan ist ein Gemenge aus Roma- topischenen Altersbestimmung (Abschn. 31.5.3, S. 574f). nèchit; er kommt – wie Pyrolusit – in traubig-nierigen Unter den Isotopen der radioaktiven Zerfallsreihe von oder zapfenförmigen Aggregaten vor, die aus Gelen 238U und 235U befindet sich insbesondere auch das 226Ra. ausgeschieden wurden (Schwarzer Glaskopf), auch in Das Element Radium, das mit einem konstanten Anteil Form von Ooiden. Braunstein ist ein ungenau defi- von 0,34 g / t im Uraninit enthalten ist, wurde 1898 durch nierter technischer Sammelbegriff für unterschiedliche das Ehepaar Curie in der Pechblende von St. Joachimsthal Manganoxide. (Jachymov, Böhmen) entdeckt. Bedeutung. Natürliche und technisch hergestellte Man- In der etwa 2 Ga alten Uranlagerstätte in Gabun (Westafrika) liefen ganate und andere Oxide mit Tunnelstrukturen haben spontan nukleare Kettenreaktionen ab, die zu einem Zerfall von 235U eine beachtliche Mikroporosität, die technisch nutzbar durch Neutroneneinfang führten (Meshik 2006). Dabei wirkte ein- strömendes Grundwasser als Moderator, ähnlich wie in einem tech- ist (Pasero 2005): nischen Leichtwasser-Reaktor. Durch Analyse der Xenon-Isotopie konnte der komplexe Zerfallsprozess, der über hunderttausende von So wurde SYNROC, eine synthetische Verbindung der Jahren im Zweistundentakt ablief, im Detail rekonstruiert werden. Zusammensetzung BaAl Ti O mit Hollandit-Struk- Die freiwerdende Energie bei der Kernspaltung führte zur Erhitzung2 6 18 tur, zur Immobilisierung von radioaktivem Cäsium und zur Verdampfung des Wassers, wodurch der Prozess nach 30 Mi- nuten zum Stillstand kam; nach 1½ Stunden war genügend Wasser verwendet (Ringwood et al. 1979). nachgeströmt, um den Prozess erneut in Gang zu setzen. Die Durch- Manganoxide, z. B. Kryptomelan, könnten zur Dekon- schnittsleistung dieses natürlichen Kernreaktors betrug vermutlich taminierung von Grubenwässern und industriellen weniger als 100 kW. Abwässern eingesetzt werden, um Schwermetall- Kationen wie Co2+, Zn2+ und Cd2+ zu absorbieren. Struktur. Die Kristallstruktur des Uraninits entspricht Durch photokatalytische Oxidation (z. B. Birnessit, dem Fluorittyp (Abb. 4.5). Durch den radioaktiven Ein- Todorokit) könnten Böden verbessert und Umwelt- fluss ist die strukturelle Anordnung jedoch meist weit- schäden behoben werden. gehend zerstört. Auch das Ionenaustauschvermögen von Manganaten und anderen Oxiden mit Tunnelstrukturen ist vielfäl- Chemismus. Uraninit kristallisiert zunächst als UO2, tig nutzbar. wird jedoch stets teilweise aufoxidiert, so dass seine tat-, 5.5 · Hydroxide 91 sächliche Zusammensetzung zwischen UO2 und U3O8 5.5 5.5 (= U4+O + 2U6+2 O3) liegt. U wird z. T. durch Th und Hydroxide Seltenerd-Elemente, besonders Ce diadoch vertreten; durch den radioaktiven Zerfall bilden sich zusätzlich Pb Alle Kristallstrukturen der Hydroxide weisen Hydroxyl- und He. Dazu enthält Uranpecherz zahlreiche mechani- gruppen (OH)– oder H2O-Moleküle auf, wobei die Bin- sche Einlagerungen. dungskräfte generell schwächer als bei den Oxiden sind. Vorkommen. Gemengteil in Graniten (z. B. Rössing, Na- mibia), Nephelinsyeniten (z. B. Ilímaussaq, Grönland), Gibbsit (Hydragillit), γ -Al(OH)3 Pegmatiten (z. B. Bancroft, Ontario) und hydrothermalen Gängen (Abschn. 21.4.6, S. 327f) und sauren Vulkaniten, Ausbildung. Kristallklasse 2/m, feinfaserig bis schuppig. z. B. in den Lagerstätten Strelsovsk (Russland), Dornot (Mongolei) und Nopal (Mexiko). Uraninit kommt auch Physikalische Eigenschaften. sedimentär als Seifenmineral vor, so im goldführenden Spaltbarkeit (001) vollkommen Quarzkonglomerat vom Witwatersrand in Südafrika und Härte 2½–3½ im Blind-River-Gebiet der Provinz Ontario (Kanada). Dichte 2,4 Uranpecherz verwittert sehr leicht. Es wird zunächst zu Farbe, Glanz farblos, weiß, Glasglanz, auf Spalt- UO3 oxidiert; danach bilden sich unter Aufnahme von flächen Perlmuttglanz Fremdionen und H2O leicht lösliche Hydroxide, Karbo- nate und Sulfate, später schwerer lösliche Phosphate, Struktur. Sechserringe von kantenverknüpften Al(OH)6- Arsenate, Vanadate und Silikate. Alle diese sekundären Oktaedern bilden hexagonale Schichten, die untereinander Uranminerale sind grellbunt gefärbt, insbesondere gelb, durch Van-der-Waals-Kräfte verbunden sind (Abb. 5.11). grün oder orange. Vorkommen. Bestandteil von Bauxit und Laterit, Gemen- Bedeutung. Uranpecherz ist das wichtigste primäre Uran- gen aus Gibbsit, Böhmit γ -AlOOH und Diaspor sowie mineral zur Gewinnung von Uran. Aus ihm wird außer- Kaolinit, Quarz, Hämatit, Goethit, Rutil und Anatas. Es dem Radium gewonnen, das es in extrem geringer Men- handelt sich um Verwitterungsprodukte, die z. T. sekun- ge enthält. där umgelagert sind (Abschn. 22.5.3, S. 344f). Gewinnung und Verwendung des Urans Bedeutung. Bauxit ist der wichtigste Rohstoff für die Gewinnung von Al-Metall, ferner für die Herstellung Bemerkenswert ist, dass Uranpechblende, die früher von synthetischem Korund und von Spezialkeramik. bei der Silbergewinnung anfiel, noch vor der Entdeckung des Radiums zur Herstellung von Uranfarben ver- wendet wurde. Seit dem Ende des 19. Jahrhunderts nutzte man die Uranabgänge nach Verarbeitung dieser Erze zu Radium-Präparaten noch immer zum gleichen Zweck! Erst nach dem 2. Weltkrieg erlangte das Uran im Zusammenhang mit der Gewinnung und Nutz- barmachung der Kernenergie eine besondere welt- wirtschaftliche Bedeutung. Selbst dann, wenn die Nutzung der Kernenergie in den kommenden Jahr- zehnten stark zunehmen sollte, stehen weltweit genü- gend Vorräte zur Verfügung, um den Uranbedarf für die nächsten 100 Jahre zu decken (Macfarlane und Miller 2007). Die Verwendung der Uranoxide zur Herstellung von Leuchtfarben und zu fluoreszieren- dem Glas spielt nur noch eine begrenzte Rolle. Wegen seiner hohen Dichte wird abgereichertes Uran als Ge- gengewicht in Flugzeugen und Hochleistungssegel- booten eingesetzt, außerdem als panzerbrechende Munition. Abb. 5.11. Struktur von Gibbsit: Sechserringe aus kantenverknüpften Das bei der Verhüttung von Uranerzen gewonnene Al(OH)6-Oktaedern bilden Schichten // (001). (Nach Strunz und Radium wird v. a. in der Medizin verwendet. Nickel 2001), 92 5 · Oxide und Hydroxide Diaspor, α -AlOOH matt und erdig, in dünnen Splittern braun oder gelblich durchscheinend Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, tafelig nach (010), Strich braun bis gelblich fein gestreift oder aufgeraut; größere Kristalle selten, meist in feinkörnigen Gemengen. Struktur. Goethit kristallisiert in der Diaspor-Struktur. Physikalische Eigenschaften. Chemismus. Ungefähr 62 % Fe, wechselnder Gehalt an Spaltbarkeit (010) sehr vollkommen, Bruch mu- H2O. Der aus Gelen kristallisierte Goethit (nur noch aus schelig, sehr spröde seinen äußeren Formen erschließbar) weist in seinen Härte recht hoch: 6½–7 Aggregaten einen durchweg höheren H2O-Gehalt in Dichte 3,4 Form von absorbiertem oder kapillarem Wasser auf und Farbe, Glanz farblos, weißgrau, grünlich, bräun- hat dann die Formel FeOOH · nH2O; dementsprechend lich, Glasglanz, auf Spaltflächen Perl- liegt der Fe-Gehalt <62 %. Außerdem sind aus dem mutterglanz, durchsichtig bis durch- ehemaligen Gel Verunreinigungen wie z. B. Si, P, Mn, Al, scheinend V etc. übernommen worden. Struktur. Unendliche Doppelketten von Al(O,OH)6-Okta- Vorkommen. Goethit und Lepidokrokit (s. unten) sind ty- edern //c, die unter sich durch Wasserstoff-Brücken- pische Verwitterungsbildungen; sie treten insbesondere bindungen miteinander verknüpft sind (Abb. 5.12). im „Eisernen Hut“ von primären Sulfiderz-Lagerstätten auf, daneben bilden sie marin-sedimentäre Eisenerze Vorkommen. Bestandteil von Bauxit und Laterit, auch in (Minette), Bohnerze, Raseneisenerze, See-Erze. niedriggradigen metamorphen Bauxiten (Diasporite). Limonit ist eine Sammelbezeichnung für amorphe bis kryptokristalline Gemenge von Goethit und Lepidokro- Bedeutung. Bauxit als Al-Erz, Diasporit als Schleif- und kit, meist auch etwas Hämatit mit wechselnden Wasser- Poliermittel. gehalten; häufig sind amorphe Kieselsäure, Phosphate, Tonminerale und organische Zersetzungsprodukte be- Goethit (Nadeleisenerz), α -FeOOH teiligt. Der Eisengehalt erreicht meist nur 30–40 %. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, die prismatisch- Bedeutung. Eisenerz, jedoch meist arme Lagerstätten. nadelförmigen Kristalle sind nach c gestreckt, mit Längs- streifung und häufig kugelig-strahlige Aggregate bildend, Lepidokrokit (Rubinglimmer), γ -FeOOH als Brauner Glaskopf mit spiegelglatter Oberfläche, trau- big-nierige, zapfenförmige und stalaktitähnliche Formen Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, dünne Täfelchen mit radialstrahligem Gefüge. In anderen Fällen derbe, nach {010}, bisweilen auch divergent-blättrig angeordnet. dichte und poröse oder pulverartige Massen bildend. Pseudomorphosen nach verschiedenen Eisenmineralen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (010) vollkommen, angedeutet nach Physikalische Eigenschaften. (100), (001) Spaltbarkeit {010} vollkommen Härte 5 Bruch muschelig Dichte 4,0 Härte 5–5½ Farbe, Glanz in Splittern rot bis gelbrot durchschei- Dichte 4,5 im Mittel nend, lebhafter metallischer Glanz Farbe, Glanz schwarzbraun bis lichtgelb, halbme- Strich bräunlichgelb bis orangebraun tallisch auch seidenglänzend, daneben Viele Eigenschaften sind denen des Goethits sehr ähnlich. Abb. 5.12. Struktur von Diaspor α-AlOOH und Goethit α-FeOOH, Projekti- onen a auf (100), b auf (001). Kantenverknüpfte Al(O,OH)6- bzw. Fe(O,OH)6-Oktaeder bilden Doppelketten // der c-Achse, die versetzt miteinander durch Van-der-Waals-Kräfte verbun- den sind. (Nach Strunz und Nickel 2001), Literatur 93 Vorkommen. Seltener als Goethit, Bestandteil des Limo- nits (s. oben). Bedeutung. S. oben

Weiterführende Literatur

Deer WA, Howie RA, Zussman J (1962) Rock-forming minerals. Vol 5: Non-silicates. Longmans, London Grew ES (ed) (2002) Beryllium – mineralogy, petrology, geo- chemistry. Rev Mineral Geochem 50 Lindsley DH (ed) (1991) Oxide minerals: Petrologic and magnetic significance. Rev Mineral 25 Macfarlane AM, Miller M (2007) Nuclear energy and uranium resources. Elements 3:185–192 Pasero M (2005) A short outline of tunnel oxides. Rev Mineral Geochem 57:291–305 Rumble III D (ed) (1976) Oxide minerals. Rev Mineral 3

Zitierte Literatur

Abb. 5.13. Struktur von Böhmit γ-AlOOH und Lepidokrokit γ-FeOOH. Kantenverknüpfte Al(O,OH) - bzw. Fe(O,OH) -Oktaeder bilden Lindsley DL (1976) The crystal chemistry and structure of oxide6 6 Doppelschichten // (010). (Nach Strunz und Nickel 2001) minerals as exemplified by the Fe-Ti oxides. In Rumble III D, ed (1976) Oxide minerals. Rev Mineral 3:L1–L88 Struktur. Lepidokrokit kristallisiert in der Struktur von Meshik AP (2006) Natürliche Kernreaktoren. Spektrum der Wis- senschaft, Juni 2006, S 85–90 Böhmit γ-AlOOH; die FeO6-Oktaeder sind zu Doppelschich- Ringwood AE, Kesson SE, Ware NG, Hibberson WO, Major A (1979) ten // (010) angeordnet, die untereinander durch Wasser- The SYNROC process: A geochemical approach to nuclear waste stoff-Brückenbindungen verknüpft werden (Abb. 5.13). immobilization. Geochem J 13:141–165,

Karbonate, Nitrate und Borate

6.1 Chemisch sind die Karbonate Salze der Kohlensäure H2CO3. Strukturell ist ihnen ein –Calcit-Gruppe, inselartiger Anionenkomplex [CO ] 2– 3 gemeinsam. Die zugehörigen Kationen kön- 32/m nen dabei einen kleineren oder einen größeren Ionenradius besitzen als das Ca2+ mit 1,08 Å. Die Karbonate mit einem kleineren Kation wie z. B. Mg2+, Zn2+, Fe2+ oder 6.2 Mn2+ kristallisieren ditrigonal-skalenoedrisch wie Calcit CaCO3 und haben Calcit-Struk-

Aragonit-Gruppe, tur (Abb. 6.1). Demgegenüber kristallisieren die Karbonate mit größeren Kationen

2/m2/m2/m wie Sr2+, Pb2+ oder Ba2+ mit einem Radius >1,08 Å rhombisch, und die Strukturen ihrer Karbonate entsprechen derjenigen des Aragonits CaCO3. In der orthorhom- 6.3 bischen Aragonit-Struktur haben diese größeren Kationen9Oals nächste Nachbarn

Dolomit-Gruppe anstatt 6 O; es steht ihnen ein entsprechend größerer Raum in der Struktur zur Ver-

fügung. Die hexagonale Vaterit-Struktur besteht aus Schichten von dicht gepackten 6.4 [CO3]-Gruppen ⊥ (0001), die mit Schichten von [8]-koordiniertem Ca wechsellagern.

Azurit-Malachit-Gruppe Die Trimorphie des CaCO3, das in der Calcit-, Aragonit- oder Vaterit-Struktur kristalli-

sieren kann, erklärt sich wesentlich aus der mittleren Größe des Ca2+ und seinem 6.5 mittleren Raumbedarf.

Nitrate Bei den komplizierten Strukturen der Azurit-Malachit-Gruppe ist in sehr verein-

fachter Beschreibung das Cu2+ oktaedrisch gegenüber O2– und (OH)– koordiniert. 6.6 Diese oktaedrischen Einheiten sind kettenförmig aneinandergereiht; es besteht über

Borate O-Brücken seitlich eine Verknüpfung mit den (CO3)-Gruppen.

Tabelle 6.1. Wasserfreie und wasserhaltige Karbonate. Ionenradien nach Whittacker u. Muntus 1970, 96 6 · Karbonate, Nitrate und Borate 6.1 6.1 Calcit (Kalkspat), Ca[CO3]

Calcit-Gruppe, –32/m

Ausbildung. Kristallklasse 32/m, ditrigonal-skaleno- Die Calcit-Struktur lässt sich als NaCl-Gitter beschrei- edrisch, an Kristallformen ungewöhnlich reich, mehr als ben, das auf eine Ecke gestellt und in Richtung der 1 000 Flächenkombinationen (Tracht) sind beschrieben Raumdiagonalen zusammengedrückt wird, wobei Na worden. Nach dem Vorherrschen einfacher Formen und durch Ca und Cl durch den Schwerpunkt der CO3- ihrer Größenverhältnisse (Habitus) lassen sich 4 wichti- Gruppe ersetzt ist (Abb. 6.1). Der Polkantenwinkel der ge Ausbildungstypen unterscheiden: rhomboedrischen Calcit-Zelle beträgt rund 103° statt 90° beim Würfel; die 3-zählige Drehinversionsachse 3 Skalenoedrische Ausbildung (Abb. 6.2a,b, 6.3), bei der der Calcit-Struktur entspricht der Raumdiagonale des das ditrigonale Skalenoeder dominiert, am verbrei- Würfels. Entsprechend der NaCl-Struktur wird jedes tetsten {2131}, nicht selten durch ein flaches Rhom- Ca oktaedrisch von6Oumgeben. Die CO3-Komplexe boeder abgestumpft oder seitlich durch Prismen- sind planar // (0001) ausgerichtet, wobei jedes C von flächen begrenzt. 3 O in der Art eines gleichseitigen Dreiecks umgeben Rhomboedrische Ausbildung (Abb. 6.2d), bei der wird. Die Bindungskräfte zwischen Ca2+ und (CO )2–3 Rhomboeder verschiedener Stellung und Steilheit sind wie in der NaCl-Struktur heteropolar. Sie werden gegenüber anderen Flächen dominieren. Dabei ist die viel leichter aufgebrochen als die festeren homöopo- Flächenlage des Spaltrhomboeders {1011} als Wachs- laren Bindungen zwischen C und O. Die vollkommene tumsfläche nicht so häufig wie bei den übrigen Mine- Spaltbarkeit des Calcits nach dem Spaltrhomboeder ralen der Calcitreihe anzutreffen. {1011} entspricht der vollkommenen Spaltbarkeit des Prismatische Ausbildung (Abb. 6.2c), z. B. mit dem Steinsalzes nach {100}. Diese Spaltbarkeit verläuft Prisma {1010} und durch das Basispinakoid {0001} ebenfalls parallel zu den dichtest besetzten Netzebenen oder ein stumpfes Rhomboeder {0112} begrenzt, mit des Gitters, wobei die Zahl der Bindungen senkrecht säuligem bis gedrungenem Habitus; bei sehr schma- zu diesen Ebenen besonders klein ist. lem Prisma und überwiegen des Basispinakoids Über- gang zur Abb. 6.1. tafeligen Ausbildung (Abb. 6.2e, 6.4): das Basis- Kristallstruktur von pinakoid {0001} tritt ausschließlich hervor, alle ande- Calcit, Anordnung ren Flächen treten völlig zurück und sind höchstens der Ionen in einem schmal entwickelt; typisch ist der sog. Blätterspat mit Spaltrhomboeder seinem blättrigen Habitus. nach {1011}, der Ele- mentarzelle von Cal- Zwillingsbildung ist bei Calcit sehr verbreitet, die häu- cit. (Nach Evans 1976) figsten Zwillingsebenen sind das Basispinakoid {0001} oder das negative Rhomboeder {0112}, oft mit lamel- larer Wiederholung. Diese polysynthetische Zwillings- lamellierung ist auf Spaltflächen als feine Parallelstrei- fung erkennbar (Abb. 6.2f); in metamorphen Kalk- steinen wird sie teilweise durch tektonische Verfor- mung hervorgerufen. Druckzwillingslamellierung kann aber auch künstlich erzeugt werden, z. B. bei der Herstellung von Dünnschliffen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} vollkommen, {0112} Gleitfläche Härte 3 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 2,7 Farbe, Glanz, op- tisches Verhalten meist farblos, milchigweiß, durchschei- Abb. 6.2. Tracht und Habitus bei Calcit. a Ditrigonales Skalenoeder nend bis klar durchsichtig, durch orga- {2131} kombiniert mit Rhomboeder {1011}; b hexagonales Prisma nische Einschlüsse braun bis schwarz; {1010} kombiniert mit ditrigonalem Skalenoeder {3251} und Rhom- Perlmutterglanz. Optisch rein als Islän- boeder {0112}; c hexagonales Prisma {1010} kombiniert mit Rhom- discher Doppelspat (Abb. 1.29, S. 24), boeder {0112}; d Rhomboeder {0112} kombiniert mit hexagonalem sehr starke negative Doppelbrechung Prisma {1010}; e das Basispinakoid {0001} dominiert stark gegenüber Prisma und Skalenoeder; f Spaltrhomboeder mit polysynthetischer Wichtiges Erkennungsmerkmal: Calcit löst sich leicht in Druckzwillingslamellierung verursacht durch Gleitung nach (0112) kalten verdünnten Säuren unter heftigem Brausen., 6.1 · Calcit-Gruppe, –32/m 97 Abb. 6.3. Calcit-Kristall mit vorherrschendem Skalenoeder {2131} und Rhomboeder {1011}, Rauschenberg (Bayern). Bildbreite ca. 4 cm. Mi- neralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Abb. 6.4. Kristallgruppe von Calcit in tafeliger Ausbildung mit vor- Kristallchemie. Wegen ähnlicher Größe der Ionenradien herrschendem Basispinakiod {0001}, St. Andreasberg, Harz. Bild- bildet Calcit Mischkristalle mit Rhodochrosit (Mangan- breite ca. 5 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würzburg. spat), dagegen nur begrenzt mit Siderit (Eisenspat) und (Foto: K.-P. Kelber) Smithsonit (Zinkspat). Die Diadochie von Ca2+ durch Mg2+ ist wegen unterschiedlicher Ionenradien unter ge- Industrie nach wie vor begehrt. Die verschiedenen Kalk- wöhnlichen Bedingungen außerordentlich gering. steine mit mehr oder weniger hohem oder ausschließli- chem Calcitanteil bilden volkswirtschaftlich außeror- Vorkommen. Calcit gehört zu den verbreitetsten Minera- dentlich wichtige Rohstoffe: als Bau- und Dekorations- len; er wird überwiegend sedimentär gebildet. So ist Calcit steine; polierfähige und schön aussehende Kalksteine Hauptgemengteil von Kalksteinen und Mergeln und bil- werden als technischer Marmor, als weißer körniger Sta- det häufig den Zement in klastischen Sedimenten. Als tuenmarmor (z. B. von Carrara, Italien), als Travertin biogenes Mineral baut Calcit die Hartteile von Organis- oder als lithographischer Kalkstein eingesetzt. men auf; allerdings entsteht er meist erst sekundär durch Kalksteine finden breite Verwendung als Rohstoff Umwandlung von metastabilem Aragonit (S. 100). Auch in der Bauindustrie zur Herstellung von nichthydrau- bei der chemischen Fällung von CaCO3 aus Meer- und lischen (Kalkmörtel) und hydraulischen Bindemitteln Süßwasser bildet sich zunächst Aragonit, der im Laufe (Portlandzement), in der chemischen Industrie, bei der Zeit in Calcit umgewandelt wird. der Glas- und Zellstoffherstellung, als Flussmittel in Calcit und/oder Aragonit sind alleinige Gemengteile der Hüttenindustrie, in der Zuckertechnologie, als Dünge- in vielen Kalksintern, Thermalabsätzen und Tropfsteinen. kalk, als Füllstoff und Weißpigment im Papier u. v. a. Weiter tritt Calcit als sog. Gangart (Nichterz) in Erzgän- gen und als Kluftfüllung auf; metamorph in Marmoren. Magnesit, Mg[CO3] Bemerkenswert ist die primär magmatische Bildung von Calcit und anderen Karbonaten, besonders in den Ausbildung. Kristallklasse 32/m, Kristalle mit einfacher Karbonatiten. rhomboedrischer Tracht {1011}, im Gestein eingewach- sen, vorwiegend in spätigen (als sog. Spat- oder Kristall- Technische Verwendung. Klar durchsichtige Kristalle von magnesit) oder in dichten, mikrokristallinen Aggrega- Calcit als Isländischer Doppelspat sind in der optischen ten, dann oft mit Geltexturen (als sog. Gelmagnesit)., 98 6 · Karbonate, Nitrate und Borate Physikalische Eigenschaften. Chemismus. Fe 48,2 %, gewöhnlich mit einem größeren Spaltbarkeit spätige Kristalle vollkommen nach {1011} Gehalt an Mn2+ und etwas Ca2+, auch diadocher Ersatz Bruch muschelig bei Gelmagnesit durch Mg2+. Mit Rhodochrosit und Magnesit bestehen Härte 4–4½ lückenlose Mischkristallreihen. Dichte 3,0 Farbe, Glanz farblos, schneeweiß, grau- bis gelblich- Vorkommen. In hydrothermalen Gängen, sedimentär oder weiß, grauschwarz; auf Spaltflächen metasomatisch; bei der Verwitterung Übergang in Limonit. Glas- bis Perlmutterglanz, Gelmagne- sit mit matter Bruchfläche Bedeutung. Als Spateisenstein wegen seines häufigen Mangan- gehalts und seiner leichten Verhüttung wertvolles Eisenerz. Struktur. Isotyp mit Calcit. Rhodochrosit (Manganspat), Mn[CO3] Chemismus. MgCO3, Fe-haltiger Magnesit wird als Breun- nerit bezeichnet. Ausbildung. Kristallklasse 32/m. Meist nur winzige rhom- boedrische Kriställchen {1011} mit sattelförmig gekrümm- Vorkommen. Als Spatmagnesit in räumlichem Verband ten Flächen, auch in kleinen Drusen (Abb. 6.5), gewöhn- mit Dolomitgesteinen oder dolomitischem Kalkstein, als lich körnig-spätige Aggregate, gebänderte Krusten mit Gelmagnesit in Einschaltungen in Serpentingesteinen als traubig-nieriger Oberfläche und radialem Gefüge. In grö- deren Zersetzungsprodukt. ßeren Massen unansehnlich zellig-krustig oder erdig. Technische Bedeutung als Rohstoff. Zur Herstellung hochfeu- Physikalische Eigenschaften. erfester•Magnesit-Steine, die zum Auskleiden von Sauerstoff- Spaltbarkeit {1011} vollkommen, spröde Konvertern (LD-Verfahren) und Elektroöfen bei der Stahler- Härte 3½–4 zeugung dienen, wird Rohmagnesit bei 1 500 °C zu MgO Dichte 3,5–3,6 gesintert und anschließend mit Teer kalt gepresst. Vor der Farbe, Glanz Farben von blassrosa über rosarot bis him- ersten Charge wird die Teer-Magnesit-Ausmauerung im beerfarben (Himbeerspat, Abb. 6.5); Glas- Konverter gebrannt. Spezielle Steinformen, z. B. Düsensteine, glanz; durchscheinend bis undurchsichtig werden vor dem Verlegen im Konverter in eignen Anlagen Strich weiß erhitzt. Durch kaustische Behandlung von Magnesit bei 800 °C gewinnt man MgCl2-Lauge; diese wird mit einem Füll- stoff versehen und zu Sorelzement verarbeitet, aus dem feuer- feste Baumaterialien und Isoliermassen hergestellt werden. Die Gewinnung des Metalls Mg erfolgt derzeit nur unterge- ordnet aus Magnesit, vorwiegend aber aus Rückständen der K-Mg-Salz-Verarbeitung oder direkt aus dem Meerwasser. Siderit (Eisenspat), Fe[CO3] Ausbildung. Kristallklasse 32/m, aufgewachsene Kristalle meist als sattelförmige Rhomboeder {1011} mit ge- krümmten Flächen, spätig in kompaktem Gestein, ku- gelförmige oder traubig-nierige Gebilde aus Siderit wer- den als Sphärosiderit bezeichnet. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} vollkommen Härte 3½–4 Dichte 3,7–3,9 Farbe, Glanz lichtgraugelb, mit zunehmendem Oxida- tionseinfluss gelblich bis gelbbraun und schließlich dunkelbraun, dabei bunt an- laufend; Glas- bis Perlmuttglanz, durch- scheinend bis undurchsichtig Abb. 6.5. Rhodochrosit mit Quarz, Pasto Bueno, Peru. Bildbreite 3,8 cm. Struktur. Isotyp mit Calcit. Mineralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 6.2 · Aragonit-Gruppe, 2/m2/m2/m 99 Struktur. Isotyp mit Calcit. 6.2 6.2

Aragonit-Gruppe, 2/m2/m2/m

Chemismus. Eine lückenlose Mischkristallreihe besteht mit Siderit; weniger mit Calcit; nur sehr begrenzte Misch- Der Aragonit-Gruppe liegt die rhombische (pseudo- kristallbildung mit Magnesit und Smithsonit. hexagonale) Aragonitstruktur zugrunde. Hierbei befinden sich (bei gewissen Unterschieden) die Vorkommen. Hydrothermales Gangmineral, Produkt der planaren CO3-Komplexe wie bei der Calcitstruktur Oxidationszone. // der Basis (001). Ca ist hier jedoch von9Oals nächste Nachbarn umgeben (Abb. 6.6). Die höhere Verwendung. Poliert als Schmuckstein und zur Herstel- Koordinationszahl im Aragonit entspricht den grö- lung kunstgewerblicher Gegenstände. ßeren Kationenradien in der Aragonit-Gruppe, ver- glichen mit der Calcit-Gruppe (Tabelle 6.1). Smithsonit (Zinkspat), Zn[CO3] Ausbildung. Wie bei Rhodochrosit nur kleinere rhombo- Aragonit, Ca[CO3] edrische Kristalle, meist derb in Krusten, nierige und zapfenförmige Aggregate, oft zerreiblich. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, prismatische Aus- bildung der rhombisch-bipyramidalen Kristalle, häu- Physikalische Eigenschaften. Mechanische Eigenschaften figer nach c gestreckt mit spitzpyramidaler Endigung; ähnlich denen von Rhodochrosit. gewöhnlich nadelig-strahlige Aggregate, häufiger Zwillinge nach {110}, Drillinge mit pseudohexagonaler Härte 4½ Form und Verwachsungsnähten bzw. Längsfurchen Dichte 4,4 (Abb. 6.7), auch polysynthetische Viellinge. Verbreitet Farbe, Glanz farblos, gelblich, grünlich, bräunlich, tritt Aragonit in derben, feinkörnigen Massen und zartviolett (durch Co2+), bläulich (Cu2+); Krusten auf, auch als konzentrisch-schalige Kügelchen starker Glasglanz, durchscheinend bis im Pisolith (Erbsenstein). trüb Physikalische Eigenschaften. Struktur. Isotyp mit Calcit. Spaltbarkeit {010} sehr undeutlich, {110} schlecht Bruch muschelig Chemismus. ZnO-Gehalt maximal 64,8 %, meistens Mn2+ Härte 3½–4, die etwas größere Härte gegen- und Fe2+ enthaltend, weniger Ca2+ oder Mg2+, bisweilen über Calcit erklärt sich aus der größe- Gehalt an Cd2+. ren Zahl von Ca-O-Bindungen und der dichteren Packung des Gitters Vorkommen. Produkt der Oxidationszone von Zinkerz- Dichte 2,95, höher als bei Calcit wegen der dich- lagerstätten innerhalb von Kalksteinen. Sulfatische Zink- teren Packung in der Aragonit-Struktur lösungen, die bei der Verwitterung z. B. von Zinkblende Farbe, Glanz farblos bis zart gefärbt; Glasglanz auf entstehen, werden durch Kalkstein ausgefällt. Kristallflächen, auf Bruchflächen Fett- glanz, durchsichtig bis durchscheinend Bedeutung. Als Gemenge mit Hemimorphit (Kieselzink- erz) unter dem Namen Galmei wichtiges Zinkerz. Erkennung. Wie Calcit löst sich Aragonit leicht in kalten verdünnten Säuren. Ein einfaches Unterscheidungsmerk- mal ist die Meigen’sche-Reaktion: Pulver von Aragonit und anderen rhombischen Karbonaten sowie von Vaterit wird in Kobaltnitratlösung beim Sieden violett, während Pulver von Calcit und trigonalen Karbonaten sich fast nicht verändert. Abb. 6.7. Aragonit: Drilling nach (110) mit pseudohexagonaler Sym- metrie Abb. 6.6. Fragmente aus der Struktur von a Calcit, projiziert auf (0001) und b Aragonit projiziert auf (001). [CO3] 2–: hellblaue Dreiecke, Ca2+: dunkelblaue Kugeln. Beim Calcit ist Ca von sechs, beim Aragonit von neun Sauerstoffen umgeben. (Nach Strunz und Nickel 2001), 100 6 · Karbonate, Nitrate und Borate Chemismus. CaCO3, diadocher Ersatz des Ca 2+ besonders Eine weitere, metastabile CaCO3-Modifikation ist der durch Sr2+, auch Pb2+. hexagonale Vaterit, der sich bei niedrigen Temperaturen aus wässerigen Lösungen ausscheidet und auch fossil- Bildungsbedingungen und Vorkommen. Aragonit ist viel bildend auftritt. seltener als Calcit und nur begrenzt gesteinsbildend. We- gen seiner etwas dichteren Struktur als Calcit ist Arago- Strontianit, Sr[CO3] nit die Hochdruckmodifikation von CaCO3, d. h. im Ver- gleich zu Calcit liegt sein Stabilitätsfeld im Bereich hö- Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle wie Ara- herer Drücke und niedrigerer Temperaturen, wobei die gonit nadelig oder dünnstängelig und oft büschelig grup- Gleichgewichtskurve der Reaktion piert, Zwillingsbildungen wie Aragonit. Verbreiteter sind stängelige und körnige Aggregate. Aragonit Calcit (6.1) Physikalische Eigenschaften. etwa durch die Punkte 5 kbar/180 °C, 7 kbar/300 °C und Spaltbarkeit {110} deutlich 9 kbar/400 °C verläuft (Abb. 6.8). Stabil entsteht Arago- Bruch muschelig nit daher unter den Bedingungen der Hochdruckmeta- Härte 3½–4 morphose, insbesondere in Subduktionszonen, in denen Dichte 3,8, deutlich höher als bei Aragonit ein ungewöhnlich niedriger geothermischer Gradient Farbe, Glanz farblos oder durch Spurengehalte sehr herrscht (Abschn. 24.2.5, S. 398, Abschn. 26.3.8, S. 467ff). schwach gefärbt; auf Kristallfächen Obwohl Aragonit bei niedrigen Drücken, insbeson- Glas-, auf Bruchflächen Fettglanz, dere bei Bedingungen der Erdoberfläche nicht stabil ist, durchsichtig bis durchscheinend entsteht er doch metastabil in Hohlräumen vulkanischer Gesteine, setzt sich als Bestandteil von Sinterkrusten oder Struktur. Isotyp mit Aragonit. als Sprudelstein aus Thermalwässern oder Geysiren ab; er bildet sich organogen als Perlmuttschicht natürlicher Chemismus. Stets wird Sr durch Ca diadoch ersetzt, maxi- Perlen und der Schalen von Muscheln, Schnecken, Am- mal enthält Strontianit ca. 25 Mol.-% CaCO3-Komponente. moniten, Korallen, Schwämmen und Algen, z. T. zu- sammen mit Calcit. Bei Anwesenheit eines Lösungsmit- Vorkommen. Als Kluftfüllung in Kalksteinen oder Kalk- tels oder längerem Reiben im Mörser geht Aragonit lang- mergeln, aus Gehalten des Nebengesteins stammend (La- sam in die stabile Form Calcit über; bei Erhöhung der teralsekretion); gelegentlich in hydrothermalen Lager- Temperatur auf 400 °C (bei P = 1 bar) dagegen sehr stätten und in Karbonatiten. schnell. Diese Umwandlung ist monotrop, d. h. sie ist nicht umkehrbar. Aragonit wandelt sich jedoch nicht in Technische Verwendung. In der Pyrotechnik, früher Bedeu- Calcit um, wenn seine Struktur durch Sr-Einbau stabili- tung bei der Zuckergewinnung, Glas- und Keramik- siert wird. industrie, Gewinnung des Metalls Strontium. Cerussit (Weißbleierz), Pb[CO3] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, einzelne Kristalle oder in Gruppen aufgewachsen (Abb. 7.2) oder eingewach- sen. Tafeliger Habitus nach {010} oder nadelig bis spieß- förmig. Viel häufiger Drillinge nach {110}, dadurch pseudo- hexagonal (Abb. 6.9), bei tafeliger Ausbildung stern- bis wabenförmige Verwachsungen, auch erdig-pulverig. Abb. 6.9. Cerussit: pseudohexago- naler Drilling nach (110) Abb. 6.8. Die Stabilitätsfelder von Calcit und Aragonit im Druck-Tem- peratur-Diagramm des Systems CaCO3. Der schattierte Bereich gibt die Unsicherheit der experimentellen Ergebnisse an. (Nach Johannes u. Puhan 1971), 6.3 · Dolomit-Gruppe 101 Physikalische Eigenschaften. Charakteristisch gegenüber Aragonit und Strontianit sind seine höhere Dichte, sein lebhafter Diamantglanz und seine wesentlich höhere Lichtbrechung mit nγ = 2,08. Spaltbarkeit {110}, {021} wenig deutlich Bruch muschelig, spröde Härte 3–3½ Dichte 6,5 Abb. 6.10. Ätzfiguren auf der Spaltfläche (1011) sind symmetrisch aus- Farbe, Glanz weiß, gelblich, braun; Diamantglanz, gebildet beim Calcit mit der Kristallklasse 32/m (a), asymmetrisch durchsichtig bis durchscheinend beim Dolomit mit der niedriger symmetrischen Kristallklasse 3 (b) Struktur. Isotyp mit Aragonit. Vorkommen. In der Verwitterungs- und Auslaugungszone von Bleilagerstätten zusammen mit Bleiglanz, aus dem er sich als Sekundärmineral bildet. Bedeutung. Gelegentlich wichtiges Bleierzmineral. Witherit, Ba[CO3] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle fast stets als Drillingsverwachsungen nach {110} mit pseudohexa- gonalen Dipyramiden, auch derb oder in stängelig-blätt- rigen Verwachsungen. Physikalische Eigenschaften. Ähnlich denen von Aragonit und Strontianit. Spaltbarkeit {010} deutlich Bruch muschelig, spröde Härte 3½ Dichte 4,3, höher als diejenige von Aragonit und Strontianit, jedoch niedriger als die von Cerussit Abb. 6.11. Das isobare Temperatur-Konzentrations-Diagramm mit der Mischungslücke im System Calcit–Dolomit. Der CO2-Druck ist nied-Farbe, Glanz farblos, weiß, gelblich; Glasglanz, auf rig, etwa 50 bar, jedoch ausreichend, um eine Dekarbonatisierung Bruchflächen Fettglanz zu verhindern. (Mod. nach Goldsmith u. Heard 1961) Struktur. Isotyp mit Aragonit. baren Spiegelebenen // c entfallen am Dolomitkristall. Stattdessen treten in der Struktur Gleitspiegelebenen auf. Chemismus. Gewöhnlich mit geringen Beimengungen von Die Unterschiede in der Symmetrie werden sehr schön Sr und Ca. durch künstlich erzeugte Ätzfiguren auf den Rhomboeder- flächen von Calcit und Dolomit dokumentiert (Abb. 6.10). Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen; seltener als Ara- Bei höherer Temperatur, etwa ab 500 °C, kann Dolo- gonit, Strontianit oder Cerussit. mit etwas mehr Ca aufnehmen, als dem Verhältnis Ca : Mg = 1 : 1 entspricht, wie das Diagramm in Abb. 6.11 6.3 belegt. Außerdem zeigt dieses Diagramm, dass unter höhe- 6.3

Dolomit-Gruppe rer Temperatur neben Dolomit gebildeter Calcit auch mehr

Mg aufnehmen kann. Das führt zu einer vollkommenen Das Mineral Dolomit CaMg[CO3]2 ist kein Mischkristall Mischbarkeit zwischen Calcit und Dolomit etwa ab 1 100 °C. zwischen Calcit und Magnesit, sondern eine stöchiomet- Demgegenüber kann Magnesit auch unter so hohen Tem- rische Verbindung, ein Doppelsalz mit einem Verhältnis peraturen nur relativ wenig Dolomit-Komponente aufneh- Ca : Mg = 1 : 1. Die Dolomit-Struktur ist analog der Cal- men. Die Zusammensetzung von Calcit, der gleichzeitig cit-Struktur gebaut – mit dem Unterschied, dass Ca2+ und neben Dolomit gebildet wurde, kann als geologisches Ther- Mg2+ abwechselnd schichtenweise in Ebenen // (0001) mometer benutzt werden, mit dem man die jeweiligen angeordnet sind. Die am Calcitkristall äußerlich erkenn- Bildungstemperatur dieser Paragenese abschätzen kann., 102 6 · Karbonate, Nitrate und Borate 6.4 Dolomit, CaMg[CO3]2 6.4

Azurit-Malachit-Gruppe

Ausbildung. Kristallklasse 3, die ein- und aufgewachsenen Kristalle besitzen fast stets das Grundrhomboeder {1011} Azurit (Kupferlasur), Cu3[(OH)/CO3]2 als Kristallform, nicht selten aus Subindividuen aufge- baut und mit sattelförmig gekrümmten Flächen. Ausbildung. Kristallklasse 2/m, mitunter in sehr guten Druckzwillinge nach {0221} sind sehr viel seltener als Kristallen und flächenreichen Formen (Abb. 6.12), kurz- bei Calcit und verlaufen // der kurzen und nicht der lan- säulig bis dicktafelig, zu kugeligen Gruppen und Konkre- gen Diagonalen des Spaltrhomboeders. In körnigen Ag- tionen aggregiert. Häufig derb, traubig-nierige Oberfläche, gregaten gesteinsbildend. erdig und als Anflug. Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} vollkommen Spaltbarkeit {011} und {100} ziemlich vollkommen Bruch muschelig Bruch muschelig Härte 3½–4 Härte 3½–4 Dichte 2,9–3 Dichte 3,8 Farbe, Glanz farblos, weiß, häufig auch zart gefärbt, Farbe, Glanz azurblau (Abb. 6.12), in erdigen Massen gelblich bis bräunlich, nicht selten hellblau; Glasglanz, durchscheinend braunschwarz bis schwarz; Glasglanz, Strich hellblau durchsichtig bis durchscheinend Chemismus. Cu-Gehalt 55,3 %. Unterscheidung von Calcit. Im Gegensatz zu Calcit wird Do- lomit von kalten verdünnten Säuren kaum angegriffen; Vorkommen. Oxidationsprodukt von Fahlerz und Enargit, dagegen wird er von heißer Säure unter lebhaftem Brau- Mineral der Oxidationszone von Kupfererzen, Impräg- sen leicht gelöst. Vorkommen. Wichtiges gesteinsbildendes Mineral, in Kalksteinen und Marmoren auch neben Calcit auftre- tend; als Gangart in Erzgängen, als metasomatisches Verdrängungsprodukt aus Kalkstein. Bedeutung als Rohstoff. Gebrannter Dolomit, mit Teer ver- mischt, wurde früher als billiger Ersatz für Magnesit-Stei- ne in der Stahlindustrie verwendet, wo er zur basischen Auskleidung von Sauerstoff-Konvertern (LD-Verfahren) und Elektroöfen diente. Auch bei anderen metallurgischen Prozessen mit basischer Schlackenführung wurde ge- brannter Dolomit eingesetzt, ferner als Rohstoff in der Feuerfest- und Baustoffindustrie. Ankerit (Braunspat), Ca(Fe,Mg)[CO3]2 Ausbildung. Kristallform und physikalische Eigenschaf- ten wie Dolomit, jedoch Dichte und Lichtbrechung merk- lich höher; gelblichweiß, durch Oxidation von Fe2+ braun werdend. Chemismus. Es besteht eine vollständige Mischreihe zwi- schen Dolomit und Ankerit bis maximal ca. 65 Mol.-% CaFe(CO3)2-Komponente; Fe 2+ und Mg können unterge- ordnet durch Mn2+ ersetzt sein. Abb. 6.12. Azurit (blau) von Malachit-Aggregaten (grün) verdrängt, auf Vorkommen. Als Gangart in Erzgängen, als Verdrängungs- Smithsonit. Die türkisfarbigen, kugeligen Aggregate sind Rosasit (Zn,Cu) [(OH) /CO ]; weiß ist der extrem seltene Otavit Cd[CO ]. produkt von Kalkstein, in manchen metamorphen Ge- 2233Tsumeb, Namibia. Bildbreite 3 cm. Sammlung H. Frimmel, Leihgabe im steinen. Mineralogischen Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 6.6 · Borate 103 nation in Sandsteinen. Häufig Übergang zu Malachit Vorkommen. Ausschließlich in Trockengebieten, so in der unter Wasseraufnahme: Pseudomorphosen von Malachit Atacama-Wüste in Nordchile und Peru (Abschn. 23.7.1, nach Azurit, z. B. von Tsumeb (Namibia). S. 374). Bedeutung. Im Mittelalter als Farbe für Gemälde verwendet. Niter (Kalisalpeter), K[NO3] Malachit, Cu2[(OH)2/CO3] Ausbildung. Kristallklasse 2/m 2/m 2/m; bildet Aggregate von nadel- oder haarförmigen Kristallen, mehlige Aus- Ausbildung. Kristallklasse 2/m, Kristalle selten, meist nadelig, blühungen oder körnige Krusten. haarförmig in Büscheln; häufiger derb, traubig-nierig mit glaskopfartiger Oberfläche, gebändert, erdig und als Anflug. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {011} vollkommen Physikalische Eigenschaften. Härte 2 Spaltbarkeit {201} gut, {010} deutlich Dichte 2,1 Bruch muschelig Farbe, Glanz farblos, weiß, grau, Glasglanz Härte 3½–4 Löslichkeit nicht hygroskopisch, leicht löslich in Dichte 4 H2O Farbe, Glanz dunkelgrün (Abb. 6.12), in erdigen Massen hellgrün; Glas- oder Seiden- Vorkommen. Auf der Oberfläche von Böden, Felswänden, glanz, auch matt Mauern, in Kalksteinhöhlen, untergeordnet in den Nitrat- Strich lichtgrün lagerstätten der Atacama-Wüste. Chemismus. Cu-Gehalt 57,4 %. 6.6 6.6

Borate

Vorkommen. Verbreitetes Cu-Mineral, oft neben Azurit in der Oxidationszone von primären Kupfererzen, viel häu- In den Boraten ist Bor gegenüber Sauerstoff sowohl figer als Azurit. Imprägnation von Sandsteinen. [3]- als auch [4]-koordiniert, d. h. es bildet planare [BO 3–3] - bzw. [BO OH] 2– 2 -Dreiecke oder [BO ] 5– 4 - bzw. Wirtschaftliche Bedeutung. Örtlich wichtiges Kupfererz. In [BO3OH] 4–-Tetraeder. Im ersten Falle ist der Ionen- poliertem Zustand Verwendung als Schmuckstein, Ver- radius von Bor 0,10 Å, d. h. etwas größer als für C[3], arbeitung zu Ziergegenständen. im zweiten 0.20 Å, d. h. kleiner als für Si[4]. Einige Boratminerale enthalten nur [BO ]3–3 -Gruppen, wie 6.5 der Sassolin (Borsäure) H3BO3, andere nur [BO 5–4] -

Nitrate Tetraeder, wie der Sinhalit MgAl[BO4] mit Olivin-

struktur (Abb. 9.3, S. 122); in vielen Fällen treten je- Nitrate sind Salze der Salpetersäure HNO3, die aus insel- doch beide Bauelemente gemeinsam in der gleichen artigen Anionenkomplexen [NO3] – aufgebaut sind. Das Struktur auf. Nach der Art ihrer Verknüpfung unter- wichtigste Nitrat, der Nitratin hat die Struktur von Cal- scheidet man – wie bei den Silikaten (Kap. 9) – Insel-, cit, während Niter Aragonitstruktur aufweist. Ketten-, Schicht- und Gerüst-Strukturen. Wegen ihrer strukturellen Vielfalt werden die Borate neuerdings als eigene Klasse abgetrennt (Strunz und Nickel 2001). Nitratin (Natronsalpeter), Na[NO3] Ausbildung. Kristallklasse 32/m; rhomboedrische Kristal- Colemanit, Ca[B3O4(OH)3] · H2O le selten, meist nur in körnigen Aggregaten. Ausbildung. Kristallklasse 2/m; flächenreiche, kurz- Physikalische Eigenschaften. prismatische Kristalle nicht selten, sonst in derben, kör- Spaltbarkeit {1011} vollkommen nigen Massen. Bruch muschelig-spröde Härte 1½–2 Physikalische Eigenschaften. Dichte 2,3 Spaltbarkeit {010} vollkommen Farbe, Glanz Glasglanz, farblos, auch weiß, gelb, grau Härte 4–4½ oder rötlich-braun Dichte 2,4 Löslichkeit etwas hygroskopisch, leicht löslich in Farbe, Glanz farblos bis weiß, Glasglanz, durchsich- H2O tig bis durchscheinend., 104 6 · Karbonate, Nitrate und Borate Struktur. Eckenverknüpfte [B[3]B [4]2 O5(OH)3]-Ringe, die aus jeweils zwei [BO3OH]-Tetraedern und einer planaren [BO2OH]-Gruppe bestehen, bilden wellenförmige Borat- ketten // c; Ketten aus CaO3(OH)4H2O-Polyedern verlaufen // a; beide Kettentypen sind über Ecken und Kanten ver- bunden und bilden stabile Schichten // (010) (Abb. 6.13a). Vorkommen und Anwendung. Siehe Borax.

Borax, Na2[B4O5(OH)4] · 8H2O

Ausbildung. Kristallklasse 2/m; häufig in prismatischen Kristallen, auch in körnigen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen, Bruch muschelig Härte 2–2½ Dichte 1,7 Farbe, Glanz farblos, weiß, grau, gelb; Fettglanz; durchscheinend; überzieht sich mit einer trüben Rinde von Tincalconit Na2[B4O5(OH)4] · 3H2O Geschmack süßlich-alkalisch Löslichkeit löst sich rasch in H2O Struktur. Kettenstruktur aus gewellte Ketten von kanten- verknüpften Na(H2O)6-Oktaedern // c sowie inselförmigen Bauelementen aus zwei planaren [BO2OH]-Gruppen und zwei [BO3OH]-Tetraedern (Abb. 6.13b,c). Vorkommen. Borax ist das wichtigste Boratmineral; es bildet sich in ariden Gebieten hauptsächlich durch Ver- dunstung von abflusslosen Seen (Abschn. 23.7.1, S. 374) sowie durch Bodenausblühungen zusammen mit Kernit, Ulexit und Colemanit. Wirtschaftliche Bedeutung. Borax ist der wichtigste Bor- Rohstoff, zugleich industrielles Zwischenprodukt für die Bor-Gewinnung aus anderen Boratmineralen. Bor hat eine breite Palette von technischen Anwendungen: zur Her- stellung von Glasfasern, Porzellan, Email, von Wasch-, Arznei- und Düngemitteln, als Lösungsmittel für Metall- oxide, als Flussmittel bei Verhüttungsprozessen, zur Her- stellung von Bornitrid und Borkarbid, als Neutronen- absorber in Kernreaktoren, als Raketentreibstoff und als Zusatz in Motorentreibstoffen, zum Einsatz in Airbags.

Kernit, Na2[B4O6(OH)2] · 3H2O

Ausbildung. Kristallklasse 2/m, z. T. in sehr großen Kris- Abb. 6.13. Ausschnitte aus Boratstrukturen; a Colemanit: Borat-Ket- tallen, in grobspätigen Aggregaten. ten // der c-Achse, b-Achse horizontal; b Borax: Projektion auf (010), c-Achse vertikal; c Borax: Projektion auf (100), c-Achse vertikal, dunk- le Kreise: H2O; d Kernit: Projektion auf (001), Borat-Ketten // der b-Physikalische Eigenschaften. Achse. Legende für a, b und d: [BO3OH]-Tetraeder: blau, [BO OH]-Spaltbarkeit {001} und {100} vollkommen, z. T. fa- 2Dreiecke: grün, Kationen Ca oder Na: rote Kugeln. (a, b und d nach seriger Bruch Strunz und Nickel 2001; c nach Klein und Hurlbutt 1985), Literatur 105 Härte 2½–3 Physikalische Eigenschaften. Dichte 1.95 Spaltbarkeit {010} vollkommen Farbe, Glanz farblos oder weiß, Glasglanz; durch- Härte 2½, jedoch als Aggregat lediglich 1 scheinend bis durchsichtig, oft wasser- Dichte 2 klar Farbe, Glanz schneeweiß, Seidenglanz Löslichkeit löst sich langsam in H2O Vorkommen und Anwendung. Siehe Borax. Struktur. Ketten aus eckenverknüpften [BO4]-Tetraedern // b werden alternierend mit B(OH)-Gruppen verbunden, Weiterführende Literatur wodurch planare [BO2OH]-Dreiecke entstehen. Die Ketten werden // a durch NaO5(H2O)-Polyeder und // c Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals.nd NaO (H O) -Polyeder vernetzt (Abb. 6.13d). Vol 5B, 2 edn, non-silicates: Sulphates, carbonates, phosphates,223halides. Longman, Harlow, Essex, UK Grew ES, Anovitz LM (eds) (1996) Boron – Mineralogy, petrology Vorkommen. Im Liegendbereich einer riesigen Bor-Lager- and geochemistry. Rev Mineral 33 stätte (6,5 km lang, 1,5 km breit und 75 m mächtig) in Lippmann F (1973) Sedimentary carbonate minerals. Springer, Tertiär-Tonen der Mohave-Wüste (Kalifornien), zusam- Berlin Heidelberg men mit Borax, Colemanit und Ulexit; Kernit entstand Reeder JR (ed) (1983) Carbonates: Mineralogy and chemistry. Rev wahrscheinlich durch Entwässerung von Borax im Zuge Mineral 11 Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz mineralogical tables, 9th edn. einer schwachen Metamorphose; weiteres Vorkommen bei Schweizerbart, Stuttgart Tincalayu (Argentinien).

Zitierte Literatur

Anwendung. Siehe Borax. Evans RC (1976) Einführung in die Kristallchemie. Walter de Gruyter,

Ulexit, CaNa[B5O6(OH)6] · 5H2O Berlin New York

Goldsmith JR, Heard HC (1961) Subsolidus phase relations in the Ausbildung. Kristallklasse 1; feine Fasern, die zu lockeren, system CaCO3-MgCO3. J Geol 69:45–74 wattebauschartigen Gebilden („cottonballs“) aggregiert Johannes W, Puhan D (1971) The calcite-aragonite transition, reinvestigated. Contrib Mineral Petrol 31:28–38 sind; gelegentlich auch parallelfaserig angeordnet mit Whittacker EJW, Muntus R (1970) Ionic radii for use in geochemistry. faseroptischen Eigenschaften als „television stone“. Geochim Cosmochim Acta 34:945–956,

Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate

7.1 Bei den Kristallstrukturen der wasserfreien Sulfate bildet der Anionenkomplex

Sulfate [SO 2–4] mit S im Mittelpunkt ein leicht verzerrtes Tetraeder, an dessen Ecken sich

4 O befinden. Der [SO4]-Komplex wird durch starke homöopolare Bindungskräf- 7.2 te zusammengehalten, während die Bindungen zwischen [SO4] und den Katio-

Chromate nen ausgesprochen heteropolar sind. Bei den Kristallstrukturen von Baryt,

Coelestin und Anglesit mit ihren relativ großen Kationen Ba2+, Sr2+ und Pb2+ bil- 7.3 den 12 O die nächsten Nachbarn in etwas verschiedenen Abständen. Dagegen

Molybdate ist das kleinere Ca2+ bei Anhydrit nur von 8 O-Nachbarn umgeben, die fast gleich

und Wolframate weit entfernt sind. Der Anionenkomplex ist dabei weniger verzerrt. Daraus erklä- ren sich geometrische Unterschiede in der Anhydrit-Struktur gegenüber Baryt. Man kann die rhombische Anhydrit-Struktur – wie auch die rhombischen Struk- turen der Baryt-Gruppe – als deformierte NaCl-Struktur beschreiben, dessen Na- Ionen durch Ca-Ionen und die Cl-Ionen durch SO4-Tetraeder ersetzt sind. Gips als wasserhaltiges Sulfat besitzt in seiner Kristallstruktur [SO 2–4] -Schich- ten // (010) mit starker Bindung zu Ca2+. Diese Schichtenfolge wird seitlich durch Schichten von H2O-Molekülen begrenzt. Die Bindung zwischen den H2O-Mole- külen nach Art von Van-der-Waals-Kräften ist schwach. Das erklärt die vorzügli- che Spaltbarkeit des Gipses nach {010}. Tabelle 7.1. Die wichtigsten in der Na- tur vorkommenden Sulfate, 108 7 · Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate 7.1 7.1 Physikalische Eigenschaften.

Sulfate Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen, {210} voll-

kommen Baryt (Schwerspat), Ba[SO4] Härte 3–3½ Dichte 4,5 ist für ein nichtmetallisch ausse- Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, die rhombischen hendes Mineral auffallend hoch und Kristalle sind oft gut ausgebildet (Abb. 7.1), bisweilen diagnostisch verwertbar flächenreich, vorwiegend tafelig nach {001}; die Kombi- Farbe, Glanz farblos, weiß oder in verschiedenen blas- nation Basispinakoid {001} mit dem Vertikalprisma {210} sen Farben; auf Spaltfläche (001) Perl- wird oft beobachtet, dem Spaltkörper entsprechend. mutterglanz, sonst Glasglanz, durch- Weiterhin kommen nach dem Querprisma {101} entspre- sichtig, viel häufiger trüb, durchschei- chend b oder dem Längsprisma {011} entsprechend a ge- nend bis undurchsichtig streckte Kristalle häufiger vor. Meistens körnige oder blätt- rige Aggregate und tafelige Kristalle in hahnenkammar- Struktur. Spiegelsymmetrische, [10]-koordinierte [BaO10]- tigen bis halbkugelförmigen Verwachsungen, bekannt als Polyeder sind über vier Ecken und drei Kanten mit [SO4]- Barytrosen (Abb. 7.2). Tetraedern verknüpft. Sie bilden Schichtverbände // {001}, in denen starke Bindungskräfte herrschen, die für die aus- gezeichnete Spaltbarkeit nach {001} verantwortlich sind (Abb. 7.3). Chemismus. BaSO , Sr2+ kann Ba2+4 diadoch ersetzen. Abb. 7.1. Tracht und Habitus bei Baryt: a tafelig nach (001); gestreckt Vorkommen. Sehr verbreitet; Hauptmineral in hydrother- nach der b-Achse; c gestreckt nach der a-Achse malen Baryt-Gängen, als Gangart in Erzgängen und sub- marin-vulkanogenen Sulfiderz-Lagerstätten; als sedimen- täre Bildung fein verteilt in Kalksteinen, Sandsteinen und Tonsteinen, bisweilen durch Bitumengehalt grauschwarz gefärbt; in pelagischen Sedimenten des Ostpazifik. Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Verwendung zum Be- schweren des Spülwassers bei Erdöl- und Gasbohrungen, Rohstoff für weiße Farbe (Lithopone), zum Glätten von Kunstdruckpapier; als Bariummehl in der Medizin; als Strahlenschutz in der Röntgentechnik und in Kernkraftwer- ken; Bestandteil des Baryt-Betons (Schwerbeton); zur Darstel- lung von Bariumpräparaten in der chemischen Industrie. Abb. 7.3. Ausschnitt aus der Baryt-Struktur projiziert auf (010). Man Abb. 7.2. Barytrosen auf Cerussit, Mibladen, Marokko. Bildbreite erkennt [10]-koordinierte [BaO10]-Polyeder (gelb), die über vier ca. 10 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würzburg. Ecken und drei Kanten mit [SO4]-Tetraedern (blau) verknüpft sind. (Foto: K.-P. Kelber) (Aus Strunz und Nickel 2001), 7.1 · Sulfate 109 Coelestin, Sr[SO4] Vorkommen. Als Sekundärmineral in der Oxidationszone von Bleiglanzvorkommen. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; Kristallformen ähnlich denen des Baryts, tafelförmig nach {001} oder Wirtschaftliche Bedeutung. Als Bleimineral örtlich mit ver- prismatisch nach a oder b gestreckt, auf Klüften und in hüttet. Hohlräumen von Kalkstein faserig, auch körnige und spätige Aggregate, mitunter in Form von Knollen. Anhydrit, Ca[SO4] Physikalische Eigenschaften. Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; Kristalle sind nicht Spaltbarkeit wie Baryt nach {001} vollkommen, häufig, Formen tafelig nach {001} bis prismatisch nach b, nach {210} weniger vollkommen mitunter Druckzwillingslamellen sichtbar, fast immer Bruch muschelig derb, fein- bis grobkörnig bzw. spätig, gesteinsbildend. Härte 3–3½ Dichte 3,9 Physikalische Eigenschaften. Farbe, Glanz farblos bis weiß, häufig blau oder bläu- Spaltbarkeit Drei ungleichwertige, senkrecht aufein- lich (Name!) bis bläulichgrün; Perl- anderstehende Spaltbarkeiten, {001} mutterglanz und Glasglanz, auf mu- sehr vollkommen, {010} vollkommen scheligem Bruch Fettglanz, durch- und {100} deutlich, fast würfelige Spalt- scheinend bis durchsichtig körper Härte 3–3½ Chemismus. Häufig diadoche Vertretung von Sr durch Ca Dichte 2,9 oder Ba; zwischen Coelestin und Baryt besteht eine voll- Farbe, Glanz farblos bis trüb-weiß, häufig bläulich, kommene Mischkristallreihe. grau, auch rötlich; auf Spaltfläche (001) Perlmutterglanz, auf (010) Glasglanz, Vorkommen. Coelestin ist seltener als Baryt. Er kommt durchsichtig bis durchscheinend hauptsächlich in Sedimentgesteinen wie Dolomiten, dolomitischen Kalksteinen und Mergeln vor, wo er ent- Vorkommen. Auf Salzlagerstätten neben Steinsalz, hier weder als primäre Ausfällung auftritt oder sich durch metamorph aus Gipsgestein. Unter dem Einfluss der Ver- metasomatischen Stoffumsatz von Anhydrit oder Gips witterung wandelt sich Anhydrit unter Wasseraufnahme mit Sr-reichen Wässern bildet, z. B. bei Bristol (England). langsam in Gips CaSO4 · 2H2O um – mit etwa 60 % Volu- Coelestin findet sich weiter auf Klüften und in Hohlräu- menzunahme. men von Kalkstein und als Konkretion, seltener auf hydrothermalen Gängen oder in Blasenhohlräumen von Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Herstellung von vulkanischen Gesteinen. Schwefelsäure; Zusatz zu Baustoffen; zur Herstellung eines rasch wirkenden Bindemittels (Anhydrit-Binder) und von Verwendung als mineralischer Rohstoff. Wie Strontianit. Estrich. Anglesit, Pb[SO4] Gips, Ca[SO4] · 2H2O Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; die kleinen, jedoch Ausbildung. Kristallklasse 2/m; die oft großen monokli- oft gut ausgebildeten Kristalle sind vorwiegend tafelig, nen Kristalle sind häufig tafelig ausgebildet nach dem flächenreich und oft einzeln aufgewachsen, langprisma- seitlichen Pinakoid {010} (Abb. 7.4a,b), nicht ganz so oft tischer Habitus ist seltener, Kristallformen sind denen prismatische (seltener nadelförmige) Entwicklung nach c, des Baryts ähnlich. Derbe Krusten auf Galenit neben gut ausgebildete Kristalldrusen oder Kristallrasen inner- Cerussit sind sekundär aus ersterem gebildet. halb von Höhlen (sog. Gipshöhlen: Abb. 7.6). Nicht selten Zwillinge: Bei den sog. (echten) Schwalben- Physikalische Eigenschaften. schwanzzwillingen (Abb. 7.4c) ist (100) Zwillings- und Ver- Spaltbarkeit {001} vollkommen, {210} weniger deutlich wachsungsebene, während es bei den sog. Montmartre- Bruch muschelig Zwillingen (Abb. 7.4d) aus dem Ton am Montmartre bei Härte 3 Paris die Ebene (001) ist. Montmartre-Zwillinge mit stets Dichte 6,3, auffallend hoch unterdrücktem Vertikalprisma sind meist linsenförmig Farbe, Glanz farblos bis zart gefärbt; Diamantglanz, gekrümmt. Nicht selten auch Durchdringungszwillinge. durchsichtig bis durchscheinend Derbe Massen von Gips sind feinkörnig bis spätig, als Fasergips spaltenfüllend. Rein weißer, feinkörniger Gips Chemismus. Bleigehalt 68,3%, mitunter erhebliche Ba-Gehalte. wird als Alabaster bezeichnet., 110 7 · Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate Einen besonderen Fall stellen die Gipshöhlen der Cueva de los Cristales in der Naica-Mine von Santo Domingo (Chihuahua, Mexiko) dar. Diese enthält bis zu 14 m lange, bis zu über1mdicke Riesenkristalle von Gips (Varietät Selenit), die größten, die bislang auf der Erde bekannt sind (Abb. 7.6). Die Kristalle zeigen gestreifte Prismenflächen mit den Indizierungen {120}, {140} und {160} sowie {111}. Während das Pinakoid {010} bei Kristallen von lang- prismatischem Habitus weniger gut entwickelt ist als bei den gewöhnlichen tafeligen Gips-Kristallen; bei den kurz- prismatischen Kristallen von Naica fehlt {010} ganz (García-Ruiz et al. 2007). Naica ist eine weltwirtschaftlich bedeutende Lagerstätte vom Typ der Skarnerze, in der Zn, Pb, Ag und andere Wertmetalle angerei- chert wurden. Die Vererzung wurde vor 26 Ma durch den Stoffaus- tausch zwischen Kalksteinen der Unterkreide und heißen, hoch- Abb. 7.4. Gips: Flächenkombinationen und Zwillinge mit rhombischen salinaren hydrothermalen Lösungen erzeugt (vgl. Abschn. 21.3.1, Prismen {111}, {111} und {120} sowie dem Pinakoid {010}; a Einkristall S. 321). Im späthydrothermalen Stadium entstand durch die Oxi- tafelig nach {010}; b nach der c-Achse gestreckt mit angedeuteten dation der Sulfidminerale verdünnte schweflige Säure H2SO3, die Spaltbarkeiten; c echter Schwalbenschwanzzwilling nach (100); mit den Kalksteinen unter Bildung von Ca-Sulfat-reichen Thermal- d Montmartre-Zwilling nach (001). (Aufstellung nach Ramdohr und wässern reagierte. Aus diesen schieden sich Anhydrit-Linsen aus, Strunz 1978, Abb. 157) die unterhalb der 240 m-Sohle in den Kalksteinen weit verbreitet sind. Die Gipshöhlen entstanden vor 1–2 Ma, als die Thermalwässer in tektonische Störungszonen eindrangen und im umgebenden Physikalische Eigenschaften. Kalkstein Lösungshohlräume schufen. Spaltbarkeit {010} sehr vollkommen, {100} deut- lich, faserige Spaltbarkeit nach {111} (Abb. 7.4b–d). Große, klare Spalttafeln nach (010) werden als Marienglas be- zeichnet. Spalttafeln unelastisch biegsam Härte 2 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 2,3 Farbe, Glanz farblos, häufig gelblich, rötlich, durch Bitumeneinschlüsse grau bis braun gefärbt; durchsichtig bis durchschei- nend; auf Spaltflächen: (010) Perlmut- terglanz, (100) Glasglanz, (111) Sei- denglanz Struktur. [CaO6(H2O)2]-Polyeder sind über Kanten mit [SO4]-Tetraedern zu unendlichen Ketten in Richtung der c-Achse verbunden. Über Kantenverknüpfung von Poly- edern und Tetraedern entstehen Doppelschichten // {010}, die durch Wasserstoff-Brückenbindungen zusammenge- halten werden (Abb. 7.5). Daraus resultiert die vollkom- mene Spaltbarkeit nach {010}. Vorkommen. Gips ist lokal ein wichtiges gesteinsbildendes Mineral. In Salzlagerstätten entsteht Gips sekundär aus Anhydrit durch Wasseraufnahme unter Verwitterungsein- fluss im humiden Klima, konkretionäre Ausscheidung im Ton oder Mergel, Ausblühung aus sulfathaltigen Lösungen in Salzwüsten; in Sandwüsten treten häufig rosettenartige Abb. 7.5. Schnitt durch die Struktur von Gips // {010} mit einerDoppelschicht aus kantenverknüpften [CaO (H O) ]-Polyedern und Aggregate von Gipskristallen auf, die voll von eingeschlos- 6 2 2[SO4]-Tetraedern (gelb). Ca2+-Ionen: rote Kugeln, H2O-Moleküle: senen Sandkörnern sind (Gipsrosen, Wüstenrosen). blaue Kugeln. (Aus Strunz und Nickel 2001), 7.1 · Sulfate 111 Die riesigen Gipskristalle in Naica sind ein exzellen- tes Beispiel für den Einfluss von Löslichkeitsgleich- gewichten auf das Kristallwachstum (Garcia-Ruiz et al. 2007). Beim Anhydrit nimmt die Löslichkeit mit sinken- der Temperatur deutlich zu, während sich diese bei Gips nur wenig verändert. Bei 59 °C überkreuzen sich beide Löslichkeitskurven, so dass jetzt Gips und Anhydrit gleiche Löslichkeit besitzen (Abb. 7.7). Die Temperatur der heutigen, Sulfat- und Karbonat-reichen, niedrig- salinaren Thermalwässer in der Naica-Grube variiert zwischen 48 und 59 °C. Wie Untersuchungen der Fluid- Einschlüsse zeigen, lag die Temperatur beim Wachstum der Gips-Kristalle in der Cueva de los Cristales bei etwa 54 °C, also in einem Bereich, in dem die Thermalwässer leicht an Anhydrit untersättigt waren, während Gips zu kristallisieren begann (Abb. 7.7). Bei diesen Temperatu- ren ist die Löslichkeitsdifferenz zwischen Anhydrit und Gips – d. h. die Gipsübersättigung – und damit auch die Keimbildungshäufigkeit extrem gering, so dass sich das Wachstum nur auf ganz wenige Kristalle konzentriert (García-Ruiz et al. 2007). Demgegenüber bilden sich bei niedrigeren Temperaturen sehr viel zahlreichere, aber kleinere Gips-Kristalle, wie das bei der nahegelegenen Cueva de las Espadas (Höhle der Schwerter) der Fall ist. In der Cueva de los Cristales trat nun der ungewöhnli- che Fall ein, dass die günstigen Kristallisations- und Keimbildungsbedingungen für Gips bis in die Gegenwart hinein weitgehend unverändert erhalten blieben. Daher konnte sich das Wachstum der Gips-Kristalle so lange fortsetzen, bis die Grubenleitung gegen Ende der 1980er Jahre die Thermalwässer abpumpte und durch Zu- mischung von Oberflächenwasser die Temperatur ab- sank. Ortsauflösende 230Th/234U-Isotopenanalysen (vgl. Abschn. 31.5.3, S. 574) an einer Probe, die ca. 5 cm unter der Oberfläche eines Riesenkristalls entnommen wur- de, ergaben ein Alter von 34 544 ±819 Jahren. Rechnet man dieses Ergebnis hoch, so ergibt sich für das Wachs- tum der Gipskristalle ein Zeitraum von mehreren 100 000 Jahren. Dazu passend erbrachten experimentel- le Untersuchungen eine Wachstumsgeschwindigkeit 0,004 mm pro Jahr, woraus sich für die größten Kristalle ein Alter von 250 000 Jahren abschätzen lässt (Lauritzen et al. 2007). Technische Verwendung von Gipsgestein. Bei Erhitzen auf 120–130 °C verliert Gips den größten Teil seines Kristall- wassers. Er geht dabei in das Halbhydrat CaSO4 · ½H2O Abb. 7.6. Riesenkristalle von Gips (Selenit) in der Gipshöhle Cueva de los Cristales in der Naica-Mine von Santo Domingo, Chihuahua, Mexi- ko. Sie zeigen den typischen Mondscheinglanz, nach dem die Varie- tät Selenit ihren Namen erhalten hat. (Foto: Javier Trueba, Madrid, mit Genehmigung von Contacto/Agentur Focus, Hamburg), 112 7 · Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate 7.2 7.2

Chromate Krokoit (Rotbleierz), Pb[CrO4]

Ausbildung. Kristallklasse 2/m; flächenreiche monokline Kristalle bis zu mehreren cm Größe, säulig, spießig oder nadelig ausgebildet (Abb. 7.8), auch derb, eingesprengt oder als Krusten und Anflüge. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {110}, ziemlich vollkommen Bruch uneben bis muschelig Härte 2½ Dichte 5,9–6,1 Farbe, Glanz rot, gelblichrot, orange (Abb. 7.8); Strich gelborange; diamant- bis harz- artiger, bisweilen fettiger Glanz Struktur. Analog zu Monazit (S. 116). Vorkommen. Krokoit entsteht in Oxidationszonen von Pb- Lagerstätten, wenn Pb- und Cr-haltige Verwitterungs- lösungen zusammentreffen. Abb. 7.7. a Schematischer Schnitt durch die Kluft in der Lager- stätte Naica, in der Anhydrit-Linsen aufgelöst werden und Riesen- gipskristalle in einem Anhydrit-gesättigten Thermalwasser bei einer Temperatur von ca. 54 °C wachsen. b Löslichkeitskurven von Gips und Anhydrit im Diagramm Löslichkeit (in mmol pro l) gegen die Temperatur. Die Gipskristalle wachsen im rot mar- kierten Bereich. CA – CG (t) ist die Löslichkeits-Differenz zwischen Gips und Anhydrit bei gegebener Temperatur. (Modifiziert nach Forti 2008) über, das als Modell- oder Stuckgips technische Verwen- dung findet, ebenso zur Fertigung von Gipsplatten. Wird das Halbhydrat mit Wasser verrührt, so erhärtet und re- kristallisiert der Brei in kurzer Zeit unter Wasseraufnahme und Bildung von Gips. Durch stärkeres Erhitzen des Roh- gipses über 190 °C gibt dieser das ganze Wasser ab und wird tot gebrannt. Dabei kommt es zur Bildung einer meta- stabilen Modifikation von Anhydrit, dem hexagonalen γ-CaSO4, bei noch höherem Erhitzen daneben zu β-CaSO4. Gips verliert damit die Fähigkeit, das Wasser wieder rasch zu binden. Eine Wasseraufnahme vollzieht sich erst nach Tagen: Verwendung als Estrich- bzw. Mörtelgips. Weitere Verwendung zur Gewinnung von Schwefelsäu- re und Schwefel, in der Zement- und Baustoffindustrie, als Hart- und Dentalgips, als Düngemittel. Alabaster wird zu Kunstgewerbe-Gegenständen verarbeitet. In Konkurrenz zum Naturgips steht der Rauchgasgips (REA-Gips), der bei der Entschwefelung von Verbren- Abb. 7.8. Krokoit, Dundas, Tasmanien. Bildbreite 4 cm. Mineralogi- nungsgasen fossiler Brennstoffe in Kraftwerken anfällt. sches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 7.3 · Molybdate und Wolframate 113 7.3 Tabelle 7.2. Die wichtigsten Chromate, Molybdate und Wolframatea 7.3

Molybdate und Wolframate

Wulfenit (Gelbbleierz), Pb[MoO4] Ausbildung. Kristallklasse 4/m, tetragonale Kristalle mit quadratischer, dünn- bis dicktafeliger oder pyramidaler Form; auch derb, dichte, drusige Aggregate, als Krusten und Anflüge; Wulfenit bildet manchmal Pseudomorpho- sen nach Galenit. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {101}, ziemlich deutlich Struktur. Die Kristallstruktur des Scheelits ist tetragonal- Bruch muschelig, spröde innenzentriert und entspricht einer verzerrten Zirkon- Härte 3 Struktur. Sie besteht aus isolierten, in c-Richtung leicht Dichte 6,7–6,9 abgeflachten [WO 4–4] -Tetraedern, die über O-Ca-O-Brü- Farbe, Glanz gelb oder orangegelb, selten olivgrün, cken miteinander zu einem 3-dimensionalen Gerüst ver- braun oder farblos; durchsichtig bis knüpft sind. Ca2+ ist gegenüber O [8]-koordiniert. In durchscheinend; Diamant- bis Harz- Richtung der c-Achse liegen Schraubenachsen mit un- glanz; terschiedlichem Drehsinn. Struktur. Isotyp mit Scheelit. Vorkommen. Vorzugsweise pegmatitische bis hochhydro- thermale Bildung, in Paragenese mit Kassiterit (Zinn- Vorkommen. Wulfenit kommt in Oxidationszonen von Pb- stein), kontaktmetasomatische, schichtgebundene Verer- Lagerstätten vor. zung in metamorphem Kalkstein (Skarne). Scheelit, Ca[WO4] Bedeutung. Neben Wolframit das wichtigste Erzmineral für Wolfram. Ausbildung. Kristallklasse 4/m; die Kristalle weisen fast oktaedrische Formen durch Vorherrschen von der tetra- Wolframit, (Fe,Mn)[WO4] gonalen Dipyramiden {111} oder {112} auf (Abb. 7.9a,b), häufig schräge Streifung auf diesen Flächen durch Ausbildung. Kristallklasse 2/m, nicht selten in großen, Kombination mit anderen Dipyramiden, insbesondere nach {110} kurzprismatischen oder nach {100} dicktafe- {213}, {101} und {211} (Abb. 7.9b); dadurch wird das ligen, auch stängeligen Kristallen; dabei sind Flächen der Fehlen von Spiegelebenen // c angezeigt. Ergänzungs- Zone [001] vertikal gestreift, auch Zwillinge nach (100); zwillinge sind gegenüber einfachen Kristallen an der meist jedoch derb, in schalig-blättrigen oder stängeligen Streifung auf {112} kenntlich. Als Einzelkristalle auf- Aggregaten. gewachsen, häufig derb oder eingesprengt ist Scheelit neben Quarz u. U. übersehbar. Bisweilen überkrustet Physikalische Eigenschaften. Scheelit Quarzkristalle. Spaltbarkeit (010) vollkommen; im Unterschied zu dunklem Sphalerit, der bisweilen ähn- Physikalische Eigenschaften. lich aussieht, tritt nur eine Spaltfläche Spaltbarkeit {101} deutlich auf; bei Kassiterit ist die Spaltbarkeit Bruch uneben bis muschelig, spröd schlechter Härte 4½–5 Dichte 5,9–6,1, auffällig hoch, für die Diagno- Abb. 7.9. se wichtig Scheelit: Kombination Farbe, Glanz gelblich, grünlich oder grauweiß; unterschiedlicher tetra- gonaler Dipyramiden kantendurchscheinend; auf Bruch- flächen Fettglanz (ähnlich Quarz), auf Spaltflächen mitunter fast Diamant- glanz; fluoresziert bläulich-weiß im kurzwelligen UV-Licht (diagnostisch wichtig), 114 7 · Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate Härte 4–4½ stahl), es zeichnet sich durch einen extrem hohen Schmelz- Dichte 6,7–7,5, sehr hoch, zunehmend mit hö- punkt aus (T = 3 410 °C), deshalb wird es als Faden (Ein- herem Fe-Gehalt (d. h. höherem Ferbe- kristall) in Glühbirnen verwendet; Wolframkarbid (Widia) ritanteil) hat fast die Härte von Diamant und dient u. a. der Her- Farbe, Glanz schwarz; blendeartiger Glanz stellung von Spezialbohrkronen; zum Färben von Glas Strich braun bis braunschwarz mit zuneh- und Porzellan, in der Raketentechnik. mendem Fe-Gehalt

Weiterführende Literatur

Chemismus. Wolframit bildet eine vollständige Mischkris- tallreihe zwischen den beiden Endgliedern FeWO4 (Fer- Alpers CN, Jambor JL, Nordstrom DK (eds) (2000) Sulfate minerals berit) und MnWO (Hübnerit). Die fast reinen Endglieder – crystallography, geochemistry and environmental sigificance.4 kommen weniger häufig vor. Rev Mineral Geochem 40Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals. Vol 5B, 2nd edn. Non-silicates: Sulphates, carbonates, phosphates, Struktur. Da in der Wolframit-Struktur W – ebenso wie halides. Longmans, Harlow, Essex, UK Fe und Mn – in [6]-Koordination auftritt, wird Wolfra- Ramdohr P, Strunz H (1978) Klockmanns Lehrbuch der Mineralo- mit jetzt den 1 : 2-Oxiden (XO2) und nicht mehr den Wol- gie, 16. Aufl. Enke, Stuttgart framaten zugeordnet (Strunz u. Nickel 2001). Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz Mineralogical Tables, 9 th edn. Schweizerbart, Stuttgart Vorkommen. In pegmatitähnlichen Gängen mit viel Quarz Zitierte Literatur und als hochhydrothermale Imprägnation häufig zusam- men mit Kassiterit (Wolfram- und Zinngreisen). Auf se- Forti P (2008) The Naica project. Submitted to Episodes kundärer Lagerstätte in Seifen. Garcíá-Ruiz JM, Villasuso R, Ayora C, Canals A, Otálora F (2007) For- mation of natural gypsum megacrystals in Naica, Mexico Lauritzen SE, Constantin S, Forti P (2007) Chronology and growth Wirtschaftliche Bedeutung. Wichtigstes Wolframerzmine- rate of the Naica gypsum crystals. In: Forti P (ed) Le Grotte di Naica: ral neben Scheelit. Wolfram ist Stahlveredler (Wolfram- esplorazione, documentiatione, ricerca. Abstr of Papers, p 49–50,

Phosphate, Arsenate, Vanadate

Diese Mineralklasse ist wegen umfangreicher Diadochie-Möglichkeiten ganz besonders artenreich. Alle Strukturen dieser Klasse enthalten tetraedrische An- ionenkomplexe [PO ]3–4 , [AsO ] 3– 4 und [VO4] 3– als wichtigste Baueinheiten, wobei sich P5+, As5+ und V5+ diadoch vertreten können. Die Kationen sind gegenüber O [9]-koordiniert. Apatit, ihr wichtigster und häufigster Vertreter, enthält als zusätz- liche Anionen 2. Stellung F, Cl und OH, die sich gegenseitig ersetzen können. Apatit-Struktur haben das Phosphat Pyromorphit, das Arsenat Mimetit und das Vanadat Vanadinit, in denen als Kation Pb2+ anstelle von Ca2+ eingebaut ist. Tabelle 8.1. Phosphate, Arsenate, Vanadate, 116 8 · Phosphate, Arsenate, Vanadate Monazit, Ce[PO4] Abb. 8.1. Tracht und Habitus bei Apatit: Ausbildung. Kristallklasse 2/m, tafelige oder prismatische a flächenreicher, gedrungen-pris- matischer Habitus; die Flächen- monokline Kristalle oder Körner. kombination lässt erkennen, dass eine Spiegelebene senkrecht der Physikalische Eigenschaften. c-Achse existiert, aber keine Spie- Spaltbarkeit nach {001}, vollkommen (Unterschied gelebenen // c; b flächenarmer, zu Zirkon!) prismatischer Habitus Bruch muschelig, spröde Härte 5–5½ Dichte 4,6–5,4 Farbe, Glanz hellgelb bis dunkelbraun, auch fast weiß; Harz- bis Glasglanz; durchscheinend {0001} bestimmen vorwiegend die Tracht der Kristalle Struktur. Wichtigstes Bauelement sind // c orientierte Ket- (Abb. 8.1a,b, 8.2). Die klaren, gedrungen-prismatischen ten aus [PO4]-Tetradern und kantenverknüpften [CeO9]- bis dicktafeligen Kristalle aus Kluft- und Drusenräumen Polyedern, die sich abwechseln; diese werden // a durch sind stets flächenreicher entwickelt (Abb. 8.1a). Häufig Zickzack-Ketten von kantenverknüpften [CeO9]-Poly- derb, in stark verunreinigten, körnig-dichten Massen und edern miteinander querverbunden. Die Struktur von Mo- kryptokristallin als Bestandteil des Phosphorits. Aus nazit ähnelt der des Zirkons (Abb. 9.7, S. 123). ehemals amorph-kolloidaler Substanz und von Organis- men ausgeschiedenen Produkten gebildet, besitzen Phos- Chemismus. Ce kann durch La, Nd und Th diadoch er- phoritkrusten häufig traubig-nierige, auch stalaktit- setzt werden; neben Monazit-(Ce) mit Ce > (La + Nd) un- ähnliche Oberflächen. terscheidet man Monazit-(La) mit La > (Ce + Nd) und Monazit-(Nd) mit Nd > (La + Ce). Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit Absonderung prismatischer Kristalle Vorkommen. Häufigstes Seltenerd-Mineral, verbreitet als nach (0001), undeutlich nach {1010} akzessorischer Gemengteil in Graniten, Rhyolithen, Gnei- Bruch uneben bis muschelig sen und Glimmerschiefern; angereichert in Pegmatiten, Härte 5 (Standardmineral der Mohs-Skala) z. B. in Iveland (Norwegen) und Madagaskar, und in Kar- Dichte 3,2 bonatiten; auf alpinen Klüften; sekundär in Seifen, Ufer- Farbe, Glanz farblos und in vielen Farben auftretend, und Flusssanden konzentriert (Monazit-Sande). wie gelblich-grün, bräunlich, blaugrün, violett; Glasglanz auf manchen Kris- Verwendung. Zur technischen Darstellung von Seltenerd- tallflächen, Fettglanz auf muscheligem Metallen wird Monazit aus Küstensanden in Australien Bruch, klar durchsichtig bis kanten- (Hauptförderland), Indien, Malaysia, der VR China, den durchscheinend. Verwechslung mit an- USA (Florida) und Brasilien gewonnen. deren Mineralen möglich (Name von Wissenschaftlich wird Monazit – ähnlich wie Zirkon grch. απατάω = täuschen, betrügen) (S. 122f) – zur radiometrischen Altersdatierung nach der Strich weiß U-Pb-Methode eingesetzt (Abschn. 31.5.3, S. 574f). Struktur. Die [CaO9]-Polyeder sind über die Ecken mitein- Xenotim, (Y,Yb)[PO4] ander verknüpft, um Ketten // der c-Achse zu bilden; diese sind in hexagonaler Anordnung mit [PO4]-Tetraedern Kristallklasse 4/m2/m2/m; Struktur ähnlich Monazit; ecken- und kantenverknüpft. In den entstehenden großen Spaltbarkeit {100} vollkommen; Härte 4–5; Dichte 4,5–5,1; Hohlkanälen liegen die (OH)-, F- und Cl-Ionen (Abb. 8.3). Fettglanz; meist gelblich gefärbt. Chemismus. Die Anionen 2. Stellung F, Cl und OH können Apatit, Ca5[(F,Cl,OH)/(PO4)3] sich gegenseitig diadoch vertreten. Beim Fluorapatit herrscht F vor (am weitesten verbreitet), beim Chlorapatit Ausbildung. Kristallklasse 6/m; die hexagonal-dipyrami- Cl, im Hydroxylapatit OH. Im Karbonatapatit erfolgt teil- dalen, prismatisch ausgebildeten Kristalle können sehr weise ein gekoppelter Ersatz [(OH)–/PO3–4 ] [O 2–/CO2–3 ]. groß sein; mikroskopisch feine Nädelchen oder Prismen Die (PO4)-Gruppe kann darüber hinaus begrenzt durch treten weitverbreitet als akzessorische Gemengteile in (SO4) bei gleichzeitigem Eintritt von (SiO4) ersetzt sein, Gesteinen auf. Hexagonales Prisma 1. Stellung {1010}, wobei der Ersatz von P5+ durch S6+ durch den Ersatz von Dipyramiden {1011} und {1121} sowie Basispinakoid P5+ durch Si4+ kompensiert wird., 8 · Phosphate, Arsenate, Vanadate 117 Abb. 8.3. Apatit-Struktur, projiziert entlang der c-Achse auf die (0001)-Ebene. Man erkennt die großen [CaO9]-Polyeder, die [PO4]- Tetrader (kleine dunkle Dreiecke) und die (OH,F,Cl)-Ionen (Kreise). (Nach Strunz u. Nickel 2001) und einem hohen Gehalt an freien [HPO4] 2–-Ionen; erst im Lauf eines längeren Reifungs- und Rekristallisationspro- zesses kommt es zur Bildung von besser geordneten Struk- turen mit abnehmendem [HPO ]2–4 -Gehalt, aber zunehmen- dem [CO OH]3–3 -Einbau (Boskey 2007). Über längere Zeit- räume wird Apatit vorzugsweise in den Phosphorit-Lager- stätten angereichert, in denen er häufig Versteinerungssub- stanz fossiler Knochen und Kotmassen (Guano) bildet. Bedeutung. Apatit ist Hauptträger der Phosphorsäure im Abb. 8.2. Apatit-Kristall mit der Flächenkombination hexagonales Prisma {1010} und hexagonale Dipyramide {10 } in Calcit, anorganischen Naturhaushalt. Apatit- bzw. Phosphorit-11 Sljudjanka, Sibirien. Bildbreite ca. 5 cm. Mineralogisches Museum Lagerstätten liefern in erster Linie Rohstoffe für Dünge- der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) mittel (nach Aufschluss zu löslichem mineralischem Dünger wie Superphosphat, Ammoniumphosphat oder Vorkommen. Als akzessorischer Gesteinsgemengteil sehr ver- Nitrophoska), Rohstoff für die chemische Industrie zur breitet, seltener als Hauptgemengteil; auf pegmatitisch- Gewinnung von Phosphorsäure und Phosphor. Darüber hochhydrothermalen Gängen und Imprägnationen; als hinaus besitzen natürliche und industriell hergestellte flächenreiche, klare Kriställchen auf Klüften und in Drusen- Apatite oder Substanzen mit Apatit-Struktur eine beacht- Hohlräumen. Zusammen mit Kollagen und anderen Matrix- liche Mikroporosität (White et al. 2005). Die Hohlkanäle proteinen ist Apatit der wichtigste Bestandteil der Zahn- // c in der Apatit-Struktur ermöglichen vielfältige Ionen- und Knochensubstanz beim Menschen und den Wirbeltie- austauschvorgänge, die in der Zukunft technisch nutzbar ren. In Knochen und im Dentin werden die Kristalle von Bio- sein könnten, z. B. für Brennstoffzellen, zur Fotokatalyse Apatit 20–50 nm lang und 12–20 nm dick (1 nm = 10–6 mm); und zur Speicherung von radioaktivem Abfall (Oelkers im Zahnschmelz sind sie etwa um das Zehnfache dicker und Montel 2008). und länger. Von geologisch gebildetem Hydroxylapatit un- terscheidet sich Bio-Apatit durch seine nichtstöchiometri- Pyromorphit, Pb5[Cl/(PO4)3] sche chemische Zusammensetzung: ein hoher Anteil an [PO ]3– ist durch [CO OH]3–4 3 ersetzt, so dass sein Ca/P-Ver- Ausbildung. Kristallklasse 6/m, einfache prismatisch aus- hältnis deutlich über dem theoretischen Wert von 1,67 liegt; gebildete Kristalle mit Basis {0001} und hexagonalem kennzeichnend sind außerdem ein deutlicher (OH)-Unter- Prisma {1010} sind häufig, {1010} meist tonnenförmig schuss und Leerstellen in der Kristallstruktur. Diese Eigen- gewölbt; in Gruppen aufsitzend, krustenartig als Anflug. schaften und seine geringe Korngröße, die zu einem gro- In Drusen, als nieren- bis kugelförmige Bildungen, ßen Anteil an freier Oberfläche führt, machen Bio-Apatit selten nadelig. leicht löslich und reaktionsfähig, z. B. mit Medikamenten. Die Apatit-Kristalle wachsen im menschlichen oder tieri- Physikalische Eigenschaften. schen Gewebe in kurzen Zeiträumen von Tagen bis Mona- Spaltbarkeit fehlt ten, und zwar zunächst mit stark fehlgeordneter Struktur Bruch uneben, muschelig, 118 8 · Phosphate, Arsenate, Vanadate Härte 3½–4 Dichte 6,7–7,0 Farbe, Glanz meist grün (durch Spuren von Cu: „Grünbleierz“), braun („Braunbleierz“) oder gelb, grau oder farblos, seltener orangerot; auf Kristallflächen Dia- mant-, auf Bruchflächen Fettglanz, durchscheinend Struktur. Isotyp mit Apatit. Chemismus. (PO4) wird teilweise durch (AsO4) ersetzt, es besteht eine vollständige Mischreihe zu Mimetit Pb5[(Cl)/(AsO4)3]. Pb kann zudem teilweise durch Ca dia- doch ersetzt werden. Vorkommen. Pyromorphit ist Sekundärmineral in der Oxidationszone von sulfidischen Bleilagerstätten.

Mimetit (Mimetesit), Pb5[Cl/(AsO4)3]

Ausbildung. Kristallklasse 6/m, dem Pyromorphit ähnli- che Kristalle. Physikalische Eigenschaften. Abb. 8.4. Kristallgruppe von Vanadinit, Mibladen, Marokko. TafeligeAusbildung mit vorherrschender Basisfläche {0001} und hexagona- Farbe gelb, braun, grün, auch grau bis farblos lem Prisma {1010}. Bildbreite 1 cm. Mineralogisches Museum der Glanz auf Kristallflächen Diamantglanz, auf Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Bruchflächen Fettglanz Vorkommen. Innerhalb der Oxidationszone von Blei- Struktur. Isotyp mit Apatit. lagerstätten, die sich im Verband mit Karbonatgesteinen befinden, abbauwürdige Lagerstätten. Vorkommen. Innerhalb der Oxidationszone von Blei- lagerstätten, die zugleich Arsenminerale führen. Bedeutung. Als Vanadiumerz; Vanadium ist Legierungs- metall in Spezialstählen.

Vanadinit, Pb5[Cl/(VO4)3] Weiterführende Literatur

Ausbildung. Kristallklasse 6/m, prismatisch ausgebildete Kristalle mit {0001}, {1010}, {1011}, {2131}. Boskey AL (2007) Mineralization of bones and teeth. Elements 3:385–391 Gerundete, tonnenförmige, aber auch tafelige Kristall- Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals, vol 5B, 2nd edn. Non-silicates: Sulphates, carbonates, phosphates, formen (Abb. 8.4). Auch stängelig in traubenförmig-nierig halides. Longmans, Harlow, Essex, UK ausgebildeten Aggregaten, derbe Massen. Elliott JC (1994) Structures and chemistry of apatites and other calcium orthophosphates. Elsevier, Amsterdam Physikalische Eigenschaften. Kohn MJ, Rakovan J, Hughes JM (eds) (2002) Phosphates – geo- Spaltbarkeit Bruch uneben bis muschelig chemical, geobiological and materials importance. Rev Mine-ral Geochem 48 Härte 3½ Nriagu JO, Moore PB (eds) (1984) Phosphate minerals. Springer, Dichte 6,9 Berlin Heidelberg Farbe, Glanz rubinrot, orangegelb (Abb. 8.4), gelb- Oelkers EH, Montel J-M (2008) Phosphates and nuclear waste storage. lich-braun, diamantähnlicher Glanz Elements 4:113–116 Pasteris JD, Wopenka B, Valsami-Jones E (2008) Bone and tooth auf Kristallflächen; durchscheinend mineralization: Why apatite? Elements 4:94–104 bis durchsichtig Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz Mineralogical Tables, 9th edn. Schweizerbart, Stuttgart Struktur. Isotyp mit Apatit. Valsami-Jones E, Oelkers EH (eds) (2008) Phosphates and global sustainibility. Elements 4:83–116 White T, Ferraris C, Kim J, Madhavi S (2005) Apatite – An adaptive Chemismus. Geringe As-Gehalte; (VO4) kann teilweise framework structure. In: Ferraris G, Merlino M (eds) Micro- and durch (PO4) ersetzt sein. mesoporous mineral phases. Rev Mineral Geochem 57:307–401,

Silikate

9.1 Die dominierende Rolle der natürlichen Silikate (einschließlich Quarz) besteht darin,

Inselsilikate dass sie mit einem Anteil von etwas über 90 Vol.-% am stofflichen Aufbau der Erd-

(Nesosilikate) kruste beteiligt sind (Tabelle 1.5, S. 29). Darüber hinaus besitzen sie eine überra- gende technische und wirtschaftliche Bedeutung als mineralische Rohstoffe. 9.2

Gruppensilikate

(Sorosilikate) 9.3

Ringsilikate

(Cyclosilicate) 9.4

Ketten- und Doppelkettensilikate

(Inosilikate) 9.5

Schichtsilikate

(Phyllosilikate) 9.6

Gerüstsilikate

(Tektosilikate) Abb. 9.1. Die Bauprinzipien der Silikatstrukturen. a Inselsilikate, b Gruppensilikate, c–e Ringsilikate: c Dreierringe, d Viererringe, e Sechserringe; f Kettensilikate, g Doppelkettensilikate, h Schichtsilikate, i Gerüstsilikate (Sodalith-Käfig), 120 9 · Silikate Strukturprinzipien und Gliederung der Silikate Die Substitution von Si4+ durch Al3+ erfolgt wie je- Die Silikate haben ein gemeinsames Strukturprinzip, der andere Ersatz ungleich hoch geladener Ionen nach dem eine relativ einfache Gliederung der zahl- durch einen elektrostatischen Valenzausgleich, d. h. reich auftretenden silikatischen Minerale erfolgen durch einen Ausgleich der entstandenen Ladungs- kann (Abb. 9.1). differenz. Die Höhe der Substitution des Si4+ durch Al3+ kann in den verschiedenen Silikatstrukturen das 1. Die Silikatstrukturen zeichnen sich dadurch aus, Verhältnis 1 : 1 nicht überschreiten. Ein Übergang von dass Si stets tetraedrisch von4Oals nächste Nach- Alumosilikaten zu Aluminaten kommt daher nicht vor. barn umgeben ist. Das gilt ohne Rücksicht auf das Ohne Kenntnis dieser Doppelrolle war eine vernünfti- Si : O-Verhältnis, wie es in der chemischen Sum- ge Systematik der Silikatminerale nicht möglich, ja in vie- menformel zum Ausdruck kommt: SiO3, SiO4, SiO5, len Fällen konnte nicht einmal eine befriedigende chemi- Si2O5, Si2O7, Si3O8, Si4O10, Si4O11. Die4Onehmen sche Formulierung erfolgen. Darüber hinaus treten viele die Ecken des fast regelmäßigen Tetraeders ein und Silikatminerale in wechselnden Mischkristallzusammen- berühren sich wegen ihrer Größe (1,27 Å) in ihren setzungen auf, die zunächst noch nicht überschaubar wa- Einfluss-Sphären, so dass nur eine winzige Lücke ren. Die Silikate wurden damals als Salze verschiedener zwischen ihnen für das kleine Si (0,34 Å) zur Ver- Kieselsäuren aufgefasst. Erst mit den zunehmenden Kris- fügung steht. Das Si befindet sich, anders ausge- tallstrukturbestimmungen der wichtigsten Silikate ergab drückt, in der tetraedrischen Lücke der 4 O. Die Bin- sich ein tieferer Einblick in ihren Aufbau und ihre ver- dungskräfte zwischen Si und O innerhalb dieser wandtschaftlichen Beziehungen. Die ersten Einteilungs- Tetraeder sind wegen der polarisierenden Wirkung vorschläge im Sinn der heutigen Systematik der Silikate der kleinen und dabei hochwertigen Si-Atome stark gehen auf W. L. Bragg und F. Machatschki Ende der 20er in Richtung einer homöopolaren (Atom-)Bindung Jahre des 20. Jahrhunderts zurück. Sie stellen noch heu- hin verlagert; man bezeichnet sie als sp3-Hybrid- te die Grundlage der Kristallchemie der Silikate dar. Bindung. Daher treten in den Silikatstrukturen die Die Systematik der Silikate wird nunmehr nach der stärksten Bindungskräfte innerhalb des [SiO4]-Te- Zunahme der Polymerisation des Si-O-Komplexes traeders auf. und der Art der Tetraederverknüpfung vorgenommen. 2. Eine weitere für die Silikatstrukturen charakte- Dabei lassen sich ausgliedern (Abb. 9.1): ristische Eigenschaft besteht darin, dass der Sau- erstoff des Silikatkomplexes gleichzeitig 2 verschie- Inselsilikate (Nesosilikate, engl. auch ortho silicates) denen [SiO4]-Tetraedern angehören kann. Da- mit selbständigen [SiO ] 4– 4 -Tetraedern. durch entstehen neben den inselförmig isolier- Beispiele: Forsterit Mg2[SiO4], Olivin (Mg,Fe)2[SiO4], ten [SiO4]-Tetraedern als weitere Baueinheiten: Zirkon Zr[SiO4]. In einigen Inselsilikaten wie z. B. Doppeltetraeder [Si O ]6–2 7 , ringförmige Gruppen Topas Al2[(F,OH)2/SiO4] treten außerdem zusätz- verschiedener Zusammensetzung wie [Si3O ] 6– 9 , liche Anionen, sog. Anionen 2. Stellung, wie F – und [Si O ]8–, [Si O ]12–4 12 6 18 , eindimensional-unendliche (OH) – hinzu. Ketten und Doppelketten, zweidimensional-unend- Gruppensilikate (Sorosilikate) mit endlichen Grup- liche Schichten, schließlich dreidimensional-un- pen, im wesentlichen Doppeltetraeder der Zusam- endliche Gerüste. mensetzung [Si O ]6–2 7 , wobei zwei [SiO4]-Tetraeder 3. Ein drittes wichtiges kristallchemisches Prinzip ist über eine Tetraederecke durch einen gemeinsamen die Doppelrolle des 3-wertigen Al in den Silikat- Sauerstoff miteinander verknüpft sind. Dieser sog. strukturen. Auf Grund seines Ionenradius kann Al3+ Brückensauerstoff gehört jedem der beiden Tetra- gegenüber O sowohl in Sechserkoordination als eder zur Hälfte an. (Daher Si : O = 2 : 7). Al[6] mit einem Ionenradius von 0,61 Å als auch in Beispiele: Melilith, hier das Endglied Gehlenit Viererkoordination als Al[4] mit einem Ionenradi- Ca2Al[SiAlO7], Epidot. us von 0,47 Å auftreten und [AlO4]-Tetraeder bil- Ringsilikate (Cyclosilikate, engl. auch ring silicates) den. Damit ist das Al3+ in der Lage, anstelle des Si4+ mit selbständigen, geschlossenen Dreier-, Vierer- und in die tetraedrische Lücke einzutreten (Alumo- Sechserringen aus [SiO4]-Tetraedern. Da auch in ei- silikate), aber auch an Stelle von Mg2+ (0,80 Å), Fe2+ nem solchen Tetraederring jedes Si 2 seiner koordi- (0,69 Å) oder Fe3+ (0,63 Å) u. a. in eine etwas grö- nierten O mit 2 benachbarten Tetraedern teilt, er- ßere oktaedrische Lücke mit6Oals nächste Nach- geben sich die folgenden Zusammensetzungen der barn (Aluminiumsilikate). Darüber hinaus können Tetraederringe: [Si O ]6–, [Si O ]8–, [Si O ]12–39412 6 18 . in derselben Kristallstruktur beide Koordinations- Beispiele: Turmalin XY3Al6[(OH)4/(BO3)3/(Si6O18)] möglichkeiten des Al-Ions verwirklicht sein. (S. 134f)., 9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate) 121 Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate, engl. nachbarten Tetraedern verknüpft. Jedem Si sind auch chain silicates) mit eindimensional unendli- damit nur 4 halbe O zugeordnet. Daraus ergibt sich chen Tetraederketten oder Tetraederdoppelketten, für das dreidimensionale Gerüst die Formel SiO2, wobei jedes Si 2 seiner O mit den in der Kettenrich- identisch mit der Formel des Siliciumdioxids tung benachbarten Si teilt. Das Verhältnis Si : O wird Quarz, einer elektrostatisch abgesättigten Struktur. damit ebenso wie bei der Ringbildung 1 : 3. Bei dem Gerüstsilikate im eigentlichen Sinne sind nur mög- wichtigsten Vertreter, der Pyroxen-Familie, liegt eine lich, wenn ein Teil des Si4+ durch Al3+ ersetzt ist. eindimensionale Verknüpfung von Tetraederver- Dadurch erhält die Struktur eine negative Ladung, bänden der Zusammensetzung [Si O 4–2 6] vor. zu deren Absättigung der Einbau von Kationen not- Beispiele: Hypersthen (Mg,Fe)[6]2 [Si2O6] oder Diop- wendig ist. Da das dreidimensionale Gerüst stark sid Ca[8]Mg[6][Si2O6]. aufgelockert ist, haben in den großen Hohlräumen Bei den unendlichen Doppelketten sind 2 ein- große Kationen wie K+, Na+, Ca2+ etc. Platz. Es fache Ketten von SiO4-Tetraedern seitlich mitein- kommt zur Bildung von Alumosilikaten, wie z. B. ander über 1 Brückensauerstoff verbunden. Damit den Feldspäten oder Feldspatvertretern. hat gegenüber der einfachen Kette jedes 2. Tetrae- In manchen Fällen sind in das lockere Gerüst der ein weiteres O mit einem Tetraeder der Nach- noch große fremde Anionen (wie Cl–, SO2–4 etc.) barkette gemeinsam. Daher besitzt die Doppelkette oder selbständige Wassermoleküle eingebaut. die Zusammensetzung [Si O 6–4 11] als strukturelle Die Wassermoleküle sind in den betreffenden Sili- Grundeinheit. katen besonders locker gebunden. Sie entweichen Die silikatische Doppelkette enthält freie Hohl- bei Temperaturerhöhung leicht aus der Struktur, räume, in die (OH)–- und F–-Ionen eintreten kön- ohne dass diese zusammenbricht. In mit Wasser- nen. Diese Anionen sind nicht an Si-Ionen gebun- dampf gesättigter Atmosphäre wird das Wasser den, stellen vielmehr sog. Anionen 2. Stellung dar. wieder aufgenommen und eingebaut. Diese was- Beispiele: Amphibol-Familie mit Anthophyl- serreichen Gerüstsilikate gehören zu der umfang- lit (Mg,Fe)[6]7 [(OH)2/(Si8O22)] oder Tremolit reichen, technisch wichtigen Mineralgruppe der Ca[8] [6]2 Mg5 [(OH,F)2/(Si8O22)]. Zeolithe. Schichtsilikate (Phyllosilikate, engl. auch sheet sili- Die lockere Packung der Gerüstsilikate führt zu cates) mit zweidimensional unendlichen Tetraeder- relativ niedriger Dichte und zu relativ niedrigen schichten. Hier treten infolge weiterer Polymerisa- Werten von Licht- und Doppelbrechung der betref- tion [SiO4]-Tetraederketten in unbegrenzter Anzahl fenden Minerale. zu zweidimensionalen Schichten zusammen. Jedes [SiO4]-Tetraeder besitzt drei Brückensauerstoffe zu benachbarten Tetraedern. Das Si : O-Verhältnis 9.1 9.1 wird damit zu 2 : 5 oder [Si O ]2–2 5 bzw. [Si4O 4– 10] . Inselsilikate (Nesosilikate) Auch die silikatischen Schichten enthalten wie die Doppelketten freie Hohlräume, in die (OH)–- Tabelle 9.1. Wichtige Inselsilikate und F–-Ionen eintreten können. Beispiele: – Pyrophyllit Al2[(OH)2/Si4O10] – Talk Mg3[(OH)2/Si4O10] – Muscovit K+{Al2[(OH)2/AlSi3O10]} – – Phlogopit K+{Mg3[(OH,F)2/AlSi3O10]} – Bei den Glimmern Muscovit und Phlogopit sind ¼ der Si[4]-Plätze im Kristallgitter durch Al[4] er- setzt. Damit ist der innerhalb der geschweiften Klammer befindliche Komplex einfach negativ ge- laden und der elektrostatische Valenzausgleich kann durch Eintritt von K+ erfolgen. Die Formel des Mus- covits wird aus der Pyrophyllit-Formel, diejenige des Phlogopits aus der Talk-Formel abgeleitet. Gerüstsilikate (Tektosilikate, engl. auch framework silicates). In diesen Silikatstrukturen sind die [SiO4]-Tetraeder über sämtliche vier Ecken mit be-, 122 9 · Silikate Olivin, (Mg,Fe)2[SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, die rhombisch-dipy- ramidalen Kristalle weisen häufig die Vertikalprismen {110} und {120} auf in Kombination mit dem Längsprisma {021}, dem Querprisma {101}, der Dipyramide {111} und dem seit- lichen Pinakoid {010} (Abb. 9.2). Idiomorph als Einspreng- ling überwiegend in vulkanischen Gesteinen, häufig kör- nig, so als körniges Aggregat in den sog. Olivinknollen (Abb. 11.6b, S. 202f), die sich nicht selten als Einschlüsse in Basalten finden, in Peridotiten und in Silikatmarmoren. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010} deutlich Bruch muschelig Härte 6½–7 Dichte 3,2 (Forsterit) bis 4,3 (Fayalit) Farbe, Glanz olivgrün, auch gelblichbraun bis rot- braun (abhängig vom Fayalit-Gehalt), Glasglanz auf Kristallflächen, Fett- glanz auf Bruchflächen, durchsichtig bis durchscheinend Abb. 9.3. Schema der Olivin-Struktur (Endglied Forsterit) // a in die (100)-Ebene projiziert. Zwischen den inselartigen SiO4-Tetraedern Struktur. Die Olivinstruktur kann man als eine // (100) (Si ist nicht eingezeichnet) liegt Mg[6] innerhalb der oktaedrischen angenähert hexagonal dichte Kugelpackung der Sauer- Lücken, d. h. dass Mg jeweils6Oals nächste Nachbarn besitzt. stoffe beschreiben (Abb. 9.3). Dabei befindet sich Si in (Nach Bragg u. Bragg, aus Evans 1976) den kleineren tetraedrischen Lücken zwischen 4 O. Die Mg- bzw. Fe2+-Ionen nehmen die etwas größeren oktaed- cherem Kern. Hauptgemengteil in den Gesteinen des rischen Lücken mit6Oals nächste Nachbarn ein. Oberen Erdmantels, Gemengteil von Meteoriten, insbe- Unter sehr hohen Drücken, etwa ab 50 kbar, geht die sondere Chondriten. Olivin wandelt sich unter Wasser- Olivinstruktur in die noch dichter gepackte Spinell- aufnahme sekundär in Serpentin um. struktur über (Abschn. 27.3.3, S. 491). Olivin als Rohstoff. Dunite, das sind fast monomineralische, Chemismus. Olivin bildet eine lückenlose Mischkristallrei- aus Forsterit-reichem Olivin bestehende Gesteine, sind ein he zwischen den beiden Endgliedern Forsterit Mg2SiO4 wichtiger Rohstoff zur Herstellung feuerfester Forsterit- und Fayalit Fe2SiO4 (Abb. 16.14, S. 269f). In dem gewöhnli- Ziegel. Chrysolith oder Peridot sind klare, olivgrün gefärb- chen gesteinsbildenden Olivin überwiegt stets Forsterit te Olivin-Kristalle, die als Edelstein geschätzt werden. mit 90–70 Mol.-% gegenüber Fayalit. Charakteristisch ist ein geringer diadocher Einbau von Ni2+ anstelle von Mg2+, auch Zirkon, Zr[SiO4] von Mn2+ anstelle von Fe2+, letzteres besonders in den Fayalit-reichen Olivinen. Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, die kurzsäuligen, meist eingewachsenen Kristalle weisen häufig eine einfa- Vorkommen. Olivin ist ein wichtiges gesteinsbildendes che Kombination des tetragonalen Prismas {100} oder {110} Mineral in ultramafischen Gesteinen, nicht selten auch mit der tetragonalen Dipyramide {101} auf; aber auch {101} in Basalten als zonar gebaute Einsprenglinge mit Mg-rei- allein oder flächenreichere Kristalle kommen vor (Abb. 9.4, Abb. 9.2. Abb. 9.4. Olivin Zirkon, 9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate) 123 Abb. 9.5. Zirkon-Kristall mit zwei verschiedenen tetragonalen Abb. 9.6. Mikrofoto eines Zirkon-Kristalls aus einem Leukogranit Dipyramiden {101} und {301} im Pegmatit. Hunza-Tal, Kaschmir. nahe Dannemora, Adirondack Mountains, Staat New York (Nasdala Bildbreite ca. 2 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würz- et al. 2005). Schnitt parallel der c-Achse, Länge des Kristalls 360 µm burg. (Foto: K.-P. Kelber) (= 0,36 mm), Dicke des Dünnschliffs 30 µm, gekreuzte Polarisato- ren (+Nic.). Der Kristall zeigt größtenteils primären Zonarbau und 9.5); unter dem Mikroskop ist oft Zonarbau zu erkennen weist moderate Strahlenschädigung auf, erkennbar an einer deutli- (Abb. 9.6). Häufig tritt Zirkon auch in Form loser abgeroll- chen Verringerung der Doppelbrechung mit Interferenzfarben 2. Ordnung. Demgegenüber zeigt der rundliche, Uran-arme Kern hohe ter Körner auf sekundärer Lagerstätte auf (Zirkon-Seifen). Interferenzfarben (rosarot 3. Ordnung), wie sie für Zirkon ohne nen- Kristalltracht und Kristallhabitus des Zirkons hängen emp- nenswerte Strukturschäden typisch sind. (Foto: Lutz Nasdala, Wien) findlich von den Entstehungsbedingungen ab. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} unvollkommen Bruch muschelig Härte 7½ Dichte 4,7 (relativ hoch) Farbe, Glanz gewöhnlich braun, auch farblos, gelb, orangerot, seltener grün; Diamant- oder Fettglanz, undurchsichtig bis durchscheinend, bei Edelsteinqualität auch durchsichtig Struktur. Ähnlich wie beim Monazit sind die isolierten [SiO4]-Tetraeder mit Zickzack-Ketten aus kantenverknüpf- ten [ZrO8]-Polyedern über Ecken- und Kanten verbunden und spannen so ein dreidimensionales Gerüst auf (Abb. 9.7). In manchen Fällen ist die Kristallstruktur des Zirkons durch Abb. 9.7. Zirkon-Struktur, projiziert auf die Fläche (100): Kanten-verknüpfte [ZrO8]-Polyeder (gelb) bilden Zickzack-Ketten, mit de-radioaktiven Zerfall von Th und U, die anstelle von Zr in nen isolierte [SiO4]-Tetraeder (blau) über Ecken und Kanten zu ei- die Struktur eingebaut sind, mehr oder weniger stark nem Gerüst verbunden sind. (Aus Zoltai und Stout 1984), 124 9 · Silikate strahlengeschädigt (Abb. 9.6) oder sogar weitgehend zer- Altersbestimmung. Wegen seines Th- und U-Gehalts wird stört: das Mineral ist in einen sog. metamikten Zustand über- Zirkon schon seit langem zur isotopischen Altersbestim- geführt. Dadurch nehmen Dichte und Härte merklich ab. mung von magmatischen und metamorphen Gesteinen genutzt, insbesondere mit der Uran-Blei-Methode (Ab- Chemismus. Das Zirkonium in der Kristallstruktur wird stets schn. 31.5.3, S. 574f). Die Datierung von Zirkonen, die bis zu einem gewissen Grad durch Hf, Th und U diadoch als Schwermineral in Sedimentgesteinen vorkommen, ersetzt. Hafnium wurde zuerst im Jahre 1922 im Zirkon auf- kann Altersinformationen über das Abtragungsgebiet lie- gefunden. Darüber hinaus enthält Zirkon ein breites Spek- fern, aus dem diese Zirkone stammen, und so wichtige trum an Spurenelementen, u. a. Seltene Erden und P. Hinweise für die plattentektonische Rekonstruktion al- ter Kratone und Orogene geben. Wesentliche methodi- Vorkommen. Als verbreiteter akzessorischer Gemengteil sche Fortschritte in der Isotopenanalytik erlauben heu- tritt Zirkon in mikroskopisch kleinen Kriställchen in vie- te die Datierung von einzelnen Zirkon-Kristallen und len magmatischen und metamorphen Gesteinen auf, am sogar die ortsauflösende Altersbestimmung unterschied- häufigsten in Nephelinsyeniten und Pegmatiten, in letz- licher Wachstumsstadien in zonar gebauten Einzel- teren auch in größeren Kristallen und lagerstättenkund- zirkonen (Harley und Kelly 2007). lich bedeutsamer Anreicherung. Verbreitet als Schwer- mineral in Sanden und klastischen Sedimentgesteinen, Granat-Gruppe, X2+Y3+3 2 [SiO4]3 angereichert in Seifen, auch Edelsteinseifen. Die sog. pleochroitischen Höfe um mikroskopisch kleine Zirkon- In dieser Strukturformel sind in natürlichen Granaten einschlüsse, vorzugsweise im Glimmer, gehen auf die ra- die Positionen folgendermaßen besetzt: dioaktive Einwirkung von Th und U zurück. 2+ 2+ 2+ X = Mg, Fe , Mn , Ca Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Zirkon ist ein wichtiger Y3+ = Al[6], Fe3+, Cr3+ , V3+ mineralischer Rohstoff, so zur Gewinnung der Elemente Zr und Hf und von Zr-Verbindungen. Zr findet Verwendung Endglieder der sog. Pyralspit-Reihe sind: als Legierungsmetall (Ferrozirkon) und Reaktormaterial. Zirkon-Niob-Legierungen werden als Supraleiter genutzt; Pyrop Mg3Al2[SiO4]3 Gläser aus Zr-(und Hf-)Fluoriden haben eine extrem hohe Almandin Fe3Al2[SiO4]3 Durchlässigkeit im Infrarot und finden daher in der Glas- Spessartin Mn3Al2[SiO4]3 faser-Technik Verwendung. Zirkon zersetzt sich erst bei ca. 1 660 °C zu ZrO2 (Zirkonia) und SiO2; Zirkonia hat einen Endglieder der sog. Ugrandit-Reihe sind: Schmelzpunkt von ca. 2 700 °C! Daher stellen schlickerge- gossene Ziegelsteine aus polykristallinem Zirkon oder Tie- Uwarowit Ca3Cr2[SiO4]3 gelmaterial aus Zirkonia mechanisch widerstandsfähige, Grossular Ca3Al2[SiO4]3 säurebeständige und hochfeuerfeste Werkstoffe dar. Poröse, Andradit Ca3Fe2[SiO4]3 ZrO2-basierte Keramik bildet hervorragende Wärmeisola- toren; in Behältern aus Zirkonia können Hochtemperatur- Darüber hinaus sind zahlreiche weitere Endglieder gläser und Metalle, z. B. Platin, geschmolzen werden. Andere von Granat synthetisiert worden, die – wenn überhaupt Verbindungen des Zirkoniums werden zu Glasuren in der – in der Natur nur eine sehr begrenzte Bedeutung besit- keramischen Industrie und in der Glasindustrie verwendet. zen, aber z. T. technisch wichtig sind. Durchsichtige, schön gefärbte Zirkone sind geschätzte Edel- steine, z. B. der bräunlich- bis rotorange gefärbte Hyazinth. Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, kubische Kristalle Auch grün gefärbte Zirkone sind bekannt, während intensiv überwiegend Rhombendodekaeder {110}, auch Ikosite- blau gefärbter, geschliffener Zirkon fast stets durch Brennen traeder {211} und deren Kombinationen (Abb. 9.8), sel- künstlich verändert wurde. Hauptförderländer für Zirkon tener auch in Kombination mit {hkl}, vorwiegend im von Edelsteinqualität sind derzeit Australien, Kambodscha, Gestein eingewachsen, auch in gerundeten Körnern und Myanmar (Burma), Sri Lanka und Thailand (Watson 2007). Kornaggregaten, Zonarbau ist häufig. Abb. 9.8. Granat, unterschiedliche Flä- chenkombinationen, 9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate) 125 Physikalische Eigenschaften. Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihen bestehen inner- Spaltbarkeit bisweilen Teilbarkeit nach {110} ange- halb der Pyralspit-Gruppe zwischen den Endgliedern Alman- deutet din-Pyrop und Almandin-Spessartin und innerhalb der Bruch muschelig, splittrig Grandit-Gruppe zwischen Grossular und Andradit. Die Misch- Härte 6½–7½ je nach der Zusammensetzung kristalle innerhalb der Pyralspitreihe können in der Natur des Mischkristalls meist bis zu etwa 30 Mol.-% Grossular- bzw. Andradit-Kom- Dichte 3,5–4,5 je nach der Zusammensetzung ponente aufnehmen. Im Melanit erfolgt der Ladungsaus- des Mischkristalls gleich über den gekoppelten Ersatz 2Al3+[6] Ti4+[6]Fe2+[6] Farbe, Glanz Farbe mit der Zusammensetzung wech- oder Al3+[6]Si4+[4] Ti4+[6]Fe2+[4], d. h. in diesem Fall kann selnd; Pyrop-reicher Granat ist tiefrot, Fe2+ das Si in der Tetraederposition ersetzen. Almandin-reicher bräunlichrot, Spes- sartin-reicher gelblich- bis bräunlichrot, Vorkommen. Granate sind wichtige gesteinsbildende Mi- Grossular-reicher hell- bis gelbgrün nerale, vorzugsweise in metamorphen Gesteinen und in oder braun- bis rotgelb, Andradit-rei- den Granatperidotiten des oberen Erdmantels. Melanit cher bräunlich bis schwarz. Gelbgrüne tritt bevorzugt in alkalibetonten magmatischen Gestei- Farbe besitzt die Varietät Topazolith; die nen auf. Topazolith ist ausschließlich Kluftmineral. Varietät Demantoid ist ebenfalls gelb- grün, zeigt aber Diamantglanz. Melanit, Wirtschaftliche Bedeutung. Schön gefärbte und klare Gra- ein Ti-haltiger Andradit, erscheint ma- nate sind gelegentlich geschätzte Edelsteine, z. B. der kroskopisch tiefschwarz gefärbt, im Pyrop-reiche böhmische Granat, von anderer Fundstelle Dünnschliff unter dem Mikroskop dun- fälschlich als Kaprubin bezeichnet. Viel seltener ist der kelbraun durchscheinend. Der Cr3+- gelbgrüne Demantoid, der wegen seines fast diamantähn- haltige Uwarowit ist dunkel smaragd- lichen Glanzes in geschliffener Form besonders begehrt ist. grün. Glas- bis Fettglanz, auch Diamant- glanz, kantendurchscheinend Al2SiO5-Gruppe Struktur. Sie baut sich aus alternierenden, eckenverknüpf- Zu dieser trimorphen Gruppe gehören die Minerale ten YO6-Oktaedern und [SiO4]-Tetraedern auf, die gewin- Sillimanit, Andalusit und Kyanit (Disthen). Sillimanit[6] [4] [6] [5] kelte Ketten // den drei Würfelkanten der Einheitszelle Al Al [O/SiO4] und Andalusit Al Al [O/SiO4] kris- [6] [6] bilden. Dadurch entsteht ein dreidimensionales Gerüst tallisieren rhombisch, Kyanit Al Al [O/SiO4] triklin. mit pseudokubischen Lücken, in denen die [8]-koordi- Die wechselnden Koordinationsverhältnisse des Al bei nierten X2+-Kationen sitzen (Abb. 9.9). diesen drei Aluminiumsilikaten sind in Strukturunter- Experimentelle Untersuchungen haben gezeigt, dass schieden begründet. Vergleichbar sind bei ihnen die die Bildung mancher Granate durch hohe bis sehr hohe über gemeinsame Kanten verknüpften [AlO6]-Oktaeder Drücke begünstigt wird. Das gilt besonders für die Pyrop- // zur c-Achse. Im Übrigen ist die Struktur von Kyanit reichen Granate, die auch unter P-T-Bedingungen des dichter gepackt als diejenige der beiden anderen Modi- oberen Erdmantels existenzfähig sind. fikationen (Abb. 9.10a–c). Diese Kristallstrukturen er- klären die Spaltbarkeiten nach {010} beim Sillimanit, {110} beim Andalusit sowie {100} und {010} beim Kyanit, außerdem die Anisotropie der Härte beim Kyanit (vgl. Abb. 1.20, S. 17). Die Stabilitätsbeziehungen der Al2SiO5- Minerale sind im P-T-Diagramm Abb. 25.2 (S. 427) dargestellt. Andalusit mit der geringsten Dichte ist auf die niedrigsten Drücke beschränkt. Er geht bei Druck- steigerung in Abhängigkeit von der Temperatur in die jeweils dichtere Phase über, entweder in Kyanit oder in Sillimanit. Sillimanit ist die stabile Hochtemperatur-Mo- difikation unter den drei polymorphen Mineralphasen. Er geht bei starker Zunahme des Drucks in Kyanit über. Alle drei Al2SiO5-Phasen können nur bei einer ganz bestimmten Druck-Temperatur-Kombination stabil nebeneinander bestehen, am sog. Tripelpunkt bei etwa 4 kbar und 500 °C. Al-Silikate geben wichtige Hinwei- Abb. 9.9. Granat-Struktur, Ebene // {100}. Eckenverknüpfte [SiO4]- se für die Druck-Temperatur-Bedingungen, unter de- Tetraeder (blau), [AlO6]-Oktaeder (gelb) und verzerrte X [8]-Hexae- der (grün). Sauerstoffe: rosa Kugeln. (Aus Zoltai u. Stout 1985) nen ein metamorphes Gestein gebildet wurde., 126 9 · Silikate Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010}, die Prismen besitzen eine Quer- absonderung Härte 6½ Dichte 3,2 Farbe, Glanz weiß, gelblichweiß, grau, bräunlich oder grünlich; Glasglanz, faserige Aggregate mit Seidenglanz, durchscheinend Chemismus. Häufig mit geringem Gehalt an Fe3+. Vorkommen. Gemengteil metamorpher Al-reicher Sediment- gesteine (Metapelite) wie Glimmerschiefer und Paragneise. Andalusit, Al[6]Al[5][O/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, prismatische Kristallform nach c mit nahezu quadratischem Quer- schnitt senkrecht c. Das rhombische Prisma {110} und das Basispinakoid {001} dominieren, auch mit {101} und {011}. Im Chiastolith ist kohliges Pigment in bestimm- ten Sektoren des Kristalls angereichert, im Querschnitt ⊥ (001) in Form eines dunklen Kreuzes. Andalusit kommt auch in strahlig-stängeligen und körnigen Aggregaten vor. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} mitunter deutlich Bruch uneben, muschelig Härte 7½ Dichte 3,2 Farbe, Glanz grau, rötlich, dunkelrosa oder bräun- lich; Glasglanz Chemismus. Häufig geringer Gehalt an Fe und Mn. Viridin ist ein Mn-reicher Andalusit. Vorkommen. Gemengteil metamorpher Sedimentgesteine mit hohem Al-Gehalt (Metapelite), insbesondere Glim- merschiefer (Abschn. 24.3, S. 403); bisweilen in Quarz eingewachsen. Häufig kommt Andalusit auch in Al- Abb. 9.10. Strukturen der Al-Silikate, Projektionen auf (100). a Sillimanit reichen magmatischen Gesteinen wie Rhyoliten, Grani- besteht aus Ketten von kantenverknüpften [AlO6]-Oktaedern // c (gelb), die alternierend durch isolierte, eckenverknüpfte [AlO ]-Tetraeder ten, Apliten und Pegmatiten, aber auch in Migmatiten4 (grün) und [SiO ]-Tetraeder (blau) verbunden sind. b Auch Andalusit vor (Clarke et al. 2005). Oft ist Andalusit oberflächlich in4 besteht aus [AlO6]-Oktaederketten // c (gelb), die über die Ecken ab- feinschuppigen Hellglimmer umgewandelt, mitunter wechselnd von Paaren kantenverknüpfter [AlO5]-Polyder (grün) und Pseudomorphosen von Hellglimmer nach Andalusit. In isolierter [SiO4]-Tetraeder (blau) zusammengehalten werden. c Dem- kohlenstoffhaltigen Tonschiefern, die thermisch über- gegenüber ist die Struktur von Kyanit sehr viel dichter gepackt. Sie prägt sind, hat sich häufig die Varietät Chiastolith in besteht aus Bändern von kantenverknüpften [AlO6]-Oktaedern // c (gelb); seitlich anhängende [SiO ]-Tetraeder (blau) stellen die Verbin- säulenförmigen Kristallen gebildet.4 dung zu den Nachbarbändern dar. (Nach Papike 1987 aus Kerrick 1990) Kyanit (Disthen), Al[6]Al[6][O/SiO4] Sillimanit, Al[6]Al[4][O/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 1, breitstängelig nach c mit gut Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, nadelförmig in ausgebildetem Pinakoid {100}, diese Fläche ist oft flach- metamorphen Gesteinen, als Fibrolith faserig und in wellig gekrümmt und quergestreift; daneben {010} und Büscheln, verfilzten Aggregaten oder Knoten auftretend. {110} bzw. {110}, seltener durch {001} begrenzt., 9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate) 127 Verbreitet Zwillingsbildung nach (100). Eingewachsen und {112} und das Basispinakoid {001}. Häufig auch in in metamorphen Gesteinen. stängeligen Aggregaten (Varietät Pyknit) oder körnig. Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit, Bruch {100} vollkommen, {010} deutlich; Spaltbarkeit {001} vollkommen (001) ist Absonderungsfläche, (100) ist Bruch muschelig zugleich Translationsfläche mit Trans- Härte 8 (Standardmineral der Mohs-Skala) lationsrichtung [100], d. h. // a. Daraus Dichte 3,5 ergibt sich ein faseriger Bruch nach Farbe, Glanz farblos, hellgelb, weingelb, meerblau, (001) und auffällige Wellung auf (100) grünlich oder rosa; Glasglanz, klar Härte Kyanit besitzt eine ausgesprochene durchsichtig bis durchscheinend Anisotropie der Ritzhärte auf der Fläche (100), nämlich 4–4½ // [001], dagegen 6–7 // [010], daher der Name „Disthen“ (Abb. 1.20, S. 17) Dichte 3,7, die Dichte von Kyanit als Hochdruck- modifikation ist deutlich höher als dieje- nige der beiden anderen Polymorphen Farbe, Glanz Farbe verschieden intensiv blau (Abb. 9.11), daher der Name Kyanit (grch. κύανος = blau); daneben auch blauviolett, grünlichblau, grünlich bis bräunlichweiß; Glasglanz, auf (100) Perlmuttglanz, kantendurchschei- nend bis fast durchsichtig Chemismus. Geringe Gehalte an Fe3+ und Cr3+. Vorkommen. Ausschließlich auf metamorphe Sediment- Gesteine mit hohem Al-Gehalt (Metapelite) beschränkt, sekundär in manchen Sanden angereichert. Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Andalusit, Sillima- nit und Kyanit sind ganz spezielle Rohstoffe für hoch- feuerfeste Erzeugnisse und Porzellane (Isolatoren). Mullit, etwa Al[6]Al[4]1,2[O/Si0,8O3,9] Mullit bildet eine lückenlose Mischkristallreihe mit variab- lem Al : Si-Verhältnis meist zwischen 5 : 2 und 4 : 1. In der Abb. 9.11. Kyanit auf Quarz, Minas Gerais, Brasilien. Länge des grö- Natur kommt Mullit in hochgradig kontaktmetamorphen ßeren Kristalls ca. 10 cm. Mineralogisches Museum der Universität Tonsteinen vor (Abschn. 26.3.7, S. 467); Typlokalität ist die Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Seabank-Villa auf der Insel Mull (Schottland). Künstlicher Mullit ist ein Hauptbestandteil von Porzellan und feuerfes- ter Keramik (Abschn. 9.5.7, S. 153). Topas, Al2[F2/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, flächenreiche rhombi- sche Kristalle, Tracht und Habitus sehr verschieden (Abb. 9.12), ein- und aufgewachsen; sehr formenreich: über 140 ver- schiedene Trachten sind beschrieben worden. Meist herr- schen längsgestreifte Vertikalprismen vor, besonders {110}, daneben {120} und {130}, außerdem die Längsprismen {011}, {021} und {041}, dazu die rhombischen Dipyramiden {113} Abb. 9.12. Topas, unterschiedliche Flächenkombinationen, 128 9 · Silikate Wirtschaftliche Bedeutung. Wasserklar durchsichtiger und schön gefärbter Topas ist als geschliffener Stein wegen seines relativ hohen Glanzes geschätzt (Edeltopas der Ju- weliere).

Staurolith, Fe2Al9[O6(O,OH)2/(SiO4)4]

Ausbildung. Kristallklasse 2/m, relativ flächenarme pris- matische Kristalle mit {110}, {101} und den Pinakoiden {010} und {001} (Abb. 9.14a, 9.15). Häufig treten charak- teristische Durchkreuzungszwillinge (daher der Name Staurolith von grch. σταυρóς = Kreuz, λíθος = Stein) mit fast rechtwinkliger Durchkreuzung nach (032) (Abb. 9.14b) oder mit einem Durchkreuzungswinkel von etwa 60° nach (232) auf (Abb. 9.14c, 9.15). Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010} bisweilen deutlich Bruch uneben, muschelig Härte 7–7½ Dichte 3,7–3,8 Abb. 9.13. Topas-Struktur, Projektion auf (010). Zweiergruppen von kantenverknüpften [AlO4F2]-Oktaedern (gelb, F = grün) werden über die Ecken mit isolierten [SiO4]-Tetraedern (blau) zu einem Gerüst verbunden. Die vollkommene Spaltbarkeit nach {001} ist durch gerissene Linien angedeutet; sie durchschneidet nur Al-O- und Al-F-Bindungen. (Nach Ribbe und Gibbs 1971) Struktur. Die Kristallstruktur von Topas (Abb. 9.13) kann als eine dichte Anionenpackung aus O und F beschrieben werden, in der tetraedrische Lücken durch Si mit 4 Anio- nen als nächste Nachbarn und oktaedrische Lücken durch Al mit 6 Anionen als nächste Nachbarn besetzt sind. F kann bis zu einem gewissen Grad durch (OH) ersetzt sein. Vorkommen. Topas ist ein typisches Mineral in hochhy- drothermalen Verdrängungslagerstätten (Greisen), oft zusammen mit Kassiterit (Zinnstein); Drusenmineral, in großen Kristallen in Granitpegmatiten, sekundär in Edel- steinseifen. Abb. 9.15. Staurolithkristalle in Glimmerschiefer bilden Durch- kreuzungszwillinge nach (232) mit einem Winkel von 60°; die Flä- chen {010} und {110} herrschen vor. Keivy, Kola-Halbinsel, Russland. Bildbreite ca. 6 cm. Mineralogisches Museum der Universität Würz- Abb. 9.14. Staurolith: a Einkristall; b–c Durchkreuzungszwillinge burg. (Foto: K.-P. Kelber), 9.2 · Gruppensilikate (Sorosilikate) 129 Farbe, Glanz gelbbraun, braun bis schwarzbraun, Abb. 9.16. auch rotbraun; Glasglanz, matt auf Flächenkombinationen Bruchflächen, kantendurchschei- bei Titanit nend bis undurchsichtig Weitere Eigenschaft oft enthalten die Kristalle zahlreiche Einschlüsse, besonders von Quarz Titanit, CaTi[O/SiO4] Struktur. Die relativ komplizierte Kristallstruktur besitzt eine Ausbildung. Kristallklasse 2/m, überwiegend tafelige, pris- annähernd kubisch dichteste Kugelpackung, in der Al ok- matische, keilförmige (Varietät Sphen von grch. σϕήν taedrisch, Si und – ungewöhnlicherweise! – auch Fe2+ = Keil), in magmatischen Gesteinen häufig Briefkuvert- tetraedrisch koordiniert sind. Sehr vereinfacht lässt sich die förmige Kristalle mit monoklinen Prismen {111} sowie Struktur durch 8 Einheiten der Kyanit-Struktur mit abwech- den Pinakoiden {100}, {001} und {102} (Abb. 9.16). selnd zwischengelagerten Fe2AlO3(OH)-Schichten // (100) beschreiben. Die nicht selten auftretenden Parallelver- Physikalische Eigenschaften. wachsungen zwischen Staurolith (010) und Kyanit (100) mit Spaltbarkeit {110}, auch {111}, bisweilen deutlich gemeinsamer c-Achse sind auf diese Weise erklärbar. Bruch muschelig, spröde Härte 5–5½ Chemismus. In der oben aufgeführten chemischen For- Dichte 3,4–3,6 mel des Stauroliths kann Fe2+ durch Mg und Al durch Farbe, Glanz gelbgrün bis grün in der Varietät Sphen Fe3+ bis zu einigen Prozenten ersetzt sein. Auch Mn2+ und alpiner Klüfte, braun bis dunkelbraun Zn2+ können Fe2+ bis zu einem gewissen Grad ersetzen. in Titaniten magmatischer Gesteine; starker Harz- bis Glasglanz Vorkommen. Charakteristischer Gemengteil Fe- und Al-rei- cher metamorpher Sedimentgesteine (Metapelite), häufig Struktur. Die Struktur baut sich aus isolierten [SiO4]- neben almandinbetontem Granat und Biotit. Sekundär als Tetraedern auf, die durch [CaO7]-Polyeder und [TiO6]- Schwermineral in Sanden und Sandsteinen. Oktaeder verknüpft werden. Chloritoid, (Fe,Mg,Mn)Al2[O/(OH)2/SiO4] Chemismus. Ca kann diadoch durch Y (bis hin zum Yttro- titanit), Ce und andere Seltenerd-Elemente, Ti durch Al, Ausbildung. Kristallklasse 2/m oder 1, sechsseitige Tafeln, Fe3+, Nb und Ta ersetzt werden. meist aus polysynthetischen Zwillingslamellen beste- hend, die übereinander geschichtet sind, sehr einfache Vorkommen. Verbreiteter akzessorischer Gemengteil in Mag- Kristallformen, oft in radialstrahligen Aggregaten. matiten, besonders in Dioriten, Syeniten und Nephelinsye- niten, sowie in Metamorphiten, besonders Amphiboliten. Physikalische Eigenschaften. Die Varietät Sphen kommt auf alpinen Klüften vor. Spaltbarkeit {001} vollkommen Härte 6½ Wirtschaftliche Bedeutung. Gelegentlich zu Edelsteinen Dichte 3,5–3,8 verschleifbar. Farbe, Glanz dunkelgrün bis schwarz, in dünnen Plättchen grasgrün; Glasglanz 9.2 9.2

Gruppensilikate (Sorosilikate)

Struktur. Dicht gepackte Oktaederschichten mit den Zu- sammensetzungen Al(O,OH)6 und Fe(O,OH)6 wechsel- Melilith-Reihe: Gehlenit, Ca Al [4][Al[4]2 SiO7] – lagern // (001) und werden durch isolierte [SiO ]-Tetra- Åkermanit, Ca Mg[4]4 2 [Si2O7] eder verknüpft. Ausbildung. Kristallklasse 42m, kurzsäulige, dicktafelige Chemismus. Al kann teilweise durch Fe3+, Fe2+ durch Mg oder quaderartige Kristalle, im Gestein eingewachsen ersetzt werden, insbesondere bei steigenden Bildungs- oder in Hohlräumen aufgewachsen. drücken (Mg-Chloritoid); Ottrelith ist ein Mn-reicher Chloritoid. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} oft deutlich, gelegentlich {110} Vorkommen. Charakteristischer Gemengteil Fe- und Al- Härte 5–6 reicher metamorpher Sedimentgesteine (Metapelite), Dichte 2,9–3,0 entsteht bei niedrigeren Metamorphose-Temperaturen Farbe, Glanz farblos, häufiger gelb, braun; auf fri- als Staurolith. schem Bruch Fettglanz, 130 9 · Silikate Tabelle 9.2. Wichtige Gruppensilikate Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den Härte 6 beiden Endgliedern durch den gekoppelten Ersatz Dichte 3,1 Al3+Al3+Mg2+Si4+, zusätzlich diadocher Einbau von Farbe, Glanz farblos oder graublau, Glasglanz Na und K für Ca, Fe2+ für Mg und Fe3+ für Al. Struktur. Die Lawsonitstruktur besteht aus Ketten von Struktur. [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder sind untereinan- [Al(O,OH)6]-Oktaedern, die // b verlaufen und die unterei- der zu [Si2O7] bzw. [AlSiO7]-Gruppen verknüpft, dane- nander durch [Si2O7]-Gruppen // c eckenverknüpft werden. ben gibt es einen weiteren Typ von [AlO4]- und (unge- wöhnlich!) [MgO4]-Tetraedern; alle Tetraeder sind schich- Chemismus. Entspricht weitgehend der Ideal-Zusammen- tenartig // (001) angeordnet und werden durch Ca–O-Bin- setzung. dungen miteinander verknüpft, wobei Ca gegenüber O in [8]-Koordination auftritt. Vorkommen. Als charakteristisches Mineral der niedrig- gradierten Hochdruckmetamorphose tritt Lawsonit in Vorkommen. In Ca-reichen, Si-untersättigten Vulkaniten, wie Blauschiefern auf. Melilith-Nepheliniten, Melilithbasalten oder Melilithiten; Gehlenit kommt auch in kontaktmetamorphen Kalksteinen Epidot, Ca2(Fe 3+,Al)Al2[O/OH/SiO4/Si2O7] vor. Als technisches Produkt ist Melilith (insbesondere Åker- manit) Bestandteil von Hüttenschlacken und Zementklinkern. Ausbildung. Kristallklasse 2/m, die sehr formenreichen Kristalle sind prismatisch entwickelt und nach b ge- Lawsonit, CaAl2[(OH)2/Si2O7] · H2O streckt (Abb. 9.17b). Dabei sind zahlreiche gestreifte Flä- chen innerhalb der Zone [010] ausgebildet, so die Pina- Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, eingewachsen im Ge- koide {001} und {100}, seitlich begrenzt durch die Verti- stein, Kristalle tafelig nach dem Pinakoid {010}, in Kombinati- kalprismen {110} und {210} sowie weitere Flächen. on mit dem rhombischen Prisma {101} sowie den Pinakoiden Häufig in körnigen oder stängeligen Aggregaten vor- {100} und {001} (Abb. 9.17a), gelegentlich auch nach b gestreckt. kommend, mitunter zu Büscheln gruppiert. Es treten auch Zwillingskristalle auf. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010} vollkommen, {100} gut, {101} deut- Physikalische Eigenschaften. lich, spröd Spaltbarkeit {001} vollkommen, {100} weniger voll- kommen Bruch uneben bis muschelig Härte 6–7 Dichte 3,3–3,5, anwachsend mit steigendem Fe-Gehalt Farbe gelbgrün bis olivgrün, Fe-reicher Epidot (auch Pistazit genannt) ist schwarz- grün, die Fe-arme Varietät Klinozoisit grau, der Mn-reiche Piemontit rosa und der Cer-Epidot Allanit (Orthit) pech- schwarz gefärbt Glanz starker Glasglanz auf den Kristall- flächen, kantendurchscheinend bis Abb. 9.17. Flächenkombinationen a bei Lawsonit, b bei Epidot durchsichtig, 9.2 · Gruppensilikate (Sorosilikate) 131 Struktur. Die Kristallstruktur von Epidot enthält als Anionen- und sollte besser vermieden werden. Beim theoretischen Ferri- gerüst sowohl inselförmig angeordnete [SiO ]-Tetraeder als epidot-Endglied (mit Al:Fe3+4 = 1:2) befindet sich Fe 3+ auf den auch isolierte [Si2O7]-Gruppen. Drei verschiedene, kanten- M1- und M3-Plätzen; Zusätzlich bestehen zahlreiche weitere verknüpfte Oktaeder-Gruppen [Al,Fe3+O6] bilden Ketten Möglichkeiten für den Einbau fremder Kationen mit pas- // der b-Achse, von denen die M1-M3-Ketten gewinkelt, die sendem Ionenradius (Armbruster et al. 2006). So wird beim M2-Ketten gerade sind (Abb. 9.18b,c). Diese Ketten sind Piemontit das Al auf der M3-Position durch Mn3+ ersetzt. mit den beiden inselförmigen Gruppen zu einem drei- 3+ 3+ dimensionalen Gerüst verbunden (Abb. 9.18a). Die großen, Weitere mögliche Fremdionen sind V auf M1 und Fe auf M3 beim Vanadoepidot, V3+ 3+[8]-koordinierten Ca2+-Ionen nehmen unterschiedlich ge- auf M3 beim Mukhinit, Cr auf M3 beim Tawmawit bzw. C3+ auf M1 und M3 beim Chromotawmawit sowie formte Lücken der Struktur ein, die mit A1 und A2 bezeich- Mn3+ auf M1 und M3 beim Manganipiemontit. net werden, wobei der Ca–O-Abstand variiert. Die großen Lücken in der Epidot-Struktur mit den Positio- Chemismus. „Epidot“ ist Gruppenname für die vollständige nen A1 und A2 sind bei den meisten Vertretern der Epidot- Mischkristallreihe zwischen den (theoretischen) Endglie- Gruppe mit Ca2+ besetzt. Dieses kann teilweise durch Sr2+ dern Klinozoisit (mit Al:Fe3+= 3:0) und Epidot (mit Al : Fe3+ und Pb2+ auf A2 oder durch Mn2+ auf A1 ersetzt werden. = 2 : 1). Im Klinozoisit-Endglied sind also alle Oktaederpo- Beim Allanit (Orthit) werden auf der A2-Position Ce3+ und sitionen mit Al besetzt, während im Epidot-Endglied die M3- andere dreiwertige Seltenerd-Elemente anstelle von Ca2+ Position Fe3+ enthält. Mischkristalle mit <40 Mol.-% Epidot- eingebaut. Der Ladungsausgleich erfolgt über einen gekop- Endglied werden als Klinozoisit, solche mit >40 Mol.-% Epi- pelten Ersatz Ca2+Al3+ Ce3+Fe2+, bei dem Al3+ gegen Fe2+ dot-Endglied als Epidot bezeichnet. Der Name „Pistazit“ für auf der M3-Position ausgetauscht wird. Fe-reichen Epidot ist international nicht mehr gebräuchlich Auch hier gibt es weitere gekoppelte Substitutionsmöglichkeiten durch Mg2+ und Mn2+ auf M3, z. T. kombiniert mit Mn3+, Fe3+, V3+ und/oder Cr3+ oder auch Mg2+, Fe2+ und/oder Mn2+ auf M1. Vorkommen. Verbreiteter Gemengteil in metamorphen Gesteinen, z. B. in Grünschiefern, Epidot-Amphiboliten und Blauschiefern. In magmatischen Gesteinen als se- kundäres Zersetzungsprodukt, z. B. von Ca-reichen Pla- gioklasen („Saussurit“). Als Kluftmineral mitunter in sehr gut ausgebildeten, flächenreichen Kristallen.

Zoisit, Ca2Al3[(O/OH)/SiO4/Si2O7]

Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, nach b gestreckt oder isometrisch, meist im Gestein eingewachsen; breit- stängelige, faserige oder spätige Aggregate oder in der- ben Massen; gut ausgebildete Kristalle sind oft verbo- gen, geknickt oder zerbrochen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen Bruch uneben Härte 6 Dichte 3,2–3,4 Farbe, Glanz grau, braungrau, grünlich, die Mn- haltige Varietät Thulit ist rosa. Tansa- nit ist ein blauer Zoisit, der als Edel- stein verschliffen wird; Glasglanz, auf (100) z. T. Perlmuttglanz Abb. 9.18. Struktur von Klinozoisit. a Projektion auf (010). Kanten- verknüpfte [Al,Fe3+O6]-Oktaeder (gelb) bilden Ketten // der b-Achse, Struktur. Ähnlich Epidot. wobei die M1- und M3-Oktaeder (b) gewinkelt, die M3-Oktaeder (c) gerade sind (kleine offene Kreise: H+-Ionen). Diese Ketten werden Chemismus. Nur geringer Einbau von Fe3+ durch isolierte [SiO ]-Tetraeder (blau) und [Si O ]-Gruppen (rot) zu und Mn 3+. 427einem Gerüst (a) verbunden, in dessen A1- und A2-Lücken das große Ca2+-Ion sitzt (große blaue Kugeln). (Nach Armbruster et al. 2006) Vorkommen. In metamorphen Gesteinen, z. B. in Eklogiten., 132 9 · Silikate Abb. 9.19. Tabelle 9.3. Die wichtigsten Ringsilikate Flächenkombinationen bei Vesuvian Vesuvian, Ca19Al10(Mg,Fe)3[(OH,F)10/(SiO4)10/(Si2O7)4] Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, die tetragonalen Kristalle sind meist kurzprismatisch, seltener auch stän- gelig (Varietät Egeran), tafelig, mitunter auf Prismen- flächen parallel der c-Achse gestreift. Die ditetragonal- dipyramidalen Kristalle sind mitunter gut ausgebildet mit Basispinakoid {001}, tetragonalen Prismen {100} und {110}, ditetragonalem Prisma {210}, tetragonaler Dipyra- mide {101}, ditetragonaler Dipyramide {211} (Abb. 9.19); oft sehr flächenreich; auch körnig entwickelt, z. T. ge- steinsbildend. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit kaum erkennbar Bruch muschelig-splittrig Härte 6–7 Dichte 3,3–3,5, abhängig vom variierenden Chemismus Farbe, Glanz am häufigsten verschiedene Gelb-, Braun- oder Grüntöne; an Kanten oft durchscheinend, Glas- bis Fettglanz Kristallstruktur. Die komplizierte Struktur enthält [SiO 4–4] - Tetraeder und [Si2O 6– 2+ 7] -Gruppen. Die Ca -Ionen sind von 8, die Mg2+- und Fe2+-Ionen von6Oumgeben. Es bestehen Beziehungen zur Granat-Struktur. Chemismus. Die Vesuvian-Struktur kann weitere Neben- elemente einbauen, so Alkalien (Li, Na, K), Mn, Be, Pb, Abb. 9.20. Beryll-Kristall aus einem Pegmatit von Minas Gerais,Brasilien. Gewicht 54 kg, Länge 60 cm. Sammlung Professor Dr. Sn, Ti, Cr, Ce und andere Seltene Erden, B, H2O, F, teil- Hermann Bank, Idar-Oberstein; z. Z. als Leihgabe im Mineralogi- weise bis zu einigen Gew.-%. schen Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Vorkommen. Gesteinsbildend in Kontaktmarmoren und von weiteren dihexagonalen Dipyramiden verschiedener Kalksilikatgesteinen, in vulkanischen Auswürflingen Stellung und Steilheit besonders an klaren Kristallen in- (z. B. am Vesuv) und als Kluftmineral. nerhalb von Drusenräumen. Die Kristalle des eingewach- senen, gemeinen Berylls sind hingegen minder flächenreich. 9.3 9.3 Von diesem werden Riesenkristalle bis zu 18 m Länge, 3,5 m

Ringsilikate (Cyclosilicate) Durchmesser und 380 t Gewicht erwähnt (Rickwood 1981).

Auch als stängelige Kristalle in Gruppen vorkommend. Beryll, Al2Be3[Si6O18] Physikalische Eigenschaften. Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, z. T. gut ausgebildete Spaltbarkeit (0001) unvollkommen Kristalle mit hexagonalem Prisma {1010} und Basispinakoid Bruch uneben bis muschelig, splittrig {0001} (Abb. 9.20, 9.21a), daneben auch dihexagonale Di- Härte 7½–8 pyramiden wie {1011} und {1121} (Abb. 9.21b). Auftreten Dichte 2,7–2,8, 9.3 · Ringsilikate (Cyclosilicate) 133 Abb. 9.21. Beryll: a einfache Tracht; b mit zusätzlichen hexa- gonalen Dipyramiden Nach Farbe und Durchsichtigkeit unterscheidet man fol- gende Varietäten: Gemeiner Beryll gelblich bis grünlich; trübe, höchstens kantendurchscheinend; Kristallflächen sind fast glanzlos. Seltener treten auch wasserklare, völlig farblose Kristalle von Beryll auf. Aquamarin meergrün über blaugrün bis blau, we- niger gute Qualität auch blassblau; Abb. 9.22. Kristallstruktur von Beryll Al Be [Si O ] auf die (0001)- wasserhell durchsichtig; auf Kristall- 23618Ebene projiziert. Die Si6O18-Ringe liegen in unterschiedlicher Höhe. flächen Glasglanz; mitunter in relativ (Nach Bragg u. West 1926) großen Kristallen. Smaragd tiefgrün (smaragdgrün) bis blassgrün rungsmetall auch mit Fe; in kleinen Atomreaktoren als bei schlechter Qualität; nicht selten ein- günstiges Hülsenmaterial (Moderator) für Brennstoffstä- schlussreich, durch Spurengehalte von be. Berylliumglas wird wegen seiner geringen Absorpti- Cr3+ oder V3+ gefärbt, kostbarster Edel- on der Röntgenstrahlen als Austrittsfenster von Röntgen- beryll. röhren verwendet. Rosaberyll (Morganit) blaßrosa bis dunkelrosa; Die edlen Berylle sind wertvolle Edelsteine. Smaragd enthält Mn3+. zählt zu den kostbarsten unter ihnen. Er kristallisiert – teil- Goldberyll gelb bis grünlichgelb weise zusammen mit Alexandrit (S. 82) in Biotitschiefern Goshenit farblos oder Talkschiefern als Bestandteile von sog. Blackwalls (Abschn. 24.6.1, S. 419, Abb. 24.31). Seit 1942 werden in Struktur. In der Beryll-Struktur sind die [Si6O18]-Ringe in den USA synthetische Smaragde in einer für Schmuck- Schichten // (0001) angeordnet. Der elektrostatische Valenz- zwecke brauchbaren Größe und Qualität industriell her- ausgleich außerhalb der Sechserringe wird durch starke gestellt. Die synthetische Darstellung des Smaragds in Bindungskräfte der kleinen Be2+- und Al3+-Ionen zwischen schleifbarer Qualität war zuerst 1935 der I. G. Farben- den Ringen gewährleistet. Dabei ist das sehr kleine Be2+ von industrie A. G. in Bitterfeld gelungen: die künstlichen je 4 und Al von je6Oumgeben (Abb. 9.22). Wegen der Ver- Schmucksteine wurden unter dem Namen „Igmerald“ zu knüpfung der [SiO4]-Tetraeder durch [BeO4]-Tetraeder Werbezwecken eingesetzt. kann man Beryll auch als Gerüstsilikat auffassen. Innerhalb der übereinandergestapelten Sechserringe befinden sich // Cordierit, (Mg,Fe2+) (Al Si)[4]2 2 [Al2Si4O18] c Kanäle, die gitterfremden, teilweise großen Ionen (Na+, K+, Cs+, Li+, OH–, F–), Atomen (He) oder Molekülen (H2O) Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, relativ selten idi- Platz bieten. Diese Einlagerungen haben eine relativ gerin- omorphe Kristalle, kurzsäulig und stets eingewachsen im ge Wirkung auf die Geometrie der Kristallstruktur. Gestein, pseudohexagonal, Durchkreuzungszwillinge nach {110}, verbreitet derbe und körnige Aggregate. Vorkommen. Lokal massiertes Auftreten in Pegmatitkörpern oder in deren Umgebung. Vorkommen des edlen Berylls Physikalische Eigenschaften. auch in Drusenräumen, Smaragd eingesprengt im Gestein. Spaltbarkeit (100) bisweilen angedeutet Bruch muschelig, splittrig Bedeutung als Rohstoff. Beryll ist wichtigstes Beryllium- Härte 7 Mineral zur Gewinnung des Leichtmetalls Be, aus dem Dichte 2,6 leichte, stabile Legierungen mit Mg und Al für den Flug- Farbe, Glanz grau bis gelblich, zart blaßblau bis zeugbau hergestellt werden. Hauptsächlich (zu 70–80 %) violettblau, bei stärker gefärbten Indi- wird Be jedoch zur Herstellung von Berylliumbronzen, viduen mit bloßem Auge sichtbarer d. h. Cu-Legierungen mit 0,5–2 % Be eingesetzt, die z. B. Pleochroismus; auf Bruchflächen Fett- in der Elektrotechnik auf Grund ihrer guten elektrischen glanz (dem Quarz sehr ähnlich), kan- und thermischen Leitung Verwendung finden; Legie- tendurchscheinend bis durchsichtig, 134 9 · Silikate Struktur. Die Kristallstruktur des Cordierits ähnelt Turmalin-Gruppe, X[9]Y[6] [6]3 Z6 [(OH)4/(BO3)3/(Si6O18)] derjenigen des Berylls, wobei die Plätze des Be2+ durch Al3+ und Si4+ eingenommen werden. Der elektrostati- In dieser komplexen Formel sind die unterschiedlichen sche Valenzausgleich erfolgt durch den gekoppelten Er- Positionen in der Kristallstruktur mit folgenden Kationen satz von Be2+Si4+ Al3+Al3+. Die Ringe aus 6 [SiO4]- besetzt, wobei es eine Fülle von Substitutions-Möglich- bzw. [AlO4]-Tetraedern, die wie beim Beryll Hohlkanäle keiten gibt (z. B. Hawthorne und Henry 1999): bilden, sind untereinander durch weitere Tetraeder verknüpft und bilden ein dreidimensionales Gerüst, X = Ca, Na, K, (Leerstelle) wobei alles vorhandene Al [4]-koordiniert ist. Wegen Y = Li, Mg, Fe2+, Mn2+, Al, Cr3+, V3+, Fe3+, Ti4+ des wichtigen Strukturmotivs der [Al2Si4O18]-Ringe, der Z = Mg, Al, Fe 3+, V3+, Cr3+ Ähnlichkeit mit der Beryll-Struktur, des Fehlens der T = Si, Al, (B) großen Alkali- und Erdalkali-Ionen und der Wichtigkeit V = (OH), O von [6]-koordiniertem Mg und Fe2+ wird Cordierit nicht W = (OH), F, O als Gerüstsilikat sondern als Ringsilikat aufgefasst (Strunz u. Nickel 2001). Ausbildung. Kristallklasse 3m, ditrigonal-pyramidale Kris- talle mit dominierenden vertikal verlaufenden Prismen, Chemismus. Bei den meisten Cordieriten dominiert Mg so {1010} allein oder kombiniert mit dem hexagonalen über Fe2+. Aus den chemischen Analysen geht außerdem Prisma {1120}. Die polar ausgebildeten Kristalle zeigen ein sehr wechselnder H2O-Gehalt im Cordierit hervor. als Endbegrenzung mehrere trigonale Pyramiden wie Die Wassermoleküle befinden sich in den großen Kanä- {1011}, {0221} (oben) und {0111} (unten) (Abb. 9.23b,c). Im len // c der Struktur, die durch die [Al2Si4O18]-Ringe auf- Schnitt senkrecht c oft gerundet (ähnlich einem sphärischen gebaut werden. Dreieck; Abb. 9.23a, 9.25). Es handelt sich um eine Schein- rundung durch Vizinalflächen. Die vertikal verlaufenden Vorkommen. Vorzugsweise in metamorphen Gesteinen; Prismenflächen sind meist gestreift (Abb. 9.23a, 9.24, 9.25). sekundär wird Cordierit unter Wasseraufnahme in ein Die Kristalle besitzen neben gedrungenem Habitus Gemenge von Hellglimmer und Chlorit (Pinit) umge- häufiger nadelförmige Ausbildung, vorzugsweise zu ra- wandelt. dial-oder büschelförmigen Gruppen angeordnet, sog. Turmalinsonnen. Die Kristalle sind aufgewachsen oder Verwendung. Wegen seines geringen Wärmeausdehnungs- im Gestein eingewachsen. Koeffizienten dient Cordierit als silikatkeramischer Werk- stoff zur Herstellung temperaturwechselbeständiger Ge- Physikalische Eigenschaften. brauchsgegenstände, z. B. kochfester Geschirre. Spaltbarkeit mitunter Absonderung // (0001) Schön gefärbter, durchsichtiger Cordierit wird gele- Bruch muschelig gentlich als Edelstein geschliffen. Härte 7–7½ Dichte 3,0–3,3 Dioptas, Cu6[Si6O18] · 6H2O Farbe, Glanz Farbe wechselt stark mit der Zusam- mensetzung, sehr zahlreiche Farb- Ausbildung. Kristallklasse 3; kurzprismatisch-rhomboe- nuancen („Edelstein des Regenbo- drische Kristalle, einzeln, als Gruppen oder in Krusten. gens“), starker Pleochroismus (Tur- malinzange!); gut sichtbarer Zonar- Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} gut Bruch muschelig bis uneben Härte 5 Dichte 3,3 Farbe, Glanz smaragdgrün; glasglänzend; durch- sichtig bis durchscheinend Struktur. Stark deformierte [Si6O18]-Ringe bilden enge Kanäle, die kein Aus- und Einwandern von H2O gestat- ten (anders als bei den Zeolithen, Abschn. 9.6.5, S. 175f). Vorkommen. In Oxidationszonen von Cu-Lagerstätten. Abb. 9.23. Turmalin: a Vertikalstreifung und Rundung im Schnitt ⊥ der c-Achse; b, c polare Ausbildung der Kristalle mit verschiede- Verwendung. Gelegentlich als Schmuckstein verschliffen. nen trigonalen Pyramiden als Endbegrenzung, 9.3 · Ringsilikate (Cyclosilicate) 135 Abb. 9.26. Turmalin-Struktur, Projektion auf (0001). Die dreizählige Drehachse und die Scheinrundung sind klar zu erkennen. Ecken- vernüpfte [SiO4]-Tetraeder (blau) bilden Sechserringe, [YO4(OH)2]- Oktaeder (hellgelb) und [ZO5OH]-Oktaeder (dunkelgelb) sind un- tereinander über Kanten, mit den [BO3]-Dreiecken (grün) dagegen über Ecken verknüpft; die großen X-Atome sind als rote Kugeln dar- gestellt. (Nach Strunz und Nickel 2001) bau durch verschiedene Färbung in Schnitten ⊥ und // c, etwa roter Kern und grüner Randsaum (Abb. 9.25), auch die Enden der Turmalin- Kristalle besitzen häufig eine ab- weichende Färbung; auf Kristall- flächen Glasglanz, durchsichtig bis Abb. 9.24. Turmalin, Minas Gerais, Brasilien. Bildbreite 6 cm. Mine- kantendurchscheinend in Splittern ralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Besondere Eigenschaft durch polare Ausbildung sind die Kristalle pyro- und piezoelektrisch Struktur (Abb. 9.26). Die [SiO4]-Tetraeder, die zu hexagona- len [Si6O18]-Ringen angeordnet sind, liegen mit ihrer Ba- sis // (0001) und zeigen mit ihren freien O-Atomen in die gleiche Richtung. Bor bildet trigonale [BO3]-Ringe. Kantenverknüpfte [ZO5OH]-Oktaeder bilden links- und rechtssinnig gewundene Schraubenachsen // c, die unter- einander über Ecken sowie durch Dreiergruppen von kan- tenverknüpften [YO4(OH)2]-Oktaedern verbunden sind. Die großen X-Atome liegen über den 6 freien O-Atomen der [Si6O18]-Ringe und unter den 3 O-Atomen der [BO3]- Ringe. Die X-Atome sind nur sehr schwach gebunden, und die X-Position kann sogar teilweise unbesetzt sein. Chemismus. Komplizierte chemische Zusammensetzung durch Möglichkeiten umfangreicher Mischkristallbil- dung. Dabei unterscheidet man je nach der überwiegen- den Besetzung der X-Position Alkali-Turmaline Ca-Turmaline Leerstellen-Turmaline Abb. 9.25. Scheingerundete Kristalle von Turmalin mit ausgeprägtem Zonarbau in einem Pegmatit von Omaruru, Namibia. Bildbreite 3 cm. Die theoretischen Endglieder der Turmalin-Gruppe Mineralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) sind in Tabelle 9.4 zusammengestellt., 136 9 · Silikate Farbvarietäten. Der tiefschwarze, Fe-reiche Turmalin wird (Abb. 9.24) und der rosarote bis rote Rubellit, der Mn-, als Schörl bezeichnet; betont Mg-reich ist der braune bis Li- und Cs-haltig ist; nicht so häufig kommt der blaue grünlichbraune Dravit; der viele Farben zeigende Elbait Indigolith vor; selten gibt es auch farblosen Turmalin. enthält Li; Turmalin-Varietäten von Edelsteinqualität sind neben dem Elbait der grüne, Cr-haltige Verdelith Vorkommen. Turmalin ist häufiger akzessorischer Ge- mengteil in Pegmatiten oder hochhydrothermal beein- Tabelle 9.4. Besetzung der X-, Y-, Z-, V und W-Position in den theo- flussten Graniten, hier auch Drusenmineral. Als mikros- retischen Endgliedern der Turmalin-Gruppe nach Hawthorne und kopischer Gemengteil in den verschiedensten Gesteinen Henry (1999) sehr verbreitet; auch als detritisches Schwermineral und als Mineralneubildung in Sedimenten. Verwendung. Durchsichtige und dabei schön gefärbte rote, grüne, mehrfarbige, seltener auch blau gefärbte Turma- line werden als Edelsteine geschliffen. 9.4 9.4

Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate)

Zu den Ketten- und Doppelkettensilikaten gehören zwei wichtige Gruppen von gesteinsbildenden Mine- ralen: Pyroxene und Amphibole. Die Struktur der Pyroxene baut sich aus Ein- fachketten mit dem Verhältnis Si : O = 1 : 3, die der Amphibole aus Doppelketten mit dem Verhältnis Si : O = 4 : 11 auf (Abb. 9.1f,g, S. 119). In ihren kris- tallographischen, physikalischen und chemischen Eigenschaften sind sich die beiden Gruppen ziem- lich ähnlich. In beiden Gruppen gibt es rhombische und monokline Vertreter. Abb. 9.27. Pyroxen, Schnitt ⊥ [001] mit angedeuteter Spaltbarkeit nach {110}. Rechts daneben die enge Beziehung zur Pyroxen-Struktur mit ihren relativ schwächeren seitlichen Bindungskräften zwi- schen den [SiO3]-Ketten, die // c verlaufen. Spaltwinkel 87° bzw. 93° Abb. 9.28. Amphibol, Schnitt ⊥ [001] mit vollkommener Spaltbarkeit nach {110}. Rechts daneben die enge Beziehung zur Amphibol-Struk- tur mit ihren relativ schwäche- ren seitlichen Bindungskräften zwischen den [Si4O11]-Doppel- ketten, die // c verlaufen. Spalt- winkel 124° bzw. 56°, 9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) 137 Die Kationen sind bei den Pyroxenen und Amphibolen weitgehend die gleichen, jedoch enthalten die Amphibole (OH)–, untergeordnet auch F– als Anionen 2. Stellung. Hieraus erklären sich die etwas geringere Dichte und die niedrigere Lichtbrechung der Amphibole gegenüber den Pyroxenen. Während die Pyroxene meist eher kurzprismatische Kristalle bilden, zeigen die Amphibole häufiger langpris- matische, stängelige oder sogar dünnadelig-faserige Aus- bildungen. Wichtiges Unterscheidungsmerkmal unter dem Mikroskop sind die unterschiedlichen Spaltwinkel zwischen (110) und (110) von 87° bei den Pyroxenen und 124° bei den Amphibolen (Abb. 9.27, 9.28). Darüber hinaus besit- zen die Amphibole eine weitaus vollkommenere Spaltbar- keit mit durchhaltenden Spaltflächen und viel höherem Glanz auf diesen Flächen. Die prismatische Spaltbarkeit bricht in beiden Fällen die schwachen Bindungskräfte zwi- schen den Kationen und den Ketten bzw. Doppelketten auf, niemals jedoch die relativ starken Si-O-Bindungen inner- halb einer Kette (Abb. 9.27, 9.28). Pyroxene kristallisieren meist bei höheren Temperatu- ren als der jeweils seinem Chemismus nach entsprechende Amphibol. Pyroxen gehört zu den frühen Ausscheidungen einer sich abkühlenden silikatischen Schmelze in der Na- tur. Amphibol kristallisiert z. B. aus wasserreicheren Schmel- zen oder er entsteht mit der Abnahme der Temperatur un- ter Anwesenheit von H2O sekundär aus Pyroxen. 9.4.1 Pyroxen-Familie Der Chemismus der Pyroxene (Abb. 9.29a,b) kann durch die allgemeine Formel X[8]Y[6][Z2O6] ausge- Abb. 9.29. Nomenklatur von a Ca-Mg-Fe-Klinopyroxenen, b Ortho- drückt werden. Die Position von X können die folgen- pyroxenen und c Mischkristallen zwische Jadeit (Jd), Ägirin (Äg) und den Kationen einnehmen: Na+, Ca2+, Fe2+, Mg2+, Mn2+, Ca-Mg-Fe-Klinopyroxenen (Quad) nach Morimoto et al. (1988). Ja- 2+ 2+ 2+ 2+ 3+ 3+ deit und Omphacit treten in hochdruckmetamorphen Gesteinen aufdie Position von Y: Fe , Mg , Mn , Zn , Fe , Al , (Abschn. 24.3.1, S. 405, 26.3.8, S. 467ff, 26.3.9, S. 469ff) Cr3+, V3+ und Ti4+, die Position von Z: im wesentlichen Si4+ und Al3+. Viele Klinopyroxene können in erster ionen, im Diopsid Mg2+, im Jadeit Al3+, sind demgegen- Näherung als Glieder des 4-Komponenten-Systems über [6]-koordiniert. Als Beispiel ist in Abb. 9.30 die CaMgSi2O6–CaFeSi2O6–Mg2Si2O6–Fe2Si2O6 („Pyroxen- Jadeit-Struktur dargestellt. Man erkennt unendliche, Trapez“) betrachtet werden (Abb. 9.29a,b). Die mono- parallele Ketten von eckenverknüpften [SiO4]-Tetrae- klinen Pyroxen-Mischkristallreihe Mg2Si2O6–Fe2Si2O6 dern und kantenverknüpften [AlO6]-Oktaedern, die (Klinoenstatit-Klinoferrosilit) ist in irdischen Gesteinen beide in Richtung der c-Achse verlaufen und über Ecken ungewöhnlich. Pigeonit tritt nur unter niedrigen Drü- miteinander verbunden sind. Das große Na+-Kation cken auf (vgl. hierzu auch den pseudobinären Schnitt sitzt in den Lücken der Struktur. Klinopyroxene, bei de- Protoenstatit-Diopsid bei 1 bar Druck; Abb. 16.16, S. 271). nen die X- und Y-Positionen durch verschieden große Ca2Si2O6 (Wo) kommt als Wollastonit in der Natur vor, Kationen besetzt sind, haben monokline Symmetrie. wird jedoch nicht zu den Pyroxenen gerechnet, son- Demgegenüber sind in den rhombischen Orthopyro- dern zu den Pyroxenoiden (Abschn. 9.4.2, S. 141f). xenen, z. B. im Hypersthen, die Kationenpositionen an- Die Kristallstruktur der Pyroxen-Gruppe zeichnet nähernd gleich groß, und deshalb besteht hier aus- sich durch [SiO ]2–3 - bzw. [Si2O6] 4–-Ketten // zur c-Ach- schließlich [6]-Koordination (X = Y) und die Symme- se aus (Abb. 9.1, S. 119). Diese Einfachketten werden trie wird höher. Diese Symmetrieerhöhung wird durch seitlich abgesättigt durch die Kationen X und Y. Die grö- eine Art submikroskopischer Verzwillingung // (100) ßeren X-Kationen, bei Diopsid z. B. Ca2+, beim Jadeit unter Verdoppelung der Elementarzelle hervorgerufen. Na+, besitzen etwas schwächere Bindungskräfte und Die monoklinen Formen der Reihe Klinoenstatit – sind gegenüber O [8]-koordiniert. Die kleineren Y-Kat- Klinohypersthen sind in der Natur recht selten., 138 9 · Silikate Das Subcommitee on Pyroxenes der Commission on New Mine- rals and Mineral Names (CNMMN) der International Mineralogical Association (IMA) hat vorgeschlagen, bei den Orthopyroxenen die bislang gebräuchlichen Namen Bronzit, Hypersthen und Ferrohy- persthen nicht mehr zu verwenden (Morimoto et al. 1988). Dieser Vorschlag geht jedoch vollständig an der Realität vorbei, da diese herkömmlichen Namen in zahlreichen Gesteinsbezeichnungen (z. B. Bronzitit) und in der Meteoriten-Nomenklatur (z. B. Hypersthen- Chondrit) verwendet werden. Ebenso behalten wir in Tabelle 9.5 die Zwischenglieder Salit und Ferrosalit in der Mischkristallreihe Diopsid–Hedenbergit bei, die sich als praktisch erwiesen haben. Die Lage der wichtigsten Pyroxene im sog. Pyroxen- Trapez Diopsid (Di) – Hedenbergit (Hd) – Enstatit (En) – Ferrosilit (Fs) zeigt Abb. 9.29a,b, während die Misch- kristalle zwischen den Endgliedern Jadeit (Jd), Ägirin (Äg) und den Ca-Mg-Fe-Pyroxenen (Quad = Wo + En + Fs) in Abb. 9.29c dargestellt sind. Die wichtigsten Pyroxene sind in Tabelle 9.5 aufgeführt.

Mg-Fe-Pyroxene Enstatit, Mg2[Si2O6] – Ferrosilit, Fe2[Si2O6]

Abb. 9.30. Jadeit-Struktur, etwa in Richtung der a-Achse projiziert. Ausbildung. Kristallklasse meist 2/m2/m2/m (Orthopyro- Eckenverknüpfte [SiO4]-Tetraeder (blau) und kantenverknüpfte [AlO ]-Oktaeder (gelb) bilden unendliche Ketten // c, die über Ecken xene), selten 2/m. Gute Kristalle sind nicht sehr häufig;6 miteinander verbunden sind; die großen Na+-Kationen sitzen in den gewöhnlich körnig oder blättrig, massig entwickelte Ag- Lücken der Struktur. (Nach Burnham et al. 1967 aus Deer et al. 1978) gregate, gesteinsbildend. Tabelle 9.5. Wichtige Pyroxene, 9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) 139 Physikalische Eigenschaften. augit vor, mit den charakteristischen Anwachskegeln, die Spaltbarkeit nach dem Vertikalprisma {110} deut- unter dem Mikroskop sichtbar sind und auch als Sand- lich, wie bei allen Pyroxenen Spalt- uhrstruktur bezeichnet werden (Abb. 11.11a, S. 212f). winkel nahe 90°, // zu der schwächs- ten seitlichen Bindung der SiO3-Ket- Ausbildung. Kristallklasse 2/m, Diopsid mit Vorherrschen ten (Abb. 9.27). Häufig wird eine Ab- von {100} und {010} und fast rechteckigem Querschnitt. sonderung nach (100) beobachtet mit Augit ist gewöhnlich kurzsäulig mit Vorherrschen von oft geknickter oder wellig verbogener Vertikalprisma {110} und Längsprisma {111}, daneben Fläche infolge Translation die Pinakoide {100} und {010} (Abb. 9.31, 9.32). Das gilt Härte 5½–6 besonders für gut ausgebildete Kristalle der Varietät ba- Dichte 3,2–3,6, mit dem Fe-Gehalt anwachsend saltischer Augit; diese zeigen auch Zwillinge nach (100) Farbe graugrün (Enstatit), dunkelbraun (Hy- oder Durchkreuzungszwillinge nach (101). Diopsid, Salit, persthen); kantendurchscheinend Ferrosalit und Hedenbergit treten häufiger in körnigen Glanz matter Glanz auf Spaltflächen nach Aggregaten auf. {110}, auf der Absonderungsfläche (100) zeigt Bronzit bronzeartigen, Hy- Abb. 9.31. persthen kupferroten Schiller, bedingt Tracht und Habitus bei Py- durch feine tafelige Entmischungs- roxen. a Augit (Stellung des Kristalls um 180° um c ge- körper von Ilmenit, die nach dieser dreht); b Akmit mit nach c Ebene eingelagert sind gestrecktem Habitus Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den Endgliedern Enstatit Mg2[Si2O6] – Ferrosilit Fe2[Si2O6] (Abb. 9.29) von nahezu En100 bis En10Fs90; reiner Ferrosilit wurde bislang in der Natur nicht beobachtet. Die Aufnah- mefähigkeit für Ca2+ ist in Orthopyroxenen gering und kann maximal 5 Mol.-% Ca2[Si2O6]-Komponente erreichen. Vorkommen. Orthopyroxene sind in magmatischen Ge- steinen recht verbreitet; sie können wegen einer ausge- dehnten Mischungslücke auch neben Ca-Pyroxenen im gleichen Gestein im Gleichgewicht auftreten. Die Mg- reicheren Glieder der Orthopyroxene kommen in ultra- mafischen Magmatiten, mitunter auch in deren metamor- phen Äquivalenten vor. Orthopyroxene sind typisch für hochgradig metamorphe Gesteine, insbesondere Pyroxen- Granulite. Die monokline Reihe Klinoenstatit – Klinoferrosilit kommt in der Natur nur sehr selten vor, so z. B. gelegentlich in skelettförmigen Kristallen in vulkanischen Gesteinen. Klinoenstatit ist in Meteoriten beobachtet worden. Ca-Pyroxene Diopsid, CaMg[Si2O6] – Hedenbergit, CaFe[Si2O6] – Augit, (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)2O6] Diopsid und Hedenbergit bilden eine vollständige Misch- kristallreihe (Abb. 9.29a) mit nahezu linearer Ände- rung von Dichte und Brechungsindizes. Im Augit be- steht eine vielfältige Diadochie mit den gekoppelten Substitutionen Ca2+(Mg,Fe2+) Na+(Al,Fe3+) und (Mg,Fe2+)[6]Si[4] Al[6]Al[4], wobei das Tschermaks Mo- [6] [4] Abb. 9.32. Kristalle von Diopsid (hellgrün) und Grossular (Var.lekül CaAl [Al SiO6] nicht als Pyroxen-Endglied vor- Hessonit, rot). Mussa-Alpe, Piemont, Italien. Bildbreite ca. 1 cm. Mi- kommt. Bei einem Gehalt von 3–5 % TiO2 liegt Titan- neralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber), 140 9 · Silikate Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} unvollkommen bis wechselnd Spaltbarkeit nach {110}, deutlicher als bei anderen deutlich, Absonderung nach (100) durch Pyroxenen Translation bei der Varietät Diallag Härte 6–6½ Bruch muschelig, spröde Dichte 3,5 Härte 5½–6½ Farbe grün oder rötlichbraun bis schwarz; Dichte 3,2 (reiner Diopsid) bis 3,55 (reiner durchscheinend; Glasglanz bis Harz- Hedenbergit); im gleichen Bereich lie- glanz gen Augite unterschiedlicher Zusam- mensetzung Chemismus. Ägirinaugit ist ein Mischkristall aus den End- Farbe, Glanz Diopsid grau bis graugrün, als Chrom- gliedern Ägirin und Augit, hat also Ca(Fe2+,Mg) sowie Al[6] diopsid smaragdgrün, Hedenbergit und Al[4] anstelle von NaFe3+. Er ist häufiger als das reine schwarzgrün, die Varietät gemeiner Endglied Ägirin. Zonarbau mit Augit im Kern und Ägirin- Augit ist grün bis bräunlichschwarz, augit in einem Randsaum des Kristalls ist verbreitet. pechschwarz ist der Fe- und Ti-reiche basaltische Augit. Matter, seltener leb- Vorkommen. Ägirin und Ägirinaugit sind häufige Ge- hafter Glanz auf den Spalt- und Kris- mengteile in alkalibetonten magmatischen Gesteinen, tallflächen besonders in solchen mit Natronvormacht (Abb. 11.10a, S. 210f); sie werden aber auch metamorph gebildet. Vorkommen. Augit ist ein weitverbreitetes gesteinsbilden- des Mineral; er bildet den dunklen Gemengteil im Tie- Jadeit, NaAl[6][Si2O6] fengestein Gabbro, basaltischer Augit ist sein Gegenstück im Basalt, dem wichtigsten vulkanischen Gestein. Ausbildung. Kristallklasse 2/m; meist in faserig-verfilzten Diopsid kommt in metamorphen dolomitischen Kalk- Aggregaten. steinen, in Diopsid-Amphiboliten und Pyroxen-Granuli- ten vor, Hedenbergit in Fe-reichen kontaktmetasomati- Physikalische Eigenschaften. schen Gesteinen, die als Skarn bezeichnet werden. Härte 6½–7, damit etwas größer als diejeni- ge der übrigen Pyroxene Pigeonit, Ca0,25(Mg,Fe)1,75[Si2O6] Dichte 3,3–3,5 Farbe blassgrün bis tiefgrün, auch farblos Vom Hypersthen unterscheidet sich dieser Ca-arme monokline Pyroxen durch einen Gehalt an 5–15 Mol.-% Chemismus. Fe3+ kann im Jadeit die Position von Al[6] ein- Ca2Si2O4-Komponente (Abb. 9.29a). Als Einsprengling in nehmen. Omphacit ist ein Mischkristall aus Augit- und basaltischen Gesteinen mit prismatischem, nach c ge- Jadeit-Komponente. strecktem Habitus, braun, grünlichbraun bis schwarz gefärbt, kann Pigeonit gegenüber den meisten übrigen Vorkommen. Als ausgesprochenes Hochdruckmineral tritt Pyroxenen nur mikroskopisch oder röntgenographisch Jadeit in Blauschiefern, Jadeitgneisen und reinen Jadeit- identifiziert werden. gesteinen (Jade) auf. Er entsteht bei der Hochdruck- und Pigeonit tritt gewöhnlich als ein frühes Kristallisati- Ultrahochdruck-Metamorphose aus Albit (Natronfeld- onsprodukt in heißen basaltischen Laven auf, die eine spat) nach der Reaktion sehr schnelle Abkühlung erfahren haben. Bei langsamer Abkühlung beobachtet man oft eine komplizierte lamel- Albit Jadeit + SiO2 (9.1) lenförmige Entmischung von Augit in Wirtkristallen von Ca-ärmerem Pigeonit oder Orthopyroxen (engl. inverted (Abb. 24.1, S. 382). Ungewöhnlich hohe Drücke bei mä- pigeonite). Diese Phänomene lassen sich anhand des ßigen Temperaturen, d. h. ungewöhnlich geringe geother- pseudobinären Systems Mg2Si2O6 (En)–CaMgSi2O6 (Di) mische Gradienten sind in Subduktions- und kontinen- erklären (Abb. 16.16, S. 271). talen Kollisions-Zonen realisiert. Auch Omphacit, der zusammen mit Granat das Gestein Eklogit bildet, ist ein Alkali-Pyroxene Hochdruckmineral. Ägirin (Akmit), NaFe3+[Si2O6] Verwendung. Schön gefärbte Jade ist ein geschätzter Schmuckstein und wird zur Fertigung kunstgewerblicher Ausbildung. Kristallklasse 2/m, nadelige Kristalle mit stei- Gegenstände verwendet. Wegen seiner hervorragenden me- len Endflächen als Begrenzung (Abb. 9.31b). Häufig chanischen Eigenschaften war Jade in prähistorischer Zeit büschelige Aggregate. begehrter Rohstoff zur Fertigung von Waffen und Gerät., 9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) 141 Spodumen, LiAl[Si2O6] Ausbildung. Kristallklasse 2/m; z.T. in metergroßen Riesenkris- tallen (bis 90 t schwer!), oft angerauht, angeätzt und // c ge- streift; grobspätige oder nach (100) breitstrahlige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Härte 6½–7 Dichte 3,0–3,2 Farbe farblos, weiß, hellgrau, rosa, gelblich, grün; oft getrübt, aber auch wasserklar Chemismus. Li+ kann durch Na+, Al durch Fe3+ diadoch ersetzt werden. Vorkommen. Spodumen ist ein charakteristisches Mine- ral in Li-reichen Pegmatiten; durch hydrothermale Um- kristallisation entstehen die glasklaren, farblosen oder Abb. 9.33. SiO4-Tetraeder-Einfachketten bei Pyroxenen und Pyro- xenoiden. a Zweier-Einfachkette: Pyroxene; b Dreier-Einfachkette: schön gefärbten Edelspodumene, insbesondere Kunzit Wollastonit; c Fünfer-Einfachkette: Rhodonit; d Siebener-Einfach- (rosa bis violettrosa) und Hiddenit (grün). kette: Pyroxferroit. (Nach Liebau 1959) Verwendung. Wichtiger Rohstoff zur Gewinnung von Li-Sal- Dichte 2,8–3,1 zen. Kunzit und Hiddenit werden als Edelsteine verschliffen. Farbe, Glanz gewöhnlich weiß, auch schwach ge- färbt; durchscheinend; Glasglanz, auf 9.4.2 Spaltflächen auch Perlmuttglanz, in fein- Pyroxenoide faserigen Aggregaten seidenglänzend Die allgemeine chemische Formel der Pyroxenoide ist Chemismus. Wollastonit kann beachtliche Gehalte an Mg, M[SiO3] oder ein Vielfaches davon, mit M überwiegend Fe und Mn aufweisen. Ca, Mg, Fe und Mn. Wie die Pyroxene weisen die Pyroxe- noide unendliche Einfachketten von [SiO4]-Tetraedern Vorkommen. Typisches Mineral kontaktmetamorpher kie- auf, doch sind die Identitätsabstände in Richtung der seliger Kalksteine, wo es insbesondere nach der Reaktion c-Achse größer. Nach der Systematik von Liebau (1959, 1985) bilden die [SiO4]-Tetrader in den Pyroxenen Zwei- Calcit + QuarzWollastonit + CO2 (9.2) er-Einfachketten, in den Pyroxenoiden dagegen Dreier- Einfachketten (z. B. Wollastonit), Fünfer-Einfachketten entsteht: Wollastonit-Marmore. Pseudowollastonit in (z. B. Rhodonit) und Siebener-Einfachketten (z. B. beim pyrometamorph überprägten vulkanischen Auswürflingen. Mondmineral Pyroxferroit (Ca,Fe)7[Si7O21]; vgl. Abb. 9.33). Daraus ergeben sich auch jeweils unterschied- Verwendung. Als keramischer Werkstoff, Füllstoff in Kunst- liche Anordnungen der [6]-koordinierten Kationen. stoffen, Farben, Klebstoffen, Isolierstoffen, Baueelementen und als Asbest-Ersatz (Schmelzpunkt 1 540 °C). Wollastonit, Ca3[Si3O9], vereinfacht Ca[SiO3] Rhodonit, (Mn,Ca,Fe)5[Si5O15] Ausbildung. Wollastonit tritt in unterschiedlichen Modi- fikationen auf. Tieftemperatur-Formen sind der trikline Ausbildung. Kristallklasse 1; prismatische oder tafelige Wollastonit-Tc (Kristallklasse 1)und der monokline Kristalle selten, meist in derben, rosafarbenen bis fleisch- Wollastonit-2M (Parawollastonit, 2/m); über 1 150 °C tritt roten Massen, die von schwarzen Manganoxid-Adern der trikline Pseudowollastonit (Cyclowollastonit) auf, der durchzogen werden. aus Dreierringen [Si3O9] aufgebaut ist. Selten in Form tafeliger oder nadeliger Kristalle, meist in derben, fein- Physikalische Eigenschaften. faserigen, strahligen oder stängeligen Aggregaten. Spaltbarkeit {100} und {001} vollkommen Härte 5½–6½ Physikalische Eigenschaften. Dichte 3,4–3,7 Spaltbarkeit {100} und {001} vollkommen Farbe, Glanz lichtfleischrot, rosenrot, braunrot; Glas- Härte 4½–5 glanz, auf Spaltflächen perlmutterartig, 142 9 · Silikate Chemismus. Mischkristalle mit wechselnden Gehalten an phibole der Cummingtonit-Grunerit-Reihe, mit voll- Mn >> Ca > Fe2+ >< Mg. ständiger Mischbarkeit zwischen den fast reinen Mg- und Fe-Endgliedern. Eine lückenlose Mischkristall- Vorkommen. Überwiegend in metamorphen Mangan-La- reihe gibt es auch zwischen den reinen Endgliedern Tre- gerstätten. molit und Ferroaktinolith; am verbreitetsten ist der Ak- tinolith, der etwa in der Mitte zwischen den beiden Verwendung. Verarbeitung zu Schmucksteinen und kunst- Endgliedern liegt. Zwischen den rhombischen bzw. gewerblichen Gegenständen. monoklinen Mg-Fe-Amphibolen einerseits und der Reihe Tremolit – Ferroaktinolith andererseits besteht 9.4.3 eine große Mischungslücke. Aus diesem Grund kön- Amphibol-Familie nen z. B. Anthophyllit oder Cummingtonit (oder beide) im gleichen Gestein neben Tremolit im Gleichgewicht Der Chemismus der Amphibole kann durch die allge- auftreten. meine Formel A0–1B2C5[(OH,F)2/T8O22] ausgedrückt werden. Die einzelnen Plätze in der Struktur können Mg-Fe-Amphibole durch folgende Kationen eingenommen werden: Anthophyllit – Ferroanthophyllit, (Mg,Fe)7[(OH) /Si O ] A = Na+ 2 8 22 , seltener K+, B = Na+, Ca2+ , Mg2+, Fe2+, Mn2+ Gedrit – Ferrogedrit, (Mg,Fe) Al [(OH) /Al Si O ] C = Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+, Ti4+ 5222622 T = Si4+ , Al3+ Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; stängelig bis na- delförmig, häufig büschelig gruppiert, faserig als Antho- Dabei ist der Ersatz von Al3+ durch Fe3+ sowie zwischen phyllitasbest. Ti4+ und den anderen Ionen der Y-Position begrenzt, ebenso der Ersatz von Si4+ durch Al3+. Physikalische Eigenschaften. Wie bei der Pyroxen-Gruppe ist bei den Amphi- Spaltbarkeit {210} vollkommen, oft Querabsonde- bolen die monokline Symmetrie am häufigsten. Bei rung der Stängel den rhombischen Orthoamphibolen sind wie bei den Härte 5½–6 entsprechenden Pyroxenen in der Struktur alle Kat- Dichte 2,9–3,2; Gedrit 2,9–3,6 ionenplätze [6]-koordiniert. In den Klinoamphibolen Farbe, Glanz gelbgrau bis gelbbraun oder nelken- ist das Verhältnis der [6]-:[8]-koordinierten Gitter- braun, je nach Fe-Gehalt; mit bronze- plätze 5:2, in den Klinopyroxenen 2:2. Im Unterschied farbenem Schiller zur Pyroxenstruktur besteht jeweils in der Mitte der 6-zähligen Ringe der Doppelketten eine Lücke für die Vorkommen. In Mg-reichen metamorphen Gesteinen, z. B. Aufnahme eines relativ großen 1-wertigen Anions in Anthophyllit-Cordierit-Gneisen. 2. Stellung wie (OH) und F; die großen A-Gitterplätze werden ganz oder teilweise mit Na in [10]- oder [12]- Cummingtonit – Grunerit, (Mg,Fe)7[(OH)2/Si8O22] Koordination besetzt, bleiben aber auch häufig als Leerstelle unbesetzt (). In Abb. 9.36 ist die Struk- Ausbildung. Kristallklasse 2/m; faserig-nadelige Ausbil- tur eines monoklinen Ca-Amphibols beispielhaft dung, oft radialstrahlig-büschelig gruppiert. dargestellt und erläutert. Physikalische Eigenschaften. In Analogie zur Pyroxen-Gruppe können die Amphi- Spaltbarkeit {110} gut bole in die folgenden Reihen aufgeteilt werden. Ihre No- Härte 4–6 menklatur ist der Arbeit von Leake et al. (1997) zu ent- Dichte 3,0–3,6 (je nach Fe-Gehalt) nehmen. Farbe, Glanz lichtgrün bis graugrün, beige, bräun- Die rhombischen Mg-Fe-Amphibole bilden eine lü- lich; seidenartig glänzend ckenlose Mischkristallreihe, die vom fast reinen Antho- phyllit (Mg)7[(OH)2/Si8O22] bis zum Ferroanthophyllit Vorkommen. In metamorphen Gesteinen; Grunerit tritt mit maximal etwa 65 Mol.-% Fe7[(OH)2/Si8O22]-Kom- zusammen mit Hämatit oder Magnetit sowie Quarz in ponente reicht. In der rhombischen Gedrit – Ferroge- gebänderten Eisensteinen auf. drit-Reihe wird (Mg,Fe2+)[6]Si[4] teilweise gegen Al[6]Al[4] ausgetauscht (Tschermak-Substitution). Ohne Über- Verwendung. Feinfaseriger Grunerit (Amosit) wird gele- gang bestehen daneben die monoklinen Mg-Fe-Am- gentlich als Asbest verarbeitet., 9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) 143 Tabelle 9.6. Wichtige Amphibol-Endglieder Ca-Amphibole Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} vollkommen, Querabsonderung Tremolit, Ca2Mg5[(OH)2/Si8O22] – Härte 5–6 Aktinolith („Strahlstein“), Ca2(Mg,Fe)5[(OH)2/Si8O22] Dichte 3,0–3,5 (je nach Fe-Gehalt) Farbe, Glanz Tremolit: rein weiß, grau oder licht- Ausbildung Kristallklasse 2/m; prismatische, stängelige grün; ausgesprochener Seidenglanz. oder nadelige Kriställchen mit Querabsonderung, Aktinolith: hell- bis dunkelgrün je häufig ist das Vertikalprisma {110} als Wachstumsfläche nach Fe-Gehalt, bei feinnadeliger ausgebildet (Abb. 9.34a), mitunter divergentstrahlig, Entwicklung auch blaßgrün bis grau- büschelig bis garbenförmig angeordnet (Abb. 9.35); auch grün faserig als Tremolit- oder Aktinolithasbest; bisweilen fein- nadelig und in wirrfaserig-verfilzten Massen, die als Nephrit Vorkommen. Verbreiteter Gemengteil in metamorphen bezeichnet werden; sie sind denen des Jadeits sehr ähn- Gesteinen, z. B. in Tremolit-Marmoren und Aktinolith- lich und werden oft fälschlich auch als Jade bezeichnet. schiefern; gelegentlich als Kluftmineral., 144 9 · Silikate Abb. 9.34. Amphibole, unter- schiedliche Flä- chenkombinatio- nen: a Aktinolith; b, c Hornblende, wobei Bild c um 90° gegenüber b um die c-Achse gedreht ist Verwendung von Nephrit. Wie Jadeit Werkstoff für Schmuck- und Kunstgegenstände, in prähistorischer Zeit für Stein- waffen und Geräte.

Hornblende,

(Na,K)0–1(Ca,Na)2(Mg,Fe 2+,Fe3+,Al)5[(OH,F)2/(Si,Al)2Si6O22] Nomenklatur. In Übereinstimmung mit Deer et al. (1997) ver- wenden wir die Bezeichnung Hornblende als Sammelname für alle Ca-Amphibole mit Al[4] > 0,5, Ca in der B-Position >1,5 und Ca in der A-Position <0,5 pro Formeleinheit. Es handelt sich um eine ausgedehnte Mischkristallreihe mit zahl- reichen Endgliedern, von denen nur Magnesio-/Ferrohorn- blende, (Ferro-)Tschermakit, (Ferro-)Edenit, (Ferro-)Parga- sit und (Magnesio-)Hastingsit erwähnt seien (Tabelle 9.6). Abb. 9.35. Aktinolith, St. Gotthard, Schweiz. Bildbreite 4 cm. Mine- Ausbildung. Kristallklasse 2/m; gedrungen prismatische Kris- ralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) talle, die Vertikalzone mit {110} und {010} neben dem Längs- prisma {011} herrschen vor (Abb. 9.34b,c), senkrecht zur c- Achse pseudohexagonaler Querschnitt. Zuweilen ist zusätz- lich das vordere Pinakoid {100} entwickelt, zahlreiche weite- re Flächenkombinationen sind möglich. Viel häufiger als un- regelmäßig begrenzte Körner oder Stängel im Gestein einge- wachsen. Wie bei Augit sind Zwillinge nach (100) verbreitet. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} vollkommen, viel besser als bei Augit, zudem größerer Winkel des Spaltkörpers: 124° Härte 5–6 Abb. 9.36. Kristallstruktur eines Ca-Amphibols, projiziert auf (100). Die Doppelkette aus eckenverknüpften [(Si,Al)O ]-Tetraedern (blau) Dichte 3,0–3,5 4bildet sechszählige Ringe, in denen die großen A-Kationen Na+ und Farbe, Glanz gemeine Hornblende: grün, dunkelgrün K+ (rote Kugeln) in [10]-Koordination sitzen. In den kanten- bis dunkelbraun; basaltische Hornblen- verknüpften Oktaedern (gelb) sind die C-Kationen mit O und (OH) de: tiefschwarz; Glasglanz bis blendear- [6]-koordiniert; dabei lassen sich drei verschieden große Positio- tiger, halbmetallischer Glanz auf Kristall- nen M1, M2 und M3 unterscheiden, in denen die C-Kationen je nach und Spaltflächen, kantendurchscheinend ihrer Größe bevorzugt eingebaut werden (linke Seite abgedeckt). Auf den [8]-koordinierten Gitterplätzen M4 sitzen bei den Ca- und Na- Strich farblos Amphibolen hauptsächlich die großen B-Kationen Ca2+ und Na+ (rote Kugeln). (Nach Sueno et al. 1973 aus Deer et al. 1997) Chemismus. Komplizierte und stark variierende Zusammen- setzung mit wechselnden Ionenverhältnissen insbesonde- Vorkommen. Hornblende ist der wichtigste und am meis- re von Ca/Na, Mg/Fe2+, Al[6]/Fe3+, Al[4]/Si und OH/F. Nach ten verbreitete gesteinsbildende Amphibol. Sie kommt der chemischen Zusammensetzung mehrere Namen für sowohl in Magmatiten, z. B. in Dioriten, Syeniten, Basal- Varietäten: Die tiefschwarze basaltische Hornblende zeich- ten und Andesiten, als auch in Metamorphiten, insbeson- net sich insbesondere durch höhere Gehalte an Fe3+ und Ti dere in Amphiboliten und Hornblendegneisen vor. Uralit gegenüber der gemeinen Hornblende aus. ist eine feinfaserige Hornblende, die sich sekundär aus, 9.5 · Schichtsilikate (Phyllosilikate) 145 Augit bildet und diesen unter Erhaltung seiner äußeren Vorkommen. Dunkler Gemengteil in magmatischen Gestei- Kristallform ersetzt (Pseudomorphose). nen mit Na-Vormacht, besonders Alkaligraniten, mitunter auch in metamorphen Gesteinen. Krokydolith kommt als Na-Amphibole matt grünlichblaue bis tintenblaue Kluftfüllung vor. Glaukophan – Ferroglaukophan, Verwendung. Krokydolith besitzt technische Bedeutung als Na2(Mg,Fe)3Al2[(OH)2/Si8O22] hochwertiger Asbest; dieser ist verspinnbar und dabei hitze- und säurebeständig. Krokydolith-Nadeln in der Atemluft Ausbildung. Kristallklasse 2/m; prismatisch oder in stän- können im Lungengewebe mehrere Jahre überdauern, bis gelig-körnigen, auch feinfilzigen Aggregaten. sie endgültig aufgelöst werden, haben also eine große Bio- durabilität (Werner et al. 1995); sie können daher zu star- Physikalische Eigenschaften. ken Gesundheitsschädigungen (Asbestose) und schließlich Spaltbarkeit {110} vollkommen zu Krebs führen. Verkieselter und durch Oxidationsvor- Härte 5½–6 gänge veränderter Krokydolith ist als goldbraunes Tiger- Dichte 3,0–3,3 auge ein geschätzter Ornament- und Schmuckstein. Farbe, Glanz blau, dunkel- bis schwarzblau mit Zu- nahme des Fe-Gehalts; Glasglanz, in Arfvedsonit ist makroskopisch und chemisch dem feinfilzigen Aggregaten auch Seiden- Riebeckit ähnlich. Er kommt jedoch nur als Gemengteil von glanz, kantendurchscheinend magmatischen Gesteinen mit Na-Vormacht vor. Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den Mg- 9.5 9.5 und Fe2+-Endgliedern, zusätzlich kann Al durch Fe3+ ersetzt Schichtsilikate (Phyllosilikate) werden mit Übergängen zur Mischkristallreihe Magnesiorie- beckit-Riebeckit. Na-Amphibole im Übergangsbereich zwi- Die Schichtsilikat-Strukturen sind aus zweidimensional schen der Glaukophan-Ferroglaukophan- und der Magnesio- unendlichen Schichten aus Sechserringen von [SiO4]- riebeckit-Riebeckit-Reihe werden auch als Crossit bezeichnet; Tetraedern aufgebaut, deren Spitzen alle in eine Rich- dieser praktische Name taucht leider in der modernen Am- tung zeigen (Abb. 9.1, 9.37). Das Si:O-Verhältnis ist da- 4– phibol-Nomenklatur von Leake et al. (1997) nicht mehr auf. mit 2:5 bzw. [Si4O10] . In den Zentren der Sechserringe befinden sich meist (OH)-Ionen in gleicher Höhe wie Vorkommen. Lokal wichtiges gesteinsbildendes Mineral, die freien O-Atome an den Spitzen der [SiO4]-Tetraeder. jedoch ausschließlich in metamorphen Gesteinen wie Je2Ound 1 (OH) bilden ein Dreieck, dessen Größe an- Glaukophanschiefern (Blauschiefern); entstanden unter genähert der Dreiecksfläche von [MgO6]- oder [AlO6]- Hochdruck-Niedrigtemperatur-Bedingungen, wie sie Oktaedern entspricht. Dadurch können die Tetraeder- besonders in Subduktionszonen und kontinentalen Kol- schichten mit Schichten aus oktaedrisch koordinier- lisionszonen realisiert sind; oft zusammen mit Aragonit, ten Kationen verknüpft werden. Man unterscheidet Lawsonit, Epidot und Jadeit. Zwei- und Dreischichtstrukturen (Abb. 9.37). Magnesioriebeckit – Riebeckit, Zweischichtstrukturen: Na2(Mg,Fe 2+)3Fe 3+ 2 [(OH)2/Si8O22] Bei den Zweischichtstrukturen sind die freien Te- Arfvedsonit, NaANaB 2+ 3+2Fe4 (Fe ,Al)[(OH)2/Si8O22] traederspitzen aller [Si4O10]-Schichten nach dersel- ben Seite hin gerichtet. Hier sind die Kationen, im Ausbildung. Kristallklasse 2/m; meist in körnig-stänge- wesentlichen Mg2+ oder Al3+, jeweils von2Oder ligen Aggregaten eingewachsen; die feinfaserige Form benachbarten Tetraederspitzen und zusätzlich von von Riebeckit heißt Krokydolith. 4 (OH)– oktaedrisch umgeben und abgesättigt. Auf diese Weise ist in den Zweischichtgittern je eine Physikalische Eigenschaften. Mg(OH)2- oder Al(OH)3-Schicht mit je einer [Si4O10]- Spaltbarkeit {110} vollkommen Schicht verknüpft. Derartige Zweischichtgitter wei- Härte 5 (Riebeckit) bis 6 (Magnesioriebeckit) sen auf: Serpentin Mg6[(OH)8/Si4O10] und Kaolinit Dichte 3,1–3,4 (je nach Fe-Gehalt) Al4[(OH)8(/Si4O10]. Farbe blau bis graublau, mit zunehmendem Dreischichtstrukturen: Fe-Gehalt tintenblau bis schwarzblau Bei den Dreischichtstrukturen sind die freien Sauer- stoffe der Tetraederspitzen gegeneinander gerichtet. Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den Hier verknüpfen Kationen wie Mg2+ oder Al3+ in ok- Mg- und Fe2+-Endgliedern; durch den Ersatz von Fe3+Al taedrischer Koordination gegenüber O und OH oben Mischkristallbildung mit (Ferro-)Glaukophan. und unten je eine benachbarte [Si4O10]-Tetraederschicht, 146 9 · Silikate Abb. 9.37. Kristallstrukturen der Schicht- silikate, Übersicht. In den ge- wählten Schnittlagen bilden die kristallographischen Achsen b und c einen rechten Winkel. (Mod. nach Searle u. Grimshaw 1959) miteinander. Es kommt zu einer regelmäßigen, sand- trioktaedrisch bezeichnet. Werden nur À der vorhan- wichartigen Wechselfolge Tetraederschicht – Oktaeder- denen oktaedrischen Plätze durch dreiwertige Katio- schicht – Tetraederschicht. Zu diesem Strukturtyp ge- nen besetzt, so spricht man von einer dioktaedrischen hören Talk, Pyrophyllit und die Glimmer. Besetzung (Abb. 9.37). Die Dreierschichten sind in Bei Talk Mg3[(OH)2/Si4O10] ist jedes Mg 2+ von4Osich abgesättigt und werden untereinander nur durch und 2 (OH) in [6]-Koordination umgeben. Wird Mg2+ schwache Van-der-Waals-Kräfte zusammengehalten; durch Al3+ ersetzt wie im Pyrophyllit Al2[(OH)2/Si4O10], deswegen sind Pyrophyllit und Talk fein zerreiblich. so ist der elektrostatische Valenzausgleich dadurch Glimmer besitzen Dreischichtstrukturen, in denen gewährleistet, dass jeder dritte Kationenplatz unbe- in den Tetraederschichten einzelne Si durch Al[4] er- setzt bleibt. Werden alle Oktaederzentren durch zwei- setzt werden; maximal ist das bis zur Hälfte der Si- wertige Kationen besetzt, so wird die Besetzung als Atome möglich. Damit reichen die Ladungen von, 9.5 · Schichtsilikate (Phyllosilikate) 147 Mg2+ bzw. Al3+ nicht mehr aus, um die Schichten ab- Verwendung. Ähnlich Talk, v. a. aber als Feuerfest-Material, zusättigen. Als Ladungsausgleich treten dann zwi- oft in Kombination mit Zirkon, z. B. Pyrophyllit-Zirkon- schen die Dreischichtenpakete große Kationen ein wie Pfannensteine für die Stahlindustrie, ferner Isolations-Ke- K+, Na+ oder auch Ca2+. Ihre Bindungskräfte sind bei ramiken, Wandfliesen, als Füllstoff für Papier, Kunststof- den großen niedrigwertigen Kationen und der hohen fe, Kautschuk und Seifen, als Trägerstoffe für Insektizide. Koordinationszahl [12] nur relativ schwach. Talk, Mg3[(OH)2/Si4O10] Wird in der Struktur von Pyrophyllit Al2[(OH)2/Si4O10] ¼ der Si4+-Positionen durch Al3+ ersetzt und das so Ausbildung. Kristallklasse meist 2/m, daneben auch tri- entstandene Ladungsdefizit durch Eintritt von K+ kline und rhombische Polytypen; Kristalle mit 6-seitiger zwischen seine Schichtpakete ausgeglichen, so ergibt (pseudohexagonaler) Begrenzung sind relativ selten, sich die Muscovit-Struktur entsprechend der Formel: meist in schuppig-blättrigen Aggregaten, Talk massig- K+{Al –2[(OH)2/AlSi3O10]} . Aus der Struktur des Talks erhält dicht als Speckstein (Steatit). man auf die gleiche Weise diejenige des Phlogopits K+{Mg3[(OH)2/AlSi O – 3 10]} . Muscovit ist durch seine Physikalische Eigenschaften. À-Besetzung der oktaedrischen Plätze dioktaedrisch, Spaltbarkeit {001} vollkommen, Spaltblättchen sind während die Glimmer Phlogopit und Biotit K{(Mg,Fe2+)3 biegsam, jedoch nicht elastisch [(OH)2/AlSi3O10]} zu den trioktaedrischen Glimmern zählen. Härte 1 (Standardmineral der Mohs-Skala), Die relativ starken Bindungskräfte Si-O (und Al-O) inner- fühlt sich fettig an halb einer Tetraederschicht und die enge Bindung zur Okta- Dichte 2,7 ederschicht erklären die sehr vollkommene Spaltbarkeit nach Farbe zart grün, grau oder silberweiß der Basis {001} zwischen den Schichtpaketen bei fast allen Glanz Perlmutterglanz, durchscheinend Schichtsilikaten. Charakteristisch für diese Mineralgruppe ist das Auftreten von Polytypen unterschiedlicher Symme- Struktur. Trioktaedrisches Dreischichtsilikat (Abb. 9.37). trie bei der gleichen Mineralart, die sich meist nur röntgeno- Die Schichtpakete sind in sich abgesättigt und werden un- graphisch unterscheiden lassen; so treten u.a. monokline tereinander lediglich durch schwache Van der Waals’sche (2M1, 1M), trikline (Tc) und trigonale (3T) Polytypen auf. Restkräfte gebunden. Daraus erklärt sich die vollkomme- ne Spaltbarkeit nach {001}. 9.5.1 Pyrophyllit-Talk-Gruppe Chemismus. Geringer Einbau von Fe und Al. Pyrophyllit, Al2[(OH)2/Si4O10] Vorkommen. Talk entsteht durch hydrothermale Umwandlung Mg-reicher, basischer bis ultrabasischer Gesteine, wobei er Struktur. Dioktaedrische Dreischichtstruktur (Abb. 9.37). Olivin, Pyroxen oder Amphibol verdrängt, bisweilen unter Erhaltung ihrer äußeren Umrisse (Pseudomorphosen); in Mg- Ausbildung. Zwei Polytypen: monokliner Pyrophyllit-2M reichen metamorphen Gesteinen, z. B. Talkschiefer, gemein- (2/m) und trikliner Pyrophyllit-Tc (1); tafelige Kristalle sam mit Kyanit in Weißschiefern (hochdruckmetamorph). oder strahlige bis blättrige, fächerförmige Aggregate. Bedeutung als Rohstoff. Für die technische Verwendung Physikalische Eigenschaften. sind der hydrophobe (wasserabweisende) Charakter und Sehr ähnlich denen von Talk, sichere Identifizierung nur das gute Absorptionsvermögen für organische Stoffe röntgenographisch, daher früher häufig als gesteins- wichtig. Gemahlener Talk wird in der Industrie als Tal- bildendes Mineral übersehen. kum bezeichnet, Verwendung in der Glas-, Farben- und Spaltbarkeit {001} vollkommen, Spaltblättchen sind Papierindustrie, als Schmiermittel, als Grundstoff für biegsam, jedoch nicht elastisch Kosmetika und Arzneimittel, als Füllstoff für Kunststof- Härte 1–1½, fe, als Träger von Schädlings-Bekämpfungsmitteln. Dichte 2,8 Speckstein und Talk gehen beim Erhitzen in ein sehr Farbe, Glanz weiß, grau, grünlich, gelblich; durch- zähes, festes und hartes (Härte 6–7) Gemenge aus Cristo- scheinend bis undurchsichtig; perl- balit und Klinoenstatit über, das in der Technik als Steatit mutterglänzend oder matt bezeichnet wird und als Feinkeramik und Elektrokeramik verwendet wird. In manchen Kulturen, z. B. bei den Inuit Chemismus. Höchstens geringer Einbau von Fe und Mg. (Eskimos) dient Speckstein zur Herstellung von Klein- skulpturen. An deutschen Schulen ist die Verwendung von Vorkommen. In niedriggradigen Al-reichen metamorphen Speckstein im Kunst- und Werkunterricht wegen mögli- Gesteinen (Metapeliten), z. B. in Phylliten. cher Gehalte an Asbest (S. 152) nicht mehr erlaubt., 148 9 · Silikate Tabelle 9.7. Wichtige Schichtsilikate 9.5.2 talle mit 6-seitigem Umriss sind selten, können aber in Glimmer-Gruppe Pegmatiten als metergroße Tafeln auftreten; überwiegend bildet Muscovit aber blättrige, schuppige Aggregate, oft Die Glimmer sind di- oder trioktaedrische Dreischicht- verwachsen mit Biotit; feinschuppiger bis dichter Musco- silikate (Abb. 9.37). Gemeinsam ist ihnen die strukturell vit wird als Sericit bezeichnet. Zwillinge häufig mit (001) begründete, sehr vollkommene Spaltbarkeit nach der als Verwachsungsfläche. Basis {001}. Die Spaltblättchen zeigen Perlmutterglanz und sind elastisch biegsam. Die nicht sehr häufigen pris- Physikalische Eigenschaften. matischen Kristalle sind bei monokliner Symmetrie Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen, Translation pseudohexagonal begrenzt. Die geringe Ritzhärte auf nach (001) (001) erreicht 2–3, die Dichte liegt zwischen 2,7 und 3,2. Härte Härte 2–2½ Dichte 2,8–2,9 Muscovit, KAl2[(OH)2/AlSi3O10] Farbe, Glanz hell silberglänzend („Hellglimmer“), farblos, gelblich, grünlich; Perlmutter- Ausbildung. Am häufigsten ist die monokline Modifikati- glanz auf den Spaltflächen on Muscovit-2M1, mit Kristallklasse 2/m; seltener sind der oft fehlgeordnete monokline Muscovit-1M bzw. -1Md und Chemismus. Es besteht eine nur relativ geringe Mischbar- der trigonale Muscovit-3T mit der Kristallklasse 32. Kris- keit mit den übrigen di- oder trioktaedrischen Glimmern., 9.5 · Schichtsilikate (Phyllosilikate) 149 K+ kann in geringem Maß durch Na+, Rb+ oder Cs+, Al[6] wachsen; meist in einzelnen unregelmäßig begrenzten durch Mg2+, Fe2+, Fe3+ u. a. ersetzt werden; bei den Anio- Blättchen oder in schuppigen Aggregaten im Gestein ein- nen 2. Stellung kann (OH)– durch F– vertreten sein. Ge- gewachsen. Häufig Zwillingsbildung mit (001) als Ver- koppelte Substitution Mg[6]Si[4]Al[6]Al[4] im Phengit. wachsungsebene. Grüner Cr-haltiger Muscovit heißt Fuchsit. Physikalische Eigenschaften. Vorkommen. Muscovit ist ein sehr verbreitetes Mineral in Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen Metamorphiten wie Phylliten, Glimmerschiefern und Härte 2½–3 Gneisen, in Magmatiten, z. B. mit Biotit in sog. Zwei- Dichte 2,8–3,2 glimmergraniten, auch in Sandsteinen. Sericit ist häufig Farbe, Glanz dunkelgrün, bräunlichgrün, hellbraun, sekundäres Umwandlungsprodukt, z. B. von Feldspäten. dunkelbraun bis schwarzbraun. Perl- mutterglanz auf den Spaltflächen Verwendung als Rohstoff. Wegen seiner guten Wärme- und Elektro-Isolation wird Muscovit technisch genutzt. Chemismus. Gegenüber Phlogopit ist ein Teil des Mg2+ durch Fe2+ sowie durch Fe3+, Al[6] und Ti4+ ersetzt; zum Paragonit, NaAl2[(OH)2/AlSi3O10] Ladungsausgleich wird in der Tetraederschicht teilweise Al[4] anstelle von Si eingebaut. Biotite bilden eine lücken- Makroskopisch und mikroskopisch dem Muscovit sehr lose Mischkristallreihe zwischen Phlogopit und den ähnlicher Hellglimmer; beide lassen sich nur röntgeno- Fe-reichen Endgliedern Annit KFe2+3 [(OH)2/AlSi3O10] graphisch oder durch Analytik mit der Elektronenstrahl- bzw. Siderophyllit K(Fe2+,Fe3+,Al)3[(OH)2/(Si,Al)4O10]. Mikrosonde unterscheiden; daher wurde Paragonit als Schwarzbraun gefärbte, Fe-reiche Biotite werden als gesteinsbildendes Mineral vielfach übersehen. Er tritt Lepidomelan bezeichnet. nicht selten in schwach- bis mittelgradig metamorphen, Al-reichen Gesteinen (Metapeliten) auf. Vorkommen. Biotit ist ein sehr verbreitetes gesteinsbil- dendes Mineral, das in Magmatiten, so z. B. Graniten, Gra- Phlogopit, KMg3[(OH,F)2/AlSi3O10] nodioriten und deren Pegmatiten, und auch in Meta- morphiten, z. B. Glimmerschiefern und Gneisen, auftritt. Ausbildung und Eigenschaften. Kristallklasse 2/m beim häufigen 2M1-Phlogopit, nicht selten in prismatischen Lepidolith, K(Li,Al)2,5–3[(F,OH)2/(Si,Al)4O10] Kristallen mit pseudohexagonaler Begrenzung; er neigt und Zinnwaldit, K(Fe2+,Al,Li,)3[(OH,F)2/(Si,Al)4O10] zur Ausbildung größerer Kristalle. Struktur und Chemismus. Wegen seines geringen Ionenra- Physikalische Eigenschaften. dius sitzt Li+ nicht auf den Zwischengitterplätzen in [12]- Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen Koordination, sondern ersetzt das [6]-koordinierte Al3+ Härte Härte 2½–3 in den Oktaederschichten. Bei einem Li : Al-Verhältnis Dichte 2,75–3,0 von 1 : 1 ergäbe sich ein vollständiger Ladungsausgleich Farbe gelbbraun bis grünlichgelb, auch fast farblos und eine ideale trioktaedrische Besetzung. Tatsächlich variiert das Li : Al-Verhältnis sehr stark, Chemismus. Phlogopit im engeren Sinne ist das Mg-Endglied so dass der Ladungsausgleich über eine entsprechende einer lückenlosen Mischkristallreihe mit Biotit, wobei Mg2+ Variation im Si : Al-Verhältnis in der Tetraederschicht durch Fe2+ ersetzt wird; dagegen ist die Mischkristallbildung oder durch Leerstellen in der Oktaederschicht erfolgen mit Muscovit außerordentlich begrenzt; häufig Ersatz des muss; Es besteht somit ein Übergang zur dioktaedrischen (OH) durch F, bis hin zum Fluorphlogopit mit F > (OH). Besetzung. Vorkommen. In Mg-reichen Magmatiten wie Kimberlit und Ausbildung. Kristallklasse 2/m bei den 2M- und 1M-Poly- Lamproit, den Trägergesteinen der Diamanten sowie in typen, trigonal (32) beim 3T-Polytyp. Lepidolith meist Metamorphiten wie Phlogopitschiefern und Phlogopitmar- als Blättchen oder Schüppchen, z. T. in halbkugeligen Ag- moren. Phlogopit ist noch im oberen Erdmantel stabil. gregaten; schöne Kristalle sind selten. Dagegen bildet Zinnwaldit tafelige Kristalle mit 6-seitigem Umriss, meist Technische Verwendung. Wie Muscovit. fächerförmig gruppiert und aufgewachsen. Biotit, K(Mg,Fe2+)3[(OH)2/AlSi3O10] Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen Ausbildung. Kristallklasse 2/m, seltener sechsseitige Härte 2½–4 kristallographische Begrenzung, dann fast stets aufge- Dichte Lepidolith 2,8–2,9, Zinnwaldit 2,9–3,1, 150 9 · Silikate Farbe, Glanz Lepidolith: weiß bis blass rosarot oder Ausbildung. Meist keine wohlausgebildeten Kristalle, pfirsichblütenfarben; Perlmutterglanz auf schuppige oder blättrige Aggregate. den Spaltflächen; die Färbung wird durch einen geringen Gehalt an Mn2+ verur- Physikalische Eigenschaften. Wegen des Einbaus von Ca2+ sacht; Zinnwaldit: blassviolett, silbergrau, anstelle von K+ oder Na+ werden die Zwischenschicht- gelblich, bräunlich, auch fast schwarz Bindungen verstärkt, während der Ersatz von Si4+ durch („Rabenglimmer“); Perlmuttglanz Al3+[4] die Bindungen innerhalb der Tetraederschicht schwächt. Deswegen ist die Spaltbarkeit nach {001} et- Vorkommen. Lepidolith tritt zusammen mit anderen Li- was weniger vollkommen als bei Muscovit; die Spalt- haltigen Mineralen in Pegmatiten auf; Zinnwaldit bildet blättchen sind spröde und zerbrechlich: Sprödglimmer. sich unter hochhydrothermalen Bedingungen neben Zinnstein, Topas, Fluorit und Quarz. Härte 3½–4½ Dichte 3,0–3,1 Technische Verwendung. Gewinnung des Leichtmetalls Li- Farbe, Glanz weiß, rötlichweiß, perlgrau; starker thium für Speziallegierungen; zur Herstellung von Li-Sal- Perlmutterglanz, durchscheinend zen, pyrotechnischen Artikeln und Spezialgläsern. Chemismus. CaAl[4] kann z. T. durch NaSi[4], Al[6] durch 9.5.3 Fe und Mg ersetzt werden. Hydroglimmer-Gruppe Vorkommen. Gemengteil in Ca-Al-reichen metamorphen Illit, (K,H3O)Al2[(H2O,OH)2/(Si,Al4)O10] Gesteinen, z. B. in metamorphen Bauxiten (Smirgel). Von den zahlreichen trioktaedrischen Sprödglim- Struktur. Illit (Hydromuscovit) ist ein dioktaedrisches, mern sei an dieser Stelle nur der monokline Clintonit (seltener) trioktaedrisches Dreischichtsilikat mit CaMg2(Al,Mg)[(OH)2/(Si,Al)4O10] genannt. glimmerähnlicher Struktur, ein Hydroglimmer, bei dem K+ teilweise durch H +3O ersetzt ist. Vorherrschend ist der 9.5.5 1M-, seltener der 2M1-Polytyp. Chlorit-Gruppe Ausbildung. Häufig ist Illit sehr feinkörnig (<20 µm) Die Chloritstruktur besteht aus Vierschicht-Paketen, in ausgebildet oder erreicht sogar kolloidale Dimensio- denen sich eine talkähnliche Schicht aus Tetraeder-Ok- nen (<2 µm) und wird dann zu den Tonmineralen ge- taeder-Tetraeder-Einheiten und eine brucitähnliche Zwi- rechnet (S. 152). schenschicht aus [(Mg,Fe)(O,OH)6)]- oder [Al(O,OH)6]- Oktaedern abwechseln (Abb. 9.37). Als einfachstes End- Vorkommen. Illite sind wichtiger Bestandteil von Böden, glied ergäbe sich die Formel Mg3[(OH)2/Si4O10] · Mg3(OH)6, Tiefsee-Sedimenten (roter Tiefseeton), Ziegeleitonen, die jedoch kein Chlorit ist, sondern für die Serpentin-Grup- Mergeln, Tonsteinen, Grauwacken, aber auch von bereits pe gilt. In den meisten Chloriten ist Mg in der talk- und in schwach metamorphen Gesteinen wie Tonschiefern. Die der brucitähnlichen Schicht teilweise durch Al, Fe2+ und Fe3+ weit verbreiteten dioktaedrischen Illite entstammen wahr- ersetzt. Außerdem ersetzt Al[4] teilweise Si. So besteht ein scheinlich der Verwitterung von Muscovit oder von Kali- breites Spektrum von Mischkristall-Zusammensetzungen, feldspäten. Andererseits kann Illit auch aus Montmoril- die eigene Varietätennamen erhalten haben. Seit Bayliss lonit durch Kaliaufnahme entstehen. Darüber hinaus bil- (1975) werden jedoch alle Mg-reichen Chlorite mit Mg > Fe det sich Illit in Alterationszonen um heiße Quellen sowie als Klinochlor, die Fe-reichen als Chamosit bezeichnet. verbreitet bei der Diagenese und niedrigstgradiger Meta- Daneben gibt es noch chloritähnliche Schichtsilikate, in morphose von tonigen Sedimenten; dabei rekristallisiert denen eine dioktaedrische pyrophyllitähnliche Schicht mit er unterschiedlich stark; die sog. Illit-Kristallinität gilt als einer trioktaedrisch brucitähnlichen Schicht wechsellagert, Maß für die temperaturabhängige Kornvergröberung des z. B. Sudoit (Al,Fe)2[(OH)2/(Si,Al)4O10] · Mg2Al(OH)6 und Illits im Grenzbereich Diagenese/Metamorphose. Cookeit Al2[(OH)2/AlSi3O10] · LiAl2(OH)6. 9.5.4 Klinochlor, (Mg,Fe,Al)3[(OH)2/(Si,Al)4O10] · (Mg,Fe,Al)3(OH)6 Sprödglimmer-Gruppe Ausbildung. Kristallklasse 2/m; mitunter treten säulenför- Margarit, CaAl2[(OH)2/Al2Si2O10] mige Kristalle auf, die pseudohexagonal mit Basis- pinakoid {001} ausgebildet sind, ähnlich wie die Glim- Struktur. Dioktaedrisches Dreischichtsilikat mit Ca in der mer. Oft bildet Klinochlor unregelmäßig begrenzte Blätt- Zwischenschicht und 2 Al[4] in der Tetraederschicht. chen, schuppige oder geldrollenförmige Aggregate., 9.5 · Schichtsilikate (Phyllosilikate) 151 Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen, die Spalt- blättchen sind biegsam, jedoch nicht elastisch wie diejenigen von Glimmer Härte 2–3 Dichte je nach Zusammensetzung sehr varia- bel 2,6–3,0 Farbe grün in wechselnden Tönen, selten fast farblos oder auch fast schwarz, durch Spurenelemente mitunter abweichen- de Färbung Vorkommen. Wichtiges gesteinsbildendes Mineral in Abb. 9.38. a Schematische Darstellung einer möglichen Krümmung derSchichten in der Chrysotil-Struktur; b nach elektronenmikroskopi- meist niedriggradigen metamorphen Gesteinen, z. B. scher Aufnahme eines Chrysotil-Röllchens, schematisch, c schemati- Grünschiefer; sekundäres Umwandlungsprodukt aus sche Darstellung der Antigorit-Struktur. (a, c nach Klein u. Hurlbut 1985) Biotit, Granat, Pyroxen oder Amphibol in Metamorphi- ten und Magmatiten; Kluft- und Drusenmineral. Lizardit, Antigorit (Blätterserpentin), Chamosite (Thuringite) sind Fe2+-Fe3+-reiche Chlo- Chrysotil (Faserserpentin) rite, die in manchen marinen Eisenerzen vorkommen. Ausbildung. Serpentin bildet meist völlig dichte Aggrega- 9.5.6 te; mikroskopisch blättrig oder schuppig, beim Chrysotil Serpentin-Gruppe, Mg6[(OH)8/Si4O10] faserig; gut ausgebildete Kristalle sind sehr selten. Die un- terschiedlichen Polytypen lassen sich nur durch Röntgen- Zu dieser Gruppe gehören mehrere Strukturvarietäten. beugung und das Elektronenmikroskop identifizieren. Am verbreitetsten sind Lizardit (monoklin m, trigonal 3 oder 3m, hexagonal 6 oder 6mm), Antigorit (Blätter- Physikalische Eigenschaften. Alle drei Serpentin-Minerale serpentin, monoklin) und Chrysotil (Faserserpentin, mo- zeigen ähnliche Eigenschaften und sind daher selbst mi- noklin 2/m, orthorombisch mm2). Serpentine haben eine kroskopisch nur schwierig und mit großer Übung zu un- Zweischichtstruktur, bestehend aus einer Tetraederschicht terscheiden. und einer brucitähnlichen Oktaederschicht. Diese Struk- tureinheit ist elektrostatisch abgesättigt, so dass von Kohäsion Spaltbarkeit nach {001} bei Lizardit und Struktureinheit zu Struktureinheit nur schwache Bindun- Antigorit makroskopisch kaum sichtbar; gen nach Art der Van-der-Waals-Restkräfte bestehen. Die auch die faserige Teilbarkeit bei Chrysotil pseudohexagonal angeordneten [SiO4]-Tetraeder zeigen ist oft undeutlich; demgegenüber zeigen alle in die gleiche Richtung; in den brucitähnlichen Okta- die äußerst biegsamen Fasern des Chry- ederschichten sind jeweils 3 (OH) durch 2 Spitzen-Sau- sotil-Asbests weitest gehende mechani- erstoffe ersetzt. sche Teilbarkeit. Serpentingesteine (Ser- Im Vergleich etwa zum Al in der Kaolinit-Struktur pentinite) haben splittrigen bis musche- (Abb. 9.37) ist das Mg etwas größer, so dass die Oktaeder- ligen Bruch, sind mild und politurfähig schicht der Serpentin-Minerale etwas aufgeweitet ist. Härte 3–4, bisweilen härter durch Verkieselung Dadurch passen die Gitterabstände zwischen Oktaeder- Dichte 2,5–2,6 und Tetraederschicht nicht genau aufeinander. Diese me- Farbe, Glanz vorherrschend grün in allen Abstufun- trische Unstimmigkeit („misfit“) führt bei Chrysotil zu gen, aber auch blassgelb oder weiß, einer Krümmung und Einrollung der beiden Schichten, durch Spurenelemente mitunter abwei- wobei sich die Tetraederschicht auf der Innen- und die chende Färbung; feinverteilter Magne- Oktaederschicht auf der Außenseite der Chrysotilröllchen tit färbt Serpentinite grau, schwarz oder befindet (Abb. 9.38b). Die Chrysotilröllchen erscheinen braun, seltener rötliche Färbung durch makroskopisch als Fasern mit rund 200 Å Durchmesser feinverteilten Hämatit; oft sind Serpen- (Abb. 9.38c). Beim Antigorit (Blätterserpentin) wird der tinite geadert und farbig geflammt; Misfit dadurch ausgeglichen, dass die Doppelschichten Chrysotil-Asbest zeigt Seidenglanz sich aus Modulen aufbauen, die jeweils nach 8 [SiO4]- Tetraedern in die Gegenrichtung umklappen; dadurch Vorkommen. Nach Wicks u. O’Hanley (1988) ist Lizardit entsteht eine wellenartige, „modulierte“ Struktur der das bei weitem häufigste Serpentin-Mineral, gefolgt von blättchenförmigen Kristalle (Abb. 9.38c). Im Gegensatz Antigorit und Chrysotil. Lizardit, z. T. auch Antigorit, bil- dazu weist Lizardit eine ebene 1 : 1-Schichtstruktur auf. den sich bei der niedriggradigen Metamorphose von, 152 9 · Silikate ultrabasischen Gesteinen, insbesondere auch von Peri- Weitere Serpentin-Minerale dotiten des oberen Erdmantels (Abschn. 27.3.1, S. 486ff); dabei werden Olivin, daneben auch Pyroxen oder Am- Népouit (früher „Garnierit“) (Ni,Mg)6[(OH)8/Si4O10] phibol unter Wasseraufnahme verdrängt (Hydrati- ist ein Ni-reicher Lizardit, der zusammen mit ande- sierung); Bastit ist eine Pseudomorphose von Lizardit ren Ni-Hydrosilikaten einen Bestandteil wichtiger nach Enstatit oder Bronzit. Bei Temperaturerhöhung Nickelerze bildet. wandelt sich in Serpentiniten Lizardit in Antigorit um; 2+ 3+ Greenalith (Fe ,Fe )<6[(OH)8/Si4O10] ist ein Bestand- in solchen prograd metamorphen Serpentiniten treten teil wichtiger Eisenerze. Die grünlichen submikros- häufig Kluftfüllungen von feinfaserigem Chrysotil bzw. kopischen Blättchen bilden meist unregelmäßig ge- Chrysotil-Asbest auf, seltener auch von blättrigem Kluft- rundete bis kugelförmige Aggregate. Sie treten nur in Antigorit. Serpentinite sind wichtige Bestandteile von präkambrischen, marin-sedimentären Bändererzen Ophiolith-Komplexen (Abschn. 27.7, S. 481). vermutlich als diagenetische Bildung auf. Chemismus. Begrenzter Einbau von Fe und Al. Beim Antigorit 9.5.7 gehen durch das Umklappen der Module jeweils 3 Mg und Tonmineral-Gruppe 6 (OH) pro Einheitszelle verloren; dadurch weicht seine Zu- sammensetzung etwas von der oben angegebenen Formel ab. Zu dieser Gruppe gehören äußerst feinblättrige Schicht- silikate kolloidaler Größenordnung (<2 µm), die als Be- Technische Verwendung. Chrysotil-Asbest besitzt eine viel- standteile des Bodens sowie tonhaltiger Sedimente und seitige Verwendung: als hochwertiger Rohstoff zur Her- Sedimentgesteine auftreten. Tone sind unverfestigte Se- stellung von verspinnbarem Asbestgarn und hochfeuer- dimente, die im Wesentlichen aus Partikeln <20 µm be- festem Asbestgewebe, als Asbestfilter, Asbestpappe und stehen, unter denen die silikatischen Tonminerale men- Asbestplatten, Dichtungen, als Isolationsmittel in der genmäßig vorherrschen. Tonminerale lassen sich we- Wärme- und Elektrotechnik, Asbestzement (Eternit) etc. gen ihrer geringen Größe nur mit Hilfe der Röntgen- Wegen Gesundheitsgefährdung ist die Verwendung von beugung exakt bestimmen. Sie haben meist die che- Asbest jetzt stark eingeschränkt, in Deutschland verbo- mische Zusammensetzung von Wasser- bzw. (OH)- ten. Allerdings zeigen experimentelle Untersuchungen von haltigen Alumosilikaten. In einigen von ihnen treten Hume u. Rimstidt (1992), dass sich Chrysotil-Fasern mit ersatzweise unbedeutende Mengen von Mg-, Fe-, Al- einem Durchmesser von 1 µm bereits nach etwa 9 Mona- kali- oder Erdalkali-Ionen in ihre Strukturen ein. ten im Lungengewebe auflösen. Wegen dieser geringen Den tonhaltigen Sedimenten und der Bodenkrume Biodurabilität dürfte Chrysotil-Asbest weniger toxisch als verleihen Tonminerale charakteristische Eigenschaften z. B. Krokydolith-Asbest sein. Serpentinit wird geschlif- wie die Fähigkeit der reversiblen An- und Einlagerung fen und poliert für Wandverkleidungen verwendet sowie von H2O-Molekülen. Tonminerale können teilweise zu kunstgewerblichen Gegenständen verarbeitet. quellen oder schrumpfen und bedingen die Plastizität von Tonen. Teilweise haben sie die Fähigkeit, Ionen aus- tauschbar zu adsorbieren. Sie verleihen den Böden die bedeutsame Fähigkeit zur Wasserbindung sowie zur Nährstoffadsorption und -abgabe. Kaolinit, Al4[(OH)8/Si4O10] Struktur. Dioktaedrische Zweischichtstruktur (Abb. 9.37). Ausbildung. Mitunter sind pseudohexagonale Kristalle der Kristallklasse 1 ausgebildet und elektronenmikrosko- pisch nachweisbar (Abb. 9.39); überwiegend feinkörni- ge Aggregate in dichten, bröckeligen oder mehligen Mas- sen, die mit Wasser plastisch werden. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen, Spaltblättchen bieg- sam, feste Tone und Kaoline haben er- dig-muscheligen Bruch Abb. 9.39. Kaolinit mit pseudohexagonalem Umriß der Blättchen. Größe: ~1 µm ∅, Aufnahme mit dem Elektronenmikroskop. Kao- Härte 1 lin von Zettlitz bei Karlsbad (Karlovy Vary), Böhmen Dichte 2,1–2,6, 9.5 · Schichtsilikate (Phyllosilikate) 153 Farbe reiner Kaolin ist weiß; Kaolintone sind Physikalische Eigenschaften. durch Fremdbeimengungen gelb, Härte 2–4 grünlich oder bläulich gefärbt Dichte 2,0–2,2 Farbe, Glanz hellblau, bläulichgrün oder grün; fet- Vorkommen. Kaolinit ist ein sehr wichtiges und weit ver- tig glasglänzend oder matt, halb durch- breitetes Tonmineral. Er entsteht durch Verwitterung sichtig bis undurchsichtig (Kali-)feldspatreicher Gesteine wie Granit, Rhyolith, Arkose, oder durch Einwirkung thermaler bzw. hydro- Kristallstruktur. Ähnlich Halloysit. thermaler Wässer auf diese, wobei pH-Werte <6 reali- siert sein müssen; Pseudomorphosen nach gesteinsbil- Vorkommen. Als sekundäres Cu-Mineral mit 30–36 % Cu denden Al-Silikaten, insbesondere Feldspäten, sind häu- in Oxidationszonen von Cu-Lagerstätten, oft zusammen fig. Hauptgemengteil von Kaolin (Porzellanerde), Be- mit Malachit, Azurit und Cuprit. standteil vieler Tone, von sauren, tropischen Böden und Lateriten, auch in Tiefseesedimenten. Verwendung. Lokal als Kupfererz; zu Schmuckzwecken; als Antifouling-Zusatz für Schiffsanstriche. Bedeutung als Rohstoff. Ton und Kaolin (china clay) sind außerordentlich wichtige und auch relativ verbreitete Montmorillonit (Smectit), Rohstoffe für die keramische Industrie (Fayence und Por- ~(Al,Mg,Fe)2[(OH)2/(Si,Al)4O10] · Na0,33(H2O)4 zellan). Beim Erhitzen auf 350 °C entweicht das gebundene Wasser; bei Brenntemperaturen von ca. 1 200 °C erfolgt die Struktur und Zusammensetzung. Montmorillonit ist ein Umwandlung in das Al-Silikat Mullit (S. 127), eine wesent- dioktaedrisches Dreischichtsilikat sehr variabler Zusam- liche kristalline Komponente im Porzellan. Feuerfeste Tone mensetzung, die durch die oben angegebene Formel nur mit sehr hoher Schmelztemperatur finden als Schamotte- angenähert wiedergegeben wird. Na kann z. T. durch Ca ziegel in der Metallurgie Verwendung. Sogenannte Ziegel- ersetzt werden. Durch Einbau von Wasserschichten wird die tone sind zur Herstellung von Mauerziegeln besonders Struktur in der c-Dimension stark aufgeweitet (Abb. 9.37). gut geeignet. Kaolin dient als Füllmittel und Appretur in Je nach dem Wassergehalt ändert sich durch innerkris- der Papierindustrie und ist Rohstoff für die Gewinnung talline Quellung oder Schrumpfung der Gitterabstand. von Al2O3 (Tonerde). Suspensionen feindisperser Tone Zur Montmorillonit-Reihe gehören auch der grüngefärb- sind zur Stabilisierung der Bohrlochwände beim Nieder- te, Fe3+-reiche Nontronit, der Ca-Al-reiche Beidellit so- bringen von Bohrlöchern notwendig. In der pharmazeu- wie trioktaedrische Schichtsilikate wie der Mg-reiche tischen Industrie wird Kaolin (Bolus alba) als Füllstoff Saponit, und der Li-haltige Hectorit. für kosmetische medikamentöse Puder eingesetzt. Chemisch gleich zusammengesetzt wie Kaolinit, Ausbildung und physikalische Eigenschaften. Mild, fein aber monoklin sind die Tonminerale Dickit (farblos, zerreiblich und mit Wasser quellend, wird aber nicht weiß, gelblich, bräunlich) und Nakrit (weiß, gelblich, auch wirklich plastisch. grünlich), die auf hydrothermalen Lagerstätten vor- kommen. Vorkommen. Montmorillonit ist ein wasserspeicherndes Mineral im Boden. Er ist vorherrschendes Tonmineral im Halloysit, Al4[(OH)8/Si4O10] · 2H2O Bentonit, der sich bei der Verwitterung oder hydrothermalen Zersetzung von – insbesondere basischen – magmatischen Zweischichtsilikat mit Schichten von H2O-Molekü- Gesteinen und vulkanischen Aschen bildet. Als wichtiger len zwischen den kaolinitartigen Zweischichtpaketen Bestandteil v. a. in tropischen Böden, auch in Tiefseeböden. (Abb. 9.37, S. 146); durch den Misfit entstehen spiralförmige Röllchen. Der Verlust der eingelagerten Wassermoleküle Montmorillonitreiche Tone als Rohstoff. Technisch wichtig sind bei der Entwässerung ist im Unterschied zum Verhalten die enorme Quellfähigkeit, das große Ionenaustausch-Ver- von Montmorillonit irreversibel. Halloysit ist ein häufi- mögen, z. B. für toxische Schwermetalle wie Zn, Pb, Cr, Cu ges Verwitterungsprodukt vulkanischer Gläser, entsteht sowie die Aufnahmefähigkeit für Farbstoffe, Öle und Gase. jedoch auch hydrothermal; er ist Bestandteil vieler Tone Dadurch sind Montmorillonit-reiche Tone und Bentonite und Böden. wichtige Rohstoffe mit erstaunlich vielfältiger Verwendung, z. B. als Zusatz zu keramischen Massen, als Absorptions- Chrysokoll (Kieselkupfer), ~Cu4H4[(OH)8/Si4O10] · nH2O mittel bei der Trinkwasseraufbereitung und der Abwasser- reinigung, beim Entfärben von Lösungen, Bleichen von Ausbildung. Kristallsystem orthorhombisch; derb, Speiseölen, Entfernung von Proteinen aus Bier, zur Wein- traubig-nierig bis stalaktitisch, gelartig dicht oder in schönung, zum Entfetten von Wolle, als Fett- und Schmier- Krusten. mittelverdicker, als Pelletiermittel für Erze, als Tierfutter,, 154 9 · Silikate zur Tierpflege, als Trägermaterial für Insektizide und Pes- mengesetzt sind. Die häufigsten Wechsellagerungs-Struk- tizide, als Bohrspülmittel bei Tiefbohrungen, z. B. in der turen bestehen aus Illit- und Montmorillonit-Lagen, die Erdölindustrie, zur Abdichtung von Schadstoffdeponien. in regelmäßiger oder unregelmäßiger Folge in der c-Rich- tung gestapelt sind. Regelmäßige Wechsellagerungs- Vermiculit, ~Mg2(Mg,Fe 3+,Al)[(OH)2/(Si,Al)4O10] · Mg0,35(H2O)4 minerale sind teilweise mit eigenen Namen bezeichnet worden. Struktur und Zusammensetzung. Vermiculit ist ein komplex zusammengesetztes, trioktaedrisches Schichtsilikat, das 9.5.8 geordnete Struktur mit monokliner Symmetrie (2/m), aber Apophyllit-Gruppe auch völlig ungeordnete Struktur aufweisen kann. Viel- fältige Substitutionen führen in den Oktaeder- und Tetra- Apophyllit, KCa4[(F,OH)/(Si4O10)2] · 8H2O eder-Schichten zu einem Ladungsdefizit, das durch die leicht austauschbaren Kationen der Zwischenschicht aus- Struktur. Apophyllit hat eine ungewöhnliche Einschicht- geglichen wird. Durch den Einbau von H2O-Molekülen struktur. Sie besteht aus 4- und 8-zähligen Ringen von zwischen den Silikat-Schichten ist Vermiculit quellfähig. [SiO4]-Tetraedern, die über ihre Ecken zu Schichten // (001) verknüpft werden und durch die großen Kationen Ca, Na Ausbildung. In submikroskopisch feinkörnigen Aggrega- und K miteinander verbunden sind (Abb. 9.40). Neben dem ten (Teilchengröße <2 µm), aber auch als gröbere Blätt- F können auch (OH)-Gruppen eingebaut werden. chen, Flocken, Platten und Tafeln (bis >10 cm groß). Chemische Zusammensetzung. Das F/(OH)-Verhältnis Physikalische Eigenschaften. wechselt mit den Endgliedern Fluorapophyllit und Härte ~1½ Hydroxyapophyllit. Daneben gibt es noch den Natro- Dichte 2,2–2,6 apophyllit NaCa4[F/(Si4O10)2] · 8H2O. Farbe, Glanz bronze- bis gelblichbraun oder grünlich bis tiefgrün; perlmutt- Ausbildung. Kristallklase 4/m2/m2/m, Natroapophyllit bis bronzeglänzend 2/m2/m2/m; die Kristalle sind fast stets aufgewachsen und besondere Eigenschaft Vermiculit bläht sich bei raschem zeigen häufig eine Kombination von {110} und {101}, z. T. Erhitzen auf >850 °C z. T. würm- mit {001} und {210}; der Habitus kann dipyramidal, prisma- chenförmig (daher der Name!) tisch, tafelig (Abb. 9.61, S. 178) oder würfelig sein. Oft bil- bis auf das 30-fache seines Aus- det Apophyllit blätterige, schalige oder körnige Aggregate. gangsvolumens auf: expandierter Vermiculit Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (001) vollkommen Vorkommen. Vermiculit entsteht vorwiegend durch Ab- Bruch uneben, spröde bau von Phlogopit oder Biotit infolge von Verwitterung Härte 4½–5 und/oder durch Einwirkung zirkulierender Grundwässer Dichte 2,3–2,4 und/oder von hydrothermalen Lösungen. Mehr als 90 % der Weltförderung kommen aus den USA und Südafrika (Palabora, Transvaal). Verwendung. Vor allem im expandierten Zustand ist Vermiculit ein wichtiger Werkstoff; er wird in der Bau- industrie als Schall-, Wärme- und Kältedämmstoff und als Betonzuschlag, als Verpackungsmaterial zum Stoß- und Wärmeschutz sowie zum Aufsaugen von Flüssigkei- ten bei Glasbruch, als Kationenaustauscher und zur Spei- cherung von Nährstoffen bei der Kultur von Garten- und Zimmerpflanzen genutzt. Wechsellagerungs-Tonminerale Neben den aufgeführten Tonmineralen kommen beson- ders in jungen pelitischen Sedimenten sog. Wechsellage- Abb. 9.40. Die [SiO4]-Tetraederschicht von Apophyllit, projiziert auf die Ebene (001). Die SiO -Tetraeder bilden Viererringe, wobei die rungs-Tonminerale (Mixed-Layer-Minerale) vor, die 4Spitzen alternierend nach oben und nach unten zeigen. (Nach Strunz aus zwei oder drei verschiedenen Tonmineralen zusam- und Nickel 2001), 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 155 Farbe, Glanz farblos, weiß, rötlich- oder gelblichweiß, Die wechselnde gegenseitige Verdrehung der zusammen- rosenrot, lichtgrünlich, (Abb. 9.60, 9.61) hängenden SiO4-Tetraeder ergibt bei unterschiedlicher bräunlich; ausgezeichneter Perlmutt- Symmetrie eine verschiedengradig aufgelockerte Kristall- glanz mit eigentümlichem, charakteristi- struktur. Bei der relativ lockeren Quarz-Struktur (Abb. 9.41) schem Lichtschein (daher der veraltete bilden die SiO4-Tetraeder zusammenhängende, rechts- oder Name „Ichthiophalm“ =Fischaugenstein) linkssinnig gewundene Spiralen in der kristallographischen Bes. Eigenschaft Beim Erhitzen entweicht die Hälfte des c-Richtung (Abb. 9.42). Die Identitätsperiode der Kette be- Wassers kontinuierlich; der Rest geht bei steht aus 3 Tetraedern. Dichte (Tabelle 9.8) und Licht- 250 °C verloren; vor dem Lötrohr blät- brechung nβ von Tridymit 1,47, Quarz 1,55 und Coesit 1,59 tert Apophyllit auf (grch. αποϕυ′λλειν sind ein zahlenmäßiger Ausdruck der unterschiedlichen = abblättern) und schmilzt unter Aufblä- Packungsdichte der Strukturen. hen zu einem weißen Glas Da die SiO2-Strukturen elektrostatisch abgesättigt sind, können – abgesehen von Spurenelementen – keine wei- Vorkommen. Vorwiegend in Blasenräumen von Basalten teren Kationen eingebaut werden, obwohl in den weit- und ähnlichen Vulkaniten, oft zusammen mit Zeolithen (Abb. 9.60, 9.61), Calcit u. a., seltener als Drusenmineral in Graniten; als Kluftfüllung in Syeniten, metamorphen Gesteinen und Erzlagerstätten. 9.6 9.6

Gerüstsilikate (Tektosilikate)

Die silikatischen Gerüststrukturen lassen sich aus SiO2-Strukturen ableiten, indem ein Teil des Si 4+ durch Al3+ ersetzt wird. Dadurch entstehen Alumo- silikate: [Si O ] → K+4 8 [AlSi –3O8] (Kalifeldspat). Der Ersatz durch Al3+ in [4]-Koordination kann maximal das Verhältnis 1 : 1 erreichen, so z. B. im Anorthit Ca2+[Al2Si2O8] 2–. Die [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder sind bei diesen Alumosilikaten über alle 4 O-Ecken mit 4 Nachbar-Tetraedern räumlich vernetzt. Der durch den beschriebenen Ersatz erforderliche elektrostatische Valenzausgleich vollzieht sich in diesen dreidimensio- nal unendlichen Gerüststrukturen durch den Eintritt von Alkali- oder Erdalkali-Ionen. Die weitmaschigen Gerüststrukturen bieten außerdem teilweise Platz für zusätzliche tetraederfremde Anionen oder bei der Mi- neral-Gruppe der Zeolithe für den Eintritt von Wasser- molekülen (vgl. Tabelle 9.9, S. 164). 9.6.1 SiO2-Minerale Kristallstrukturen In Tabelle 9.8 sind die wichtigsten kristallisierten und amorphen Modifikationen des SiO2 aufgeführt, die aus der Natur und als Syntheseprodukte bekannt sind. In Abb. 9.41. Dieses Modell zeigt die relativ lockere Sauerstoffpackung ihren Kristallstrukturen haben Quarz, Tridymit, Cristo- des Quarzes (die Kugeln entsprechen dem Sauerstoff). Prismen- und balit und Coesit gemeinsam, dass sie aus [SiO4]-Tetra- Rhomboederflächen sind angedeutet. In den winzigen tetraedri- edern aufgebaut sind, die ein dreidimensional zusam- schen Lücken zwischen 4 Sauerstoffkugeln befindet sich das kleine Si. menhängendes Gerüst bilden. Damit gehört jedes O Die unregelmäßige Absonderung des muscheligen Bruchs des Quar- zu 2 Si und es entfallen auf jedes Si-Ion nur Sauer- zes verläuft innerhalb der relativ großen Lücken zwischen den ge-Â ringsten Bindungskräften der Struktur. (Original im Mineralogi- stoff-Ionen, woraus sich die Formel SiO2 ergibt. schen Museum, Universität Würzburg, Entwurf E. Eberhard), 156 9 · Silikate Abb. 9.42. Die Strukturen von trigonalem Tiefquarz (a) und hexagonalem Hochquarz (b) projiziert auf die (0001)-Ebene senkrecht zur mor- phologischen c-Achse, die als 3- bzw. 6 zählige Schraubenachse ausgebildet ist. Anstelle der [SiO4]-Tetraeder sind lediglich die Si-Atome in unterschiedli- chen Niveaus eingezeichnet. Der strukturelle Übergang von Hoch- zu Tiefquarz beruht auf einer Einwinkelung der Si-O-Si- Bindungsrichtungen. (Nach Strunz 1982) Tabelle 9.8. SiO2-Minerale des SiO2 sind nur sechs stabil und im Druck-Temperatur- Diagramm (P-T-Diagramm) (Abb. 9.43) dargestellt. Bei ei- nem Druck von 1 bar (≈ 1000 hPa) und einer Temperatur von 573 °C wandelt sich der trigonal-trapezoedrische Tief- quarz (32) unter Erhaltung seiner äußeren Kristallform und ohne Verzögerung in den strukturell sehr ähnlichen hexa- gonal-trapezoedrischen Hochquarz (622) um, und zwar reversibel. Diese Transformation ist displaziv, denn die Symmetrieänderung wird lediglich durch eine geringe Verkippung der [SiO4]-Tetraeder erreicht, deren Kanten beim Hochquarz genau senkrecht zur c-Achse stehen, beim Tiefquarz aber leicht geneigt sind (Abb. 1.18, S. 16). Der Um- wandlungsvorgang erfolgt daher ohne Energieverlust oder Energiegewinn: er ist enantiotrop. Allerdings wissen wir seit den Untersuchungen von Bachheimer (1980), dass bei der αβ-Umwandlung von Quarz in einem engen Temperaturbereich von 573 bis 574,5 °C (bei 1 bar) eine intermediä- re Übergangsphase Quarz 3q auftritt (Raaz et al. 2003). maschigen Tetraeder-Gerüsten dafür genügend Raum Bei 1 bar Druck und weiterer Wärmezufuhr wandelt wäre. Erst der teilweise Ersatz von Si4+[4] durch Al3+[4] er- sich der Hochquarz bei 870 °C rekonstruktiv in Tridy- zeugt negative Ladungen, die durch Einbau von 1- oder mit um, und zwar in die hexagonale Modifikation Hoch- 2-wertigen Kationen neutralisiert werden, wie z. B. beim Tridymit (Abb. 1.18); bei 1 470 °C geht dieser in die ku- Kalifeldspat K+[AlSi O ]– oder Anorthit Ca2+3 10 [Al2Si 2– 2O8] . bische Modifikation Hoch-Cristobalit über. Die Übergän- In der Struktur der Hochdruckmodifikation Coesit ist ge in Hoch-Tridymit und Hoch-Cristobalit machen ein das Si gegenüber O wie bei den übrigen SiO2-Modifikati- Aufbrechen der Tetraederverbände erforderlich. Wegen onen noch tetraedrisch, im Stishovit hingegen höher, ok- der starken Verzögerung dieser Umwandlung kann taedrisch koordiniert, wobei die [SiO6]-Oktaeder teilweise Hochquarz in den Stabilitätsfeldern von Tridymit und kantenverknüpft sind und Ketten // c bilden: Stishovit hat Cristobalit metastabil erhalten bleiben und bei rund die gleiche Struktur wie Rutil TiO2 (Abb. 5.9, S. 88). Die 1 730 °C unmittelbar zum Schmelzen gebracht werden damit verbundene dichtere Packung kommt in der noch (Abb. 9.43). Die Umwandlung von Hochquarz in Tridy- höheren Dichte von 4,35 und dem hohen Brechungs- mit kann jedoch ohne Verzögerung erfolgen, wenn index nβ = 1,81 besonders zum Ausdruck. Fremdionen zugegeben werden, wie z. B. Alkali-Ionen. Die beiden Hochtemperaturphasen Tridymit und Die Phasenbeziehungen im Einstoffsystem SiO2 Cristobalit sind auf relativ niedrige Drücke beschränkt. Hoch- und Tiefquarz dagegen haben sehr große Existenz- Die Stabilitätsfelder der SiO2-Modifikationen sind bis zu felder, die weite P-T-Bereiche innerhalb der Erdkruste Drücken von weit über 100 kbar (= 10 GPa) experimen- und Teile des obersten Erdmantels umfassen. Das ist ei- tell erforscht. Von den aus der Natur und von Synthese- ner der Gründe, weshalb Quarz zu den am meisten ver- produkten her bekannten kristallinen Modifikationen breiteten Mineralen der Erdkruste zählt. Demgegenüber, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 157 Kühlt man eine reine SiO2-Schmelze ab, so erstarrt diese v. a. wegen ihrer hohen Viskosität als Kieselglas in einem metastabilen Zustand. In Lösungen kann SiO2 als Kieselsäure H4SiO4 bzw. in den Ionen H3SiO –, H SiO2–424vorliegen. Darüber hinaus kommt Kieselsäure in Form von Kolloiden vor, deren Teil- chen eine Größe von 103–109 Atomen haben. Diese Kol- loide können zu Gelen koagulieren, die sehr schwammi- ge, wasserreiche Flocken bilden. In weitestgehend entwäs- serter Form kommen diese Gele als Opal in der Natur vor. Spezielle Mineralogie der SiO2-Minerale Tiefquarz, SiO2 Ausbildung. Kristallklasse 32, die trigonal-trapezoedri- schen Kristalle sind meist prismatisch ausgebildet. Das hexagonale Prisma {1010}, meist mit Horizontalstreifung (Abb. 9.44a–d), dominiert und wird bei den vorwiegend aufgewachsenen Kristallen nur einseitig durch Rhombo- ederflächen begrenzt. Das positive Rhomboeder (bzw. Hauptrhomboeder) {1011} ist häufig größer entwickelt Abb. 9.43. Die Stabilitätsfelder der SiO -Modifikationen im P-T-Di- als das negative Rhomboeder {0111} und zeigt einen2 agramm. In Klammern gesetzt sind die Dichten (g cm–3). (Mod. deutlichen Glanz. Über den Kanten des Prismas befin- nach Schreyer 1976) den sich nicht selten außerdem winzige Flächen eines trigonalen Trapezoeders (wegen ihrer Form auch als haben die Peridotite des Erdmantels kein freies SiO2, so Trapezflächen bezeichnet) {5161} und einer trigonalen dass in ihnen kein Quarz auftreten kann. Quarz kann sich Dipyramide (auch als Rhombenfläche bezeichnet) im Unterschied zu Tridymit und Cristobalit nur inner- {1121}. Diese kleinen Flächen sind, wenn sie überhaupt halb seines Stabilitätsfelds bilden. Seine Anwesenheit in auftreten, häufig nur 1- oder 2-mal ausgebildet, weil einem vulkanischen Gestein z. B. bedeutet, dass seine Quarzkristalle meist ein verzerrtes Wachstum aufweisen Kristallisationstemperatur aus schmelzflüssiger Lava (Abb. 9.44d). Je nachdem, ob die Trapezflächen links oder nicht wesentlich höher als 870 °C gewesen sein kann. rechts vom Hauptrhomboeder auftreten, unterscheidet Die Umwandlungstemperatur für Tiefquarz in Hoch- man zwischen Links- und Rechtsquarz (Abb. 9.44b,c). quarz steigt bei positivem Verlauf der Umwandlungsgrenze Neben den aufgewachsenen Kristallen kommen bei Tief- (Abb. 9.43) um 21,2 °C pro kbar Druck an, d. h. bei einem quarz (sehr viel seltener) auch schwebend gebildete Kris- Belastungsdruck von 2 kbar entsprechend einer Tiefe von talle vor, die dann beidseitig entwickelt sind. Bekannt sind 6 km in der Erdkruste liegt die Umwandlungstemperatur die Suttroper Quarze, Doppelender von modellartig he- um rund 42 °C höher, also bei rund 616 °C. Wegen der xagonal erscheinender Entwicklung. Neben der prisma- enantiotropen Umwandlung HochquarzTiefquarz kann tischen Trachtentwicklung sind besonders in manchen diese Abhängigkeit nicht als geologisches Thermometer ver- alpinen Vorkommen Quarzkristalle mit spitzrhomboe- wendet werden, da die Hochquarz-Struktur nicht abge- drischer Trachtentwicklung zu finden. Infolge mehrerer schreckt werden kann. Auch das Auftreten von Tridymit und steiler Rhomboederflächen erscheinen diese Kristalle Cristobalit kann man nicht als geologisches Thermometer nach einem Ende hin (bei einseitiger Ausbildung) mehr verwenden, da diese SiO2-Modifikationen auch metasta- oder weniger stark zugespitzt. bil im Stabililitätsfeld von Quarz gebildet werden können Verbreitet weisen gerade die Kristalle des Tiefquarzes und die Umwandlung bei ihnen sehr träge verläuft. bei strenger Winkelkonstanz eine ungleichmäßige Unter sehr hohen Drücken von 20–40 kbar (2–4 GPa) Flächenentwicklung und starke Verzerrung auf (Abb. 1.5, wandelt sich Quarz in die Hochdruckmodifikation Coesit S. 6; Abb. 9.44d). Hier dient die oben bereits erwähnte um (Abb. 9.43). Dieser geht bei einer weiteren beachtlichen horizontale Streifung der Prismenflächen (Abb. 9.44a) Druckerhöhung auf 80–100 kbar in Stishovit über. Nach in- zur Orientierung des Kristalls. situ-Röntgenbeugungs-Experimenten erfolgt die Coe- Die natürlichen Quarzkristalle sind im Unterschied sitStishovit-Umwandlung bei Zimmertemperatur zu den synthetischen Quarzen fast stets verzwillingt, (298 K = 25 °C) bei ca. 80 kbar (Yagi u. Akimoto 1976, bei wodurch die polaren 2-zähligen Achsen und damit tech- 1 700 K (= 1 427 °C) bei ca. 120 kbar (Swamy et al. 1994). nisch wichtige physikalische Eigenschaften wie Piezoe-, 158 9 · Silikate lektrizität verlorengehen. Die wichtigsten unter den zahl- häufig an Amethysten brasilianischer Fundpunkte auf. reichen Zwillingsgesetzen des Quarzes sind: Dauphinéer- und Brasilianer-Gesetz können auch zu- sammen am selben Quarzkristall vorkommen; solche Dauphinéer- oder Schweizer-Gesetz (Abb. 9.44e): Vierlinge haben scheinbar hexagonale Symmetrie. Zwei gleichgroße Rechtsquarz- oder Linksquarz- Japaner-Gesetz (Abb. 9.44g): kristalle (RR oder LL) mit c als Zwillingsachse sind Dieses seltene Gesetz entsteht durch Verwachsung gegeneinander um 60° gedreht und miteinander par- zweier Kristalle mit fast rechtwinkelig (84° 33') zuein- allel verwachsen. Damit unterscheiden sie sich, wie alle ander geneigten c-Achsen. sog. Ergänzungszwillinge, äußerlich nur bei genauerem Hinsehen von einfachen Kristallen. Es kommen näm- Häufiger als in gut ausgebildeten Kristallen liegt Tief- lich dabei die Prismenflächen der beiden verzwilling- quarz in körnigen Verwachsungsaggregaten vor, wobei ten Individuen zur Deckung, und die Flächen des po- die Individuen infolge Wachstumsbehinderung ihre sitiven Rhomboeders des einen fallen mit den Flächen Kristallform nicht ausbilden konnten. des negativen Rhomboeders des anderen Individuums zusammen. Gewundene Verwachsungsnähte auf den Physikalische Eigenschaften. Prismen- und Rhomboederflächen, die eine Verzwilli- Spaltbarkeit fehlt bis auf selten beobachtete Aus- gung anzeigen, sind nur erkennbar, wenn man die Quarz- nahmen kristalle mit Flusssäure anätzt. Solche Zwillingsnähte Bruch muschelig sollten nicht mit den etwa // c verlaufenden Suturen des Härte 7 (Standardmineral der Mohs-Skala), Makromosaikbaus verwechselt werden, der für gewöhn- die große Härte und die fast fehlende liche Bergkristalle typisch ist. Nur wenn die kleinen Spaltbarkeit erklären sich aus den all- Trapezoeder- und/oder Dipyramidenflächen entwickelt seitig starken Si-O-Bindungen der sind, lässt sich entscheiden, ob RR oder LL vorliegt. Quarzstruktur Das Dauphinéer-Gesetz ist oft an den Bergkristallen Dichte 2,65 und Rauchquarzen der Westalpen gut ausgebildet. Farbe reiner Quarz ist farblos wie die Varie- Brasilianer-Gesetz (Abb. 9.44f): tät Bergkristall; die wichtigsten gefärb- Ein Rechts- und ein Linksquarzkristall (RL) gleicher ten Varietäten sind unten aufgeführt Größe durchdringen sich symmetrisch mit (1120) als Glanz Glasglanz auf den Prismenflächen, Fett- Symmetrieebene, wobei die positiven Rhomboederflä- glanz auf den muscheligen Bruchflä- chen des einen mit den positiven Rhomboederflächen chen, durchscheinend bis durchsichtig des anderen Individuums zusammenfallen. Allerdings Lichtbrechung nε = 1,5442, nω = 1,5533 (Na-Licht) sind die kritischen Trapezoederflächen, die drei mal paarweise – jeweils links und rechts über einer Pris- Varietäten des Tiefquarzes. Man unterscheidet nach Far- menkante – auftreten sollten, in der Realität kaum be, Ausbildung, Transparenz und anderen Eigenschaften jemals gut sichtbar, so dass Abb. 9.44f nur als Prinzip- zahlreiche Varietäten des Tiefquarzes. Nur die makro- skizze zu verstehen ist! Brasilianer Zwillinge treten kristallinen Varietäten treten in Kristallformen auf. Die Abb. 9.44. Tiefquarz. a Zwillingskristall mit Zwillingsnähten und Querstrei- fung; b Linksquarz; c Rechtsquarz; d stark verzerrter Quarzkristall; e Dauphinéer Zwilling (LL); f Brasilianer Zwilling (RL); g Japaner Zwilling; h Hochquarz, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 159 mikrokristallinen Varietäten bilden derbe, dichtkörnige Bergkristall (Abb. 1.1, S. 2): farblos, wasserklar durch- oder dichtfasrige Massen, die muschelig brechen. sichtige und stets von Kristallflächen begrenzte Vari- Nach ihrer Internstruktur lassen sich bei Quarzkristallen etät, von Millimeter- bis zu Metergröße, meist auf Klüf- grundsätzlich zwei Typen unterscheiden (Bambauer et al. ten oder in Hohlräumen vorkommende Kristallgrup- 1961, 1962): pen, in Drusen oder als Kristallrasen auf einer Gesteins- unterlage aufsitzend. Gewöhnliche Quarze zeigen einen radialen Mosaikbau Rauchquarz: rauchbraun, durchsichtig bis durchschei- aus makroskopisch sichtbaren Kristalldomänen. Häu- nend (Abb. 10.1, S. 182). Vorkommen ähnlich denen fig sind vertikale Suturen ≈ // c erkennbar, welche die des Bergkristalls, jedoch seltener. Es handelt sich aus- horizontale Streifung auf den Prismenflächen {1010} schließlich um gewöhnliche Quarze. Ursache der Fär- durchschneiden. Dieser Typ tritt vor allem bei Dauphi- bung sind Defektelektronenstellen (Punktdefekte), die née-Zwillingen auf, z. B. beim größten Teil der alpinen infolge natürlicher radioaktiver γ -Strahlung (auch Kluftquarze. Höhenstrahlung) aus Al-Li- und Al-(OH)-Farbzentren Lamellenquarze bestehen aus einem konzentrischen entstehen. Dabei nimmt die Tendenz zur Rauchquarz- Fachwerk aus niedrig-symmetrischen Lamellen und bildung mit zunehmendem Anteil an Li-Al-Farbzent- sind daher optisch anomal 2-achsig. Die Lamellen- ren zu (Guzzo et al. 1997). In alpinen Klüften bildet systeme sind auf den Kristallflächen nicht sichtbar. Rauchquarz Kristalle, die über 200 kg Gewicht errei- Bevorzugt beobachtet man diesen Typ bei Brasilianer- chen können; auch in Pegmatiten kommt Rauchquarz Zwillingen; er wurde nur bei einem kleinen Teil der vor, z. B. im Fichtelgebirge, im Bayerischen Wald und alpinen Kluftquarze gefunden. in Brasilien, ebenso in Graniten, z. B. dem Kirchberger Granit im Vogtland. Schwarzer oder fast schwarzer Die mannigfaltigen Farben von Quarzkristallen sind Rauchquarz wird als Morion bezeichnet. Die Farbe geht meist durch Fremdionen bedingt, deren Mengenanteil in beim Glühen zurück. Auch in der Natur dürfte es Quar- Lamellenquarzen wesentlich höher als in gewöhnlichen ze – z. B. in Graniten – geben, die ursprünglich dunkel Quarzen ist, jedoch 0,1 Gew.-% nur selten überschreitet gefärbt waren, aber durch natürliches Aufheizen auf (Lehmann und Bambauer 1973; Jung 1992; Rossman 1994). ca. 100–200 °C wieder farblos wurden (King et al. 1987). Die Spurenelemente sind nicht gleichmäßig in einem Kris- Citrin: zitronengelb, durchsichtig bis durchscheinend. tall verteilt, sondern in bestimmten Wachstums-Sektoren Die Farbe entsteht durch natürliche ionisierende Be- – und innerhalb dieser auch zonar – unterschiedlich stark strahlung von Rauchquarz, die in der Struktur Bau- angereichert, wobei in der Regel {1011} > {0111} > {1010} fehler erzeugen. Weitaus häufiger werden jedoch gilt (Bambauer 1961). Die Folge ist eine zonare Farb- künstlich bestrahlter oder auf 300 °C erhitzter Rauch- verteilung in vielen Quarzen. Die Fremdionen besetzen quarz oder thermisch behandelter Amethyst als „Cit- entweder Gitterplätze des Si in der Quarzstruktur oder rin“ auf dem Edelsteinmarkt angeboten. Manche Ame- Zwischengitterplätze in den Kanälen // c. Wird ein Si4+- thyste enthalten Zonen von orange-braun gefärbtem Gitterplatz durch ein Kation geringerer Wertigkeit, z. B. natürlichem Citrin, dessen Farbe durch Fe3+-Farb- Al3+ oder Fe3+ ersetzt, so erfolgt der Ladungsausgleich durch zentren bedingt ist. Beispiele sind aus Hyderabad (In- ein Kation auf einem benachbarten Zwischengitterplatz, dien), Minas Gerais und Mato Grosso (Brasilien) so- z. B. durch Li+, d. h. durch die Substitution Si4+ Al3+Li+ wie – besonders schön – aus der Anahí-Mine in Boli- bzw. Fe3+Li+. Eine weitere Möglichkeit ist der Ersatz von O2– vien bekannt (Schultz-Güttler 2008). durch (OH)–, z. B. Si4+O2–Al3+(OH)– bzw. Fe3+(OH)–. Amethyst: violett durchscheinend, bisweilen violette Diese Art des Ladungsausgleichs spielt eine wesentliche Farbe fleckig-trüb, auch mit zonarer oder streifiger Rolle bei „feuchten“ Quarzen, die aus hydrothermalen Farbverteilung; prächtige Kristalldrusen in Hohlräu- Klüften oder Drusen stammen; demgegenüber dominie- men vulkanischer Gesteine auf Achat aufsitzend, sog. ren in den „trockenen“ Pegmatit-Quarzen die Al-Li-Farb- Geoden, besonders spektakulär in Brasilien (Abb. 9.45). zentren (Guzzo et al. 1997). Außer der Eigenfärbung durch Ursache der violetten Färbung sind Farbzentren von den Einbau von Ionen der Übergangsmetalle, z. B. Fe oder Fe3+-Li und Fe3+-OH auf den Tetraederplätzen oder Mn, können Farbzentren durch ionisierende Strahlung Einlagerung von Fe2+/Fe3+ in den Kanälen der Quarz- entstehen. In synthetischen Quarzkristallen lassen sich struktur, die durch Gammastrahlung aktiviert werden. die meisten der natürlichen Quarzfarben erzeugen, Dabei wird das Eisen auf den ungewöhnlichen vier- darüber hinaus aber noch weitere, in der Natur bisher wertigen Valenzzustand Fe4+ aufoxidiert (Lehmann nicht gefundene Farben (Lehmann und Bambauer 1973). und Moore 1966; vgl. Rossmann 1994). Durch Bren- Seltener sind die Farben bei makrokristallinem Quarz nen von Amethyst erzeugter citrinfarbener Quarz wird durch feinste Ausscheidung von fremden Mineralen be- im Edelsteinhandel oft fälschlich und irreführend als dingt. Nach der Farbe lassen sich folgende makrokristal- „Goldtopas“ oder „Madeiratopas“ bezeichnet, eine line Varietäten unterscheiden: Bezeichnung, die nach der Internationalen Nomenkla-, 160 9 · Silikate Gemeiner Quarz: farblos, meist trüb und lediglich kantendurchscheinend, Kristalle in kleinen Drusen Hohlräume füllend, auf derbem Quarz aufsitzend, Fett- bis Glasglanz. Wesentlicher Gemengteil in zahl- reichen Gesteinen, als Gangquarz Spalten füllend, oft milchigtrüb durch unzählige Gas- und Flüssigkeits- einschlüsse. Bei gemeinem Quarz und Bergkristall unterschei- det man häufig Varietäten, die auf Wachstumseigen- heiten zurückzuführen sind: – Gedrehte Quarze (schweizerisch „Gwindel“) gehören ausschließlich zum Typ der gewöhnlichen Bergkris- talle. Sie bestehen aus zahlreichen, aneinander ge- wachsenen Einkristallen, von denen jeder um einen kleinen Betrag gegen den vorhergehenden verdreht Abb. 9.45. Amethyst-Kristalle in einer Achat-Geode. Irai, Rio Grande ist, wobei der Drehsinn jeweils gleich bleibt. Dabei do Sul, Brasilien. Durchmesser 38 cm. Mineralogisches Museum der lassen sich linksgewundene und rechtsgewundene Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Gwindel unterscheiden. Manche der Einzelkristalle sind gut als Individuen erkennbar, bei anderen tur von Edel- und Schmucksteinen nicht mehr zuläs- gehen die einzelnen Prismen- und Rhomboeder- sig ist. Amethyst kommt auch in körnigen Aggrega- Flächen ineinander über, so dass der Eindruck von ten vor. einheitlichen, aber gekrümmten Flächen entsteht. Rosenquarz: rosarot durchscheinend bis kantendurch- – Kappenquarz: Bei ihm weisen die Kristalle Wachs- scheinend, milchig-trüb. Rosenquarz kommt in mas- tumszonen parallel zu den Rhomboederflächen sigen hydrothermalen Gängen vor, in denen er grob- auf, die sich als kappenförmige Schalen relativ körnige Aggregate, nur selten auch schöne Einkristal- leicht abschlagen lassen. le bildet. Auch Pegmatite können massigen Rosen- – Sternquarz: Er bildet radialstrahlige Aggregate. quarz, zusammen mit riesigen Kalifeldspat-Kristallen, – Babylonquarz: Bei ihm verjüngt sich die Prismen- gelegentlich auch mit Beryll führen. Als Ursache der zone des Kristalls mit treppenartig aufeinander- Färbung von massigem Rosenquarz werden der Ein- folgenden Rhomboederflächen. bau von Ti3+ in den Kanälen der Quarzstruktur, oder – Zellquarz: Er zeigt zellig-zerhackte Formen. aber von Fe2+ auf den Tetraeder- und von Ti4+ auf – Fensterquarz: Er zeichnet sich durch bevorzugtes Zwischengitterplätzen angenommen. Daneben kann Kantenwachstum aus. Die Flächenmitten sind aus aber auch Tyndall-Streuung an orientiert eingelager- Substanzmangel beim Wachstum als Fenster zu- tem Rutil TiO2 und/oder dem Borsilikat Dumortierit rückgeblieben. für die rosa Farbe verantwortlich sein (z. B. Henn 2008). Das ist nur eine kleine Auswahl einer historisch weit Häufig erzeugen orientiert eingelagerte Rutil-Nadeln zurückliegenden, oft phantasievollen Namensgebung. das Phänomen des Asterismus, d. h. eine strahlige oder Schließlich gehen zahlreiche Varietäten auf Einschlüs- sternförmige Lichtfigur in rundlich geschliffenem Ro- se im Quarz oder innige Verwachsungen von Quarz mit senquarz (Cabochons). Manche der seltenen Einkris- parallelfaserigen bis stängelig-nadeligen Fremdmineralen talle von Rosenquarz sind Titan-frei und enthalten zurück. stattdessen Phosphor; man nimmt daher Al-O-P-Farb- zentren als Ursache für die Färbung an. Bei anderen Milchquarz: Im Milchquarz sind es winzige Flüssig- Rosenquarz-Einkristallen dürfte die Farbursache in keitseinschlüsse, die den Quarz milchig-trüb erschei- einem Einbau von Ti4+ auf den Tetraeder- und von Ti3+ nen lassen. auf den Zwischengitterplätzen zu suchen sein (vgl. Tigerauge und Falkenauge: Sie bestehen aus verkie- Rossman 1994). seltem Amphibolasbest (Krokydolith). Im Tigerauge Grüner Quarz (Prasiolith) kommt in der Natur sehr ist der blaue Asbest durch Oxidation des Fe2+ zu Fe3+ selten vor. In den bisher bekannten Fällen handelt es bronzegelb schillernd, im Falkenauge unverändert sich um Amethyste, die durch natürliche Erhitzung, blau, im geschliffenen und polierten Zustand wogen- z. B. durch vulkanische Laven oder durch natürliche der Seidenglanz, das Chatoyieren. UV-Strahlung der Sonne in Prasiolith umgewandelt Gewöhnliches Katzenauge, richtiger Quarzkatzenau- wurden. Der im Edelsteinhandel angebotene Prasiolith ge: Es ist ebenfalls ein mehr oder weniger pseudo- wird jedoch meist durch Erhitzen von Amethyst künst- morph verquarzter graugrüner, faseriger Amphibol lich hergestellt (Schultz-Güttler et al. 2008). (Aktinolith) von asbestförmiger Beschaffenheit., 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 161 Saphirquarz oder Blauquarz: Das ist gemeiner Quarz mit orientiert eingelagerten winzigen Rutil-Nädelchen in kolloider Größenordnung, die eine trübe Blaufär- bung verursachen können. Prasem: Ist lauchgrün gefärbter derber Quarz, dessen Farbe ebenfalls auf eingelagerte, winzige Amphibol- Nädelchen zurückgeht. Aventurinquarz: Er ist durch Einlagerung winziger Glimmerschüppchen grünlich schillernd. Eisenkiesel: Derb oder in Kristallaggregaten auftre- tend, ist durch Fe-Oxide und Fe-Hydroxide gelb, braun oder rot gefärbt. Zu den mikro- bis kryptokristallinen Varietäten des Quarzes gehören die Chalcedon- und die Jaspis-Gruppe. Chalcedon: Schließt alle mikro- und kryptokristalli- nen, parallelfaserig strukturierten, makroskopisch dichten Quarzvarietäten ein. Sie enthalten häufig etwas Moganit und, entsprechend ihrer Abkunft, bisweilen noch röntgenamorphe Opalsubstanz. In solchen Fäl- len ist Chalcedon nachweislich aus einem Kieselsäure- gel entstanden. Wegen submikroskopisch kleiner Po- ren und H2O-Gehalten von 0.5–2 % ist die Dichte auf 2,59–2,61 erniedrigt; auch die Härte ist kleiner als bei Quarz. Vorkommen in Hohlräumen vulkanischer Ge- steine, in manchen Erzlagerstätten, als Versteinerungs- mittel von Baumstämmen (Kieselholz). Chalcedon im engeren Sinne: Ist meist bläulich gefärbt, Abb. 9.46. Achat-Geode im Rhyolith von Sailauf (Spessart) mit typi- besitzt häufig eine glaskopfartige, nierig-traubige scher rhythmischer Bänderung in zwei Richtungen. Zunächst erfolg- Oberfläche und ist bei seiner dichtfaserigen Ausbil- te die Mineralabscheidung aus der Lösung konzentrisch-schalig anden Rändern der Geode, danach im Drusenhohlraum parallel zur dung splittrig brechend. Mit Flüssigkeit gefüllte Chal- Erdoberfläche. Die Achat-Geode stellt somit eine geologische Wasser- cedon-Mandeln werden als Enhydros bezeichnet. waage dar. Bildbreite ca. 4,5 cm. (Foto: J. A. Lorenz, Karlstein am Main) Carneol: ist ein fleischfarbener Chalcedon, der häufig als Schmuckstein verschliffen wird. nend bis undurchsichtig. Vorkommen u. a. als Bestand- Achate: Sind rhythmisch gebänderte, feinschichtige teil von Kieselhölzern, von Hornstein, von gebändertem und oft Hohlräume umschließende Chalcedone. Als Eisenstein (Jaspilit). Zur Jaspis-Gruppe gehören zahlrei- sog. Achat-Mandeln füllen sie Hohlräume in manchen che Varietäten, so u. a.: vulkanischen Gesteinen (Abb. 9.46). Onyx: ist ein speziell schwarzweiß gebänderter, Sard- Plasma: Dunkelgrün durch Fe2+, Chlorit-Einschlüsse. onyx (Sarder) ist ein braunweiß gebänderter Chalce- Heliotrop: Wie Plasma, jedoch durch blutrote Tupfen don bzw. Achat. aus Hämatit (Fe2O3) ausgezeichnet. Verwendung als Chrysopras: In guter Qualität ein begehrter Edelstein, Schmuckstein. ist durch Ni-Ionen grün gefärbt. Hornstein (Feuerstein, Flint, engl. Chert): Tritt in Knol- Moosachat: Besitzt graue, moosähnlich gezeichnete den- lenform als Konkretion bzw. Sekretion auf und ent- dritische Einschlüsse. Besonders bei den Achaten gibt es hält mitunter noch röntgenamorphe Opalsubstanz. zahlreiche mit Phantasienamen belegte Spielarten. Porzellanjaspis, Bandjaspis: Als Porzellan- oder Band- jaspis bezeichnete Varietäten sind entsprechend ih- Bei den Vertretern der Jaspis-Gruppe ist im Unter- rer inhomogenen Beschaffenheit und ihrer Genese schied zu denen der Chalcedon-Gruppe die mikro- bis eher als Gesteine einzustufen. kryptokristalline Quarzsubstanz feinkörnig beschaffen. Jaspis im engeren Sinn ist meist intensiv (schmutzig) Hochquarz, SiO2 braun, rot, gelb oder grün gefärbt, seine makroskopisch derb-dichten Massen sind spröde und brechen musche- Kristallklasse 622, die Eigenschaften des hexagonal-tra- lig, häufig schwach wachsglänzend, kantendurchschei- pezoedrischen Hochquarzes sind denen des Tiefquarzes, 162 9 · Silikate sehr ähnlich. Als Hochquarz gebildeter Quarz unterschei- Achat und seine Varietäten dienen zur Herstellung von det sich durch seine Kristalltracht. Bei ihr tritt in gedrun- Schmuck, Gemmen, Kameen und kunstgewerblichen genen Kristallen die hexagonale Dipyramide {1011} allein Gegenständen; dafür wird Achat oft künstlich gefärbt. oder kombiniert mit schmalem, hexagonalem Prisma {1010} Wegen seiner großen Zähigkeit dient Achat auch als Roh- auf (Abb. 9.44h). Bekannt ist das Vorkommen des Hoch- stoff für die Fabrikation von Lagersteinen in der fein- quarzes als sog. Quarz-Dihexaeder-Einsprenglinge in mechanischen und Uhren-Industrie, von Kugelmühlen, vulkanischen Gesteinen wie Rhyolithen bzw. Quarzpor- Reibschalen und Pistillen sowie für Poliersteine. phyren. Diese Einsprenglinge sind als Hochquarz bei ei- ner Temperatur >573 °C auskristallisiert. Bei ihrer Ab- Tridymit und Cristobalit, SiO2 kühlung erfolgte die enantiotrope Umwandlung in eine Paramorphose, die aus Domänen mit Tiefquarzstruktur Hoch-Tridymit bildet kleine 6-seitig begrenzte grauweiße besteht, jedoch unter Erhaltung der äußeren Kristallform. Täfelchen der Kristallklasse 6/m2/m2/m, vorwiegend zu Dabei kommt es zu sprunghafter, wenn auch relativ ge- Drillingen gruppiert in fächerförmiger Anordnung. Hoch- ringer Änderung verschiedener physikalischer Eigen- Cristobalit hat die Kristallklasse 4/m32/m und erscheint in schaften. winzigen hellen oktaedrischen Kriställchen. Beide kommen in Blasenräumen vulkanischer Gesteine vor. Cristobalit ist Quarz als Rohstoff z. B. auch aus der Grundmasse von Trachyten beschrieben worden. Beide Minerale sind Bestandteil vieler Opale (s. u.). Quarz ist ein wichtiger Rohstoff für die Herstellung von Glas, speziell auch von Quarzglas, einem Spezialglas, das Moganit, SiO2 aus reinem SiO2 besteht. Quarz findet Verwendung in der keramischen Industrie, der Feuerfestindustrie (Silikastei- Dieses mikrokristalline SiO2-Mineral mit der Kristall- ne), der Baustoffindustrie (Silikatbeton). Quarz dient klasse 2/m wurde von Flörke et al. (1984) in einem außerdem der Herstellung von Siliciumcarbid (Carbo- Ignimbrit-Strom von Mogan (Gran Canaria) entdeckt. Es rundum, SiC) in der Schleifmittelindustrie; er ist als Roh- kommt sehr häufig als untergeordneter Bestandteil von stoff an verschiedenen Erzeugnissen der chemischen Achaten vor; mit zunehmendem Alter wird Moganit Industrie beteiligt, z. B. bei der Herstellung von Siliko- allerdings immer mehr in mikrokristallinen Quarz um- nen (Schmiermittel, hydraulische Flüssigkeiten, Lack- gewandelt, so dass er in präsilurischen Achaten (älter als grundlage etc.), von Silikagel (Verwendung als Absorp- ca. 445 Ma) nicht mehr nachgewiesen werden konnte tionsmittel, zum Trocknen von Gasen etc.). Schließlich (Moxon und Rios 2004). Die Moganit-Struktur besteht aus dient reiner Quarz zur Züchtung von Silicium-Einkristal- alternierenden Lagen von Links- und Rechtsquarz, die len (Reinstsilicium) für die Solarindustrie und die // (1010) angeordnet sind und ein dreidimensionales Halbleiterindustrie (Herstellung von Transistoren etc.); Gerüst aus eckenverknüpften [SiO4]-Tetraedern bilden die Jahresproduktionen liegen bei 39 000 t mit stark stei- (Miehe und Graetsch 1992). gender Tendenz bzw. 12 000 t (Ackermann 2008). Edle Varietäten des Quarzes sind als Schmuck- oder Edelstein Coesit und Stishovit, SiO2 geschätzt, wie Amethyst, Rauchquarz, Citrin, Rosenquarz, Chrysopras, Achat oder Onyx. Hochwertige und reine Die Hochdruckmodifikationen Coesit (Kristallklasse 2/m) Quarzkristalle finden Verwendung in der optischen In- und Stishovit (4/m2/m2/m) bilden sich bei der Schock- dustrie, als Piezoquarze zur Steuerung elektrischer wellen-Metamorphose beim Einschlag großer Meteoriten Schwingungen (z. B. in der Quarzuhr) und in der Elek- (Abschn. 24.2.3, S. 392); sie treten daher in Meteoriten- troakustik bei der Erzeugung von Ultraschall (als Wand- kratern, so im Nördlinger Ries, als mikroskopischer Ge- ler in Mikrophonen, Lautsprechern und Ultraschall- mengteil zusammen mit Kieselglas auf. In nichtgeschockten geräten), als Steuerquarze zur genauen Abstimmung der krustalen Gesteinen wurde Coesit erstmals in einem Frequenz von Rundfunkwellen etc. Da die Vorräte an Pyropquarzit des Dora-Maira-Massivs in den italieni- hochwertigen, insbesondere unverzwillingten Quarz- schen Alpen entdeckt (Chopin 1984). Nach diesem sen- kristallen praktisch erschöpft sind, werden in der Tech- sationellen Fund wird Coesit jetzt immer häufiger in nik nur noch künstliche Quarzkristalle verwendet. Diese Gesteinen gefunden, die eine Ultrahochdruck-Metamor- werden in großen Hochdruckautoklaven bei Drucken von phose als Ergebnis von kontinentalen Kollisionen erlebt 1 000–1 700 bar und Temperaturen von 350–400 °C aus haben (Abschn. 26.3.9, S. 471f), so in Eklogiten West- alkalischer wässeriger Lösung gezüchtet (Hydrothermal- norwegens, des Erzgebirges, der Westalpen und des Dabie synthese), wobei Bruchstücke von reinem natürlichen Shan (China). Da die Peridotite des oberen Erdmantels Quarz den Bodenkörper bilden; die Wachstumsgeschwin- kein freies SiO2 haben, kann in ihnen kein Coesit vor- digkeit beträgt ca. 1,3 mm pro Tag. Die derzeitige Jahres- kommen. Wohl aber wird er gelegentlich in Eklogiten produktion liegt bei ca. 1 000 t. gefunden, die in den Erdmantel versenkt und durch tief-, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 163 reichenden Vulkanismus in vulkanischen Durchschlags- Elektronenmikroskopisch konnte gezeigt werden, röhren (sog. Pipes) als Xenolithe (grch. ξένος = fremd, dass röntgenamorphe Opale aus Kieselgel-Kügelchen von λíθος = Stein) wieder an die Erdoberfläche gebracht 150–400 nm (= 1 500–4 000 Å) Durchmesser aufgebaut wurden. In Gesteinen des tieferen Erdmantels (unterhalb sind. Im gemeinen Opal (ohne Farbenspiel) liegen ca. 680 km) könnte wieder freies SiO2 in Form von Kügelchen verschiedener Größe unregelmäßig nebenei- Stishovit auftreten (Abschn. 27.3.3, S. 490). nander, während im Edelopal Bereiche gleich großer Kügelchen in regelmäßiger Anordnung und dicht ge- In den Mars-Meteoriten vom Shergottit-Typ (Abschn. 29.3.2, S. 514f) packt auftreten. Das bunte Farbenspiel des Edelopals wurde neben Stishovit Seifertit gefunden, eine orthorhombische kommt durch Streuung, Beugung und Reflexion des (2/m2/m2/m) Höchstdruckmodifikation von SiO2 mit der Dichte 4,3. Er entstand bei einer Schockwellen-Metamorphose durch Umwand- einfallenden Lichtes an diesen Kügelchen und den da- lung von Tridymit oder Cristobalit, wobei wahrscheinlich Drucke zwischen liegenden Hohlräumen bzw. Hohlraumfül- von 350 kbar überschritten wurden (El Goresy et al. 2008). lungen (Luft, Wasser, Kieselgel-Zement) zustande (z. B. Ramdohr u. Strunz 1978, Abb. 186, S. 528). Lechatelierit, SiO2 Chemismus. Der H2O-Gehalt des Opals liegt zwischen 4 Natürliches Kieselglas hat sich durch Blitzeinschläge in und 9 %, gelegentlich erreicht er 20 %. reine Quarzsande unter lokaler Schmelzung des Quar- zes gebildet. Solche Blitzröhren, auch als Fulgurite be- Vorkommen. Opal entsteht durch Ausfällung von Kiesel- zeichnet, werden 1–3 cm dick und bis zu einigen Metern säure aus SiO2-reichen hydrothermalen Lösungen oder lang. Natürliches Kieselglas gelangt auch in Meteoriten- als Zersetzungsprodukt jungvulkanischer Gesteine, wo- kratern zur Ausbildung. bei das entstehende Kieselgel allmählich eintrocknet; als Kieselsinter krustenförmiger Absatz aus Thermalquellen Opal, SiO2 · nH2O und Geysiren (Geyserit); in Hohlräumen und Klüften von vulkanischen Gesteinen; in Grundwasserhorizonten von Ausbildung. Amorph, glasartige und dichte Massen, bis- Sandsteinen und Mergeln; als Bestandteil von Kieselsäure weilen in nierig-traubiger oder stalaktitischer Ausbil- abscheidenden Organismen (Diatomeen, Radiolarien, dung in typischer Gelform. Kieselschwämme) und daraus gebildeten Gesteinen wie Diatomiten und Radiolariten; als Versteinerungsmittel Physikalische Eigenschaften. von opalisierenden Muscheln und Hölzern. Bruch muschelig Härte 5½–6½ Die Bildung von Kieselhölzernen (versteinerten Baumstämmen) stellt keine Verkieselung, d. h. keinen Ersatz der Zellsubstanz durch SiO Dichte 2,0–2,2, vom H2O-Gehalt abhängig dar. Vielmehr kommt es zur Einkieselung, d. h. zur Hohlraumfüllung Farbe, Glanz wasserklar farblos oder in blassen Far- der Holzporen mit SiO2, durch Diffusion von Kieselsäure Si(OH)4 in ben; dunklere Farben gehen auf Ver- das Holz hinein, wobei sich nach der Gleichung unreinigungen zurück; Glasglanz oder Wachsglanz, durchsichtig bis milchig- Si(OH)4 SiO2 + 2H2O (9.3) in Lösung als Bodenkörper durchscheinend; die edlen Opale zei- gen anmutiges Farbenspiel, das als zunächst ein SiO2-Gel ausscheidet (Landmesser 1994). Erst allmäh- Opalisieren bezeichnet wird lich führt ein Reifungsprozess nacheinander zur Bildung von Opal- A → Opal-CT → Opal-C und schließlich zu stark fehlgeordnetem Struktur. Mit Röntgenbeugung lassen sich mehrere Opal- Chalcedon. Nach der Ostwaldschen Stufenregel wird also aus einem typen unterscheiden: instabilen Ausgangsprodukt über metastabile Zwischenstufen schließlich ein stabiles Endprodukt erreicht (vgl. Abb. 25.5, S. 430). Opal-A ist gelähnlich amorph; er wird unterteilt in Varietäten von Opal. Opal-AN (Hyalit, Glasopal) und Opal-AG (Edelopal und Potchopal). Hyalit (Glasopal) Glasglänzend und wasserklar mit Opal-C besteht aus Cristobalit, Opal-CT aus stark fehl- traubig-nieriger Oberfläche, meist als krustenförmiger geordneten Cristobalit-Tridymit-Stapelfolgen (Flörke Überzug in den Hohlräumen vulkanischer Gesteine. et al. 1985). Eine 3-dimensionale Ordnung ist erst mit Edelopal: Ausgezeichnet durch sein lebhaftes buntes dem Übergang in krypto- bis mikrokristallinen Quarz Farbenspiel (Opalisieren). Edelopal ist in guter Qua- der Varietäten Chalcedon oder Jaspis erreicht. Dabei lität ein wertvoller Edelstein. nehmen Härte, Dichte und Lichtbrechung zu. Rund Hydrophan (Milchopal): Milchigweiß, geht durch 25 % der Si-O-Si-Bindungen in der Opalstruktur sind Wasserverlust aus Edelopal hervor. durch Einbau von endständigen Hydroxylionen auf- Feueropal: Bernsteinfarben bis hyazinthrot, durch- gebrochen: Si-(OH). scheinend, bisweilen von Edelsteinqualität., 164 9 · Silikate Gemeiner Opal: Mit verschiedener unreiner Färbung, Quarz oder in Tief-Cristobalit. Durch seine Eigenschaf- derb und wachsglänzend, kantendurchscheinend bis ten wie enorme Saugfähigkeit und Wärmedämmung undurchsichtig; hoher Gehalt an nichtflüchtigen Ver- findet Kieselgur vielseitige technische Verwendung. unreinigungen. Holzopal: Unter Wahrung der Struktur des Holzes von 9.6.2 gelber bis braunroter Opalsubstanz durchsetztes Holz, Feldspat-Familie (Tabelle 9.9) meist von Baumstämmen; häufig erfolgt Übergang in (unter Mitwirkung von Hans-Ulrich Bambauer und Herbert Kroll) Jaspis bzw. Chalcedon. Neuerdings wurde die Beteili- gung von Hoch-Tridymit festgestellt. Kristallstruktur und Phasenbeziehungen bei den Feldspäten Kieselgur, Tripel: Lockere, feinporöse Massen oder Ge- steine aus Opalsubstanz, vorwiegend aus Opalpanzern Mit einer Beteiligung von über 50 Vol.-% sind die von Diatomeen oder Radiolarien bestehend, teilweise Feldspäte die häufigste Mineralguppe der Erdkrus- nachträglich umkristallisiert in kryptokristallinen te. Im Erdmantel fehlen Feldspäte völlig. Tabelle 9.9. Die wichtigsten Gerüstsilikate (SiO2-Minerale s. Tabelle 9.8), 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 165 Abb. 9.47. Mischkristallbildung im ternä- a b ren Feldspatsystem bei a 900 °C und b 600 °C. a Nomenklatur der Hochtemperatur-Alkalifeldspäte und der Plagioklas-Reihe. Bei rund 900 °C gibt es zwischen Or und Ab keine Mischungslücke. b Unterhalb 600 °C (bei 1 bar Druck) beginnt sich eine Mi- schungslücke zu öffnen, wobei es zu perthitischer und antiper- thitischer Entmischung kommt. Auch die ternäre Mischungs- lücke des Systems vergrößert sich. Wie im Text ausgeführt, stellen „Orthoklas“ und „Na- Orthoklas“ metastabile Para- morphosen mit monokliner Mor- phologie dar, die bei der Um- wandlung von (K,Na)-Sanidin zu Mikroklin entstanden sind. (Mod. nach Deer et al. 1963) Chemische Zusammensetzung der Feldspäte. Die Zusam- mensetzung der meisten Feldspäte kann im Dreistoff- system KAlSi3O8 (Or, Orthoklas) – NaAlSi3O8 (Ab, Albit) – CaAl2Si2O8 (An, Anorthit) ausgedrückt werden (Abb. 9.47, 9.48) Die Feldspatzusammensetzungen zwischen Or und Ab werden als Alkalifeldspäte, diejenigen zwischen Ab und An als Plagioklase bezeichnet. Die gebräuchlichsten Mineralnamen einer weiteren Untergliederung der beiden Reihen sind in Abb. 9.47 eingetragen. Zwischen Or und An besteht eine ausgedehnte Mischungslücke. Natürliche Feld- spat-Zusammensetzungen, die in dieses Feld zu liegen kom- men, gibt es nicht. So existiert z. B. kein ternärer Feldspat, dessen Or : Ab : An-Verhältnis 1 : 1 : 1 entspricht. Auf diese Weise lassen sich die meisten Feldspäte in erster Näherung als binär betrachten (Abb. 9.47, 9.48). In der Natur treten die Plagioklase deutlich häufiger auf als die Alkalifeldspäte. Um die chemische Zusammensetzung eines Feldspats zu charakterisieren, bedient man sich des Or-Ab-An- Abb. 9.48. Die begrenzte Mischkristallbildung im System der Feld- Verhältnisses in Mol.-%, wie z. B. Or10Ab70An20. Dieser späte. Dem Diagramm liegen rund 300 chemische Feldspatanalysen Zusammensetzung würde der mit in Abb. 9.47a einge- zugrunde. (Nach Deer et al. 1963, Abb. 46) tragene K-Oligoklas entsprechen. Barium-Feldspäte sind selten; das reine Endglied Sie sind gegenüber O mit ihrer hohen Koordinationszahl Ba[Al2Si2O8] heißt Celsian (Cn); die Mischkristalle zwi- nicht ganz regelmäßig koordiniert. Dabei begünstigt das schen Cn und Or werden als Hyalophane bezeichnet. große K+-Ion mit einem Ionenradius von 1,59 Å monokli- ne Symmetrie, während Feldspäte mit den kleineren Katio- Kristallstruktur der Feldspäte. Die Kristallstruktur der Feld- nen Na+ (1,24 Å) und Ca2+ (1,20 Å) triklin sind (Abb. 9.49d). späte weist ein gemeinsames Bauprinzip auf: [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder bilden 4-zählige Ringe, die // der a-Achse Al,Si-Ordnungsvorgänge bei Feldspäten kurbelwellen-förmig aneinandergereiht und über gemein- same Sauerstoffbrücken nach Art eines dreidimensionalen Die Symmetrie eines Feldspates wird jedoch nicht nur Gerüsts miteinander verknüpft sind (Abb. 9.49a). Einwerti- durch seine chemische Zusammensetzung, sondern auch ge (K+, Na+) oder 2-wertige (Ca2+, Ba2+) Kationen befinden durch seinen Strukturzustand bestimmt. Das gilt insbe- sich in den relativ großen Hohlräumen des Tetraedergerüsts. sondere für die Verteilung von Al und Si auf die 4 ver-, 166 9 · Silikate Unter den in Gesteinen häufigsten Alkalifeldspäten mit der Zusammensetzung Or100Ab00 bis Or30Ab70 lassen sich unter Gleichgewichtsbedingungen zwei Modifikationen unterscheiden (Abb.9.51): Sanidin (monoklin, C2/m) als stabile Hochtemperaturform mit weitgehend ungeordne- ter Al,Si-Verteilung und Mikroklin (triklin,C1) als stabile Tieftemperaturform mit weitgehend bis maximal geord- neter Al,Si-Verteilung, wobei Al einen bestimmten Gitter- platz, nämlich T1(O) bevorzugt (Abb. 9.49b). Der Über- gang wird als diffusive Transformation bezeichnet und erfolgt durch Al,Si-Diffusion. Die Umwandlungstem- peratur liegt bei Tdiff ≈ 450–480 °C. Da die Ordnungs- geschwindigkeit in aller Regel niedriger ist als die Wachs- tumsgeschwindigkeit, wachsen Alkalifeldspäte bei allen Bildungstemperaturen Al,Si-ungeordnet als Sanidin, also auch metastabil im Stabilitätsbereich des Mikroklins! Pri- märe Bildung von Tief-Mikroklin findet man als Rarität vor allem in ausgesprochenen Tieftemperatur-Paragene- sen. Unabhängig von der Bildungstemperatur wählt man den Zusatz „Hoch“ für weitgehend ungeordnet und „Tief“ für maximal geordnet: Hoch-Sanidin und Tief-Mikroklin. Die Umwandlung Sanidin → Mikroklin ist extrem träge, Abb. 9.49. Die Kristallstruktur der Feldspäte. a Wesentliches Bauele- denn für die intrakristalline Al,Si-Diffusion besteht bei ment ist die kurbelwellenartige Kette aus Viererringen von [SiO4]- der niedrigen Umwandlungstemperatur T eine hohe und [AlO4]-Tetraedern, Blick ⊥ zur a-Achse (aus Smith und Brown diff 1988). b Feldspatstruktur, Blick ⊥ zu (001), sog. Hundekopf-Projek- kinetische Barriere. Zudem ist zu beachten, dass sich tion: Verknüpfung von vier „Kurbelwellen“; dargestellt sind nur Si[4] Grenzflächen trikliner Domänen in einer monoklinen (weiß) und Al[4] (schwarz), die Sauerstoff-Atome sind auf den Ver- Matrix bilden müssen. Als Folge entstehen im Sanidin bindungslinien zu denken. Bei einer ungeordneten Al,Si-Verteilung über submikrokopische Stadien letztlich zahlreiche mi- wie im Fall des Sanidins würde ⊥ b eine Spiegelebene und parallel kroskopische Domänen, die im Endstadium aus maximal dazu eine zweizählige Achse entstehen und monokline Symmetrie 2/m resultieren. In der Zeichnung ist der Fall des Tief-Mikroklins geordnetem Tief-Mikroklin bestehen, d. h. die Umwand- gezeigt: bei maximal geordneter Al,Si-Verteilung sind alle Al[4]-Ato- lung geht nicht einkristallin vonstatten. Die Mikroklin- me entlang der [110]-Translation angeordnet und die Symmetrie Domänen sind nach dem Mikroklin-Gesetz verzwillingt; reduziert sich auf 1. Mit zunehmender Al[4]-Anreicherung auf die- dadurch ensteht die wohlbekannte „Mikroklingitterung“ sen Punktlagen dehnt sich der Kristall in [110]-Richtung aus und (siehe Zwillingsbildungen, Abb. 9.53). Die träge Umwand- entsprechend schrumpft er in [110]-Richtung; diese Tatsache lässt lung kann durch „katalytische“ Einflüsse beschleunigt sich zur röntgenographischen Bestimmung der Al,Si-Verteilung ver- wenden (Kroll 1973). c, d Die Koordination der nächsten Sauerstoff- werden: z. B. durch Anwesenheit fluider Phasen bei ho- Atome um die großen Kationen K+ und Na+ bei Raumtemperatur, hem H2O-Druck oder durch mechanische Spannungen. Blick auf die bc-Ebene unter Angabe der jeweiligen Abstände K–O Letztlich ist das Produkt der Umwandlung eine Para- und Na–O in Å auf den Sauerstoff-Atomen. c Beispiel Sanidin: die morphose von Mikroklin nach Sanidin. Ist deren Aufbau O2–-Anordnung um das relativ große K+ genügt monokliner Sym- submikroskopisch, so nennt man sie Orthoklas, ist die metrie 2/m. d Beispiel Analbit: das relativ kleine Na+ kann seine Sau- erstoff-Umgebung nicht hinreichend aufspannen, so dass trotz un- Gitterung mikroskopisch und deutlich, so spricht man von geordneter Al,Si-Verteilung trikline Symmetrie 1 resultiert. Erst Mikroklin. Alle diese Paramorphosen zeigen die mono- Aufheizen auf >980 °C bewirkt die displazive Transformation in Mon- kline Morphologie des Sanidins (Abb.9.52), sie sind im albit 2/m. Hingegen ist bei kurzzeitigem Aufheizen die Symmetrie- Aussehen getrübt bis undurchsichtig. Metastabil erhalte- erhöhung eines triklinen, Al,Si-geordneten Feldspats nicht möglich, nen, wasserklaren Sanidin findet man noch am ehesten da dieses die Al,Si-Verteilung nicht ändern würde (Ribbe 1983a) in rasch abgekühlten Vulkaniten. Wegen der genannten Ungleichgewichte ist die Al,Si-Verteilung, die leicht durch schiedenen Tetraederplätze (Abb. 9.49b), die von der Röntgenbeugung zu bestimmen ist, in der Regel nicht als Bildungstemperatur des Feldspats und seiner Abküh- geologisches Thermometer zu verwenden, wohl aber der lungsgeschichte abhängig ist. Grundlegende Erkenntnis- Umwandlungspunkt, der sich ggf. im Gestein lokalisie- se hierzu wurden seit etwa 1950 von Fritz Laves und sei- ren lässt (Bambauer et al. 2005). ner Schule herausgearbeitet (Laves 1960). Neben der che- Auf der Ab-Seite des binären Systems ist die Polymor- mischen Zusammensetzung ist die Al,Si-Verteilung von phie vielgestaltiger (Abb.9.51). Das Na-Äquivalent zum besonderem Einfluss auf die physikalischen, insbesondere Sanidin ist der Monalbit (monoklin, C2/m) mit ungeord- die optischen Eigenschaften der Feldspäte. neter Al,Si-Verteilung, der vermutlich nur als künstliche, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 167 Abb. 9.50. Mikrofoto eines Kalifeldspats mit typischer lamellarer Entmi- schung (Mesoperthit), neben Korund (hohes Relief, gelbliche Interferenzfarben) und Phlogopit (bunte Interferenzfarben). Ko- rundgneis von Morogoro (Tan- sania). Gekreuzte Polarisatoren (+Nic.), Bildbreite ca. 1 mm (Foto: M. Okrusch) Bildung existiert. Unter Gleichgewichtsbedingungen, d. h. bei langsamer Abkühlung, tritt bei 980 °C folgende diffusive Transformation ein: Monalbit (C2/m) → Albit (C1), wobei über intermediäre Ordnungszustände der maxi- mal geordnete Tief-Albit erreicht wird. Alle Ordnungs/ Unordnungs-Übergänge sind reversibel, d. h. ein Al,Si-ge- ordneter Alkalifeldspat lässt sich durch Erhitzen wieder in den ungeordneten Zustand überführen. Indessen wan- delt sich bei rascher Abkühlung Monalbit ohne Änderung der Al,Si-Verteilung bei 980 °C displaziv um: Monalbit (C2/m) Analbit (C1). Die Umwandlung ist reversibel und vergleichbar Hoch-Cristobalit Tief-Cristobalit. Analbit ist also Al,Si-ungeordnet und bei keiner Tempe- ratur stabil; daher ist er auch nicht im Zustandsdiagramm Abb. 9.51 dargestellt. Bei den Plagioklasen sind Kristallstruktur und Pha- senübergänge durch das sich ändernde Si : Al-Verhältnis von Albit Na[AlSi3O8] zu Anorthit Ca[Al2Si2O8] und durch den gekoppelten Valenzausgleich Na+Si4+ Ca2+Al3+ zusätzlich kompliziert (Carpenter 1994). Auch hier gibt es Hoch- und Tief-Zustände. Jedoch zeigt reiner Anor- Abb. 9.51. Phasendiagramm für den Subsolidus-Bereich des binären thit mit dem Si : Al-Verhältnis von 1 : 1 eine maximal ge- Systems NaAlSi3O8 (Albit, Ab)–KAlSi3O8 (Kalifeldspat, Or) mit der Be- ordnete Al,Si-Verteilung. Wäre das nicht der Fall, wür- zeichnung der stabilen Phasen und einer weiten Mischungslücke un- terhalb 600 °C. Die Liquidus-Solidus-Beziehungen sind in Abb. 16.12 den sich in der Struktur Al-O-Al und Si-O-Si-Kontakte (S. 266) dargestellt. Abkürzungen: mkl für monoklin, trkl für triklin. ergeben, die energetisch ungünstig sind. Dieses Al- Erläuterungen siehe Text. (Nach Smith und Brown 1988, Ab-Seite Vermeidungsprinzip gilt für die Ordnungsvorgänge in nach Kroll et al. 1980, Or-Seite nach Kroll et al. 1991 korrigiert) allen Feldspäten. zusammensetzung Mischkristalle Monalbit–Sanidin, bei

Entmischungsvorgänge bei Feldspäten etwas niedrigeren Temperaturen Albit–Sanidin. Bei einer

Abkühlung unter eine Temperaturgrenze von rund 650 °C Im Zweistoff-System KAlSi3O8 (Or)–NaAlSi3O8 (Ab) beginnt (wenn zur Einstellung des Gleichgewichts genü- (Abb. 9.51) können sich nur bei relativ hoher Tempera- gend Zeit bleibt) ein Zerfall in zwei Teilkomponenten ent- tur unter niedrigen Drücken homogene Alkalifeldspäte sprechend der glockenförmigen Entmischungskurve ausscheiden (vgl. auch Abb. 16.12, S. 266). So bilden sich (Solvus) in Abb. 9.51. Die gegenseitige Aufnahmefähig- bei Temperaturen >980 °C und gegebener Schmelz- keit für die andere Komponente schwindet mit Abnahme, 168 9 · Silikate der Temperatur immer mehr. Bei ≈460 °C liegen z. B. Or- Aufnahme von K+ anstelle von Na+ sehr begrenzt. Sie armer Albit neben Ab-armem Mikroklin und unterhalb wächst etwas stärker an im Übergangsgebiet Plagioklas– 200 °C praktisch die reinen Endglieder nebeneinander vor. Alkalifeldspat (Abb. 9.47, 9.48). Bei hohen Temperaturen zei- Kühlt man einen bei hoher Temperatur gebildeten, gen die Plagioklase (mit Ausnahme von Anorthit) eine un- homogenen Alkalifeldspat-Mischkristall unterhalb des geordnete Al,Si-Verteilung, die bei rascher Abkühlung Solvus ab, so beginnt er durch Diffusion von Na+ und K+ metastabil erhalten bleibt, während es bei langsamer Ab- im Kristall zu entmischen. Je nach seiner Zusammenset- kühlung zur Al,Si-Ordnung kommt. Ausdruck dieses zung unterscheidet man zwei Fälle (Abb. 9.47b): strukturellen Verhaltens ist die Hoch- und Tieftemperatur- Optik der Plagioklase, die schon lange bekannt ist. Bei tie- bei perthitischer Entmischung scheiden sich K-haltige feren Temperaturen treten innerhalb der Plagioklasreihe Albitlamellen innerhalb eines Na-haltigen Kalifeld- drei Mischungslücken auf. Am bekanntesten ist die spat-Wirtskristalls aus; Peristerit-Lücke im Grenzbereich Albit–Oligoklas (An2–16). bei antiperthischer Entmischung scheiden sich Lamel- len von Na-haltigem Kalifeldspat innerhalb eines Kristallmorphologie und physikalische Eigenschaften Wirtskristalls von K-haltigem Albit aus; der Feldspäte als Mesoperthit bezeichnet man einen entmischten Alkalifeldspat, bei dem Albit und Kalifeldspat etwa zu Symmetrie. Feldspäte sind monoklin (2/m) oder tri- gleichen Anteilen nebeneinander vorkommen (Abb. 9.50) klin (1). Monokline Symmetrie ist bisher nur bei Alkali- feldspäten, Ba-Feldspäten und sehr Na-reichen Plagio- Beide Lamellensysteme sind in ihrem Wirtkristall klasen festgestellt worden (Monalbit; Abb. 9.51). Bei Or- nach (801) orientiert. Je nach der Größenordnung z. B. thoklas und z. T. bei Anorthoklas (Abb. 9.47a) ergibt sich der perthitischen Lamellen spricht man von die monokline Symmetrie aus submikroskopisch feiner Verzwillingung trikliner Domänen. Makroperthit (makroskopisch sichtbar), Mikroperthit (höchstens mikroskopisch sichtbar, Tracht und Habitus. Tracht und Habitus (Abb. 9.52, 9.54) Abb. 9.50) oder sind von den jeweiligen Bildungsbedingungen abhängig. Kryptoperthit (nur mit Röntgenbeugung oder dem Für die Tracht spielen insbesondere die Formen {010}, Elektronenmikroskop erkennbar). {001}, {101}, {201}, {110} bzw. {110} oder auch {111} bzw. {111} und {021} bzw. {021} eine große Rolle. Der Habitus Bei rascher Unterkühlung kann die Entmischung un- der Feldspatkristalle ist dünn- bis dicktafelig nach {010} terdrückt werden. oder gestreckt nach der a-Achse mit gleichbetonter Ent- Die Plagioklase können in erster Näherung als Glie- wicklung von {001} und {010}. der des Zweistoffsystems NaAlSi3O8 (Ab)–CaAl2Si2O8 (An) betrachtet werden (vgl. auch das Schmelzdiagramm Zwillingsbildungen. Sie sind bei den Feldspäten außeror- Abb. 16.4, S. 259). Sie bilden bei höheren Temperaturen dentlich verbreitet (Tabelle 9.10), wobei die Zwillingsachse eine lückenlose Mischkristallreihe mit gekoppelter Sub- jeweils eine Kristallkante (z. B. die a- oder c-Achse: stitution Na+Si4+ Ca2+Al3+. Demgegenüber ist die Kantengesetz), die Normale auf einer Kristallfläche (z. B. Abb. 9.52. Die Trachten und der Habitus sowie die Zwillingsbildung bei Alkalifeldspat sind alle von primärem Sanidin abzuleiten; a tafelig nach {010}, typisch für vulkanisch gebildeten Sanidin; b dicktafelig nach {010}, typisch für Orthoklas; c Karlsbader Zwil- ling; d gestreckt nach der a-Ach- se; e Bavenoer Zwilling; f Mane- bacher Zwilling (b–f typisch für Orthoklas und Mikroklin); g Bei- spiel für Adular-Tracht; h Bei- spiel für Anorthoklas-Tracht als „Rhombenfeldspat“, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 169 Tabelle 9.10. Die wichtigsten Zwillings- gesetze der Plagioklase ⊥ (010): Normalengesetz) oder die Normale auf einer führt zu einer „monoklinen“ „Aggregat- Kristallkante (Kantennormalengesetz) sein kann. Man un- spaltbarkeit“. Bei den triklinen Feldspat- terscheidet nach Zahl und Anordnung der Zwillingsindi- kristallen weicht der Winkel nur wenig von viduen einfache (häufig bei Orthoklas) und polysyntheti- 90° ab, bei Mikroklin-Einkristallen würde sche Zwillinge (in der Regel bei Plagioklas und bei Mikro- er nur ca. 30', bei den Plagioklasen maxi- klin; Abb. 9.53). Häufig beobachtet man aber auch kompli- mal 4–5° in Abhängigkeit vom An-Gehalt zierte Zwillingsstöcke mit einfacher oder polysynthetischer betragen. Wiederholung, bei denen oft verschiedene Zwillings- Härte 6 (Standardmineral der Mohs-Skala), also gesetze kombiniert auftreten. Neben den Makrozwillin- relativ groß, bedingt durch die starke, gen können die Ausmaße der einzelnen Zwillingsindi- nach allen Seiten hin wirkenden (Al,Si)- viduen bis zu Abmessungen weniger Elementarzellen O-Bindungen in der Kristallstruktur hinabreichen. Das Karlsbader, Manebacher und Bavenoer Dichte Relativ gering, bedingt durch die lockere Gesetz bilden sich nur primär beim Kristallwachstum Gerüststruktur; Alkalifeldspäte 2,5–2,6, (Wachstumszwillinge). Das Albit- und Periklin-Gesetz Plagioklase 2,6–2,8, je nach An-Gehalt können beim Kristallwachstum, durch Deformation Farbe, Glanz Fast durchweg hell: weiß, grau, gelblich, (Deformations-Zwillinge bei den Plagioklasen) oder grünlich oder hellrosa, auch rot durch auch bei der polymorphen Umwandlung (Transforma- mikroskopisch bis submikroskopisch fei- tionszwillinge) entstehen. Wichtigstes Beispiel hierfür ist ne Einlagerungen von Hämatit; die Spalt- das Mikroklin-Gesetz: die monokline Morphologie des flächen besitzen häufig Perlmuttglanz umgewandelten Sanidins wird von mikroskopisch feinen Bereichen aus triklinem Tief-Mikroklin ausgefüllt, die Alkalifeldspat-Reihe, (K,Na)[AlSi3O– 8 ] nach dem Albit- und dem Periklin-Gesetz polysynthetisch (Kristallklasse 2/m oder 1) angeordnet sind (Abb. 9.53). Dabei wird beim Albit-Ge- setz die Spiegelebene des Sanidins (2/m) als Zwillings- (K,Na)-Sanidin ebene, beim Periklin-Gesetz die zweizähligen Achse des Sanidins als Zwillingsachse übernommen. Das Albit- Sanidin ist die monokline Hochform von Alkalifeldspat Gesetz ist vermutlich das am häufigsten auftretende (2/m), unter Gleichgewichtsbedingungen auch Hoch- Zwillingsgesetze in der Natur. temperaturform, als Hoch-Sanidin weitgehend (nicht maximal!) Al,Si ungeordnet, als Tief-Sanidin im Rahmen Physikalische Eigenschaften. der Symmetrie 2/m etwas geordnet. Dabei besteht eine Spaltbarkeit: Im Wesentlichen nach {001} (vollkommen) vollständige Mischungsreihe zwischen Sanidin und Mon- und {010} (meist nur deutlich), durch et- albit. Die Mischkristalle sind in der Natur durch rasche was weniger starke Bindungen in der Kris- Abkühlung metastabil als (K,Na)-Sanidin in frisch aus- tallstruktur angelegt. Die beiden Spalt- sehenden, relativ jungen Vulkaniten und deren Tuffen ebenen schneiden sich in der a-Achse, und erhalten und sind dann häufig dünntafelig nach {010} zwar bei den monoklinen Feldspäten (Sani- entwickelt (Abb. 9.52a). Wasserklare Durchsichtigkeit din) unter einem Winkel von 90°. Das gilt spricht für fehlende Entmischung, Trübung deutet u. a. auch für die Paramorphosen (Orthoklas das Vorliegen von Kryptoperthiten an. Sanidin kann sich und Mikroklin) mit monokliner Morpho- auch metastabil im Stabilitätsbereich des Mikroklins bil- logie: die feine Mikroklinverzwillingung den (z. B. Adular). Insgesamt lassen sich die bei Ortho-, 170 9 · Silikate klas und Mikroklin erwähnten Wachstumszwillinge nach nach dem Mikroklin-Gesetz verwachsen sind. In einem ein- dem Karlsbader, Bavenoer und Manebacher Gesetz auf zelnen K-Feldspat können mehr oder weniger mikrosko- primären Sanidin zurückführen (Abb. 9.52c,e,f). pisch homogen erscheinende Orthoklas-Bereiche in Be- reiche mit mikroskopisch erkennbarer Mikroklingitterung (K,Na)-Orthoklas übergehen. Derartige Orthoklase liegen sehr häufig als Mikroperthite vor. Wachstumszwillinge (des ehemaligen (K,Na)-Orthoklase sind Paramorphosen mit monokliner Sanidins) nach dem Karlsbad-, dem Baveno- oder dem Morphologie (2/m), die metastabile Produkte der Um- Manebach-Gesetz sind häufig zu beobachten. Orthoklas wandlung von (K,Na)-Sanidin auf dem Weg zum Tief- gehört demzufolge nicht ins Zustandsdiagramm der Mikroklin darstellen, also kinetisch gestrandete Zwi- Alkalifeldspäte (Bambauer et al. 1989). schenzustände repräsentieren. Daher sind sie gemein- Orthoklase können dicktafelig nach {010} (Abb. 9.52b) glänzend und für das Auge leicht getrübt (selten) bis oder nach a gestreckt (Abb. 9.52d) oder kurzprismatisch meistens undurchsichtig. Solche Orthoklase sind mikro- nach dem Vertikalprisma {110} (Abb. 9.55) entwickelt skopisch weitgehend inhomogen und bestehen aus über- sein. Verzwillingung nach dem Karlsbader Gesetz wiegend submikroskopischen Domänen verschiedener (Abb. 9.52c) mit c als Zwillingsachse bzw. (100) als Größe mit trikliner Al,Si-Verteilung. Diese Domänen sind Zwillingsebene und (010) als unregelmäßige Verwach- nur mit dem Transmissions-Elektronenmikroskop (TEM) sungsebene sind verbreitet. Etwas weniger häufig ist die auflösbar; soweit sie eine gewisse Größe erreicht haben, Verzwillingung nach dem Bavenoer Gesetz mit Zwillings- erkennt man ein recht variables Erscheinungsbild: Dieses und Verwachsungsebene (021) oder (021) (Abb. 9.52e), reicht von schlecht definierten, unregelmäßigen Bereichen noch seltener das Manebacher Gesetz mit (001) als Zwil- mit ∅ von etwa 100–1 000 Å bis zu solchen, die nahe lings- und Verwachsungsebene (Abb. 9.52f), wobei die ∅ ≈ 1 µm sich der mikroskopischen Auflösung nähern und Kristalle nach a gestreckt sind. Orthoklas kommt ge- ähnlich dem mikroskopischen Bild von Mikroklin (s. u.) wöhnlich in körnigspätigen Kristallen als Hauptgemeng- teil in vielen hellen Plutoniten vor, wobei er häufig idio- morphe bis panidiomorphe Einsprenglinge bildet. Mikroklin Tief-Mikroklin ist die trikline (1), stabile Tieftemperatur- form des K-Feldspats mit maximaler Al,Si-Ordnung (Abb. 9.49b); submikroskopische Orthoklas-Mikroklin- Verwachsungen sind in den Gesteinen weit verbreitet, doch sind sie bei allen Temperaturen metastabil. Tief- Mikroklin ist stets ein sehr Ab-armer bis nahezu reiner K-Feldspat (Abb. 9.51). Idiomorphe Einkristalle von Mikroklin, d. h. solche, die auch trikline Morphologie (1) zeigen, sind sehr selten; im Vergleich zu monoklinen Feld- späten treten dann statt des Vertikalprismas {110} die Pi- nakoide {110} und {110} auf. Auch die Metrik der K-Feld- späte ist sehr ähnlich, z. B. ist der Winkel zwischen dem Basispinakoid {001} und dem seitlichen Pinakoid {010} bei Mikroklin 89°30' gegenüber 90° bei Sanidin und Or- thoklas (siehe auch Spaltbarkeit). Jedoch tritt Mikroklin in der Regel als Paramorphose von Mikroklin nach Sanidin auf, d. h. soweit erkennbar, mit monokliner Mor- phologie. Wie bei Orthoklas können auch Wachstums- zwillinge (des ehemaligen Sanidins) nach dem Karlsbad-, Baveno- und Manebach-Gesetz auftreten. Im Gegensatz zu Orthoklas bestehen die Paramorphosen aus mikros- Abb. 9.53. Mikroklin mit deutlich sichtbarer Zwillingsgitterung nach kopisch gut auflösbaren, im Idealfall klar definierten, oft dem Albit- und Periklin-Gesetz, neben Plagioklas (mit polysynthe- lamellaren Einkristallbereichen, die ∅ ≈ 100 µm erreichen tischer Verzwilligung), Quarz und Biotit (lebhafte Interferenzfarben). und bevorzugt nach dem Mikroklin-Gesetz verzwillingt Aplitgranit Myn-Aral am Balchasch-See, Kasachstan. Wegen der ma- sind (Bambauer et al. 1989). Es entsteht so ein nach dem kroskopischen Blaufärbung des Mikroklins trägt dieses Gestein den Handelsnamen „Amazonit“ und wird als Dekorationsstein verwen- Albit- und Periklin-Gesetz gegittertes Lamellensystem, det. +Nic. Bildbreite ca. 1,5 mm. (Foto: K.-P. Kelber) das in Schnittlagen ≈ // {001} (unter +Nic.) gut sichtbar, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 171 ist und ein mikroskopisches Identfizierungsmerkmal des Bedeutung von Orthoklas und Mikroklin als Rohstoff. Beide Mikroklins darstellt (Abb. 9.53). Orthoklas und Mikroklin Minerale sind wichtige Rohstoffe in der Keramikindus- – wie hier beschrieben – sind Produkte des gleichen Um- trie (Porzellan, Glasuren), der Glasindustrie und für die wandlungsvorgangs und somit nicht streng zu trennen. Herstellung von Email. Mikroklin-Perthite sind neben Orthoklas die verbrei- Die Varietät Mondstein ist ein milchig getrübter Kali- teten Kali- bzw. Alkalifeldspäte in Plutoniten. In großen feldspat mit kryptoperthitischer Entmischung. Bei sei- bis riesengroßen Individuen ist Mikroklin der Haupt- ner Verwendung als Edelstein ist sein bläulich-wogen- gemengteil der meisten Pegmatite. In deren Hohlräumen der Lichtschein geschätzt, der bei gewölbt geschliffener kommen auch gut ausgebildete Individuen vor, wie der Oberfläche (Cabochon) hervortritt. relativ seltene blaugrüne Amazonit (Abb. 9.54) Im sog. Schriftgranit (Abb. 20.3, S. 310) werden Adular Mikroklin-Individuen orientiert von Quarzstängeln durchwachsen. Dieses Gefüge wird meist durch simulta- Dieser Kalifeldspat besitzt in der Regel mononokline ne Kristallisation von Quarz und Kalifeldspat aus einer Kristallformen mit der besonderen Adulartracht durch H2O-reichen Restschmelze erklärt. Mikroklin ist der Vorherrschen von {110} und {101} und Fehlen oder weit- verbreitetste Alkalifeldspat in metamorphen Gesteinen; gehendes Zurücktreten von {010} (Abb. 9.52g). Adular Mesoperthite, d. h. Alkalifeldspäte die sich ungefähr zu kommt in alpinen Klüften vor, wo er metastabil, d. h. Al,Si- gleichen Teilen aus Mikroklin- und Albit-Lamellen auf- ungeordnet bei relativ niedrigen Temperaturen gewachsen bauen (Abb. 9.50), sind typisch für die hochmetamorphen ist. Folglich enthalten Adulare nur sehr wenig Ab-Kompo- Granulite. Mikroklin findet sich darüber hinaus im Det- nente. Adulare können eine sehr eigene innere Ausbildung ritus klastischer Sedimentgesteine, so besonders in zeigen, die dem Orthoklas ähnlich sein kann. In einem Arkosen, ist aber auch als primäre (sog. authigene) Bil- sehr charakteristischen Lamellengefüge können Adulare dung in Sedimentgesteinen anzutreffen. kontinuierliche Übergänge zwischen strukturellen Sanidin- und Mikroklin-Zuständen aufweisen, und es gibt sogar Beispiele von Tief-Mikroklin mit der charakteristischen Zwillingsgitterung (Bambauer und Laves 1960). Anorthoklas Kristallklasse 1. Dieser morphologisch monokline Alkali- feldspat liegt im Übergangsbereich zwischen Na-Sanidin und Na-Feldspat und weist meist einen deutlichen Ge- halt an Anorthit-Komponente auf (Abb. 9.47a, 9.48). Anorthoklas bildet sich nur unter hoher Temperatur und bleibt in vulkanischen Gesteinen bei schneller Ab- kühlung als solcher erhalten. Es handelt sich nicht um einen strukturell definierten Feldspat, sondern um ein Gemenge submikroskopischer Feldspatphasen variabler Zusammensetzung und Verwachsung (Bambauer 1988). Alkalifeldspäte mit rhombus- bis linsenförmigem Um- riss („Rhombenfeldspäte“, Abb. 9.52h) aus den sog. Rhombenporphyren der permischen Magmatit-Provinz des Oslo-Grabens (Süd-Norwegen) sind Anorthoklas. – Plagioklas-Reihe Na[AlSi8O8] – Ca[Al2Si2O8] (Kristallklasse 1) Plagioklas ist der Sammelbegriff für die triklinen Misch- kristalle zwischen Na[AlSi3O8] und Ca[Al2Si2O8] einschließ- lich der beiden Endglieder Albit und Anorthit. Die beson- deren Namen Oligoklas, Andesin, Labradorit und Bytownit werden heute meist durch Angabe der Molekularproportionen Abb. 9.54. Gruppe von Amazonit-Individuen in kurzprismatischer ersetzt wie z. B. Ab62An34Or4 (Andesin). Innerhalb dieserAusbildung mit der Flächenkombination {001}, {110}, {010} und {201} und deutlich sichtbarer Aggregat-Spaltbarkeit nach (001). Pikes Peak, Mischkristallreihe ändern sich die physikalischen Konstan- Colorado. Bildbreite 11 cm. Mineralogisches Museum der Universi- ten und die geometrischen Eigenschaften der Kristalle kon- tät Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) tinuierlich zwischen den beiden Endgliedern (Tabelle 9.11)., 172 9 · Silikate teil in niedriggradigen metamorphen Gesteinen, z. B. Albit- phylliten, Albitgneisen und Grünschiefern. Authigen kann sich Albit bei der Diagenese von Sandsteinen bilden. Oligoklas, An10–An30 In großer Verbreitung eingewachsen in hellen magmati- schen Gesteinen, ebenso in mittelgradigen metamorphen Abb. 9.55. Unterschiedlicher Habitus und Zwillingsbildungen bei Plagioklas; a Albit, dicktafelig nach {010}; b Periklin gestreckt nach Gesteinen. Die Varietät Aventurinfeldspat („Sonnenstein“) der b-Achse; c polysynthetischer Zwilling nach dem Albit-Gesetz; ist durch eingelagerte Schüppchen von Hämatit rot gefärbt M = {010}, P = {001}, l = {110}, x = {101} und goldgelb schillernd. In seltenen Fällen ist die schon erwähnte Peristerit-Lücke daran erkennbar, dass das mi- Plagioklaskristalle sind meist verzwillingt, vorzugswei- kroskopisch feine, lamellare Entmischungsgefüge einen se nach dem Albit- und/oder dem Periklingesetz. Diese Mondstein-artigen Lichtschein verursacht (Ribbe 1983b). beiden Gesetze treten fast stets in lamellarer Wiederholung auf (Abb. 9.55c, ferner Abb. 11.5b, 11.6a, 11.7b, 11.8a). Andesin, An30–An50 Diese polysynthetische Verzwillingung ist oftmals bereits mit bloßem Auge auf den Spaltflächen (001) bzw. (010) Seltener in aufgewachsenen Kristallen, verbreitet einge- als feines parallel verlaufendes Liniensystem erkennbar. wachsen als Gemengteil mesokrater magmatischer Ge- Das ist ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal gegenü- steine, z. B. in Andesiten und Dioriten, ebenso Gemeng- ber Orthoklas und Mikroklin. Häufig kommen komplexe teil mittelgradiger metamorpher Gesteine. Zwillingsstöcke vor, in denen das Albitgesetz mit dem Karlsbader, seltener mit dem Bavenoer oder dem Mane- Labradorit, An50–An70 bacher Gesetz kombiniert ist. Als Gemengteil eingewachsen in dunklen magmati- Albit, An0–An10 schen Gesteinen, insbesondere in Basalten und Gabbros, und in basischen metamorphen Gesteinen, hauptsächlich Monalbit (2/m) wurde bei hohen Temperaturen experi- in Amphiboliten. Bei tiefen Temperaturen tritt im Labra- mentell hergestellt, kommt aber in der Natur nicht vor. dorit eine etwa von An45 bis An62 reichende Mischungslücke Im Stabilitätsbereich des Albits, der bis zu sehr hohen auf, durch die submikropische Entmischungslamellen ent- Temperaturen reicht, findet der Al,Si-Ordnungsvorgang stehen, die sog. Böggild-Verwachsung. Diese kann bei ge- im metrisch triklinen Zustand statt (Abb. 9.51). Somit eigneter Ausbildung und je nach Lamellendicke zu einem entfällt – anders als beim Kalifeldspat – die Bildung tri- roten bis blauen Farbenspiel Anlass geben, das als Labra- kliner Domänen und damit die kinetische Hemmung, so dorisieren bezeichnet wird. Der Effekt ist nahe der Spalt- dass reiner Na-Feldspat häufig als Tief-Albit vorliegt. Gut fläche (010) am besten sichtbar (Bolton et al. 1966; Ribbe ausgebildete, aufgewachsene Kristalle von Albit treten im 1983b). Gesteine mit labradorisierendem Plagioklas wer- Albit- oder Periklintyp auf. Kristalle im Albittyp (Abb. 9.55a) den poliert und als Ornamentstein verwendet. sind nach c etwas gestreckt und zugleich tafelig bis dünn- tafelig nach {010} entwickelt; Kristalle im Periklintyp sind Bytownit, An70–An90 nach der b-Achse gestreckt (Abb. 9.55b). Albitkristalle sind farblos, durchscheinend bis durchsichtig, Kristalle Gemengteil in sehr basischen magmatischen und meta- im Periklintyp sind milchig-trüb oder durch winzige Ein- morphen Gesteinen. Auch beim Bytownit gibt es bei tie- schlüsse von Chlorit grün gefärbt. fen Temperaturen eine Mischungslücke im Bereich von Kristalle vom Albittyp kommen in Hohlräumen von Gra- An66 bis An95 mit submikroskopisch feinsten Lamellen, niten oder Pegmatiten als Drusenmineral vor, hier biswei- der sog. Huttenlocher-Verwachsung. len orientiert auf Orthoklas bzw. Mikroklin aufgewachsen. Kristalle nach dem Periklintyp sind Bestandteile alpiner Anorthit, An90–An100 Klüfte. Eingewachsen kommt Albit als verbreiteter Gemeng- teil in hellen, alkalibetonten magmatischen Gesteinen oder Seltener als die übrigen Plagioklaszusammensetzun- deren Pegmatiten vor. Er ist ebenso verbreiteter Gemeng- gen. Die durch Flächen begrenzten Kristalle sind dickta- Tabelle 9.11. Tief-Albit und Anorthit, 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 173 felig nach {010} entwickelt und kommen als Drusen- sichtige oder durchscheinende, auf mineral in Ca-reichen vulkanischen Auswürflingen und den muscheligen Bruchflächen ölig basaltischen Tuffen vor, als ein relativ seltener Gemeng- glänzende Varietät Eläolith, die ma- teil in stark unterkieselten Ca-reichen magmatischen Ge- kroskopisch dem Quarz ähnelt steinen sowie in mittel- bis hochgradig metamorphen Kalken und Kalkmergeln (Silikatmarmore, Kalksilikat- Struktur und Chemismus. Kantenverknüpfte [SiO4]- und Gesteine). [AlO4]-Tetraeder bilden Sechserringe, die durch an- dere Tetraeder zu einem Gerüst verknüpft sind. Da das 9.6.3 Si : Al-Verhältnis genau 1 : 1 ist, sind Si und Al in der Struk- Feldspatoide (Foide, Feldspatvertreter) tur geordnet (Al-Vermeidungsprinzip). Na+ kann bis zu etwa ¼ durch K+ ersetzt werden. Besonders deutlich wird Die Feldspatoide unterscheiden sich durch ihren der SiO2-Unterschuss des Feldspatvertreters, wenn man geringeren SiO2-Gehalt von den Alkalifeldspäten. Sie die Oxidformeln von Nephelin Na2O · Al2O3 · 2SiO2 und können nicht im Gleichgewicht mit Quarz auftreten, Albit Na2O · Al2O3 · 6SiO2 miteinander vergleicht. da sich sonst die entsprechenden Feldspäte bilden würden. Feldspatoide kristallisieren aus alkalireichen, Vorkommen. Nephelin ist ein wichtiges Mineral in SiO2- SiO2-armen silikatischen Schmelzen. untersättigten magmatischen Gesteinen mit Na-Vor- macht. Im Unterschied zu Leucit tritt Nephelin nicht nur in Vulkaniten, z. B. in Phonolithen, Nephelintephriten, Feldspatoide ohne tetraederfremde Anionen Nephelinbasaniten und Nepheliniten auf, sondern auch häufig in Plutoniten wie Nephelinsyeniten und deren Peg- Nephelin, (Na,K)[AlSiO4] matiten, gelegentlich sogar in metamorphen Gesteinen. Ausbildung. Kristallklasse 6, die kleinen kurzprismati- Nephelin als Rohstoff. Als Feldspatersatz in der kerami- schen Kristalle haben gewöhnlich nur das hexagonale schen Industrie. Nephelin-reiche magmatische Gesteine Prisma {1010} und das Basispinakoid {0001} entwickelt, der Kola-Halbinsel sind wichtiger Rohstoff für die Ge- seltener auch {1011} und {1120}. Diese Kristalle lassen winnung von Aluminium in Russland. ihre niedrige hexagonal-pyramidale Symmetrie durch ihre asymmetrischen Ätzfiguren auf den Flächen des Leucit, K[AlSi2O6] hexagonalen Prismas erkennen (Abb. 9.56a), sonst nur durch einen röntgenographischen Nachweis. Nephelin ist Wie man schon aus dem Vergleich der Struktur-, besser noch meist im Gestein eingewachsen. der Oxidformeln erkennt, ist Leucit (K2O · Al2O3 · 4SiO2) gegenüber Kalifeldspat (K2O · Al2O3 · 6SiO2) unterkieselt. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1010} unvollkommen Struktur. In der Leucit-Struktur befinden sich die K-Io- Bruch muschelig nen in den weiten Hohlräumen des lockeren Gerüsts aus Härte 5½–6 allseitig verknüpften (Al,Si)O4-Tetraedern, die 4-, 6-, 8- Dichte 2,6 und 12-zählige Ringe bilden. K+ besitzt gegenüber O [12]- Farbe grau, grünlich oder rötlich Koordination; es kann nur in geringem Maße durch Na+ Glanz Auf Kristallflächen Glasglanz, auf ersetzt werden. Der kubische Hoch-Leucit (Kristallklasse Bruchflächen Fettglanz; Durch Entmi- 4/m32/m), ist bei Temperaturen >605 °C beständig; er schung der K[AlSiO4]-Komponente wandelt sich bei Temperaturerniedrigung in den tetra- (Kalsilit) entsteht die trübe, undurch- gonalen Tief-Leucit (4/m) um, wobei die kubischen Kristallformen äußerlich erhalten bleiben. Ausbildung. Der kubische Hoch-Leucit weist als Hoch- temperaturform häufig modellhaft gut ausgebildete Iko- sitetraeder {211} auf, die auch als Leucitoeder bezeich- net werden. Kristalle von ehemaligem Hoch-Leucit stel- len – ähnlich wie Mikroklin – Paramorphosen dar, in de- nen Domänen aus Tief-Leucit komplizierte Zwillings- stöcke bilden (Abb. 9.56b). Die Lamellen sind oft nach Abb. 9.56. a Nephelin-Kristall mit asymmetrischen Ätzfiguren auf den {110} orientiert und mikroskopisch bei +Nic durch ihre Flächen des hexagonalen Prismas; b Ikositetraeder {211} (Leucitoeder) von ehemaligem Hoch-Leucit, paramorph umgewandelt in Lamellen Anisotropie meist gut sichtbar. Die Leucitkristalle sind von Tief-Leucit, orientiert // {110} fast stets im Gestein eingewachsen., 174 9 · Silikate Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Spaltbarkeit {110} vollkommen; Bruch muschelig Bruch muschelig bis uneben Härte 5½–6 Härte 5–6 Dichte 2,5 Dichte Sodalith 2,3, Nosean 2,3–2,4, Hauyn 2,5 Farbe, Glanz farblos, grauweiß bis weiß, auch gelb- Farbe, Glanz Farblos, weiß, aschgrau bis tiefblau lich; Glas- oder Fettglanz, trüb, durch- (ultramarinblau); sehr oft blau in un- scheinend terschiedlichen Tönen, besonders beim Hauyn; durchsichtig, durchschei- Bildungsbedingungen und Vorkommen. Leucit ist ein cha- nend, gelegentlich sogar undurch- rakteristisches Mineral SiO2-untersättigter vulkanischer sichtig; glas- bis fettglänzend. Die Gesteine mit K-Vormacht wie Leucitphonolithe, Leucit- blaue Färbung wird durch unter- tephrite, Leucitbasanite und deren Tuffe. schiedliche Elektronenzentren in der Er fehlt im Allgemeinen in echten Plutoniten und in [SO4]-Anionengruppe in der Struktur metamorphen Gesteinen, weil sein Kristallisationsge- verursacht biet mit zunehmendem Wasserdruck immer kleiner wird (Abb. 16.12, S. 266); ab PH O ≈ 2,6 kbar kann sich Leucit auch Chemismus. Sodalith enthält höchstens geringe Mengen2 aus unterkieselten Schmelzen nicht mehr ausscheiden. an K+ und Ca2+ anstelle von Na+ sowie Fe3+ anstelle von Al3+; Nosean und Hauyn bilden eine lückenlose Technische Verwendung. Leucit-reiche Gesteine bilden lokal Mischkristallreihe und enthalten stets etwas Cl– anstelle einen Rohstoff für die Gewinnung kalihaltiger Düngemittel. von [SO4] 2– sowie z. T. beachtliche Anteile an K+ und etwas Fe3+. Feldspatoide mit tetraederfremden Anionen: Sodalith-Reihe Vorkommen. Sodalith kommt besonders in alkalibetonten Sodalith, Na8[Cl2/(AlSiO4)6] oder als Merkformel Plutoniten (Nephelinsyeniten und deren Pegmatiten) so- 3NaAlSiO4 (Nephelin) · NaCl wie als mikroskopischer Gemengteil in vulkanischen Ge- steinen (Phonolithen und Alkalibasalten) vor, außerdem Nosean, Na8[(SO4)/(AlSiO4)6] als aufgewachsene Kriställchen in vulkanischen Auswürf- lingen. Sodalith entsteht auch durch metasomatische Hauyn, (Na,Ca,K,)8–4[(SO4)2–1/(AlSiO4)6] Umwandlung (Fenitisierung). Nosean und Hauyn sind fast ganz auf Alkalivulkanite wie Alkalibasalte und Pho- Struktur. In der Gerüststruktur der Sodalithreihe sind ge- nolithe sowie vulkanische Auswürflinge beschränkt. ordnete [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder so miteinander ver- knüpft, das käfigartige Hohlräume von kubo-oktaederi- Verwendung. Derbe, kräftig ultramarinblaue, durch Feni- scher Symmetrie (sog. Sodalith-Käfige: Abb. 9.1i, 9.57) ent- tisierung entstandene Sodalith-Massen von Ontario (Ka- stehen, die jeweils durch 6 Viererringe // {100} und 8 Sech- nada), Indien, Brasilien und Namibia werden zu kunst- serringe // {111} begrenzt werden. In diesen Hohlräumen gewerblichen Gegenständen, Steinketten sowie Boden- sitzen die großen Anionen [Cl]– und [SO4] 2– sowie die Katio- und Fassadenplatten verarbeitet. Es gibt eine Vielzahl von nen Na+ und Ca2+. Auch bei vielen Zeolithen treten Sodalith- synthetischen Materialien mit Sodalith-Struktur, von de- Käfige als strukturelle Bausteine auf (Abschn. 9.6.5). nen einige als Molekularsiebe verwendet werden. Ausbildung. Kristallklasse 43m; gerundete, bisweilen kor- Lasurit, (Na,Ca)8[S2/(AlSiO4)6] rodierte, im Gestein eingewachsene Kristalle oder kör- nige Aggregate, nur relativ selten bilden sie aufgewach- Am häufigsten ist der kubische Lasurit-1C mit der sene Kristalle, dann das Rhombendodekaeder {110} als Kristallklasse 43m; daneben treten der orthorhombische vorherrschende Kristallform. Lasurit-6O mit 2/m2/m2/m und der trikline Lasurit-4A mit der seltenen Kristallklasse 1 auf. Nur selten tritt La- Abb. 9.57. Sodalith-Käfig. Im Ver- surit in Form gut ausgebildeter Kristalle mit {110} auf; gleich zur Darstellung in Abb. 9.2i fast stets bildet er dichtkörnige, blaue Massen mit gelb- sind die Sauerstoffe weggelassen, glänzenden Pyrit-Einschlüssen, oft auch mit Anteilen von um die Käfig-Struktur deutlicher zu machen. (Nach Seel et al. 1974) Calcit. Dieses Gemenge wird mit dem Gesteinsnamen Lapis lazuli bezeichnet und ist ein geschätzter Schmuck- stein, der bereits seit dem Altertum in Afghanistan ab- gebaut wird. Der Chemismus von Lasurit entspricht dem künstlichen Farbstoff Ultramarin., 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 175 9.6.4 9.6.5 Skapolith-Gruppe Zeolith-Familie Skapolithe sind feldspatähliche Gerüstsilikate mit Zeolithe sind Gerüstsilikate mit besonders weitma- den tetraederfremden Anionen Cl– – auch F–, (OH)– schig angelegten Strukturen, großen Hohlräumen – sowie [CO ]2– und [SO ]2–3 4 . Sie bilden eine lücken- oder Kanälen (Abb. 9.58). In diesen Zwischenräumen lose Mischkristallreihe zwischen den Endgliedern. befinden sich große Kationen (Na+, Ca2+, K+, auch Ba2+ und Sr2+) und besonders auch H2O-Moleküle, Marialith, Na [Cl /(AlSi O ) ] und Mejonit, als Zeolithwasser bezeichnet. Eine lockere Bindung82386Ca [CO /(Al Si O ) ] bzw. Sulfat-Mejonit, Ca [SO /(Al Si O ) ] macht die Kationen austauschbar. Das Zeolithwasser832286842286kann schon bei mäßigem Erhitzen stufenweise aus- Ausbildung. Kristallklasse 4/m; aufgewachsene Kristalle bil- getrieben werden, ohne dass das Alumosilikatgerüst den gedrungene, seltener langgestreckte tetragonale Pris- zusammenbricht (Name „Kochstein“ von grch. ζέω men mit dominierendem {100}, ferner {110}, {111} und = sieden). Bedeutsam ist, dass die Zeolithe verlore- {101}; das Auftreten der selteneren Formen {121} oder {210} nes Wasser wieder aufnehmen können. oder von Ätzfiguren deutet an, dass Skapolith nicht zur höchstsymmetrischen tetragonalen Kristallklasse gehört; Viele Zeolithe haben sehr komplexe chemische Formeln, meist aber findet man Skapolith eingewachsen im Gestein. über die nicht immer Einigkeit besteht (Coombs et al. 1998; Bish u. Ming 2001). Wir geben die Zeolith-Formeln nach Physikalische Eigenschaften. Armbruster u. Gunter (2001) an, jedoch z. T. in stark ver- Spaltbarkeit {110} vollkommen, {100} deutlich; einfachter Form. Bei Zeolith-Mischkristallen wird das Bruch muschelig, spröde jeweils vorherrschende Alkali- oder Erdalkali-Ion hinter Härte 5–6 dem Namen angegeben, z. B. Heulandit-Ca, Stilbit-Na. Dichte 2,5–2,8, je nach Marialith/(Sulfat-) Die lockeren Strukturen der Zeolithe wirken sich auch Mejonit-Verhältnis auf physikalische Eigenschaften aus. So liegen Härte Farbe, Glanz farblos oder weiß, mit Glasglanz bis (3½–5½), Dichte (2,0–2,4) und Lichtbrechung (1,48–1,50) Fettglanz; durch Zersetzung und/oder deutlich niedriger als bei den Feldspäten. Die Kristalle Hämatit-Entmischung grau, grünlich, sind meist farblos oder weiß, höchstens durch Beimen- rötlich, ja ziegelrot, trübe gungen zart gefärbt. Auch in ihrem Auftreten in der Natur haben Zeolithe Struktur. Lockere Gerüststruktur mit Viererringen aus viel Gemeinsames. Ihre häufig gut ausgebildeten Kristalle [(Si,Al)O4]-Tetraedern, die // c zu Kanälen angeordnet füllen Hohlräume oder Klüfte meist innerhalb magmati- sind; in den kleineren Hohlräumen sitzen die Kationen scher, besonders jungvulkanischer Gesteine, so in Basalten Na+ und Ca2+, in den größeren die tetraederfremden An- und Phonolithen. In winzigen Kriställchen bilden Zeolithe ionen Cl–, [CO ]2–3 und [SO ] 2– 4 . Umwandlungsprodukte von Gesteinsgläsern und vulkani- schen Tuffen, so besonders auf dem Ozeanboden und in kon- Vorkommen. In (auto-)metasomatisch umgewandelten tinentalen Salzseen. Einige Zeolithe, insbesondere Laumo- Gesteinen, z. B. Gabbros; in Metamorphiten, z. B. in Ska- ntit und Heulandit, sind kritische Minerale der Diagenese polithgneisen und Granuliten; auf alpinen Klüften. und der niedrigstgradigen Metamorphose (Zeolithfazies). Abb. 9.58. Kristallstrukturen von Zeolithen. a Kette aus [SiO4]-Tetraedern (einfarbig) und [AlO4]-Tetrae- dern (schraffiert) von Faserzeo- lithen, z. B. Natrolith. b Blick in Kettenrichtung // c. c Chabasit- Käfig. d Faujasit-Käfig. (Nach Gottardi u. Galli 1985), 176 9 · Silikate Technische Bedeutung der Zeolithe Ihre strukturellen Eigenschaften (Abb. 9.58) machen die Zeolithe zu Ionen- bzw. Basen-Austauschern, sog. Permu- titen. So können Na-Zeolithe aus hartem Wasser Ca2+- Ionen aufnehmen im Austausch gegen die eigenen Na+- Ionen. Die dann an Ca2+-Ionen gesättigten Zeolithe las- sen sich für eine weitere Verwendung mit Hilfe von Na+- reichen Lösungen wieder regenerieren. Für die Aufberei- tung des Wassers werden synthetische Zeolithe eingesetzt. Entwässerte Zeolithe sind in der Lage, auch Atome oder Moleküle anderer Art bis zu einem gewissen Parti- keldurchmesser aufzunehmen. Diese Fähigkeit ermög- licht es, Zeolithe als sog. Molekularsiebe technisch für die fraktionierte Reinigung von Gasen bzw. Gasgemi- schen, insbesondere Edelgasen, einzusetzen. Die wichtigsten Zeolithe Unter den zahlreichen Zeolithen seien nur die wichtigs- Abb. 9.59. Kristalltrachten, Zwillinge und Viellinge bei Zeolithen. a Einkristall von Natrolith; b Bündel von Durchkreuzungszwillin- ten angeführt. Nach äußeren Kennzeichen wurde die gen von Stilbit (Desmin); c Chabasit, Durchkreuzungszwilling nach Zeolith-Familie in folgende Gruppen eingeteilt: (0001); d Phillipsit, zwei Zwillinge durchkreuzen sich unter Erlan- gen einer pseudotetragonalen Symmetrie Faserzeolithe Blätterzeolithe den. Dadurch entstehen große Kanäle, in denen Na+-Io- Würfelzeolithe nen und H2O-Moleküle sitzen. Natürlich ist die Morphologie jeweils strukturell be- Mesolith, Na2Ca2[Al6Si9O30] · 8H2O gründet. Dieser häufige Faserzeolith (Abb. 9.60) hat die gleiche Natrolith, Na2[Al2Si3O10] · 2H2O Kristallklasse mm2 sowie ähnliche Ausbildung, physika- lische Eigenschaften und Struktur wie Natrolith. Ausbildung. Faserzeolith der Kristallklasse mm2, in lang- prismatisch-nadeligen (Abb. 9.59a) und haarförmigen Thomsonit, NaCa2[Al5Si5O20] · 6H2O Kristallen, meist zu Büscheln oder radialstrahlig bis kugelig gruppiert, dabei sind die einzelnen Kristalle // c Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; Kristalle relativ gestreift. selten, meist fächerförmige oder kugelige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} deutlich entsprechend den schwä- Spaltbarkeit {010} vollkommen, {100} deutlich; cheren Bindungskräften zwischen den Bruch uneben, spröde // c kettenförmig aneinandergereih- Härte 5–5½ ten (Al,Si)O4-Tetraedern; Bruch mu- Dichte 2,3–2,4 schelig Farbe, Glanz weiß, auch gräulich, gelblich, rötlich; Härte 5–5½ Glasglanz, auf Spaltflächen Perlmutt- Dichte 2,2–2,6 glanz; durchscheinend bis trübe Farbe, Glanz meist farblos, weiß, seltener zart ge- färbt; Glas bis Seidenglanz; durchsich- Analcim, Na[AlSi2O6] · H2O tig bis durchscheinend Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, oft modellhaft gut Struktur. Kantenverknüpfte [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder ausgebildete Ikositetraeder {211} wie bei Leucit, auch in bilden Ketten // der c-Achse (Abb. 9.58a,b); diese wer- körnigen Aggregaten. Manche Analcime weichen schwach den durch weitere [SiO4]-Tetraeder zu einem dreidimen- von der kubischen Symmetrie ab und sind dann tetra- sionalen Gerüst von Vierer- und Achterringen verbun- gonal (4/m2/m2/m) oder rhombisch (2/m2/m2/m)., 9.6 · Gerüstsilikate (Tektosilikate) 177 Nephelin oder anderen Foiden. Der sog. Sonnenbrand der Basalte ist meist durch fein verteilten Analcim im Gestein bedingt. Sonnenbrenner-Basalte sind wegen ihrer Neigung zu grusigem Zerfall für technische Anwen- dungen ungeeignet. Analcim entsteht auch als authigene Neubildung in Sedimenten, in zersetzten Tuffen und bei der niedriggradigen Metamorphose. Laumontit, Ca[Al2Si4O12] · 4,5H2O Ausbildung. Langsäulige, vertikal gestreifte Kristalle (Kris- tallklasse 2/m), in stängeligen oder erdigen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit: {010} und {100} vollkommen, spröde Härte 3–3½ Dichte 2,3 Glanz Glasglanz, auf Spaltflächen Perlmutt- glanz; jedoch zersetzt sich Laumontit an der Luft unter H2O-Verlust und wird bald matt, trübe und bröckelig Struktur. 4-zählige Ringe aus [SiO4]- und [AlO4]-Tetrae- dern sind zu einem Gerüst verknüpft, in dem Sechser- und Zehnerringe sowie große Kanäle // der a-Achse auf- treten; in diesen sitzen Ca2+ und H2O. Phillipsit, ~K2(Na,Ca0,5)4[Al6Si10O32] · 12H2O Abb. 9.60. Mesolith auf Apophyllit, Nasik, Indien. Bildbreite 7 cm. Mine- ralogisches Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Ausbildung. Kristallklasse 2/m; typisch sind Durch- kreuzungs-Zwillinge, -Vierlinge (Abb. 9.59d) oder Physikalische Eigenschaften. -Zwölflinge; letztere entstehen, wenn sich drei Vierlinge Spaltbarkeit fehlt nahezu rechtwinklig durchkreuzen; bei Ausfüllung der Bruch uneben, muschelig einspringenden Winkel gleicht der sich ergebende pseu- Härte 5–5½ dokubische Zwölfling äußerlich einem Rhombendo- Dichte 2,3 dekaeder. Farbe farblos, mitunter graue, rötliche oder grünliche Tönung Physikalische Eigenschaften. Glanz Glasglanz Spaltbarkeit {010} und {001} eben wahrnehmbar; Bruch uneben, spröde Struktur und Chemismus. Viererringe aus [SiO4]- und Härte 5 [AlO4]-Tetraedern bilden ein Leucit-ähnliches Gerüst Dichte 2,2 mit 6-, 8- und 12-zähligen Ringen; parallel zu den Farbe, Glanz farblos, gelblich-weiß; Glasglanz; durch- 3-zähligen Achsen entstehen Kanäle, die sich nicht über- scheinend, seltener durchsichtig schneiden; in diesen sitzen die H2O-Moleküle und die Na+-Ionen. Na+ kann bis zu einem gewissen Grad durch Chemismus. Die Formel nach Bish u. Ming (2001) ist K+ oder Ca2+ ersetzt werden und zum Valenzausgleich stark vereinfacht wiedergegeben; es gibt Phillipsite Si4+ durch Al3+. mit K-, Na- und Ca-Vormacht; außerdem kann Ba ent- halten sein. Vorkommen. In Blasenräumen und Klüften von Basalten und anderen Vulkaniten. Besonders in vulkanischen Struktur. Schichten aus 4- und 8-zähligen Ringen von Tuffen finden sich gelegentlich große durchsichtige [SiO4]- und [AlO4]-Tetraedern sind durch 4-zählige Rin- Kristalle. Auf Erzgängen, z. B. St. Andreasberg (Harz). ge verknüpft, so dass Kanäle // der a- und der b-Achse In vielen Basalten und Phonolithen zusammen mit entstehen, die sich überschneiden., 178 9 · Silikate Heulandit, ~(Na,K)Ca4[Al9Si27O72] · 24H2O Ausbildung. Kristallklasse 2/m, Kristalle dünn- oder dick- tafelig nach {010} oder nach der a-Achse gestreckt, oft einzeln aufgewachsen, aber auch in blättrigen, schaligen oder spätigen Aggregaten, im Gestein eingewachsen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit: {010} sehr vollkommen, Bruch uneben, spröde Härte 3½–4 Dichte 2,2 Farbe, Glanz farblos, weiß, gelblich, rosa, durch ein- gelagerte Hämatit-Schüppchen auch ziegelrot; Perlmuttglanz auf Kristall- und Spaltflächen {010}, sonst Glas- glanz; durchscheinend Struktur und Chemismus. Baueinheiten, bestehend aus je zwei Vierer- und Fünferringen von [SiO4]- und [AlO4]- Tetraedern, sind zu Schichten // (001) verknüpft. Es ent- stehen offene Kanäle aus Zehner- und Achterringen, die sich überschneiden. Die Formel nach Bish u. Ming (2001) ist stark vereinfacht wiedergegeben; Ca2+ kann in erheb- lichem Umfang durch Sr2+, Ba2+, Mg2+ sowie durch die doppelte Anzahl von K+ und Na+ ersetzt werden. Stilbit (Desmin), ~NaCa4[Al9Si27O72] · 30H2O Ausbildung. Kristallklasse 2/m, meist in charakteristischen Abb. 9.61. Büschelige Kristallgruppen von Stilbit (weiß) und Apo- garbenförmigen Büscheln (Abb. 9.59b, 9.61), die als Durch- phyllit (hellgrün), Poona, Indien. Bildbreite 6 cm. Mineralogisches kreuzungs-Zwillinge monokliner Einzelkristalle zu deuten Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) sind, nicht ganz so häufig in stängelig-strahligen Gruppie- rungen. tion mit kanten- und eckenabstumpfenden Flächen wie {0112} oder {0221}. Häufig Durchkreuzungs-Zwillinge Physikalische Eigenschaften. nach (0001) (Abb. 9.59c), wobei die Ecken des einen Indi- Spaltbarkeit {010} vollkommen viduums über die Flächen des anderen Individuums vor- Härte 3½–4 springen. Dichte 2,1–2,2 Farbe, Glanz farblos oder zart gefärbt; auf Spaltflächen Physikalische Eigenschaften. Perlmuttglanz; durchscheinend bis durch- Spaltbarkeit {1011} bisweilen deutlich, sonst musche- sichtig liger Bruch Härte 4½ Struktur und Chemismus. Die gleichen Baueinheiten wie Dichte 2,1 beim Heulandit sind zu einem Gerüst verknüpft, die Ka- Farbe, Glanz farblos oder weiß, seltener zart gefärbt; näle aus Zehnerringen // der a- und Achterringen // der Glasglanz, durchsichtig bis durchschei- c-Achse enthalten. Die Formel ist vereinfacht (Bish u. Ming nend 2001); Ca2+ kann durch 2 Na+ und 2 K+ ersetzt werden. Struktur. Typisches Element der Gerüststruktur ist der Chabasit, (Ca0,5,Na,K)4[Al4Si8O24] · 12H2O langgestreckte Chabasit-Käfig, bestehend aus 2 Sechser-, 6 Achter- und 12 + 6 Viererringen (Abb. 9.58c). Beim Ausbildung. Würfelzeolith der Kristallklasse 32/m, in Faujasit Na20Ca12[Al60Si132O384]2 · 235H2O (!) (Kristall- würfelähnlichen Rhomboedern mit Polkantenwinkel von klasse 4/m32/m) sind Sodalith-Käfige über Sechserringe 85° 14'. Kristallformen {1011} allein oder in Kombina- zu einer kubischen Gerüststruktur verknüpft (Abb. 9.58d)., Literatur 179

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Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen

Reiner Klemd Während des Wachstums oder der Rekristallisation von Mineralen können ne- ben kristallinen Körpern auch Flüssigkeiten eingeschlossen werden. Flüssigkeits- einschlüsse (engl. fluid inclusions) werden oft übersehen, da sie mit einem Durch- messer von normalerweise <1 µm–0,1 mm sehr klein sind. In vielen Fällen sind sie <0,01 mm. Größere Einschlüsse bis zu mehreren Millimetern sind selten. Die ersten Arbeiten über Flüssigkeitseinschlüsse erschienen bereits vor über 130 Jah- ren. Nach 1900 erlebte diese Forschungsrichtung einen schnellen Aufschwung. Wichtige Ergebnisse der jüngsten Forschung (bis 1984) wurden von Roedder (1984) zusammengefasst. Ein ausführlicher Abriss wird in den Lehrbüchern von Roedder (1984), Shepherd et al. (1985) und Leeder et al. (1987) gegeben. Das Ziel der Untersuchung von Flüssigkeitseinschlüssen ist die Ermittlung von physikali- schen Daten wie Temperatur, Druck, Dichte und Zusammensetzung der Flüssig- keiten. Diese Daten ermöglichen Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen ih- rer Wirtminerale., 182 10 · Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen Eigenschaften Primäre und sekundäre Flüssigkeitseinschlüsse Das Einschlussvolumen beträgt normalerweise weniger als In den Mineralen gibt es mehrere Generationen von 1 % des Gesamtvolumens des Wirtkristalls, selten bis zu 5 %. Flüssigkeitseinschlüssen: Die Form der Flüssigkeitseinschlüsse kann einer negativen Kristallform des kristallographischen Aufbaus des Wirt- Primäre Flüssigkeitseinschlüsse entstehen während kristalls entsprechen; jedoch weitaus häufiger ist sie rund, des Wachstums eines Minerals. Häufig befinden sie oval oder unregelmäßig ausgebildet (Abb. 10.1, 10.2a). Die sich auf Wachstumszonen der Minerale (Abb. 10.3a,b). Einschlussfüllung besteht oft aus einer Flüssigkeit und Sekundäre Einschlüsse bilden sich dagegen erst einer Gasblase, die sich durch Volumenkontraktion der nach der Kristallisation des Wirtminerals. Sie sind an Flüssigkeit beim Abkühlen des Gesteins gebildet hat. Die verheilte Risse oder Brüche im Mineral gebunden Flüssigkeit ist normalerweise eine wässerige Lösung, in (Abb. 10.2a). der Salze gelöst sind. In den meisten Fällen handelt es Als pseudosekundär werden Flüssigkeitseinschlüsse be- sich um Na-, K-, Ca-, Mg-, Fe-Chloride; von anderen Sal- zeichnet, die zwar während des Wachstums des Wirt- zen wird seltener berichtet. Häufig beobachtet werden kristalls gebildet wurden, aber häufig Eigenschaften Einschlüsse von reinem CO2 oder CO2-H2O, während rei- der sekundären Einschlüsse aufweisen (Abb. 10.3a,b). ne CH4-Einschlüsse seltener sind. CO2 und CH4 können Niemals kreuzen sie allerdings die Korngrenzen ihrer sowohl als Gas als auch als Flüssigkeit eingeschlossen Wirtminerale im Gegensatz zu den sekundären Ein- werden. Verhältnismäßig häufig werden sog. Tochtermi- schlüssen. nerale in den Flüssigkeitseinschlüssen beobachtet, die in den Einschlüssen während der Abkühlungsphase aus den Primäre und pseudosekundäre Flüssigkeitseinschlüs- übersättigten Lösungen auskristallisieren. Kristalle da- se repräsentieren die physikalisch-chemischen Bedin- gegen, die während der Bildung des Flüssigkeitsein- gungen zur Zeit der Entstehung des Wirtminerals. Da schlusses eingeschlossen wurden, bezeichnet man als sekundäre Einschlüsse erst nach der Kristallisation des Festeinschlüsse (solid inclusions) (Abb. 10.2b). In eini- Wirtminerals gefangen werden, spiegeln sie spätere Ein- gen sehr schnell erstarrten magmatischen Gesteinen wird flüsse auf das Mineral bzw. auf das Gestein wider. Um von Silikatglas-Einschlüssen berichtet, die auch Schmelz- Aussagen über die Entwicklungsgeschichte eines Mine- einschlüsse oder magmatische Einschlüsse genannt wer- rals treffen zu können, ist deshalb eine Unterscheidung den. Alle Arten dieser Flüssigkeitseinschlüsse haben ge- der verschiedenen Einschlusstypen, die oft nebeneinan- meinsam, dass sie abgeschlossene und stofflich selbstän- der vorkommen, unerlässlich. Das häufigste Wirtmineral dige Körper sind, die während der Entstehung des Wirt- für Flüssigkeitseinschlüsse ist Quarz, aber auch in Mine- kristalls und/oder der nachfolgenden Prozesse, denen das ralen wie Granat, Kyanit, Pyroxen, Karbonat und Apatit Wirtmineral ausgesetzt war, entstanden sind. sind Flüssigkeitseinschlüsse beobachtet worden. Abb. 10.1. Rauchquarz-Kristall von Wett- ringen (Mittelfranken) mit farb- loser Zone, die zahlreiche Flüs- sigkeitseinschlüsse enthält. a Maßstab 5 cm; b vergrößerter Auschnitt, Bildbreite 1,5 cm; c stark vergrößerter Ausschnitt, Bildbreite 0.5 cm. Sammlung K. Wiedmann (Crailsheim). (Foto: K.-P. Kelber), 10 · Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen 183 Abb. 10.2. Einschlüsse in Mineralen. a Mikrofoto von sekundären, oval und unregelmäßig begrenz- ten Ein- und Mehrphasenein- schlüssen in magmatischem Quarz von Varkenskraal (Süd- afrika). Vergrößerung 630fach; b Ovaler Flüssigkeitseinschluss mit Mineraleinschlüssen und Tochtermineralen in magmati- schem Quarz von Varkenskraal, Muscovit (m) und Calcit (c). Auf- nahme mit dem Raster-Elektro- nenmikroskop (REM), Maßstab: 1 µm. (Aus Shepherd et al. 1985)

Mikrothermische Untersuchungen Mineralen und deren Wirtgesteinen charakterisieren.

Voraussetzungen hierfür sind: Mikrothermometrische Untersuchungen von Flüssig- keitseinschlüssen werden normalerweise mit kommerzi- 1. die stoffliche Homogenität der Flüssigkeit zum Zeit- ellen Heiz-Kühltisch-Systemen durchgeführt, die einen punkt des Einschließens, Temperaturbereich von –196 bis +600 °C abdecken soll- 2. die Erhaltung des Einschlussinhalts während der wei- ten. Durch die mikrothermometrische Untersuchung von teren geologischen Entwicklung, Flüssigkeitseinschlüssen werden physikalisch-chemische 3. ein konstantes Volumen der Flüssigkeitseinschlüsse Daten (Druck-Temperatur-Zusammensetzung der Flüs- seit dem Zeitpunkt des Einschließens. sigkeit, P-T-X) ermittelt, die die Bildungsbedingungen (primäre und pseudosekundäre Einschlüsse) und späte- Sind diese Voraussetzungen nicht oder nur teilweise ren geologischen Ereignisse (sekundäre Einschlüsse) von erfüllt, so muss dies in der Interpretation der P-T-X-Da-, 184 10 · Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen Abb. 10.4. P-T-Diagramm mit den Isochoren für reines H2O. Weiterhin Abb. 10.3. Einschlüsse in Mineralen. Prinzipskizze zur Anordnung pri- wird das Verhalten von zwei verschiedenen Einschlüssen A und B, die märer (P), sekundärer (S) und pseudosekundärer (PS) Flüssigkeitsein- unterschiedliche Dichten besitzen, während des Aufheizungsvorgangs schlüsse in Quarz und Fluorit. a Quarz, Schnitt parallel zur c-Achse; mit dem Heiz-Kühl-Tisch dargestellt (Pfeile). Obwohl die Einschlüsse b Fluorit, Schnitt parallel zur Würfelfläche. (Aus Shepherd et al. 1985) dieselbe Homogenisierungstemperatur (TH) besitzen, ergeben sich aus den unterschiedlichen Dichten unterschiedliche Einschließungs- temperaturen (T ) und die Homogenisierung findet entweder in die ten berücksichtigt werden, was nicht selten mit erhebli- Tflüssige (A) oder in die gasförmige Phase (B) statt. Die Dichten entlang chen Schwierigkeiten verbunden ist. Sind z. B. die Punk- der Isobaren sind in g cm–3 angegeben; k. P. bezeichnet den kritischen te 2 und 3 nicht oder nur teilweise erfüllt, so spricht man Punkt auf der Dampfdruckkurve. (Mod. nach Shepherd et al. 1985) von einer Reäquilibrierung der Einschlüsse, was beson- ders durch die retrograde Überprägung von hochgradi- (Einschluss B). Hierbei wird die Gasblase während des gen metamorphen Gesteinen wie Eklogiten und Granu- Heizvorgangs entweder immer kleiner, bis sie schließ- liten beachtet werden muss. Solche Reäquilibrierungen lich verschwindet, oder sie wird immer größer, bis der treten v. a. in Quarz auf und sind häufig nur bei genauer Flüssigkeitssaum aufgezehrt ist. Bei TH beginnt die Iso- struktureller und mikrothermometischer Bearbeitung chore auf der Siedekurve ihre Fortsetzung in das homo- der Flüssigkeitseinschlüsse erkennbar (Klemd et al. gene Zustandsfeld, je nach Dichte entweder in das flüs- 1995). Bei vielen anderen geologischen Vorgängen, wie sige oder gasförmige Feld (Abb. 10.4). Kann nun T oder bei der Bildung von hydrothermalen Erzlagerstätten oder P durch eine unabhängige Temperatur- oder Druckab- Erdöllagerstätten, der Diagenese von Sedimenten sowie schätzung bestimmt werden, so wird der P-T-Bereich der magmatischen und gering- bis mittelgradigen metamor- Bildungsbedingungen des Flüssigkeitseinschlusses phen Prozessen, sind diese Voraussetzungen jedoch er- anhand des Schnittpunkts mit der Isochore ermittelt. füllt. In solchen Fällen kann man normalerweise bei der Wurde der Einschluss jedoch als Zweiphaseneinschluss Untersuchung von Flüssigkeitseinschlüssen vorausset- entlang der Siedekurve eingeschlossen, so ist die Homo- zen, dass das unter Laborbedingungen beobachtete Vo- genisierungstemperatur gleich der Bildungstemperatur. lumen und damit die Dichte des Einschlusses den Weiterhin können die Einschlussbedingungen ermittelt Bildungsbedingungen entspricht. Daher kann, bei be- werden, wenn das Wirtmineral chemisch unterschiedli- kannter Zusammensetzung des Einschlussinhalts (s. che Flüssigkeitseinschlüsse enthält, die gleichzeitig ein- unten), eine Isochore, d. h. eine Linie konstanten Volu- gefangen worden sind. Da die H2O-Isochoren im Dia- mens in einem P-T-Diagramm konstruiert werden gramm steiler als z. B. die CO2-Isochoren verlaufen, müs- (Abb. 10.4). In einem geschlossenen System bleibt der sen sie sich schneiden und geben somit die Einschlie- Einschlussinhalt erhalten; deshalb bewahrt der Ein- ßungsbedingungen der Flüssigkeitseinschlüsse wieder. schluss neben dem konstanten Volumen auch seine Dich- te aus dem Bildungsbereich. Hieraus folgt, dass der Ein- Zusammensetzung schluss an einem bestimmten P-T-Punkt (TT) der Iso- chore eingefangen worden sein muss. Die Dichte des Ein- Die Zusammensetzung von Flüssigkeitseinschlüssen schlussinhalts wird während eines experimentellen Heiz- wird häufig anhand von kryometrischen Messungen be- vorgangs durch Homogenisierung der verschiedenen stimmt. So hat reines H2O einen Gefrierpunkt bei 0 °C, Phasen der Flüssigkeitseinschlüsse bestimmt. So homo- während in der Natur vorkommende H2O-reiche Flüs- genisiert die Gasblase eines Zweiphaseneinschlusses, der sigkeiten normalerweise gelöste Salze enthalten und da- aus einer Flüssigkeit und einer Gasblase besteht, bei der her niedrigere Gefrierpunkte besitzen. Die durch den Homogenisierungstemperatur TH (Abb. 10.4) entweder Kühlvorgang ermittelten Gefrierpunktserniedrigungen in die flüssige Phase (Einschluss A) oder in die Gasphase erlauben die Bestimmung der mengenmäßig vorwiegen-, 10 · Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen 185 den, in der Flüssigkeit gelösten Salze und ihren Gehalt. chungsmethoden wie thermodynamische Modellie- Die so ermittelte Konzentration oder Salinität der Lö- rungen und die Analyse stabiler Isotopen zu erhal- sung wird in Gew.-% NaCl äquivalent angegeben. Die ten; denn ausschließlich Flüssigkeitseinschluss-Unter- Konzentration und die Art der Zusammensetzung einer suchungen vermitteln einen direkten Einblick in die ge- Lösung geben Informationen über die Genese der be- naue chemische Zusammensetzung von mineralbil- treffenden Flüssigkeit. Weiterhin lassen sich unterschied- denden Lösungen. liche Flüssigkeiten leicht anhand ihrer unterschiedlichen Gefrierpunkte (z. B. CO2 = –56,6 °C; CH4 = –82,1 °C, Weiterführende Literatur N2 = –209,6 °C) unterscheiden. Mit der kryometrischen Methode des Heiz-Kühl-Tisches können also die Haupt- Klemd R (1989) Flüssigkeits-Einschlüsse (Hinweise auf die Bil- bestandteile einer Flüssigkeit an deren physikalisch- dungsbedingungen von Lagerstätten). Geowissenschaften 6: 182–186 chemischen Eigenschaften bestimmt werden. Die Kryo- Leeder O, Thomas R, Klemm W (1987) Einschlüsse in Mineralien. metrie umfasst alle Einschlussuntersuchungen unter Enke, Stuttgart dem Mikroskop, die mit Hilfe eines speziellen kryome- Roedder E (1984) Fluid inclusions. Rev Mineral 12 trischen Tisches (Kühltisch, Gefriertisch, Kühlkammer Shepherd TJ, Rankin AH, Alderton DHM (1985) A practical guide u. ä.) ausgeführt werden. Für eine genauere Bestimmung to fluid inclusion studies. Blackie, Glasgow-London des Einschlussgehalts sind aufwendigere Methoden wie Ultramikroanalyse, Lasermikroanalyse oder Raman- Zitierte Literatur Spektroskopie notwendig. Die auf diese Art gewonne- Klemd R, Bröcker M, Schramm J (1995) Characterisation of nen Erkenntnisse, insbesondere über die genaue che- amphibole-facies fluids of Variscan eclogites from the mische Zusammensetzung der Flüssigkeitseinschlüs- Orlica-Snieznik dome (Sudetes, SW Poland). Chem Geol se, sind nicht oder nur schwer durch andere Untersu- 119:101–113,

II Teil II Petrologie und Lagerstättenkunde

Zur Systematik der Gesteine Aufgrund ihrer Entstehung (Genese) lassen sich folgende drei umfangreiche Gesteinsgruppen unterscheiden, die durch unterschiedliche gesteinsbildende Prozesse entstehen (s. auch Kap. 1): magmatische Gesteine (Magmatite), Sedimente und Sedimentgesteine, metamorphe Gesteine (Metamorphite). Wie ein Blick auf geologische Karten, z. B. auf die von Mitteleuropa, eindrucks- voll zeigt, besteht die oberflächennahe Erdkruste überwiegend aus Sediment- gesteinen und nicht verfestigten Sedimenten. Das gleiche gilt für die Ozean- böden, wie durch zahlreiche Bohrungen zur Gewinnung von Erdöl oder zu rein wissenschaftlichen Zwecken belegt wurde. Demgegenüber dominieren in tie- feren Bereichen der Erdkruste magmatische und metamorphe Gesteine. Unter den Ozeanböden sind es fast ausschließlich Basalte und Gabbros, während in der kontinentalen Erdkruste Granite und Granodiorite sowie daraus gebildete Metamorphite vorherrschen. Kenntnisse über die Zusammensetzung der Erd- kruste gewinnen wir aus Bergwerken, Tunneln und Tiefbohrungen. So erreich- te die geowissenschaftliche Tiefbohrung auf der Kola-Halbinsel (Russland) eine Endteufe von 12 260 m, die kontinentale Tiefbohrung der Bundesrepublik Deutschland (KTB) bei Windischeschenbach in der Oberpfalz (Bayern) kam bei 9 101 m zum Stehen. Auf indirektem Wege vermitteln tektonisch gehobene und tiefgreifend abgetragene Krustenbereiche Aufschlüsse über den Aufbau der Erdkruste (s. Kap. 27, S. 480ff ). Die folgende Tabelle gibt eine Abschätzung der Häufigkeit von Gesteinen in der Erdkruste in Vol.-%: Tabelle II.1. Häufigkeit von Gesteinen in der Erdkruste (nach Ronov u. Yaroshevsky 1969),

Magmatische Gesteine (Magmatite)

11.1 Magmatische Gesteine (Magmatite, Eruptivgesteine, engl. igneous rocks) sind (im

Einteilung Wesentlichen) Kristallisationsprodukte aus einer natürlichen glutheißen silika-

und Klassifikation tischen Schmelze, dem Magma. Gelegentlich kommen auch karbonatische, der magmatischen oxidische oder sulfidische Magmen in der Natur vor.

Gesteine An aktiven Vulkanen kann man die Förderung magmatischer Schmelzen in

eindrucksvoller Weise direkt beobachten. Bei der effusiven Förderung fließen re- 11.2 lativ dünnflüssige Laven an der Erdoberfläche oder auf dem Meeresboden aus;

Petrographie bei der extrusiven Förderung werden sie als zäher Brei heraus gedrückt. In beiden

der Magmatite Fällen werden vulkanische Gase, insbesondere H2O, CO2 und Schwefeldämpfe freigesetzt. Diese heftigen Entgasungen belegen, dass in den Magmen des Erd- innern leichtflüchtige Komponenten gelöst sind. Effusiv und extrusiv geförderte Laven erstarren rasch zu feinkörnigen vulkanischen Gesteinen, z. T. sogar zu vul- kanischen Gläsern wie Obsidian oder Pechstein. Erreichen die leichtflüchtigen Komponenten einen gewissen Mengenanteil, so kommt es zur Blasenbildung und Fragmentierung des Magmas. Die Folge ist der explosive Vulkanismus, bei dem flüssige Lavateile in die Atmosphäre ausgeworfen werden und ganz oder teilweise im Flug erstarren. Es werden vulkanische Fragmente – neben erstarrter Lava auch Gesteinsbruchstücke und Einzelminerale – unterschiedlicher Größen- ordnung sedimentiert, die von vulkanischen Schlacken bis zu vulkanischen Aschen reichen. Häufig kommt es zur Bildung mächtiger Schichten von vulkani- scher Asche, die diagenetisch zu vulkanischem Tuff verfestigt wird. Ablagerungen von vulkanischen Glutwolken und Glutlawinen bezeichnet man als Schmelztuffe oder Ignimbrite. Diese, aus vulkanischem Lockermaterial bestehenden Ablage- rungen werden unter dem Begriff pyroklastische Gesteine (Pyroklastite) zusam- mengefasst; unverfestigte Pyroklastite jeder Art und Korngröße bezeichnet man als Tephra. Stratovulkane (Schichtvulkane) sind durch eine vielfältige Wechsel- lagerung von Laven und Tuffen gekennzeichnet; sie enthalten außerdem Gänge (engl. dikes), die diese Schichtenfolge diskordant durchsetzen oder als Lagergänge (engl. sills) nahezu konkordant zwischen den Schichten liegen. Diese Beobach- tung zeigt, dass magmatische Schmelzen in das Vulkangebäude intrudiert sind. Erreichen Magmen nicht die Erdoberfläche oder den Meeresboden, sondern bleiben in größerer Erdtiefe stecken, so wird ihre Entgasung durch die Gesteins- bedeckung verhindert. Der oft recht heterogene silikatische Schmelzbrei, das Magma, in dem neben viel gelöstem Gas auch bereits Kristalle oder Kristall- aggregate abgeschieden sind, kristallisiert in der Tiefe unter Bildung mittel- bis grobkörniger Plutonite (Tiefengesteine), z. B. als Granit. An der Existenz der flüs- sigen Lava, dem Ausgangsprodukt vulkanischer Gesteine, besteht kein Zweifel. Auch sind alle Laven nachweislich aus der Tiefe gefördert worden. Demgegen- über kann die Existenz von Magmen in der Tiefe nur indirekt aus ihren Kristallisationsprodukten, den Plutoniten, erschlossen werden, die heute durch Abtragung an der Erdoberfläche freigelegt sind: Noch niemand hat je das Mag-, 190 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) ma der Tiefe gesehen; auch konnten bislang weder direkte noch indirekte Mes- sungen mit Hilfe von Instrumenten vorgenommen werden, die seine Substanz oder das Ausmaß seiner Existenz betreffen. Trotzdem wird die Existenz von magmatischen Schmelzen im Erdinnern durch zahlreiche Beobachtungen gestützt. So sichern lokale Zusammenhänge mit ak- tiven Vulkanen das Vorhandensein von basaltischen Magma-Kammern in nicht allzu großer Tiefe innerhalb der Erdkruste, so z. B. unter der Insel Hawaii oder der Insel Vulcano. Plutone weisen häufig diskordante Kontakte mit ihrem Neben- gestein auf und enthalten Xenolithe (Nebengesteins-Schollen). Durch den ther- mischen Einfluss des kristallisierenden Magmas wird das Nebengestein kontakt- metamorph verändert: es entstehen Kontakthöfe. Durch Experimente an natürli- chen Gesteinen oder in stark vereinfachten Modellsystemen bei hohen Tempe- raturen und Drücken kann das Aufschmelzverhalten von Gesteinen und die Kris- tallisation von magmatischen Schmelzen modelliert werden. 11.1 11.1 pokristallin oder hyalin (glasig) entwickelt, wobei

Einteilung und Klassifikation der magmatischen allerdings oft Mikrolithe oder winzige Kristallite als Gesteine Entglasungsprodukte auftreten (Abb. 11.8b).

Bei den Einsprenglingen kann man drei verschiedene 11.1.1 Arten unterscheiden: Zuordnung nach der geologischen Stellung und dem Gefüge Phänokristen (grch. ϕαι′νω = sichtbar machen) oder Einsprenglinge im engeren Sinne sind relativ früh aus Wie oben dargelegt, kann eine Grobeinteilung der der Schmelze auskristallisiert; magmatischen Gesteine zunächst einmal nach ihrer Antekristen (lat. ante = vor) stammen entweder aus geologischen Stellung vorgenommen werden. Rück- einem Vorläufermagma oder wurden durch Mischung schlüsse auf ihren Bildungsort (Kristallisationsort) mit einem anderen Magma in das vorliegende Magma lassen sich bereits aus den Verbandsverhältnissen eingetragen (Hildreth 2001); ziehen. Hiernach unterscheidet man: Xenokristen (grch. ξε′νος = fremd) sind Fremdmine- rale, die aus dem festen Nebengestein stammen. 1. Plutonite, 2. Vulkanite und Vulkanische Lockerprodukte (Pyroklastika) sind meist 3. subvulkanische (hypabyssische) Gesteine, insbe- durch eine hohe Porosität gekennzeichnet. Aus der Luft ab- sondere Ganggesteine (Plutonit-Porphyre, Dole- gelagerte vulkanische Aschen, sekundär verfestigt zu vul- rite, Granophyre, Aplite, Pegmatite, Lamprophyre). kanischen Tuffen, zeigen häufig Schichtung; demgegenüber weisen Ignimbrite (Schmelztuffe), die aus Glutwolken und Je nach ihrem Bildungsort weisen magmatische Glutlawinen abgelagert wurden, meist keine Schichtung, Gesteine charakteristische Gefügemerkmale auf, die dafür aber oft Fließgefüge auf. Sie werden schon bei oder zur Klassifikation verwendet werden können (vgl. kurz nach ihrer Förderung durch Verschweißen von Abschn. 1.5, S. 30ff). Schmelzanteilen mehr oder weniger stark verfestigt. Vulkanite. Sie bilden sich im Zuge vulkanischer Ereignisse Subvulkanische Gesteine (Ganggesteine). Sie sind als magma- an der Erdoberfläche (subaerisch) oder am Meeresboden tische Gänge (Dikes) und Lagergänge (Sills), aber auch in (submarin), gelegentlich auch unter Gletschern. Effusiv Form von Stöcken in oberflächennahen (hypabyssischen bzw. und extrusiv geförderte vulkanische Laven weisen häu- subvulkanischen) Bereichen der Erdkruste intrudiert; sie fig Fließgefüge auf; sie sind oft kompakt, in vielen Fällen können auch als Bestandteil von Vulkanbauten auftreten. aber auch blasig (Mandelstein), zellig, schwammig oder Subvulkanische Gesteine sind stets kompakt und holokris- sogar schaumig (Bims). Ihre Struktur ist häufig porphy- tallin; sie weisen häufig ein porphyrisches Gefüge auf, wo- risch mit Einsprenglingen in einer feinkristallinen bis bei die Grundmasse fein- bis mittelkörnig ausgebildet ist dichten Grundmasse, die granular oder filzig, z. T. auch (Plutonit-Porphyre). Dunkle, meist porphyrische Gangge- kryptokristallin entwickelt sein kann (Abb. 11.7a,b, 11.8a, steine heißen Lamprophyre, helle, feinkörnige Ganggesteine 11.10a,b, 11.11b). Häufig ist die Grundmasse sogar hy- Aplite und helle, sehr grobkörnige Ganggesteine Pegmatite., 11.1 · Einteilung und Klassifikation der magmatischen Gesteine 191 Plutonite. Sie entstehen durch Kristallisation von magmati- Bas u. Streckeisen 1991; Woolley et al. 1996). Dabei hat schen Schmelzen in der Tiefe und bilden in der Erdkruste man der Einteilung der magmatischen Gesteine nach ih- geologische Körper unterschiedlicher Form und Größe: rem Mineralbestand den Vorzug gegeben. Diese Empfeh- Plutone. Batholithe sind plutonische Massen, deren Ober- lungen betreffen Vulkanite, Plutonite und Lamprophyre flächenanschnitt mehr als 100 km2 beträgt; sie sind durch (dunkle Ganggesteine) neben speziellen Randgruppen. multiple Magmenintrusionen entstanden, setzen sich also Soweit möglich, erfolgt die Klassifikation der Vulkanite aus mehreren Plutonen zusammen. Plutonite sind stets und Plutonite auf der Basis des modalen Mineralbestandes kompakt und holokristallin; sie zeigen bisweilen Fließ- (Modus, Modalbestand), d. h. dem prozentualen Anteil der gefüge. Typisch ist ein gleichkörniges, mittel- bis grobkör- in einem Gestein vorhandenen Minerale (in Vol.-%). Die- niges Gefüge mit hypidiomorpher Ausbildung der Gemeng- ser wird durch ein Punktzählverfahren unter dem Mikro- teile. Daneben treten auch porphyrische bzw. porphyrartige skop mittels einer Hilfsapparatur, dem Pointcounter, quan- Varietäten auf, wobei allerdings die Großkristalle häufig Ein- titativ bestimmt oder – einfacher – halbquantitativ abge- schlüsse anderer Minerale enthalten, also relativ spät kris- schätzt. Bei vulkanischen Gläsern oder bei Vulkaniten mit tallisiert sind und demnach keine früh ausgeschiedenen einem gewissen Glasanteil ist das natürlich nicht möglich; Einsprenglinge darstellen. auch bei Vulkaniten mit mikro- bis kryptokristalliner Grundmasse lässt sich der Modalbestand nicht bestimmen, Dreidimensionale Gefügeanalyse. In neuerer Zeit gewinnt da viele Mineralkörner wegen ihrer Kleinheit nicht iden- die 3D-Analyse von Gesteinsgefügen zunehmend an Be- tifizierbar sind oder in verschiedenen Ebenen des 20–30 µm deutung, wofür grundsätzlich zwei Gruppen von Metho- dicken Dünnschliffs liegen. Umgekehrt bieten auch sehr den zur Anwendung kommen (Jerram und Higgins 2007): grobkörnige Plutonite Schwierigkeiten bei der Bestim- mung ihres Modalbestands. So kann man leicht abschät- Zweidimensionale Gefügeanalyse von parallelen zen, dass in einem Dünnschliff von 20 × 30 mm Fläche bei Gesteinsschnitten. Hierfür wird ein Gesteinsblock ent- einem Gestein mit mittlerem Korndurchmesser von 5 mm weder schrittweise abgeschliffen oder – besser – durch nur etwa 20–25 Körner auftreten. Das ist für eine hinrei- parallele Schnitte in Scheiben zerlegt, aus denen sich chende statistische Genauigkeit zu wenig, so dass für eine dann Dünnschliffe herstellen lassen. Gesteinsprobe mehrere Dünnschliffe ausgezählt werden Dreidimensionale Computer-Tomographie (CT), wie sie müssen. In all diesen Fällen wird man die chemische Zu- z. B. in der Medizin seit längerem Anwendung findet. sammensetzung heranziehen und aus ihr einen künstli- Ein Gesteinsblock wird mit Röntgen-, Synchrotron-, chen Mineralbestand, die Norm, errechnen (s. unten). Gamma- oder Elektronenstrahlen oder auch mit sicht- Grundlage der Klassifikation der Magmatite sind barem Licht durchstrahlt, wodurch man sequentielle 5 Mineralgruppen, zu denen die wichtigsten gesteinsbil- 2D-Bilder erzeugt, die zu einem virtuellen 3D-Bild ver- denden Minerale der Magmatite gehören: einigt werden. Felsische (helle) Minerale 11.1.2 Q Quarz (und andere SiO2Minerale) Klassifikation nach dem Mineralbestand A Alkalifeldspäte (Sanidin, Orthoklas, Mikroklin, Perthite, Anorthoklas, Albit bis zu einem An-Ge- Eine detaillierte Einteilung (Klassifikation, Systema- halt von 5 Mol.-%) tik) der magmatischen Gesteine (Magmatite) wird P Plagioklas (An05–100) nach dem Mineralbestand, dem Chemismus oder F Feldspatoide (Foide, Feldspatvertreter: Leucit, Ne- nach beiden Kriterien vorgenommen. Wegen der phelin, Sodalith, Nosean, Hauyn u. a.) Bedeutung der Feldspäte basiert jede mineralogische Mafische (dunkle) Minerale, Mafite: Systematik wesentlich auf der Art und der Menge M Glimmer, Amphibole, Pyroxene, Olivin u. a. sowie des Feldspats. Dabei ergibt sich als Regel: Je größer die opaken Minerale (z. B. Magnetit, Ilmenit) und der prozentuale Anteil von SiO2 in einem magmati- weitere Akzessorien (z. B. Zirkon, Titanit, Apatit) schen Gestein ist, um so größer ist der Anteil an Al- kalifeldspat und um so größer der Albit-Gehalt im Unterscheidung nach dem gesamten Mengenanteil der Plagioklas, dafür um so kleiner der Anteil an dunk- Mafite (M): len Gemengteilen (Mafiten). Hololeukokrate Magmatite: <10 Vol.-% Mafite Aufbauend auf Vorschlägen von Streckeisen (1967) Leukokrate Magmatite: 10 –35 Vol.-% Mafite wurde die mineralogische Klassifikation der magmati- Mesokrate Magmatite: 35 –65 Vol.-% Mafite schen Gesteine (igneous rocks) durch die International Melanokrate Magmatite: 65 –90 Vol.-% Mafite Union of Geological Sciences (IUGS) verbindlich gere- Holomelanokrate gelt (z. B. Streckeisen 1974, 1976, 1980; Le Maitre 1989; Le (ultramafische) Magmatite: >90 Vol.-% Mafite, 192 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) Abb. 11.1. IUGS-Klassifikation der Plutonite und Vulkanite im Doppeldreieck Q–A–P–F nach dem modalen Mineralbestand. Erläute- rungen im Text. Früher gebräuchliche Bezeichnungen in Klammern. Gesteinsnamen der Felder 6–10' in Tabelle 11.1. (Nach Streckeisen 1974, 1980; Le Maitre 1989; Le Bas u. Streckeisen 1991) Alle magmatischen Gesteine mit M < 90 Vol.-% – und weise Sammelnamen für eine größere Gesteinsgruppe. So das ist der weitaus überwiegende Teil – werden nach den ist bei der Sammelbezeichnungen Alkalifeldspat-Granit, im Gestein anwesenden hellen (felsischen) Gemengtei- -Syenit, -Rhyolith, -Trachyt der jeweilige Alkalifeldspat zu len klassifiziert. Dabei werden die Modalbestände in spezifizieren, z. B. Mikroklin-Granit, Albit-Rhyolith. das Doppeldreieck Q–A–P–F projiziert, und zwar jeweils Die dunklen Gemengteile (Mafite) werden bei der für Plutonite und Vulkanite gesondert (Abb. 11.1 und IUGS-Klassifikation zunächst vernachlässigt; sie kön- Tabelle 11.1). Bei Quarz-führenden Gesteinen werden nen aber zur näheren Kennzeichnung eines Gesteins die Molprozente Q + A + P = 100, bei Foid-führenden dienen, z. B. Hornblendegranit. Bei mafischen Pluto- Gesteinen A + P + F = 100 gesetzt und diese Mengen- niten der Gabbro-Gruppe (Feld 10 in Abb. 11.1) wer- verhältnisse in das obere bzw. untere Dreieck eingetra- den Gesteine aus Klinopyroxen (Cpx) + Plagioklas als gen. Diese Anordnung ist möglich, weil in einem Gestein Gabbro, solche aus Orthopyroxen (Opx) + Plagioklas Quarz und Feldspatoide nicht im Gleichgewicht nebenei- als Norit und solche aus Olivin (Ol) + Plagioklas als nander auftreten können. Die Magmatite des mittleren Troktolith bezeichnet (Abb. 11.2b,c); Gesteine aus Gürtels führen als helle Gemengteile im Wesentlichen nur Ol + Cpx / Opx + Plag heißen Olivin-Gabbros bzw. Oli- Feldspäte. Chemisch ausgedrückt befinden sich im obe- vin-Norite, Gesteine aus Opx + Cpx + Plag nennt man ren Dreieck mit freiem Quarz SiO2-übersättigte, im mitt- Gabbro-Norite. Anorthosite (nach „Anorthose“, der al- leren Streifen SiO2-gesättigte und im unteren Dreieck mit ten französischen Bezeichnung für Plagioklas) bestehen Feldspatoiden SiO2-untersättigte Gesteine. Die in die zu >90 Vol.-% aus Plagioklas (Abb. 11.2b). Die eben- Doppeldreiecke eingebrachten Gesteinsnamen sind teil- falls im Feld 10 liegenden Diorite bestehen meist aus, 11.1 · Einteilung und Klassifikation der magmatischen Gesteine 193 Tabelle 11.1. Plutonite und Vulkanite in den Feldern 6–10 und 6'–10' des Doppeldreiecks Q–A–P–F (Abb. 11.2) Amphibol + Plagioklas. Trotzdem erfolgt die Unter- scheidung von den Gabbros – nicht ganz logisch und für Feldgeologen unpraktisch! – nach dem mittleren An- Gehalt der Plagioklase: An > 50 Mol.-% beim Gabbro, An < 50 Mol.-% beim Diorit. Demgegenüber wird die Unterscheidung zwischen den in Feld 9 und 10 liegen- den Vulkaniten Basalt und Andesit – abweichend von der modalen Gliederung – nach dem SiO2-Gehalt der Gestei- ne vorgenommen: Basalte haben <52 Gew.-%, Andesite >52 Gew.-% SiO2; dabei liegen Andesite überwiegend in Feld 9*, Basalte überwiegend in Feld 10 und 10* des Abb. 11.2. IUGS-Klassifikation a der ultra-mafischen Plutonite (Pe- Q–A–P-Dreiecks (Abb. 11.2). ridotit- und Pyroxenit-Gruppe) und b, c der mafischen Plutonite Bei den ultramafischen Magmatiten mit M >90 Vol.-% (Gabbro-Gruppe); opake Minerale ≤5 Vol.-%. Erläuterungen im Text ist für die Gliederung der Mengenanteil der dunklen Gemengteilen maßgebend, wobei das Dreieck Ol–Opx– Plutonit-Porphyre sind Gangesteine mit porphy- Cpx verwendet wird (Abb. 11.2a). Ultramafische Gestei- rischem Gefüge, z. B. ne mit Olivin-Gehalten >40 Vol.-% (bezogen auf – Granitporphyr mit Einsprenglingen von Alkali- Ol + Opx + Cpx = 100) werden allgemein als Peridotite feldspat, (nach der heute nur noch in der Gemmologie verwende- – Gabbroporphyrit mit Einsprenglingen von Plagi- ten Bezeichnung „Peridot“ für Olivin) bezeichnet, sol- oklas. che mit <40 Vol.-% als Pyroxenite. Die einzelnen Leukokrate (helle) Ganggesteine Gesteinsbezeichnungen sind Abb. 11.2a zu entnehmen. – Granophyr ist ein feinkörniger Granit, bestehend aus Bewährt hat sich im Unterricht ein Lernschema, aus unregelmäßig verzahnten, „mikrographischen“ Ver- dem die Mineralzusammensetzungen für die wichtigs- wachsungen von Alkalifeldspat und Quarz. ten Magmatite in beabsichtigter Vereinfachung leicht – Felsit ist ein in der angelsächsischen Literatur ge- abzulesen sind (Tafeln 1 und 2 des Anhangs). bräuchlicher Sammelname für helle, feinkörnige bis Subvulkanische Gesteine (Ganggesteine), die in ein dichte Quarz-Feldspat-reiche Ganggesteine ohne oberflächennahes Krustenniveau intrudiert sind, kön- charakteristische Korngefüge. nen den gleichem Mineralbestand und Chemismus – Aplit zeigt ebenfalls feinkörnige Gefüge, ist jedoch aus wie die entsprechenden Plutonite und Vulkanite auf- isometrischen Körnern von Kalifeldspat (meist weisen. Mitunter haben sie auch eigene, charakteristi- Mikroklin-Mikroperthit) ± Plagioklas (An0,5-20) sche Gefüge: + Quarz ± Muscovit ± Turmalin aufgebaut., 194 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) – Pegmatit ist durch ein sehr grobkörniges Gefüge chemischen Zusammensetzung charakteristi- ausgezeichnet, bestehend aus Kalifeldspat + Albit sche Merkmale aufweisen. Im Vergleich zu Ba- (seltener Oligoklas) + Quarz + Muscovit ± Biotit; salten bzw. Doleriten zeigen sie höhere Gehalte an Alkalipegmatite enthalten Nephelin anstelle von K2O oder K2O + Na2O (bezogen auf den jeweiligen Quarz sowie sehr verschiedene Akzessorien. Ty- SiO2-Gehalt) und besitzen hohe Gehalte an sel- pisch sind graphische Verwachsungen zwischen teneren Elementen wie Cr, Ni, Ba, Sr, Rb, P, H2O Kalifeldspat und Quarz im sog. Schriftgranit u. a. Sie führen oft kleinere Einsprenglinge von (Abb. 20.3, S. 310). Biotit, Hornblende, Klinopyroxen (Diopsid bis Dunkle Ganggesteine Augit) und Olivin (serpentinisiert). Die hellen – Dolerite sind mittelkörnige Ganggesteine basal- Gemengteile Alkalifeldspat, Plagioklas und häufig tischer Zusammensetzung. Sie weisen häufig ophi- etwas Quarz kommen niemals als Einsprenglinge tisches oder subophitisches Gefüge auf, bei dem vor. Die wichtigsten Lamprophyre sind in Tabel- sich Leisten von Plagioklas sperrig verschränken le 11.2 aufgeführt. und von größeren xenomorphen Augitkristallen vollständig oder teilweise umwachsen werden Neben den aufgeführten Kalkalkali-Lamprophyren (Abb. 16.9, S. 263). gibt es Alkali-Lamprophyre: Camptonit führt neben Feld- – Lamprophyre sind mesokrate bis melanokrate späten auch Foide als helle Gemengteile, Monchiquit ent- Ganggesteine, die nicht einfach Äquivalente von hält eine glasige Grundmasse und Foide, Alnöit ist ultra- häufigen Plutoniten oder Vulkaniten darstellen, mafisch. Als dunkle Gemengteile enthalten diese Alkali- sondern in ihrem Mineralbestand und ihrer lamprophyre Na-Amphibol, Titanaugit, Biotit und Oli- vin; der ultramafische Alnöit enthält besonders auch Tabelle 11.2. Wichtigte Lamprophyre Melilith. 11.1.3 Chemismus und CIPW-Norm Die Mittelwerte der chemischen Zusammensetzung einer Auswahl magmatischer Gesteine sind in den Tabellen 11.3 und 11.4 aufgeführt. Der Chemismus von Gesteinen wird gewöhnlich in Gew.-% der Elementoxide ausgedrückt. Wie die mineralogische Zusammensetzung streut auch der Chemismus in gewissen Grenzen. Dabei unterscheidet man zwischen Haupt-, Neben- und Spurenelementen. Tabelle 11.3. Chemische Durchschnitts- Zusammensetzungen (Oxide, Gew.-%) einer Auswahl wich- tiger Plutonite. H O+2 bezeichnet Wasser, das in den Mineralen – meist in Form von (OH)-Grup- pen – chemisch gebunden, also nicht adsorbiert ist (Nach Nockolds 1954), 11.1 · Einteilung und Klassifikation der magmatischen Gesteine 195 Den weitaus höchsten Wert besitzt in den meisten gehören zu den beiden häufigsten Magmatitgruppen, der magmatischen Gesteinen SiO2. Er liegt, wenn man von Basalt- und der Granit-Granodiorit-Gruppe. Bei den am extremen Zusammensetzungen absieht, zwischen 40 und meisten verbreiteten Magmatiten liegt der Al2O3-Wert 75 % (Tabelle 11.3, 11.4). Dabei sind 2 Häufigkeits- zwischen 10 und 20 %, MgO zwischen 0,3 und 30 %, FeO maxima bei 52,5 und 73,0 % SiO2 festgestellt worden. Sie (einschl. Fe2O3) zwischen 4 und 12 %, CaO zwischen 0,5 und 12 %, K2O zwischen 0,2 und 6,0 % und Na2O zwi- Tabelle 11.4. Chemische Durchschnitts-Zusammensetzungen (Oxide, schen 0,5 und 9 %. Alle anderen Oxide haben kleinere Gew.-%) einer Auswahl wichtiger Vulkanite. (Nach Nockolds 1954) Werte oder sind nur in sehr geringen Mengen vorhan- den. Ihre Variationsbreite hält sich bei den gewöhnlichen Magmatittypen in Grenzen. Nur wenige, relativ seltene Magmatite können extre- mere chemische Zusammensetzungen aufweisen als die in den Tabellen 11.3 und 11.4 aufgeführten, so z. B. die Karbonatite, eine interessante Gesteinsgruppe, die über- wiegend aus Karbonaten zusammengesetzt ist. Bei ih- nen kann CO2 31,8 % erreichen, während SiO2 mitunter kaum über einen Spurengehalt hinausgeht. Diese Ge- steinsgruppe besitzt auch sonst einen ungewöhnlichen Chemismus, indem sie z. B. hohe Konzentrationen an relativ seltenen Elementen enthält. Die Zuordnung der chemischen Hauptelemente inner- halb der verschiedenen Magmatite ist nicht zufällig. So haben magmatische Gesteine z. B. mit hohem SiO2-Wert gleichzeitig auch relativ hohe Alkaliwerte, jedoch relativ niedrige CaO- und MgO-Werte und umgekehrt. Deshalb bietet sich auch der Gesteinschemismus als Grundlage für eine Klassifikation der magmatischen Gesteine an, wofür es zahlreiche Möglichkeiten gibt. Für eine Klassifikation vulkanischer Gesteine, bei denen sich der modale Mineral- Abb. 11.3. Chemische Klassifikation der Vul- kanite im Diagramm Na2O + K2O gegen SiO2 nach Le Bas et al. (1992). q = normativer Quarz, ol = normativer Olivin, 196 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) bestand nicht bestimmen lässt, empfiehlt die IUGS das Eine SiO2-Übersättigung tritt durch normatives Q, die- TAS-Diagramm (TAS = Total Alkali vs. Silica) nach Le Bas jenige von Al2O3 gegenüber (K2O + Na2O) und CaO durch et al. (1986, 1992), in dem Gew.-% (Na2O + K2O) gegen normatives C hervor (links oben in Tabelle 11.6). Gew.-% SiO2 aufgetragen ist (Abb. 11.3). Mit beginnender, noch recht schwacher SiO2-Unter- Der Chemismus ermöglicht so auch eine Erfassung sättigung wird zunächst ein Teil des hy durch das (un- der hyalinen und hypokristallinen Vulkanite. Darüber terkieselte) ol ersetzt. Verfolgen wir die Entwicklung in hinaus hat eine chemische Gesteinsklassifikation auch vertikaler Richtung in Tabelle 11.6 weiter, so wird mit et- noch weitere Vorteile: Durch die modernen instrumen- was stärkerer Untersättigung ein Teil des ab durch ne er- tellen Analysemethoden, insbesondere Röntgenfluores- setzt. Wird die SiO2-Untersättigung noch größer, so wird zenz-Spektroskopie (XRF) und induktiv gekoppelte Plas- ab durch ne, or teilweise oder vollständig durch lc ersetzt. ma-Spektroskopie (ICP), lassen sich Gesteinsanalysen Bei einer Al2O3-Übersättigung gegenüber den Alkali- viel rascher durchführen als Modalanalysen. Außerdem en und CaO, also im Fall Al2O3 > (K2O + Na2O + CaO), gehen sie von einer deutlich größeren Probenmenge aus tritt normativ C auf. Das bedeutet jedoch nicht, dass Ko- (i. Allg. ca. 2 kg) als die Modalanalyse eines Dünnschliffs, rund im modalen Mineralbestand des Gesteins enthal- sind also repräsentativer. Deswegen beobachtet man in ten sein muss; vielmehr enthalten C-normative Gestei- jüngster Zeit eine Hinwendung zu geochemischen Ge- ne andere Al-reiche Minerale, insbesondere Muscovit steinsklassifikationen. Allerdings ist zu bedenken, dass K2O · 3Al2O3 · 6SiO2 · 2H2O. Nimmt der Aluminium-Über- wegen der Heteromorphie der Gesteine sich aus der che- schuss (in Tabelle 11.6 nach rechts) weiter ab, indem Al2O3 mischen Zusammensetzung eines Gesteins nicht zwangs- nur noch >(K2O + Na2O), jedoch <(K2O + Na2O + CaO) ist, läufig auch sein Mineralbestand ergibt; deshalb sind die dann tritt normativ kein C mehr auf. Es erscheint zusätz- Bestimmung des Mineralinhalts und – soweit möglich – lich di neben hy und/oder ol, während an noch immer eine zumindest halbquantitative Abschätzung des Modal- vorhanden ist. Die Präsenz des Al2O3-Gehalts im Gestein bestandes unverzichtbar. Zu den ältesten und am besten ausgearbeiteten che- Tabelle 11.5. Standardminerale der CIPW-Norm mischen Klassifikationen der magmatischen Gesteine zählt das CIPW-System (benannt nach den 4 amerikani- schen Petrologen Cross, Iddings, Pirsson und Washing- ton). Diesem System liegt die CIPW-Norm zugrunde, ein normativer Mineralbestand, der nach bestimmten Regeln errechnet wird (z. B. Wimmenauer 1985, S. 23 f.). Die CIPW-Norm besteht aus einer Anzahl von sog. Standard- mineralen (Tabelle 11.5), deren Anteil in Gew.-% ange- geben wird. Mit ihnen werden Stoffgruppen der chemi- schen Analyse zusammengefasst und damit der komple- xe Magmatit-Chemismus anschaulicher gemacht. Unter- schiede zum Modalbestand ergeben sich zwangsläufig, weil die meisten Standardminerale vereinfachte End- glieder der tatsächlichen Mineralgemengteile darstellen und (OH)-haltige Standardminerale nicht vorgesehen sind. So geht z. B. das in den Glimmern enthaltene K+ in das Standardmineral Kalifeldspat (or) ein. In Magmati- ten mit zwei Feldspäten verteilt sich der Anteil des Standardminerals Albit (ab) auf Plagioklas und Alkali- feldspat. Deshalb ist eine Darstellung der CIPW-Norm- Minerale im Doppeldreieck Q–A–P–F nicht ohne weite- res möglich. Die CIPW-Norm spielt zum Vergleich chemischer Ei- genschaften von magmatischen Gesteinen eine wichtige Rolle. So können die Sättigungsgrade an SiO2 oder das Verhältnis von Al2O3 gegenüber den Alkalien (K2O + Na2O) und CaO besser beurteilt, verglichen und eingestuft wer- den. Die Auswirkungen auf den normativen Mineral- bestand durch Kombination verschiedener Sättigungs- bzw. Untersättigungsgrade von SiO2 und Al2O3 sind in Tabelle 11.6 ausgeführt:, 11.2 · Petrographie der Magmatite 197 Tabelle 11.6. Auswirkungen von SiO2- und Al2O3-Übersättigung, -Sätti- gung und -Untersättigung auf die CIPW-Norm wäre modal neben Plagioklas durch Biotit oder/und Am- 11.2 11.2 phibol angezeigt. Wird schließlich Al2O3 < (K2O + Na2O) Petrographie der Magmatite (rechte vertikale Reihe in Tabelle 11.6), so tritt wegen der geringen Gehalte an Al O kein an mehr auf und ein Na O- Auf Grund ihrer chemischen Zusammensetzung232Überschuss führt zu ac; wegen des CaO-Überschusses ver- werden die magmatischen Gesteine grundsätzlich in größert sich die Menge an di, teilweise auf Kosten von hy. Alkali-Magmatite und subalkaline Magmatite ein- Für den modalen Mineralbestand des betreffenden Ge- geteilt. Bezogen auf den gleichen SiO2-Wert besit- steins bedeutet dies das Auftreten von Na-Pyroxen und/ zen die Alkali-Magmatite höhere (K2O + Na2O)-Ge- oder Na-Amphibol. Die Umrechnungsregeln der CIPW- halte als die subalkalinen Magmatite, wie das in Norm schließen entsprechend Tabelle 11.6 aus, dass fol- Abb. 15.2 (S. 248) am Beispiel der Hawai-Basalte do- gende Normminerale zusammen auftreten können: kumentiert wird. Bei den subalkalinen Magmatiten ist Mol.-% (K2O + Na2O) < Al2O3. Q mit ol, ne, lc Auf Grund geochemischer Kriterien lassen sich hy mit ne, lc diese beiden Hauptgruppen weiter untergliedern, C mit di, ac wobei diese Einteilung nicht nur formale sondern an mit ac durchaus auch genetische Bedeutung haben kann. Man spricht dann von magmatischen Reihen oder Eine modifizierte, computergerechte Form der CIPW-Norm, die Serien. In der folgenden Übersicht sind auch die Standard Igneous Norm (SIN), wurde von Verma et al. (2003) erar- englischen Begriffe zum Vergleich mit aufgeführt: beitet. 1. Alkali-Magmatite, Alkali-Serie (engl. alkaline Die chemische Zusammensetzung von magmatischen rock suite, alkaline magma series) Gesteinen spiegelt genetische Prozesse bei der Bildung a) Na-betont (sodic) und Weiterentwicklung von Magmen im Kontext der b) K-betont (potassic) Plattentektonik wider. Wichtige Hinweise bieten die Ge- c) K-reich (high-K) halte an Haupt- und Spurenelementen, insbesondere 2. Subalkaline Magmatite, (engl. subalkaline rock auch an Seltenerd-Elementen, die stabilen Isotope von suite, subalkaline magma series) Sauerstoff und Schwefel sowie radiogene Isotopen- a) Kalkalkali-Magmatite, Kalkalkali-Serie (calc- systeme (Rb-Sr, Sm-Nd). Auf diese Fragen soll am Bei- alkaline rock suite, calcalkaline magma series) spiel der wichtigen Gesteinsgruppe Basalt (Kap. 17, – K-arm (low-K type) S. 279ff) und Granit (Kap. 18, S. 285ff) sowie im Kap. 31 – medium-K type (S. 549ff) näher eingegangen werden. – K-reich (high K-type), 198 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) b) Tholeiit-Serie (tholeiitic rock suite, tholeiitic der beiden Individuen erkennbar). Plagioklas (An ≤ 30) magma series) unterscheidet sich durch seine feine polysynthetische Zwillingslamellierung auf den Spaltflächen (Albit- und Die Abgrenzung zwischen der Kalkalkali- und der Periklingesetz) vom Orthoklas oder Mikroklin. Quarz, Tholeiit-Reihe erfolgt anhand des AFM-Dreiecks rauchgrau, ist an seinem muscheligen Bruch mit Fettglanz (Abb. 15.3, S. 248). immer kenntlich. Dunkler (mafischer) Gemengteil ist fast stets Biotit (braun, dunkel- bis schwarzbraun, auch dun- kelgrün), bis zu 10 Vol.-% am Mineralbestand beteiligt. Hinweis: Früher, insbesondere in der deutschen Literatur, wurden Häufig tritt neben Biotit auch Muscovit auf, der zu den die subalkalinen Magmatite in ihrer Gesamtheit als Kalkalkali- mafischen Gemengteilen gerechnet wird (Zweiglimmer- Magmatite bezeichnet. granite). Hinzu kommt gelegentlich grüne bis bräunliche Hornblende neben Biotit oder allein (Hornblendegranit). Die geochemischen Unterschiede zwischen den Blassgrüner Augit ist seltener (Augitgranit). Die akzesso- beiden Hauptgruppen spiegeln sich im Modal- rischen Gemengteile treten nur teilweise makroskopisch bestand der einzelnen Gesteinstypen wider. Bei den hervor: Es beteiligen sich Zirkon, Titanit, Apatit (im We- leukokraten Alkali-Magmatiten sind Alkalifeldspäte sentlichen Fluorapatit) und die opaken Minerale Magne- oft die einzige Feldspatart. In den mesokraten und tit, Ilmenit, häufig auch Pyrit und andere. melanokraten Alkali-Magmatiten kommt An-reicher Plagioklas hinzu. Feldspatoide sind typisch, insbe- Gefüge. Das Gefüge des Granits ist gewöhnlich richtungs- sondere Nephelin in Na-betonten, Leucit in K-beton- los körnig ausgebildet; es gibt aber auch Granite, die ten und K-reichen Alkali-Magmatiten. Zwangsläu- Fließregelung zeigen. Plagioklas und die dunklen Ge- fig fehlen jedoch Foide in den leukokraten Vertre- mengteile weisen teilweise ebene Begrenzung durch Flä- tern, wenn diese Quarz führen. Charakteristische chen auf, sind also hypidiomorph, die Akzessorien z. T. mafische Gemengteile in Alkali-Magmatiten sind auch idiomorph. Im Unterschied zu ihnen sind die Kör- Na-Pyroxene und Na-Amphibole neben dunklem, ner von Kalifeldspat meist, die von Quarz immer unre- Fe-reichem Biotit (Lepidomelan). Die subalkalinen gelmäßig begrenzt, also xenomorph ausgebildet. Diese Magmatite unterscheiden sich von den Alkali-Mag- Kombination führt zu dem sog. hypidiomorph-körnigen matiten durch das völlige Fehlen von Anorthoklas, Gefüge des Granits, aber auch anderer Plutonite. In sol- Feldspatoiden, Na-Pyroxenen und Na-Amphibolen. chen Gefügen ist angenähert eine Ausscheidungsfolge der Gemengteile aus dem granitischen Magma erkennbar, Wegen ihrer weitaus größeren Verbreitung wer- auch als Rosenbusch-Regel bezeichnet. Daneben gibt es den zunächst die subalkalinen Magmatite beschrie- in weiter Verbreitung Granite, deren Gefüge dieser Regel ben, danach erst die Alkali-Magmatite. nicht genügt, weil es durch spät- bis nachmagmatische Rekristallisation von Mineralen, sog. Endoblastese, be- 11.2.1 einflusst ist. Durch diesen Vorgang entstehen Groß- Subalkaline Magmatite (Abb. 11.1, 11.2 und Tafel A.1) kristalle von Kalifeldspat, die verbreitet Einschlüsse von Plagioklas enthalten. Bei solchen Kalifeldspat-End- Sulbalkaline Plutonite oblasten, die nicht mit echten Einsprenglingen verwech- selt werden dürfen, ist häufig eine Kristallgestalt ange- Granit deutet. Man spricht in diesem Falle von einem porphyr- artigen Gefüge des Granits. Beim Rapakivi-Gefüge, be- Helles (leukokrates), mittel- bis grobkörniges, meist mas- nannt nach dem Rapakivi-Granit in Süd-Finnland, wer- siges Gestein, das in seinem Modalbestand das große den rundliche, einige Zentimeter große Kristalle von Feld 3 im Q–A–P-Dreieck einnimmt (Abb. 11.1). Bei Be- Kalifeldspat durch einen Mantel von Oligoklas-Körnern darf kann man eine weitere Einteilung in Syenogranite umgeben; diese Feldspat-Aggregate liegen in einer mittel- mit A > P und Monzogranite mit A ≈ P vornehmen. körnigen Grundmasse (Abb. 11.4). Mineralbestand. Helle (felsische) Gemengteile sind: Kali- Granodiorit (Abb. 11.5a) feldspat, Plagioklas und Quarz. Kalifeldspat ist Orthoklas oder Mikroklin, oft mit makroskopisch sichtbarer per- Mineralbestand. Der Übergang von Granit vollzieht sich thitischer Entmischung (lamellen- oder aderförmig). Grö- durch modale Zunahme von Plagioklas gegenüber Kali- ßere Kristalle von Kalifeldspat sind gewöhnlich dicktafe- feldspat, der bis auf rund 10 Vol.-% des Feldspatgehalts lig nach {010} und nach dem Karlsbader Gesetz einfach zurückgehen kann. Gleichzeitig steigt der An-Gehalt von verzwillingt (im Handstück durch ungleiches Einspiegeln Plagioklas etwas an (An ≥ 30). Mit Erhöhung des Volu-, 11.2 · Petrographie der Magmatite 199 Fußbodenplatten gesägt werden; die Blöcke und Platten werden in rauhem, oft geflammtem oder im poliertem Zustand verarbeitet. Wegen der billigeren Wasserfracht finden schwedische Granite in ganz Deutschland, beson- ders in Norddeutschland, Verwendung. Tonalit und Trondhjemit Tonalit ist ein gleichkörniges, massiges Gestein bestehend aus Quarz (>20 Vol.-% der hellen Gemengteile), Plagio- klas (An30–50), Biotit > Hornblende; der Kalifeldspat-Anteil liegt <10 Vol.-% des Feldspatgehaltes; Vorkommen z. B. im Adamello-Pluton (Südalpen). Trondhjemit ist reicher an Quarz und ärmer an dunklen Gemengteilen; der An- Gehalt der Plagioklase liegt meist <30 Mol.-%. Verbrei- tete Akzessorien sind Allanit, Epidot, Apatit, Zirkon, Titanit und Titanomagnetit. Die TTG-Suite, bestehend aus Tonaliten, Trondhje- miten und Granodioriten baut etwa 90 % der juvenilen kontinentalen Kruste auf, die während des Archaikums, d. h. im Zeitraum zwischen 4,0 und 2,5 Ga gebildet wur- de (Jahn et al. 1981; Martin et al. 1983, 2005). Daneben gibt es jedoch auch phanerozoische TTG-Suiten, die an Gebirgszüge im Bereich konvergenter Plattenränder ge- bunden sind, z. B. im Westen der USA. Abb. 11.4. Rapakivi-Gefüge in einem Syenit von Ylämaa, Finnland. Diorit (Abb. 11.5b) Rundliche Einsprenglinge von Kalifeldspat (rosa, mit zahlreichen Einschlüssen von Amphibol), umgeben von einem Mantel von Oligoklas-Körnern (grünlichgrau) in einer mittelkörnigen Grund- Graugrünes, meist mittelkörniges, mesokrates Gestein masse aus Kalifeldspat, Oligoklas und Amphibol. (Foto: K.-P. Kelber) von massiger Ausbildung. menanteils von Plagioklas nimmt auch der Gehalt an Mineralbestand. Heller Gemengteil ist Plagioklas (An30–50), dunklen Gemengteilen, wie Biotit und/oder Hornblen- während Kfs, die <10 Vol.-% der Feldspäte ausmachen, und de, seltener Augit, zu. Da fließende Übergänge zu Granit Quarz, der <5 Vol.-% der hellen Gemengteile ausmacht, oft bestehen, ist eine makroskopische Zuordnung zwischen auch ganz fehlen. Quarzreichere Diorite werden als Quarz- Granit oder Granodiorit am Handstück nicht immer ein- diorite bezeichnet. Dunkler Gemengteil ist gewöhnlich deutig möglich. eine dunkelgrüne Hornblende, daneben auch Biotit, der im Glimmerdiorit vorherrscht, Augitdiorit ist seltener. Ak- Vorkommen. Granit und Granodiorit sind die häufigsten zessorien wie bei Granit und Granodiorit, Titanit ist sehr Plutonite. Größere Granitplutone befinden sich im häufig, Zirkon tritt zurück. Grundgebirge Mitteleuropas, besonders im Harz, Oden- wald, Schwarzwald, den Vogesen, im Thüringer Wald, Gefüge. Hypidiomorph-körnig. Fichtelgebirge, dem Oberpfälzer und Bayerischen Wald, Böhmerwald, dem Österreichischen Waldviertel, im Erz- Vorkommen. Größere Dioritkörper finden sich in Mit- gebirge, Iser- und Riesengebirge, dem Lausitzer Gebirge teleuropa besonders im Thüringer Wald, Bayerischen und in den Alpen. Wald, Vorspessart, Odenwald, Schwarzwald und in den Vogesen. Technische Verwendung für Granit und Granodiorit. Das bei den meisten Granitplutonen anzutreffende Kluftsystem Verwendung. Wie Granit und Granodiorit. ist für die Gewinnung von Werk- und Pflastersteinen al- ler Art von großer Bedeutung. Durch seine Dickbankig- Gabbro (Abb. 11.2b,c, S. 193, Abb. 11.6a) keit lassen sich häufig große Blöcke gewinnen, die als Ornamentsteine, Grabdenkmäler oder für die Monumen- Melanokrates bis mesokrates, mittel- bis grobkörniges, talarchitektur geeignet sind oder zu Fassaden- und meist massiges Gestein., 200 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), 11.2 · Petrographie der Magmatite 201 Mineralbestand und Varietäten. Plagioklas (An50–90) in Zur Gabbro-Gruppe rechnen auch: Troktolith (Fo- dicktafeligen Körnern, oft mit makroskopisch sichtba- rellenstein), bestehend aus Plagioklas (An70–90) und ren Zwillingsstreifen nach dem Albit- und Periklingesetz, (serpentinisiertem) Olivin als wesentliche Gemeng- Klinopyroxen (Diopsid bis Augit), mitunter mit bräunli- teile. chem Schiller auf den Absonderungsflächen nach (100) (Diallag). Gabbros mit Orthopyroxen (Bronzit bis Hy- Anorthosit persthen) anstelle von Klinopyroxen werden als Norit be- zeichnet, solche mit Klinopyroxen + Orthopyroxen als Anorthosit ist ein hololeukokrates Gestein, das überwie- Gabbronorit, mit Olivin als Olivingabbro bzw. Olivinnorit gend aus Plagioklas (An20–90) besteht und fast keine mafi- (Abb. 11.2b,c); als weitere Mafite können magmatisch ge- schen Gemengteile enthält; Anorthosite kommen zusam- bildete, braune Hornblende und/oder brauner Biotit auf- men mit Gabbros in Layered Intrusions vor oder bilden eige- treten: Hornblendegabbro, Biotit-Hornblende-Gabbro, ne Massive von großer Ausdehnung, z. B. den Kunene-Kom- Biotitgabbro; Quarzgabbros enthalten einen Quarz-An- plex in Süd-Angola und Nord-Namibia und den Lac-Saint- teil von 5–20 Vol.-% der hellen Gemengteile; Gabbrodiorit Jean-Komplex in Quebec (Kanada) Anorthosite sind häu- ist ein Übergangsglied zum Diorit mit Plagioklas um fig mit Charnockiten (Abschn. 24.3.1, S. 404) assoziiert. An50. Akzessorien sind besonders Apatit, Ilmenit oder Ti- Peridotit (Abb. 11.2a, Abb. 11.6b) tanomagnetit, nicht selten Pyrrhotin (Magnetkies), Py- rit und etwas Chalkopyrit (Kupferkies). Häufig sind die Holomelanokrates (ultramafisches) Gestein, mittel- bis Pyroxene sekundär (spätmagmatisch) in Gemenge von grobkörnig, auch sekundär dichtkörnig durch Serpenti- Aktinolith umgewandelt (Uralitisierung). nisierung (vorwiegend) des Olivins. Gefüge. Hypidiomorph-körnig; häufig Kumulatgefüge Mineralbestand. Olivin (Ol, teilweise in Serpentin umge- (s. unten). wandelt), Orthopyroxen (Enstatit, Bronzit oder Hyper- sthen) und/oder Klinopyroxen (diopsidischer Augit), bis- Vorkommen. Gabbros und Norite bilden schichtige Intru- weilen Hornblende oder wenig Phlogopit, akzessorisch sivmassen (Layered Intrusions) von oft riesiger Ausdeh- Chromspinell (Picotit), Chromit, Magnetit. nung (Abb. 13.5, 13.6, S. 235). Magmatische Schichtung entsteht durch das Absinken schwerer Olivin- und Pyro- Varietäten (Abb. 11.2a). Dunit fast nur aus Ol bestehend, xen-Kristalle in der Schmelze, die sich lagig zu sog. Ku- Harzburgit mit Ol + Opx (Hypersthen), Wehrlit mit mulaten anreichern (Abb. 19.2, S. 299). Die wichtigsten Ol + Cpx (diopsidischer Augit), Lherzolith mit Ol + Opx Beispiele sind Bushveld (Südafrika), Sudbury (Ontario, (Bronzit) + Cpx (Abb. 11.6b). Kanada), Stillwater (Montana, USA), Skaergaard (Grön- Hornblendeperidotit mit Hornblende neben oder anstelle land, Abb. 13.6). Layered Intrusions sind Träger wichti- von Pyroxen, Granatperidotit mit Pyrop-reichem Granat. ger Erzlagerstätten von Ni, Pt-Metallen, Cr und Ti (Kap. 19). In Mitteleuropa finden sich kleinere Gabbro- Vorkommen. Zum Beispiel im Odenwald, Schwarzwald, Plutone im Harz, Odenwald, Schwarzwald, Bayerischen Harz (Bad Harzburg), in den Vogesen, Pyrenäen (Lherz), Wald und in den Sudeten. in Südspanien (Ronda), in den Südalpen (Ivreazone), in Gabbros bauen die untere ozeanische Erdkruste in einer Mittelnorwegen (Åheim), Zypern (Troodos-Masiv), Mächtigkeit von einigen Kilometern auf (Abb. 27.7, S. 481). Oman, Neuseeland; als Fremdeinschlüsse (Xenolithe) in basaltischen Gesteinen. Technische Verwendung. Gabbro wird wegen seiner hohen Druckfestigkeit bevorzugt zu Straßen- und Bahnschotter Subalkaline Vulkanite und Splitt verwendet. Wegen ihres feinen Korns ist eine makroskopische Be- stimmung sehr erschwert oder undurchführbar. Eine Abb. 11.5. Mikrofotos von Plutoniten. a Granodiorit, Steinbruch am gewisse Orientierung können bei porphyrischem Gefü- Lindberg, Intrusivgebiet von Fürstenstein, Bayerischer Wald. Haupt- gemengteile: Plagioklas (mit polysynthetischer Verzwilligung nach ge die Einsprenglinge geben. dem Albit-Gesetz sowie ausgeprägtem Zonarbau), Kalifeldspat (ex- trem xenomorph, z. B. Mitte links), Quarz und Biotit (braun). Ge- Rhyolith (Liparit) (Abb. 11.7a) kreuzte Polarisatoren (+Nic.). Bildbreite ca. 3 mm. b Quarzdiorit, Märkerwald, östlich Bensheim, Odenwald. Hauptgemengteile: Pla- Leukokrates, dicht- bis feinkörniges Gestein mit gele- gioklas (polysynthetische Zwillinge nach dem Albit- und Periklin- gentlichen Einsprenglingen, bisweilen glasig. Der Che- Gesetz sowie Zonarbau, Anorthit-reiche Zonen stark serizitisiert), Hornblende (verzwillingt, links oben), Biotit (rechts unten) und mismus entspricht dem von Alkalifeldspat-Graniten und Quarz. +Nic. Bildbreite ca. 4 mm. (Fotos: K.-P. Kelber) Syeno-Graniten., 202 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), 11.2 · Petrographie der Magmatite 203 Mineralbestand. Einsprenglinge von Sanidin (oft tafelig Andesit (Abb. 11.7b) nach {010}), Plagioklas (An10–30) und Quarz mit Hoch- quarztracht. Nur spärlich sind dunkle Gemengteile vor- Vulkanit-Äquivalent von Quarz-Monzodiorit bis Quarz- handen, besonders Biotit. Die Grundmasse enthält sehr Diorit (Feld 9* und 10* in Abb. 11.1), meist porphyrisch oft Glas, Fließgefüge werden häufig beobachtet. mit feinkörniger bis dichter, grau, grünlich-schwarz oder Hyaline Rhyolithe sind verbreitet: Obsidian, vorwiegend rötlich-braun gefärbter Grundmasse. schwarz, muscheliger Bruch, kantendurchscheinend; Pech- stein, braun bis dunkelgrün, mit trübem Wachsglanz, oft Mineralbestand. Einsprenglinge von Plagioklas (An30–50 mit makroskopischen Kristalleinsprenglingen (Sanidin); oder höher), häufig deutlicher Zonarbau mit spektaku- Perlit, bläulichgrün bis bräunlich, bestehend aus körnig- lärem Wechsel von An- und Ab-reicheren Zonen, An- schaligen Glaskügelchen von Hirsekorn- bis Erbsengröße Gehalt generell zum Rand hin abnehmend, ferner Horn- als Hauptmasse des Gesteins (Abb. 11.8b); Perlit und Pech- blende, Biotit, diopsidischer Augit und Hypersthen. Ak- stein unterscheiden sich von Obsidian durch höhere Wasser- zessorien sind Apatit, Zirkon, Titanit und Titanomagnetit. gehalte; sie führen winzige Kriställchen (Mikrolithe) oder Die Grundmasse enthält nicht selten Glas. Boninite sind skelettförmige Kristalle unterschiedlicher Art als Entgla- Hyalo-Andesite, die Einsprenglingen von Olivin, Ortho- sungsprodukte. Bimsstein ist ein Rhyolithglas, das bei vul- pyroxen, Klinopyroxen und wenig Chromspinell in einer kanischen Explosionen aufgeschäumt wurde, es ist blasig- glasigen Grundmasse führen. schaumig, seidenglänzend, auf dem Wasser schwimmend. Die Bezeichnung Quarzporphyr für das sekundär veränder- Vorkommen. Beispiele: Euganäen, Karpatenraum, Kaskaden- te, in Mitteleuropa jungpaläozoische Äquivalent des Rhyo- Gebirge (USA), Andenvulkane. Andesite sind die wichtigs- liths sollte nicht mehr verwendet werden. ten Vulkanite der Kalkalkali-Reihe; sie sind charakteristisch für konvergente Plattenränder. Zusammen mit Daciten und Vorkommen. Beispiele: Karpatenraum, Euganäen (Nord- Rhyolithen bauen sie die Vulkanreihen von Orogengürteln italien), Insel Lipari, Insel Milos (Kykladen), Insel Arran und Inselbögen oberhalb von Subduktionszonen auf, z. B. (Schottland), Island. rings um den Pazifischen Ozean. Zusammenfassend wer- den die vulkanischen Suiten aus Andesit–Dacit–Rhyolith Technische Verwendung. Rhyolith wird als Kleinpflaster, als Adakite bezeichnet (Defant und Drummond 1990; Sockelsteine, Packlager und Schotter genutzt; Perlit dient Martin 2005). Der Name Porphyrit für das sekundär verän- wegen seiner Blähfähigkeit zur Herstellung von schall- derte vulkanische Äquivalent des Andesits sollte nicht mehr und wärmeisolierenden Leichtbaustoffen, für Schaum- verwendet werden. glasziegel, für Filter und Oberflächenkatalysatoren sowie bei der Zementierung von Erdölbohrungen. Tholeiitbasalt (Tholeiit) (Abb. 11.8a) Obsidian z. B. von Lipari und von Milos wurde in der Jüngeren Steinzeit in großem Umfang zu Pfeilspitzen und Vulkanitäquivalent des Gabbros. Melanokrates, dicht- bis Messern verarbeitet; Kultur der Azteken in Mexiko; Bims- mittelkörniges, gelegentlich porphyrisches Gestein, dun- stein findet Verwendung als Leichtbaustoff. kelgrau bis schwarz gefärbt. Dacit und Rhyodacit Mineralbestand. Plagioklas (Einsprenglinge mit An70–95, als Bestandteil der Grundmase An50–70), basaltischer Vulkanit-Äquivalente von Granodiorit und (Monzo-)Granit. Augit schwarz, eisenreich; als Einsprengling oder Be- standteil der Grundmasse, häufig Pigeonit, seltener Hy- Mineralbestand. Einsprenglinge von Plagioklas und Quarz persthen, bei Führung von Olivin (nur als Einsprengling) mit Tracht des Hochquarzes, im Rhyodacit auch etwas Olivintholeiit (Abb. 11.8a). Sanidin. Dunkler Gemengteil ist vorwiegend Hornblen- Quarztholeiit mit normativem Quarz (Feld 10* in de, etwas seltener auch Biotit. Die Grundmasse enthält Abb. 11.1b), gelegentlich tiefbrauner Biotit oder schwar- oft Glas. ze basaltische Hornblende als zusätzliche mafische Ge- mengteile. Akzessorien: Apatit, Titanomagnetit, Ilmenit, mitunter Opal. Abb. 11.6. Mikrofotos von Plutoniten. a Gabbro, Südschweden. In der Grundmasse von Basalten kann Glas enthalten Hauptgemengteile: Plagioklas (polysynthetisch verzwillingt), Kli- sein, jedoch selten in größeren Mengen. nopyroxen (mit Entmischungen von Opx) und Orthopyroxen (mit Entmischungen von Cpx, Mitte). +Nic. Bildbreite ca. 4 mm. b Peri- Varianten. Dolerit (in den USA häufig als Diabas bezeichnet) dotit (Spinell-Lherzolith), vulkanischer Auswürfling, Dreiser Wei- ist ein mittelkörniger Basalt, der als subvulkanisches Gang- her, Eifel. Hauptgemengteil: Olivin, untergeordnet Klinopyroxen, Orthopyroxen (z. B. obere Bildhälfte, Mitte) und Spinell. +Nic. Bild- gestein in Gängen (engl. dikes; Abb. 1.37, S. 34) und Lager- breite ca. 5 mm. (Fotos: K.-P. Kelber) gängen (engl. sills) vorkommt (vgl. Abschn. 13.2, S. 233) und, 204 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), 11.2 · Petrographie der Magmatite 205 häufig ophitisches Gefüge aufweist (Abb. 16.9, S. 263). dicht- bis feinkörnig, auch porphyrisch ausgebildet. Besonders die Basaltmandelstein: Durch entweichendes Gas aus erkal- dicht- bis feinkörnigen Varietäten zeigen mikroskopisch ein sog. tender Basaltlava entsteht eine blasenreiche Randzone, Intersertalgefüge. Dabei ist zwischen den sich leicht berührenden Plagioklas-Leisten zersetzte Glassubstanz vorhanden. Bekannt sind die zu blasigem Gefüge führt. Solche Blasenhohlräume die Melaphyrmandelsteine, z. B. im permischen Vulkangebiet des Saar- werden spätvulkanisch sekundär durch Absätze von Cal- Nahe-Beckens, mit Hohlraumfüllungen von Chalcedon bzw. Achat. cit oder Chlorit, bisweilen auch durch Opal, Chalcedon oder Achat, stellenweise mit schönen Kristalldrusen von Technische Verwendung basaltischer Gesteine. Wegen ihrer Amethyst oder mit Zeolithen gefüllt. hohen Druckfestigkeit als Schotter und Splitt. Vorkommen. In der Rhön, dem Vogelsberg, der Eifel, in Pikrit Südschweden, auf den Inseln Mull und Skye (Schottland), Island, Grönland, Hawaii. Als kontinentale Flutbasalte Holomelanokrates (ultramafisches), fein-, mittel-, gele- nehmen sie riesige Gebiete ein (s. Abschn. 12.1, S. 218f). gentlich grobkörniges, schwarzgrünes Gestein, häufig Submarin fließen Tholeiitbasalte als als ozeanische Flut- auch mit porphyrischem Gefüge. basalte aus. Darüber hinaus werden sie an den mittel- ozeanischen Rücken, d. h. an divergenten Plattenrändern Mineralbestand. Olivin, bis auf Kornreste in Serpentin um- gefördert, und zwar effusiv als Pillowlaven, darunter gewandelt. Augit, seltener Enstatit-Bronzit, primäre Horn- intrusiv als Gänge (Sheeted Dikes, s. Abb. 27.7, S. 481); sie blende kommt nur untergeordnet vor; Biotit bzw. Phlo- bauen so in einer Mächtigkeit von ca. 3–4 km die obe- gopit ist sporadischer Gemengteil in fast allen Pikriten. ren Lagen der ozeanischen Erdkruste auf. Akzessorien: Apatit, Magnetit, Chromspinell (Picotit). Mit Plagioklas Übergang zu Pikritbasalt. Folgende Bezeichnungen waren früher im (mittel)europäischen Schrifttum und in geologischen Karten gebräuchlich, werden aber Vorkommen. Überwiegend subvulkanisch, insbesondere in nicht mehr von der IUGS empfohlen: den unteren Bereichen von Lagergängen, d. h. entstanden Diabas: Schwach metamorphes Äquivalent des Tholeiitbasalts mit durch Anreicherung abgesunkener Olivine und Pyroxene. starker sekundärer Umwandlung. Es sind grün aussehende („Grün- stein“), dicht- bis mittelkörnige, gelegentlich auch porphyrische Komatiit Gesteine. Bei intrusiver Platzname als Gang oder Lagergang nicht selten auch doleritisch grob mit ophitischem Gefüge, bei Förde- Ultramafisches bis melanokrates Lavagestein, benannt rung als effusive, submarine Lava auch als Diabas-Mandelstein aus- gebildet. Von frischen Tholeiitbasalten unterscheidet sich Diabas nach dem Komati River in Südafrika. durch die sekundären Umwandlungen von Plagioklas in feinkör- nige Gemenge von Zoisit oder Epidot, Sericit, Calcit, Albit u. a. Mineralbestand. Olivin (stark serpentinisiert), Augit, (Saussurit) und von Pyroxen in grüne Hornblende oder Aktinolith Chromspinell, Glas, in basaltischen Komatiiten auch Pla- (Uralit) und etwas Chlorit. Vorkommen: Verbreitung über weite gioklas. Komatiite sind oft niedriggradig metamorph Regionen der ganzen Erde, besonders auch im Varistikum Mittel- europas. Die Verwendung des Begriffs „Diabas“ ist nicht einheit- überprägt unter Bildung von Serpentin, Tremolit, Talk lich. So bezeichnet man in den USA Dolerit als „Diabas“. Nach und Chlorit. Wimmenauer (1985, S. 106 f.) sind Diabase subvulkanische Gestei- ne der Gabbrofamilie, die in Gängen und Lagergängen auftreten. Gefüge. Typisch sind die sog. Spinifexgefüge (Abb. 11.9), Wegen dieser Mehrdeutigkeit empfiehlt es sich, den Begriff Dia- d. h. ein skelettartiges Wachstum von Olivin, Augit, z. T. bas ganz zu streichen. auch von Plagioklas, entstanden durch rasche Kristalli- Melaphyr: Sekundär umgewandeltes Äquivalent des Olivintholeiits, sation aus einer stark unterkühlten Schmelze. Spinifex- ein melanokrates, in frischem Zustand schwarz aussehendes Gestein, gefüge sind daher meist auf die oberen Lagen von Lava- strömen beschränkt; nach unten gehen sie in porphyri- sche oder Kumulatgefüge über. Abb. 11.7. Mikrofotos von Vulkaniten mit porphyrischem Gefüge. a Rhyolith, Hartkoppe bei Sailauf, Spessart. Einsprenglinge: Quarz Vorkommen. Als Bestandteil der Peridotit-(Tholeiit-) (z. T. mit Dihexader-Umrissen und Korrosionsbuchten), Kalifeld- Basalt-Assoziation (Grünstein-Gürtel) der archaischen spat (merklich kaolinisiert, oben rechts), Plagioklas (polysynthe- tisch verzwillingt) und Biotit (weitgehend in Hämatit umgewan- Schildregionen (Kratone): Südafrika, Kanada, Australien. delt, kaum erkennbar); feinkristalline Grundmasse aus Kalifeld- spat, Plagioklas, Quarz und feinverteiltem Hämatit als färbendes Wissenschaftliche Bedeutung. Ihre Anwesenheit belegt, Pigment. +Nic. Bildbreite ca. 3,5 mm. b Andesit, Mount Rainier, Kas- dass im Archaikum auf der Erde heiße, ultramafische kaden-Gebirge, Staat Washington, USA. Einsprenglinge: Plagioklas Magmen ausgeflossen sind; daher war der geothermi- (polysynthetisch verzwillingt, mit ausgeprägtem Zonarbau) und sche Gradient, d. h. die Temperatur-Zunahme mit der braune basaltische Hornblende (gelbliche Interferenzfarben); fein- kristalline Grundmasse aus Plagioklas, Hornblende und Opak- Erdtiefe, größer als im Proterozoikum und im Phanero- mineralen. +Nic. Bildbreite ca. 2,5 mm. (Fotos: K.-P. Kelber) zoikum., 206 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), 11.2 · Petrographie der Magmatite 207 11.2.2 weitere ganz spezifische Minerale. Albitgranite führen als

Alkali-Magmatite (Abb. 11.1, Tafel A.2) Alkalifeldspat reinen Albit. Alkali-Plutonite Vorkommen. Alkalifeldspat-Granite treten viel weniger

häufig als Kalkalkaligranit auf, meist zusammen mit

Alkalifeldspat-Granit (Alkaligranit) Alkalisyenit, Nephelinsyenit und anderen Alkalipluto-

niten z. B. im Oslogebiet in Südnorwegen, an mehreren Wie Granit ist er ein leukokrates, hypidiomorph-körni- Stellen in Schweden, in Grönland. ges Gestein. Der Name ist nach dem IUGS-Vorschlag auf Granit-Varietäten begrenzt, bei denen der Plagioklasan- Alkalifeldspat-Syenit (Alkalisyenit) teil entsprechend dem QAPF-Feld 2 (Abb. 11.1) weniger als 10 % des totalen Feldspatgehalts beträgt. Wenn diese Alkalifeldspat-Syenite (Feld 6 in Abb. 11.1) sind durch Granite als Mafite Na-Amphibol und/oder Na-Pyroxen Quarz-Gehalte von <5 % der leukokraten Gemengteile führen (was meistens der Fall ist) kann man die Sam- und Plagioklas-Anteile von <10 % des totalen Feldspat- melbezeichnung Alkaligranit verwenden. gehalts gekennzeichnet. Mineralbestand. Alkalifeldspat (Orthoklas- oder Mikro- Mineralbestand. Orthoklas- oder Mikroklinperthit, auch klinperthit), sehr wenig Plagioklas, Quarz, eisenreicher, Anorthoklas, nur wenig Plagioklas, eisenreicher Bio- schwarzbrauner Biotit (Lepidomelan) oder Natronamphi- tit (Lepidomelan), Natronamphibol (z. B. Riebeckit), bol (z. B. Riebeckit) und/oder Natronpyroxen (Ägirin) in Natronpyroxen (Ägirin, Ägirinaugit), auch als Säume Prismen oder Körnern. Akzessorien: Zirkon, Apatit und um Diopsid. Akzessorien: honiggelber Titanit, Apatit, Zirkon. Die Varietät Larvikit enthält etwa 90 % Anorthoklas Abb. 11.8. Mikrofotos von Vulkaniten mit porphyrischem Gefüge und sowie wenig Titanaugit ± Biotit (Lepidomelan). Anor- deutlicher Fließregelung. a Olivintholeiit, Großer Ararat, Türkei. Ein- thoklas, kenntlich an seinen spitz-rautenförmigen Quer- sprenglinge von Plagioklas (mit leistenförmigem Habitus, polysynthe- schnitten, zeigt z. T. blauschillerndes Farbenspiel, was auf tisch verzwillingt) und Olivin (mit bunten Interferenzfarben) in einer feinkristallinen Grundmasse aus Plagioklas, Augit und Magnetit. +Nic. antiperthitische Entmischung der Or-Komponente zu- Bildbreite ca. 5 mm. b Pechstein, Hlinik, Ungarn, mit perlitischem Ge- rückgeht; da der verbleibende Wirtkristall ein Oligo- füge. Es dominiert die glasige (hyaline) Grundmasse; diese zeigt rund- klas ist, kann man die Larvikite auch zu den Monzoni- liche und bogenförmige Kontraktionsrisse, auf denen sich bevorzugt ten stellen. feinkristalline Entglasungsprodukte gebildet haben. Wenige Ein- sprenglinge von Plagioklas (farblos), Biotit (rötlichbraun, deutliche Spaltbarkeit) basaltischer Hornblende (olivbraun, Mitte) und Opak- Vorkommen. Zwischen Oslo und dem Langesundfjord in mineralen. Bildbreite ca. 5 mm. 1 Nic. (Fotos: K.-P. Kelber) Südnorwegen. Abb. 11.9. Mikrofoto von Komatiit mit typi- schem Spinifex-Gefüge, benannt nach einer spitzen Grasart in Australien. Zwischen meist ske- lettförmigen Olivinkristallen, die merklich serpentisiert sind, be- findet sich Glasmatrix (im Bild schwarz), die nadelförmige Kris- tällchen von Augit als Entgla- sungsprodukte enthält (sichtbar besonders am oberen Bildrand). Spinifex-Gefüge entsteht durch schnelle Erstarrung einer ehe- mals heißen, stark unterkühlten Schmelze. Komatiitlava, Timmins, Ontario, Kanada. +Nic. Bildbreite ca. 12 mm. (Foto: K.-P. Kelber), 208 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite) Technische Verwendung. Bekannt als geschliffener Orna- Vorkommen. Beispiele: Oslogebiet in Südnorwegen, Kola- mentstein zur Verblendung von Fassaden und zum In- halbinsel, Karpatenraum, Mittelschweden, Serra de nenausbau, für Grabsteine. Monchique in Portugal. Bekannt ist der subvulkanische Shonkinit vom Katzenbuckel im Odenwald. Monzonit Technische Verwendung. In Kanada und den USA werden Mesokrater, hypidiomorph-körniger Plutonit mit Kali- ausgedehnte Nephelinsyenit-Vorkommen in großem Vormacht. Umfang wirtschaftlich genutzt. Sie bilden einen wichti- gen Rohstoff für die Glasherstellung. In der Keramik wird Mineralbestand. Übergang aus Alkalisyenit durch Zunahme das Gestein häufig als Ersatz für Feldspat verwendet. des Plagioklas-Anteils mit höherem An-Gehalt (An40–60), gleichlaufende Zunahme des Gehalts an mafischen Ge- Foidmonzodiorit und Foidmonzogabbro (Essexit) mengteilen, vorzugsweise Biotit. Meso- bis melanokrates, hypidiomorph-körniges Ge- Vorkommen. Monzonigebiet und Predazzo in Südtirol, stein. (Feld 13 in Abb. 11.1). Meißener Massiv in der Elbtalzone Sachsens. Mineralbestand. Plagioklas (An40–60, mehr oder weniger Nephelinsyenit idiomorph ausgebildet) > Alkalifeldspat (Na-Orthoklas- oder Na-Mikroklinperthit, oft als Saum um Plagioklas In stärker unterkieselten Alkalisyenit treten neben Alkali- oder Zwickelfülle), Foide. Als dunkler Gemengteil über- feldspat auch Feldspatoide als wesentliche Gemengteile wiegt Pyroxen (diopsidischer Augit, Titanaugit und/oder auf. Nehmen die Gehalte auf >10 Vol.-% der hellen Ge- Ägirinaugit), daneben Fe-reiche Hornblende oder Biotit. mengteile zu, spricht man von Foidsyeniten Am häufigs- Olivin, wenn vorhanden, ist meistens in Serpentin umge- ten sind Nephelinsyenite. Das Synonym Foyait wird in wandelt. Akzessorien sind Apatit, Titanit und opake Fe- der IUGS-Nomenklatur nicht mehr verwendet. Ti-Oxide. Foid-führende Plutonite mit geringem oder feh- lendem Alkalifeldspat heißen Foiddiorite und Foidgabbros Mineralbestand. Alkalifeldspäte wie Orthoklas- oder (Theralithe; Feld 14 in Abb. 11.1) Mikroklinperthit oder Anorthoklas; auch Albit kann auftreten. Nephelin (Varietät Eläolith) ist durch Ent- Vorkommen. Beispiele: Kaiserstuhl, Böhmisches Mittelge- mischung der Kalsilit-Komponente grau oder durch birge, Südnorwegen. Einschlüsse von Hämatit rötlich gefärbt, zeigt musche- ligen Bruch und Fettglanz (makroskopisch dem Quarz Foidolite ähnlich); er ist xenomorph ausgebildet, seltener idio- morph durch Wachstumsflächen begrenzt. Seine se- Plutonite, deren Foidanteil 60–100 Vol.-% der hellen Ge- kundäre Umwandlung in ein Haufwerk von Zeolith ist mengteile beträgt (Feld 15 in Abb. 11.1). Als Beispiel sei verbreitet. Neben Nephelin tritt sehr häufig als Foid der melanokrate Ijolith genannt, bestehend aus Nephe- blassfarbener bis tiefblauer Sodalith auf, idiomorph nach lin, Ägirinaugit, ±Biotit sowie akzessorischem Apatit und {110} oder als Zwickelfülle; mit seinem modalen Vor- Titanit. herrschen Übergang in Sodalithsyenit; auch Nosean kann vorhanden sein. Ganz selten tritt in Plutoniten Pseu- Alkali-Vulkanite doleucit auf, ein Gemenge aus Kalifeldspat + Nephelin, pseudomorph nach idiomorphem Leucit {211}. Als Trachyt mafische Gemengteile finden sich hellgrüner bis farb- loser Diopsid, dunkelfarbiger Ägirin in dünnen, oft Leukokrates, dicht- oder feinkörniges, auch porphyri- büschelig gruppierten Nädelchen; Ägirinaugit bildet sches Gestein, holokristallin, auch hypokristallin. Vulka- demgegenüber eher gedrungene Kristalle mit zonarer nit-Äquivalent des Alkalisyenits. Umwachsung eines Diopsidkerns; auch Titanaugit kommt vor. Der Amphibol ist wiederum ein Natron- Mineralbestand. Einsprenglinge: Na-Sanidin oder Anor- amphibol (z. B. Arfvedsonit); oft tritt dunkelbrauner thoklas, auch Plagioklas (An20–30, gelegentlich höher), in Biotit (Lepidomelan) hinzu. Akzessorien sind vorzugs- einzelnen Varietäten Feldspatoide, Na-Pyroxen, auch di- weise Minerale mit Seltenen Erden sowie zahlreiche Ti- opsidischer Augit und/oder Na-Amphibol (z. B. Riebeckit), und Zr-haltige Silikate. Biotit. Die Grundmasse besteht aus fluidal angeordneten Shonkinit ist ein melanokrater Nephelinsyenit Leisten von Na-Sanidin, Na-Pyroxen (Ägirin) neben diop- (M > 60 Vol.-%). sidischem Augit, Na-Amphibol, zuweilen Biotit, auch Glas-, 11.2 · Petrographie der Magmatite 209 substanz. Akzessorien sind Apatit, Titanit, Magnetit, Zirkon, Gefüge und Mineralbestand. Ähnlich den Olivin-Tholeiiten nicht selten auch etwas Quarz, Tridymit oder Cristobalit. und Tholeiitbasalten. Daneben gibt es glasreiche Trachyte bis zu Trachytgläsern (Obsidian), ebenso Trachyt-Bimssteine. Vorkommen. Das Auftreten von Alkali-(Olivin-) basalten neben Tholeiiten ist charakteristisch für ozeanische Inseln, Vorkommen. Beispiele: Drachenfels im Siebengebirge, z. B. Hawaii. Sie treten jedoch auch innerhalb von konti- Westerwald, Böhmisches Mittelgebirge, Auvergne in nentalen, nichtorogenen Regionen auf, so in intrakonti- Zentralfrankreich, Insel Ischia, Phlegräische Felder bei nentalen Grabenzonen (rift valleys), z. B. im Ostafrika- Neapel, Kanarische Inseln, Azoren. nischen Grabensystem, im Oslogebiet, im Rheintalgraben und den hessischen Gräben (Westerwald, Vogelsberg), in Phonolith (Abb. 11.10a) der Eifel sowie in der Basin and Range Province (USA). Im weiteren Sinne gehören zu den Alkalibasalten die Grau bis grünliches oder bräunliches, dicht- bis feinkör- Varietäten: niges, auch porphyrisches Gestein. Als Einsprenglinge treten makroskopisch mitunter hervor: Na-Sanidin, Hawaiit: Plagioklas (An30–50), Augit, Olivin, ±Foide Nosean oder Hauyn, Nephelin oder Leucit in idiomorph (meist in Feld 9' und 10' in Abb. 11.1); ausgebildeten Kristallen. Daraus ergeben sich verschie- Mugearit: Plagioklas (An10–30), Augit, ±Olivin, ±Foide dene Varietäten. Phonolith ist das Vulkanit-Äquivalent (meist in Feld 9 und 9'); des Foidsyenits. Das Gestein sondert häufig in dünnen Trachybasalt: mit geringen Mengen an Alkalifeldspat Platten ab, die beim Anschlagen klingen („Klingstein“ (meist Sanidin) neben vorherrschendem Plagioklas (Über- von grch. ϕωνή = Klang). gang zum Latit), Augit bis Ägirinaugit, Olivin ± Foide. Mineralbestand. Na-Sanidin, auch Anorthoklas, Nephelin Tephrit und Basanit (Tabelle 11.7) und andere Feldspatoide, besonders Leucit oder Nosean. Mafische Gemengteile sind Ägirin, Ägirinaugit und/oder Melanokrate, SiO2-untersättigte Gesteine (Feld 14 in Na-Amphibol, bisweilen auch Melanit, ein Ti-haltiger Abb. 11.1) mit dicht- bis feinkörnigem, auch porphyri- Andradit-Granat. Die Grundmasse enthält selten etwas schem Gefüge; gröbere Varianten werden wie bei den Glas. Fluidalgefüge durch annähernd parallel angeord- Tholeiiten als Dolerite bezeichnet. nete Leistchen von Sanidin ähnlich dem Trachyt. In Bla- senräumen häufig viele Arten von Zeolithen (Natrolith, Mineralbestand. Stets Plagioklas (An50–70) und Foide, Chabasit u. a.). Der Phonolith i. e. S. führt als Foid Nephe- dunkle Gemengteile sind Titanaugit, diopsidischer Au- lin; herrscht ein anderes Foid vor, so spricht man von: git, auch Amphibol. Einsprenglinge bilden Plagioklas, Leucitphonolith, Sodalithphonolith, Noseanphonolith Leucit und Pyroxen, in den Basaniten auch Olivin. Die (Abb. 11.10a). Übergang zu Trachyt ist verbreitet. Phono- Grundmasse enthält mitunter auch geringe Mengen von lith kann auch als Phonolithbimsstein entwickelt sein. Glas. Akzessorien: besonders Magnetit und Apatit. Limburgit ist ein Nephelinbasanit mit glasiger Grund- Vorkommen. Beispiele. Laacher See-Gebiet (Eifel), Rhön, masse und Einsprenglingen von Titanaugit, Olivin und Kaiserstuhl, Hegau, Böhmisches Mittelgebirge, Auvergne Titanomagnetit (Abb. 11.10b). (Französisches Zentralmassiv), Kanarische Inseln. Vorkommen. Beispiele: Laacher-See-Gebiet (Eifel), Rhön, Alkalibasalte und Alkali-Olivinbasalte Kaiserstuhl, Thüringen, Böhmisches Mittelgebirge, Auvergne, Kanarische Inseln und Inseln des mittel- Alkalibasalte (mit normativem ol < 5 %) und Alkali- atlantischen Rückens; Leucittephrit bzw. Leucitbasanit Olivinbasalte (mit ol > 5 %) sind durch einen höheren speziell im Kaiserstuhl, Laacher-See-Gebiet, Duppauer Gehalt an Alkalien, meistens Na, relativ zu Al und Si ge- Gebirge (Nordböhmen), Monte Somma und Vesuv, kennzeichnet; dadurch treten normative, z. T. auch mo- Roccamonfina in Mittelitalien. dale Gehalte an Nephelin auf, wobei allerdings ne < 5 % bleibt (Feld 10' in Abb. 11.1). Bei höheren normativen Tabelle 11.7. Tephrite und Basanite und modalen Foid-Gehalten spricht man von Tephriten und Basaniten (s. unten). Im Basalttetraeder von Yoder u. Tilley (1962) liegen die darstellenden Punkte der Al- kali-Olivinbasalte links von der kritischen Ebene der SiO2-Untersättigung, diejenigen der Olivintholeiite da- gegen rechts dieser Ebene (Abb. 16.21, S. 276)., 210 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), 11.2 · Petrographie der Magmatite 211 Abb. 11.10. Mikrofotos von Alkalivulkaniten, mit porphyrischem Siderit) und die seltenen Natrokarbonatite (mit Na-K- Gefüge. a Leucit-Nosean-Phonolith, Rieden, Laacher-See-Gebiet, Ca-Karbonaten). Eifel. Einsprenglinge: Leucit (farblos, z. T. mit Ikositetraeder- Umriss), Nosean (grau mit braunem Rand) und Ägirinaugit (grünlich bis bräunlich); feinkristalline Grundmasse aus Alkali- Vorkommen. Vor allem in Alkaligesteinskomplexen, feldspat, Nephelin, Leucit, Nosean und Ägirinaugit. 1 Nic. Bildbreite besonders in Ringkomplexen, häufig innerhalb von in- ca. 5 mm. b Limburgit (Hyalo-Nephelinbasanit), Limberg bei trakontinentalen Riftzonen; Fen-Distrikt (Südnor- Sasbach, Kaiserstuhl. Einsprenglinge: Titanaugit (mit Zonar- und wegen), Insel Alnö (Mittelschweden), Kola-Halbinsel Sektorenbau, z. T. verzwillingt) und Olivin (weitgehend in bräunlichen Iddingsit umgewandelt, ein feinstkörniges Gemenge (Russland), Kaiserstuhl, Palabora (Südafrika), Namibia, aus Montmorillonit, Chlorit, Goethit, Hämatit u. a.); hypokristal- im ostafrikanischen Grabensystem, wo u. a. der Oldoinyo line Grundmasse aus Plagioklas, Nephelin, Augit, Magnetit und Lengai (Tansania) als aktiver Natrokarbonatit-Vulkan Gesteinsglas. +Nic. Bildbreite ca. 5 mm. (Fotos: K.-P. Kelber) auftritt. Wirtschaftliche Bedeutung. An Karbonatitvorkommen Foidite: Nephelinit und Leucitit (Abb. 11.11a,b) sind nicht selten Lagerstätten von Apatit (Kola-Halbin- sel) und von nutzbaren Mineralen mit Nb und SEE oder Basaltähnliche Gesteine, die als helle Gemengteile nur Sulfiden (Palabora) gebunden (Abschn. 19.4, S. 305f). Nephelin und/oder Leucit neben wenig Hauyn und Sanidin enthalten (Abb. 11.1, Feld 15c). Unter den Mafiten Kimberlite (M meist >50 Vol.-%) dominieren unterschiedliche Klinopyroxene: Titanaugit, basaltischer Augit, auch Kimberlite sind ultramafische Vulkanite bis Sub- Ägirin oder Diopsid. Bei Anwesenheit von Olivin oder vulkanite. Es handelt sich um Glimmerperidotite, die Melilith spricht man von Olivin- bzw. Melilith-Nephe- meist porphyrisches Gefüge aufweisen und die serpen- liniten oder -Leucititen. Akzessorien sind Apatit, tinisiert und karbonatisiert sind. Melanit, Titanit, Perowskit, Chromit. Vorkommen: Laacher See-Gebiet (Eifel), Rhön, Vogelsberg, Löbauer Mineralbestand. Olivin (meist in Serpentin oder Kar- Berg (Oberlausitz), Nordböhmen, Toskana, Ostafri- bonat umgewandelt) und (Fe-)Phlogopit (oft zu Vermi- kanisches Grabensystem. culit zersetzt) bilden Einsprenglinge; die Grundmasse enthält wechselnde Anteile von Serpentin, Karbo- 11.2.3 nat, Pyroxen, Tremolit-Aktinolith, Hydroglimmer, Karbonatite, Kimberlite und Lamproite Zeolithe, Magnetit und Cr-Spinell. Charakteristische Nebengemengteile sind außerdem Apatit, Monticellit Karbonatite CaMg[SiO4], Rutil und Perowskit CaTiO3. Pyrop-reicher Granat, Enstatit und Cr-Diopsid sind ebenfalls häufig und Karbonatite sind relativ seltene magmatische Gesteine bilden meist größere Körner; sie stammen aus dem mit >50 Vol.-% Karbonatmineralen, die zuerst von Herkunftsort des Kimberlit-Magmas (Xenokristalle). Brögger (1921) aus dem Fen-Gebiet in Südnorwegen Viele Kimberlite sind zudem Trägergesteine für Diamant, beschrieben wurden. Sie treten geologisch in Schloten, der nicht selten in schleifwürdigen Kristallen auftritt Gängen und als Lavaströme auf und kommen meist (Abb. 2.10, 2.14, S. 54, 57). zusammen mit foidreichen Vulkaniten (Phonolithe, Nephelinite) oder Plutoniten (Nephelinsyenite, Ijolithe) Geologische Stellung und Gefüge. Kimberlite treten ge- vor. Auch Pyroklastika aus Karbonatitmaterial sind be- wöhnlich an der Erdoberfläche in vulkanischen Durch- kannt. schlagsröhren (Diatremen, engl. pipes) in Form von Tuf- fen und Schlotbreccien auf, die durch explosiven Vulka- Mineralbestand. Hauptkarbonatminerale sind Calcit, Do- nismus entstanden sind; nach unten zu gehen sie in mas- lomit, Ankerit und Siderit, die gewöhnlich 70–90 Vol.-% sive Gänge und Lagergänge über (Abb. 12.13, S. 224). ausmachen; daneben können als Silikatminerale For- Nach Lorenz (1998) wird der explosive Kimberlit-Vul- sterit, Melilith, Diopsid, Ägirin, Ägirinaugit, Wollasto- kanismus nahe der Erdoberfläche durch den Kontakt des nit, Calcium- und Alkali-Amphibole, Phlogopit, Alkali- heißen Kimberlit-Magmas mit kaltem Grundwasser aus- feldspäte und Nephelin auftreten; Akzessorien sind gelöst. Diesen Vorgang bezeichnet man als Phreatomag- Apatit, Pyrochlor (Ca,Na,Ba,Sr,Ce,Y)2(Nb,Ta)2(O,OH,F)7, matismus. Wie Abb. 2.15 (S. 58) zeigt, benötigt Diamant Titanit, Zirkon, Nb-haltiger Perowskit CaTiO3, Fe-Ti-Oxi- zu seiner Bildung Mindestdrücke von 45–55 kbar (im de, Sulfide und zahlreiche seltene Minerale mit Selten- Temperaturbereich von 1 000–1 500 °C), entsprechend erd-Elementen, Th, U etc. Nach der Art der Karbonat- einer Tiefe von 140–170 km. Diamantführende Kimber- minerale unterscheidet man Calcitkarbonatite, Dolo- lite müssen somit aus großen Erdtiefen stammen; die in mitkarbonatite, Ferrokarbonatite (mit Ankerit oder ihnen häufig enthaltenen Bruchstücke von Granat-, 212 11 · Magmatische Gesteine (Magmatite), Literatur 213 Abb. 11.11. Mikrofotos von Alkalivulkaniten. a Nephelinit, Löbauer Zitierte Literatur Berg, Oberlausitz. Es dominieren Verwachsungen von hypidio- morphem Nephelin (graue Interferenzfarben, teilweise in Na- Brögger WC (1921) Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes, IV. trolith umgewandelt) und Titanaugit (bunte Interferenzfarben, Das Fengebiet in Telemark, Norwegen. Vit Selsk Skr Mat Nat mit typischem Sektorenbau); in den Zwickeln feinkörnige Klasse 1920, 1, 494 pp. Kristiania (Oslo) Grundmasse aus Nephelin, Plagioklas, Augit und Opakmineralen. Charlier BLA, Wilson CJN, Lowenstern JB, Blake S, van Calsteren PW, +Nic. Bildbreite ca. 3,5 mm. b Tephritischer Leucitit, Vesuv, Lava Davidson JP (2005) Magma generation at a large, hyperactive von 1944. Einsprenglinge: Augit (gelblichgrün mit schwachem silicic volcano (Taupo, New Zealand) revealed by U-Th and U- Zonarbau), Leucit (farblos, Ikositetraeder) und Plagioklas (farb- Pb systematics in zircons. J Petrol 46:3–32 los, unten rechts); feinkristalline Grundmasse aus Plagioklas, Defant MJ, Drummond MS (1990) Derivation of some modern arc Leucit, Biotit und Opakmineralen. 1 Nic. Bildbreite ca. 4,5 mm. magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature (Fotos: K.-P. Kelber) 347:662–665 Hildreth W (2001) Unpublizierter Vortrag bei der Penrose Conference „Longevity and dynamics of rhyolithic magma systems“, cit. peridotit geben daher Aufschluss über die Zusammen- Charlier et al. (2005) Jahn BMM, Glikson AY, Peucat J-J, Hickman AH (1981) REE geo- setzung des Erdmantels. chemistry and isotopic data of Archean silicic volcanics and grani- toids from the Pilbara Block, western Australia: Implications for Vorkommen und Bedeutung. Wie in Abschn. 27.3.1 (S. 486f) the early crustal evolution. Geochim Cosmochim Acta 45:1633–1652 näher begründet wird, treten Kimberlite ausschließlich in Le Bas MJ, Le Maitre RW, Streckeisen A, Zanettin B (1986) A chem- Kontinentalschilden (Kratonen) auf, so im südlichen und ical classification of volcanic rocks based on the total alkali– silica diagram. J Petrol 27:745–750 westlichen Afrika, in Sibirien, in Kanada, neuerdings auch Le Bas MJ, Le Maitre RW, Woolley AR (1992) The construction of in Finnland. Als primäre Diamantlagerstätten sind Kim- the total alkali–silica chemical classification of volcanic rocks. berlite von überragender weltwirtschaftliche Bedeutung. Mineral Petrol 46:1–22 Le Bas MJ, Streckeisen AL (1991) The IUGS systematics of igneous

Lamproite rocks. J Geol Soc London 148:825–833

Lorenz V (1998) Zur Vulkanologie von diamantführenden Kimberlit- und Lamproit-Diatremen. Z Dt Gemmol Ges 47:5–30 Die in Gängen auftretenden Lamproite gehören unge- Martin H, Chauvel C, Jahn BM (1983) Major and trace element geo- wöhnlich K-reichen Magmatitserien an und bestehen aus chemistry and crustal evolution of granodioritic Archean rocks Olivin, Diopsid, Phlogopit, Leucit, Sanidin und einem from eastern Finland. Precambrian Res 21:159–180 K-reichen Amphibol in unterschiedlichen Mengenan- Martin H, Smithies RH, Rapp R, Moyen J-F, Champion D (2005) An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), teilen. Akzessorien sind: Perowskit, Nephelin, Apatit ne- and sanukitoid: Relationships and some implications for crustal ben weiteren, an Seltenen Erden reichen Mineralen. Durch evolution. Lithos 79:1–24 ihre Diamantführung haben Lamproite an wirtschaftli- Nockolds SR (1954) Average chemical composition of some igneous chem Interesse gewonnen: Diamantlagerstätte Argyle rocks. Bull Geol Soc America 65:1007–1032 (Westaustralien). Ronov AB, Yaroshevsky AA (1969) Chemical composition of the Earth’s crust. In: Hart PJ (ed) The Earth’s crust and upper mantle. Geophys Monogr 13:37–57. AGU, Washington/DC

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Vulkanismus

12.1 Der Vulkanismus ist für Geologen und Petrologen von besonderem Interesse, da

Effusive Förderung: er einer der wenigen geologischen Prozesse ist, die sich unmittelbar beobach- Lavaströme ten lassen. Vulkane sind geologische Gebilde, die durch den Ausbruch von mag-

matischen Schmelzen und/oder Gasen aus dem Erdinnern an die Erdoberfläche 12.2 oder auf den Meeresboden entstehen. Als Vulkane im geographischen Sinne

Extrusive Förderung bezeichnet man die Hügel oder Berge, die durch Anhäufung von vulkanischem

Gesteinsmaterial gebildet wurden. 12.3 Es gibt heute nahezu 800 aktive Vulkane, davon einige mit Dauertätigkeit, wie

Explosive Förderung der Stromboli (Äolische Inseln), der Ätna (Sizilien), der Kilauea (Hawaii). Der Izalco

in El Salvador befand sich als „Leuchtturm des Pazifik“ von 1770 bis 1957 in Dauer- 12.4 tätigkeit. Wie Abb. 12.1 zeigt, konzentrieren sich die jungen und aktiven Vulkane

Gemischte Förderung: auf die tektonisch mobilen Zonen der Erde, die gleichzeitig durch große Stratovulkane Erdbebenhäufigkeit gekennzeichnet sind. Dieses sind die divergenten Platten-

ränder (mittelozeanische Rücken), die konvergenten Plattenränder (Subduktions- 12.5 zonen), die intrakontinentalen Riftzonen und schließlich die Gebiete über sog.

Vulkanische Plumes oder Hot Spots (Abschn. 17.1, S. 280), insbesondere ozeanische Inseln wie Dampftätigkeit Hawaii. Für die Bevölkerung in den betroffenen Gebieten ist es eine Existenzfrage

zu wissen, ob ein Vulkan wirklich erloschen ist oder ob der Vulkanismus nur ruht. So galt der Vorläufervulkan des Vesuv, der Monte Somma, lange Zeit als erloschen, bis er im Jahre 79 n. Chr. wieder einen verheerenden Ausbruch erlebte. Nach einer Abschätzung von Bottinga et al. (1983) werden auf der Erde in jeder Sekunde etwa 1 300 t Lava gefördert, der weitaus größte Anteil davon submarin., 216 12 · Vulkanismus Abb. 12.1. Vulkanismus und Plattentektonik. Globale Verteilung aktiver und ruhender Vulkane und die wichtigsten Lithosphärenplatten. Man erkennt eine eindrucksvolle Konzentration der vulkanischen Aktivität an den konvergenten Plattenrändern oberhalb von Subduktionszonen (konvergierende Pfeile). Von den zahlreichen Vulkanen an divergenten Plattenrändern, insbeson- dere mittelozeanischen Rücken (divergente Pfeile) sind nur solche dargestellt, die aus dem Meeresspiegel herausragen. Für den rezenten Hot-Spot-Vulkanismus im ozeanischen und kontinen- talen Intraplattenbereich gibt es nur wenige, aber prominente Beispiele. (Aus Schmincke 2000), 12.1 · Effusive Förderung: Lavaströme 217 12.1 wurden beim Ausbruch der Laki-Spalte auf Island kurz- 12.1

Effusive Förderung: Lavaströme zeitig schätzungsweise 7 200–8 700 m3 / s gefördert

(Thordarsson und Self 1993). Zum Vergleich: der Rhein Der überwiegende Teil der effusiv geförderten Laven bei Köln führt normalerweise 2 000 m3/ s! ist dünnflüssig und heiß (Abb. 12.2, 12.3) und besitzt basaltische Zusammensetzung (mit 40–60 % SiO2). Solche Laven können – auch auf flach geneigten Hän- Heiße, dünnflüssige und gasarme Laven werden inter- gen – mehr als 150 km weit fließen, wobei der indivi- national als Pahoehoe-Laven (sprich pah’-ho-ih-ho-ih) be- duelle Strom oft nur Dicken von wenigen Metern er- zeichnet, ein Ausdruck, der zunächst auf Hawaii verwen- reicht. Demgegenüber sind viskosere Laven naturge- det wurde. Bei konstanter Fließgeschwindigkeit bildet sich mäß viel weniger geeignet, große Entfernungen zu- eine Haut mit glatter oder gestriemter Oberfläche: Fladen- rückzulegen; sie können daher nur auf steilen Hängen lava (Abb. 12.3); bei Beschleunigung der Fließbewegung fließen. Deswegen bilden SiO2-reichere rhyolithische wird die Erstarrungshaut in Schollen zerbrochen: Schollen- Laven viel seltener Ströme, wie z. B. der berühmte lava; Störungen des Fließvorgangs bei noch nicht ganz Obsidianstrom von Rocche Rosse auf Lipari. Effusive erstarrter Haut führen zur Bildung von Seil- oder Strick- Lavaförderung kann große Ausmaße annehmen; so lava (Abb. 12.3, 12.4). Mit abnehmender Temperatur ei- nes Lavastroms geht Pahoehoe-Laven in Aa-Lava (sprich ah-ah’) oder Brockenlava über, die wegen ihrer höheren Viskosität langsamer fließt. Oft spielt auch eine steigende Verformungsrate, z. B. beim Fließen über einen steilen Hang eine zusätzliche Rolle. Der Lavastrom beginnt zu „klumpen“; an seiner Oberseite bilden sich zackige bis rundliche, z. T. aufgeblähte Schlacken, die von der Stirn des Lavastroms herunterfallen und von diesem überfah- ren werden. So entsteht die typische Zonierung von Aa- Strömen: Top- und Basis-Breccien, randliche Schlacken- wälle und ein massives Zentrum (Schmincke 2000). Beim Abkühlen mächtigerer, kompakter Lavaströme tritt ein Volumenverlust ein. Dieser wird über ein System von po- lygonalen Klüften ausgeglichen, die senkrecht zur Ab- kühlungsfläche stehen: Säulenbasalte (Abb. 12.5). Abb. 12.2. Ausbruch des Ätna im Jahr 1975. Man erkennt den täti- Bei submariner Förderung von Pahoehoe-Lava ent- gen Krater mit strombolianischer Tätigkeit und den daraus aus- stehen typische kissen-, genauer gesagt schlauchartige fließenden Pahoehoe-Lavastrom. (Foto: M. Pfleghaar, Heidenheim) Formen: Pillowlaven. Entscheidend für ihre Bildung ist Abb. 12.3. Pahoehoe-Lava vom 16. Juli 1991, Kilauea, Insel Hawaii, nahe der Mündung in den Pazifischen Ozean. Die glutflüssige Lava ist von einer dünnen Erstarrungs- haut überzogen, die teils glatt, teils gerunzelt ist: Fladen- und Stricklava. (Foto: Pete Mouginis- Mark, University of Hawaii), 218 12 · Vulkanismus Abb. 12.4. Seillava von 1858, Vesuv. (Foto M. Okrusch) Abb. 12.7. Basaltpillow aus einem submarinen Lavastroms eines Vorläufer-Vulkan des Ätna. Burgfelsen von Aci Castello (Sizilien). Man beachte den Bergschuh als Größenvergleich. (Foto M. O.) 12.7). Dabei wurde die Glashaut zerrieben und in den Zwickeln zwischen den Pillows angereichert. Solche An- häufungen von Glasscherben bezeichnet man als Hyalo- klastit; er wird durch Reaktion mit dem Meerwasser häu- fig zu einer kollophoniumartigen, bräunlich, gelblich oder orange gefärbten Substanz, dem Palagonit zersetzt. Pillowbasalte können auch entstehen, wenn Laven in Kontakt mit feuchtem Schlamm oder mit Gletschereis geraten. Wenn die effusive Tätigkeit basaltischer Laven weit überwiegt, entstehen (fast) reine Lavavulkane, die im All- gemeinen durch mehrere Förderfolgen gebildet wurden. Abb. 12.5. Säulenbasalt der Vulkaninsel Staffa (Innere Hebriden, Schottland). (Foto M. O.)

Lavadecken

Lavadecken sind flächenhaft ausgedehnte Lava-Überflu- tungen, die sich innerhalb kontinentaler Platten gebil- det haben und fast stets als Linearausbrüche aus Spalten gefördert wurden (Plateaubasalte, kontinentale Flut- basalte). Mehr als 2,5 Mio. km2 der Festländer sind seit Beginn des Mesozoikums von basaltischen Laven überflutet wor- den. Im kontinentalen Bereich der Erdkruste haben sich daraus im Lauf geologischer Zeiträume ausgedehnte Pla- teaus mit Mächtigkeiten bis zu etwa 3 000 m gebildet, Abb. 12.6. Schematische Darstellung von subaerisch ausgeflossener deren treppenartige Geländeformen zur Bezeichnung Pahoehoe-Lava (links) und submariner Pillowlava (rechts). Im Ge- Trappbasalte Anlass gaben. Dabei sind die einzelnen Teil- gensatz zur Pahoehoe-Lava, die nur konzentrische Absonderung decken meistens nur 5–15 m mächtig. Die größten Vor- zeigt, besitzt die Pillowlava radialstrahlige Absonderung, eine gla- sige Außenhaut, sowie Hyaloklastite und sedimentäres Material in kommen von kontinentalen Flutbasalten befinden sich2 den Zwickeln (punktiert). Hohlräume sind schwarz dargestellt. im Parana-Becken (Südamerika: 750 00 km ), im Gebiet (Mod. nach MacDonald 1972) des Columbia- und Snake Rivers (Nordwesten der USA: 400 000 km2), in Indien (Deccan-Trapp: 650 000 km2), im die rasche Abschreckung im Kontakt mit dem kalten Karoo- und Etendeka-Gebiet (südliches Afrika). In Meerwasser, durch die sich die einzelnen Lava-Anteile Europa treten Plateaubasalte besonders in Schottland, mit einer Glaskruste umgeben. Die umlaufende Kruste, Island und Südschweden auf. Die Förderung solcher La- Sackungsformen und radialstrahlige Absonderung der vamassen, die rezent nicht mehr beobachtet wurde, muss Pillows sind Hinweise darauf, dass sich diese noch im erhebliche globale Auswirkungen auf Klima und Vegetati- plastischen Zustand übereinander lagerten (Abb. 12.6, on gehabt haben. Sie ist wahrscheinlich eine wesentliche, 12.2 · Extrusive Förderung 219 Ursache von Massenausterbe-Ereignissen (engl. mass extinction) im Phanerozoikum (Courtillot 2004; Ernst et al. 2005; Hough et al. 2006; Keller 2005). White und Saunders (2005) nehmen an, dass die drei größten Massenausterbe- Ereignisse am Ende des Perms, am Ende der Trias und am Ende der Kreide auf ein zufälliges – vielleicht nicht ursäch- liches? – Zusammentreffen von großen Flutbasalt-Ereignis- Abb. 12.8. Durchschnitt durch den Lavasee Halemaumau im Gipfel- sen und dem Impakt eines riesigen Asteroiden oder Kome- plateau des Kilauea (Hawaii) mit Lavazirkulation, primären und sekundären Lavafontänen. (Mod. nach MacDonald 1972) ten zurückgehen (Abschn. 29.1, S. 507). Schildvulkane geschaltet sind, die wahrscheinlich am Anfang einer Erup- tion und mit höherer Eruptionssrate gefördert wurden als Schildvulkane sind schildartig flache, in ihrem Grund- die Pillowlaven (Schmincke 2000). riss kreisförmige Vulkanbauten, die ozeanische Inseln auf- Darüber hinaus weiß man heute, dass es auch am bauen. Ihre Flanken weisen meist geringe Neigungen von Ozeanboden große Flutbasalt-Plateaus gibt, die die kon- 4–6° auf. Der Name leitet sich vom Buckelschild römischer tinentalen Flutbasalte an Ausdehnung noch übertreffen, Soldaten ab, dem sie in ihrer Form gleichen. Neben den so das Otong-Java-Plateau (West-Pazifik), das Kerguelen- Lavadecken gehören die Schildvulkane vom Hawaii-Typ Plateau (Süd-Indik), das Broken-Ridge-Plateau (Süd- zu den größten zusammenhängenden vulkanischen Indik) u. a. (Coffin u. Eldholm 1994). Produkte des sub- Gesteinskörpern der Erdoberfläche; so besitzt der Mauna marinen Vulkanismus sind schließlich Seamounts und Loa einen Basisdurchmesser von ca. 400 km, ist ca. 10 km die Sockel vulkanischer Inseln. Sieht man von der dün- hoch und ragt über 4 km aus dem Meer heraus (Abb. 30.5, nen Bedeckung durch Meeres-Sedimente ab, besitzen die S. 533). Wichtige Schildvulkane auf Hawaii sind ferner der Ozeanbodenbasalte, die in einem Zeitraum von der spä- Mauna Kea und der kleinere parasitäre Kilauea; auf sei- ten Trias bis heute gefördert wurden und noch werden, nem flachen Gipfelplateau befindet sich der Pitkrater des insgesamt eine gewaltige Ausdehnung, die um ein Vielfa- Halemaumau, der zeitweise von einem Lavasee erfüllt ist ches größer ist als die der kontinentalen Flutbasalte. Zu- (Abb. 12.8). Demgegenüber sind die Schildvulkane vom sammen mit diesen gehören die ozeanischen Flutbasalte Islandtyp deutlich kleiner und besitzen steilere Flanken. zu den großen magmatischen Provinzen (engl. Large Der größte bislang bekannte Schildvulkan ist der Mons Igneous Provinces, LIP), die auf Plumes im Erdmantel zu- Olympus auf dem Mars mit einem Basisdurchmesser von rückgeführt werden (Ernst et al. 2005; Kerr et al. 2005). 550–600 km und einer Höhe von ca. 26 000 m über NN (Abschn. 30.1.3, Abb. 30.5, S. 533). 12.2 12.2 Schildvulkane entstehen durch Übereinanderfließen Extrusive Förderung zahlreicher dünnflüssiger Lavaströme, die häufig aus Spal- ten gefördert werden: Spalten-Effusionen. Bei der Erup- Sehr viskose Laven, meist von Rhyolith-, Trachyt-, tion entstehen spektakuläre Lavavorhänge („Curtains of Phonolith- oder Dacit-Zusammensetzung (55–75% Fire“), die aus einzelnen Lavafontänen zusammengewach- SiO2), können nur schwer fließen. Sie werden daher sen sind. Daneben gibt es auch Gipfel-Effusionen aus ei- teigartig herausgepresst und bilden steilwandige La- nem zentralen Förderkanal; diese führen häufig zur Bil- vamassen über der Ausbruchsstelle, die bei der Erstar- dung von Lavaseen, in denen dünnflüssige, heiße Lava den rung zu Blöcken zerfallen: Blocklava. steilwandigen Einsturzkrater erfüllt (Abb. 12.8). Submarine Effusionen (Ozeanboden-Basalte) Lavadome (Staukuppen, Quellkuppen) Diese Vorgänge finden in erster Linie im Bereich der mittel- Lavadome wachsen durch Nachrücken des hochviskosen ozeanischen Rücken statt, wo ozeanische Kruste ständig neu Magmas von innen heraus oder durch Stapelung kurzer, gebildet und durch das Sea-Floor-Spreading von diesen di- viskoser Lavaströme; ihre erstarrende Oberfläche wird vergenten (konstruktiven) Plattengrenzen mit Geschwin- rissig und es entsteht eine brecciöse Außenzone, ein Agglo- digkeiten von einigen Zentimetern pro Jahr wegbewegt merat. Wenn Lavadome an geneigten Hängen im heißen, wird. Die Vulkane der mittelozeanischen Rücken bestehen nur oberflächlich erstarrten Zustand abreißen (Abb. 12.9), zu einem großen Teil aus Strömen von Pillowlaven (Abb. können katastrophale Glutlawinen abgehen. Beispiele 21.8d, S. 330); sie sind aus verzweigten Lavaschläuchen auf- von Staukuppen sind der Puy de Dôme (Auvergne) sowie gebaut, deren Größe von der Basis nach oben abnimmt. Tief- der Lassen Peak (Kalifornien), der Mount Saint Helens bohrungen haben jedoch gezeigt, dass in diese Pillowlaven (Washington) und andere junge Vulkane der nordwest- häufig mehrere Meter mächtige, kompakte Lavadecken ein- amerikanischen Vulkankette, die bei der Subduktion der, 220 12 · Vulkanismus die oberen Teile ab und es können noch kleinere Fels- nadeln aus der Spitze herausgedrückt werden. Lavanadeln entstehen relativ selten, und zwar meist in Verbindung mit älteren Lavadomen, wie das bei der berühmten Fels- nadel der Montagne Pelée auf der Kleinen Antilleninsel Martinique der Fall war. Im Anschluss an eine verhee- rende Glutlawinen- und Glutwolkentätigkeit (s. unten) wurde die Lavanadel von November 1902 bis September 1903 aus dem Vulkankrater fast senkrecht herausge- drückt und erreichte eine Höhe von 350 m, wobei meh- rere Wachstums- und Abbruchphasen miteinander ab- wechselten und zuletzt noch eine 2., kleinere Nadel ent- stand. Inzwischen ist die ehemalige Felsnadel durch Ero- sion fast völlig abgetragen. 12.3 12.3

Explosive Förderung

Abb. 12.9. Schematische Querschnitte von Lavadomen mit angedeu- teten Fließlinien bzw. Rissen und Agglomeraten der Randzonen Explosive Vulkanausbrüche gehören zu den verhee- (punktiert). Links: Dom auf annähernd flachem Gelände, a beim Lavaaufstieg, b nach Zurücksinken der Lava in den Schlot; rechts: rendsten geologischen Ereignissen, die in der Mensch- Dom auf geneigtem Hang, c Anfangsstadium, d Abreißen und Ab- heitsgeschichte gewaltige Opfer gefordert haben: Tam- fließen des Doms. (Mod. nach MacDonald 1972) bora (Indonesien) 1815: 93 000 Tote, Krakatau (Indone- sien) 1883: 36 000 Tote, Montagne Pelée (Martinique, Kleine Antillen) 1902: 29 000 Tote. Auch in der Menge des geförderten Materials ist der explosive Vulkanis- mus von größter Bedeutung und wird nur noch von submarinen Effusionen übertroffen. An Land machen Pyroklastika über 90 % der vulkanischen Förderungen in historischer Zeit aus (Sapper 1927). Der erste Schritt für einen explosiven Vulkanausbruch ist zunächst der Auftrieb des Magmas im Schlot, aus- gelöst entweder durch Dichte-Erniedrigung des Mag- mas infolge der Kristallisation von Mineralen an den Seitenwänden einer Magmenkammer oder durch Druckerhöhung infolge neuer, nachströmender Mag- Abb. 12.10. Quellkuppe und Staukuppe: Die Quellkuppe des Dra- chenfelses mit Tuffmantel; Staukuppe der Wolkenburg ohne jede menschübe aus der Tiefe. vorherige Tuffbedeckung wie aus dem diskordanten Verband zu Der zweite Schritt, d. h. die Blasenbildung und explo- erkennen ist. (Nach Scholtz 1931) sive Beschleunigung wird dann durch zwei Vorgänge ausgelöst, die sich überlagern können: (1) durch Über- Juan-de-Fuca-Platte unter die Nordamerikanische Plat- sättigung an magmatischen Gasen oder (2) durch te aktiv geworden sind (Abb. 12.1). Wechselwirkung mit externem Wasser, insbesondere Im Unterschied zu den Staukuppen sind die Quellkup- Grundwasser, und einen daraus resultierenden pen unter Tuffbedeckung gebildet worden, wie der Ho- phreatomagmatischen Ausbruch (Schmincke 2000). hentwiel im Hegau oder der Drachenfels im Sieben- gebirge (Abb. 12.10). Staukuppen und Quellkuppen bil- Pyroklastische Systeme bestehen aus mehreren Zo- den meistens Bergkegel mit steilen Flanken. nen (Abb. 12.11). Die Blasenbildung setzt im Dachbereich der Magmenkammer ein und verstärkt sich im Schlot. Lavanadeln (Stoßkuppen) Wenn das Blasenvolumen etwa 65 % erreicht hat, kippt das System um und es kommt zur Fragmentierung des Wenn die Lava ganz besonders zäh ist, wird sie bereits Magmas, wobei die Scherung der aufsteigenden Schmelze beim ersten Kontakt mit der Luft praktisch fest. Sie wird die entscheidende Rolle spielt. Das System besteht jetzt dann als kompakter Lavapfropfen aus dem Schlot her- aus Lavafetzen (auch Gesteinsbruchstücken und Kristal- ausgeschoben, der insgesamt glasig erstarrt oder im In- len), die in einem Gasstrom nach oben bewegt werden. neren noch glutflüssig, aber sehr viskos ist. Oft brechen In der Eruptionssäule über der Schlotmündung wird das, 12.3 · Explosive Förderung 221 Gemisch aus Partikeln und Gas durch Expansion der Bei einer Förderung von 1010 kg beträgt der VEI also 3. magmatischen Gase stark, z. T. auf Überschallgeschwin- Beispiele sind in Tabelle 12.1 aufgeführt. Einen ver- digkeit beschleunigt und steigt auf. gleichbaren Index für die Magnitude der vulkanischen Nach Sparks (1986) gliedern sich Eruptionssäulen in Förderung kann man auch bei effusiver Vulkantätigkeit zwei Bereiche: In der Gasschubregion wird das Gemisch angeben. mit Geschwindigkeiten zwischen 100 und 600 m/s eini- Im Folgenden werden die wichtigsten Typen des ex- ge 100 m bis wenige Kilometer hoch in die Atmosphäre plosiven Vulkanismus beschrieben (Schmincke 2000). geschossen; dabei verliert es durch Ausfallen großer Pyroklasten und durch Ansaugen von kalter Luft rasch Hawaiianische Tätigkeit: Lavafontänen an Dichte. Dadurch erweitert sich der scharf gebündelte Gasschubteil blumenkohlartig zur konvektiven Erupti- Wie bereits erwähnt, ist die effusive Vulkantätigkeit häu- onssäule. Diese ist heißer als die umgebende Luft und fig mit der Bildung von Lavafontänen oder Lavavor- erhält deswegen Auftrieb; sie kann daher bis in Höhen hängen verknüpft, die bis zu 500 m hoch werden kön- von über 50 km aufsteigen. Wenn sie Luftschichten glei- nen; es wird also Lava explosiv in die Luft geschleudert cher Dichte erreicht, breitet sie sich schirmartig aus (Abb. 12.11). Falls jedoch der Gasschubteil oder Teile davon sich nicht mit genügend Luft mischen, um die Gesamtdichte unter die Dichte der Atmosphäre zu brin- gen, kann die gesamte Eruptionssäule oder Randbereiche davon kollabieren: Es entstehen absteigende Glutlawinen, aus denen Aschenwolken aufsteigen (Abb. 12.11). Die Intensität des explosiven Vulkanismus lässt sich nach Walker (1973) durch zwei Parameter klassifizieren: 1. durch den Fragmentierungsgrad der pyroklastischen Förderprodukte F, gemessen durch den prozentualen Korngrößenanteil <1 mm, und 2. durch die flächenhafte Verbreitung der pyroklasti- schen Ablagerungen D, gemessen durch die Fläche innerhalb der Isopache, die 0.01 % der maximalen Mächtigkeit beträgt. Der vulkanische Explosivitäts-Index (VEI) ist durch die Abb. 12.11. Schematische Darstellung eines pyroklastischen Systems: Masse an gefördertem Material definiert, wobei nach Pyle Magmasäule mit nach oben zunehmender Blasenbildung, Fragmen- (2000) folgende Gleichung gilt: tierungsniveau und Umkippen in ein System aus Partikeln und Gas;Eruptionssäule mit Gasschubregion, konvektivem Hauptteil und VEI = log der geförderten Pyroklastika in kg – 7 [12.1] Schirmregion; absteigende Glutlawine mit aufsteigenden Asche-10 wolken. (Mod. nach Schmincke 1986, Abb. 9.1; 2000, Abb. 10.1) Tabelle 12.1. Beispiele für den vulkanischen Explosivitäts-Index (VEI). (Aus Miller und Wark 2008), 222 12 · Vulkanismus Abb. 12.12. Lavafontäne vom 13. August 1984, Pu’u-O’o-Krater, Hawaii. (Foto: Pete Mouginis-Mark, University of Hawaii) (Abb. 12.12). Dabei sind Zerkleinerungsgrad und flä- Aschenfälle chenhafte Verbreitung der Ablagerungen gering: F < 10 %, D < 0,05 km2. Wesentliche Ursache für die Ent- Bei explosivem Vulkanismus stärkerer Energie kommt stehung von Lavafontänen ist die rasche Aufstiegs- es zu mehr oder weniger ausgedehnten Aschenfällen, d. h. geschwindigkeit des Magmas in der Tiefe (>0.5–1 m/s), der Fragmentierungsgrad (F) und damit die flächenhaf- die wesentlich größer ist als die Wachstumsgeschwin- te Verbreitung der pyroklastischen Ablagerungen (D) digkeit der Gasblasen. werden größer. Mit steigender Intensität unterscheidet man Typen, die nach dem Ausbruch der Fossa di Vulcano Strombolianische Tätigkeit: Lavawurftätigkeit (1888) und des Vesuv (1631) benannt wurden, aber quan- titativ nicht genau definiert sind. Die energiereichste und Der Name strombolianische Tätigkeit leitet sich vom verheerendste Form des explosiven Vulkanismus ist die Vulkan Stromboli (Äolische Inseln) ab, dessen andauern- plinianische Tätigkeit, bei der große Mengen an Bims- de Lavawurftätigkeit schon in der Antike bekannt war. tephra gefördert und weit verbreitet werden (D bis zu Aus mehreren kleinen Öffnungen in der Kraterwanne 50 000 km2, gelegentlich mehr); F kann bis auf 90 % an- werden in Zeitabständen von 10–30 min Lavafetzen in steigen. Neben dieser Fallout-Tephra wird ein Teil des die Luft geschleudert. Die kühlere, viskosere Haut der geförderten Materials in Form von pyroklastischen Strö- langsam aufsteigenden Lavasäule wird durch die aufstei- men oder durch Ringwolken (base surges) am Boden genden Gase zerrissen. Im Gegensatz zur hawaiianischen transportiert (s. unten). Wegen des großen Massenver- Tätigkeit wird das System von der Aufstiegsgeschwin- lusts im Erdinnern kommt es in der Folge von pliniani- digkeit der rapide wachsenden Gasblasen bestimmt, wäh- schen Ereignissen häufig zum Einbruch einer großen rend die des Magmas <0,1 m/s bleibt. Blasen, die 1,5 km Caldera. Es besteht heute kein Zweifel mehr, dass viele, unter der Erdodoberfläche einen Durchmesser von 1 mm wenn nicht alle plinianischen Eruptionen phreatomag- hatten, werden beim Aufstieg der Magmasäule durch matisch sind, d. h. durch den Einbruch von externem Diffusion und Druckentlastung in 3–15 Stunden auf1mWasser ausgelöst oder verstärkt wurden. anwachsen, wobei große Blasen schneller aufsteigen als kleinere und zusammenwachsen. Schließlich entwickelt Diese Art der explosiven Tätigkeit wurde nach dem römischen Schriftsteller Plinius d. J. benannt, dem wir die erste ausführliche sich durch die zunehmende Aufstiegsgeschwindigkeit Beschreibung einer Vulkaneruption verdanken, bei der sein Onkel von bis zu 70 m /s eine Kettenreaktion, die in einem Plinius d. Ä. ums Leben kam: der Ausbruch des Monte Somma von Tiefenbereich von 220–20 m unter der Erdoberfläche zur 79 n. Chr. Bei diesem katastrophalen Ausbruch wurde die Stadt Explosion führt (Schmincke 2000; Harris und Ripepe Pompeji durch Bimsaschen, die Stadt Herculaneum durch einen 2007). Die Geschwindigkeit der ausgeworfenen Lava- heißen Aschenstrom zugedeckt und vollständig zerstört. Auch heu- te noch stellen der Vesuv und die nahe gelegenen Campi Flegrei fetzen beträgt 100–400 m/s. Bei der strombolianischen (s.u.) eine erhebliche potentielle Gefahr für die Millionenstadt Tätigkeit kann F knapp 20 % und D eine Fläche von 5 km2 Neapel und die gesamte Region dar. Ein erneuter plinianischer erreichen. Der VEI liegt typischerweise bei 1. Ausbruch könnte verheerende Folgen haben. Wichtige plinianische, 12.3 · Explosive Förderung 223 Ereignisse in vorgeschichtlicher Zeit sind die Ausbrüche des Laacher- 2. Glutlawinen (pyroklastische Blockströme) vom Typ des See-Vulkans (Eifel) ca. 10 900 v. Chr. und der Vulkan-Insel Santorin Mt. Pelée (1902) entstehen, wenn hochviskose, meist (Kykladen) ca. 1 400 v. Chr., bei der die dortige minoische Zivilisati- andesitische oder dacitische Magmen domartig aus on weitgehend zerstört wurde. Eine der verheerendsten vulkanischen Katastrophen der jüngeren Geschichte war der Ausbruch des dem Rand eines Krater herausgedrückt werden, abbre- Krakatau (Indonesien); seine erste Explosion wurde im Umkreis von chen und als Gemisch aus heißen Blöcken und Aschen 150 km, die zweite auf 7 % der Erdoberfläche gehört; durch die aus- zu Tal gehen. Die Staukuppe Mt. Pelée, die am 5. April gelöste Flutwelle wurden 36 000 Menschen getötet. Noch verheeren- 1902 entstanden war, lieferte zwischen dem 8. April und der war die Eruption des Tambora-Vulkans auf den kleinen Sunda- dem 9. Juni mehrfach Glutlawinen, die durch das Tal Inseln (Indonesien), die 1815 erfolgte und 50000 Menschenleben forderte (VEI = 7). In jüngster Zeit hat die plinianische Eruption der Rivière blanche abgingen. Spektakuläre Beispiele des Mount Saint Helens (Washington) am 18. Mai 1980 großes öf- von Glutlawinen lieferte der Merapi (Java), besonders fentliches und wissenschaftliches Interesse erregt und eine intensi- bei seinen letzten Ausbrüchen von 1994 und 1998. ve interdisziplinäre Erforschung des explosiven Vulkanismus ver- 3. Begleitet werden pyroklastische Ströme von base anlasst (vgl. Schmincke 2000). Durch die Explosion wurde ein Lava- surges, d. h. Schockwellen aus hochverdünnten dom zerstört, der seit dem 17. April 1980 kontinuierlich angewach- sen war. Der vulkanische Explosivitäts-Index VEI lag bei 5. Lediglich Aschenströmen, die sich mit hoher Geschwindigkeit aufgrund der dünnen Besiedelung des Gebiets konnte eine große über Berg und Tal bewegen. Im Falle des Mt.-Pelée- Katastrophe vermieden werden: jedoch lag die Zahl der Todesopfer Ausbruchs übersprangen sie die Talflanken der Rivière immerhin noch bei 80. Demgegenüber kamen 1982 beim pliniani- blanche und rasten mit enorm hoher Geschwindig- schen Ausbruch des El Chichón (Mexiko) etwa 2 000 Menschen um. keit hangabwärts auf die Stadt St. Pierre zu, die bereits Große öffentliche Aufmerksamkeit gewann der Ausbruch des am 8. April 1902 vollständig zerstört wurde. Dabei Pinatubo (Luzon, Philippinen) im Jahr 1991, bei dem pro Sekunde ca. 200 000 m3 Pyroklastika gefördert wurden; daraus entwickel- musste der Tod von 28 000 Menschen beklagt werden; ten sich gewaltige Schlammströme (Lahars, s.u.; vgl. Newhall und nur zwei Strafgefangene überlebten in ihrem Verlies. Punongbayan 1996).

Supereruptionen und Supervulkane Pyroklastische Ströme, Glutwolken und Glutlawinen

Als Supereruptionen bezeichnet man explosive Vulkan- Pyroklastische Ströme gehören zu den verheerendsten ausbrüche, bei denen innerhalb relativ kurzer Zeit riesi- vulkanischen Phänomenen. Sie bestehen aus einer glut- ge Mengen von >1015 kg, entsprechend >1 000 km3, vul- heißen Suspension von Festpartikeln in einem vulkani- kanischer Lockerprodukte durch Aschenfälle und pyro- schen Gas, die sich – ähnlich wie eine schwere Flüssig- klastische Ströme gefördert wurden (VEI ≥ 8). Vulkane, keit – mit großer Geschwindigkeit am Boden ausbreitet. in denen zumindest eine Supereruption stattfand, wer- Für Menschen in ihrem Wirkungsbereich gibt es keine den als Supervulkane bezeichnet (Miller und Wark 2008), Rettung. Der Festanteil besteht aus Glas- und Bims-Frag- von denen bisher nahezu 50 bekannt sind, und zwar aus- menten unterschiedlicher Korngröße, Kristallen und schließlich in Bereichen von dicker kontinentaler Erd- Gesteinsblöcken. Den pyroklastischen Strömen eilen kruste. Solche außergewöhnlich großen Ereignisse kom- heiße, aschenarme Druck- oder Schockwellen (base men nur alle 10 000 bis 100 000 Jahre vor und sind aus surges) voraus, die sich ringförmig mit 100–400 km/ h historischer Zeit nicht bekannt (Tabelle 12.1). So fand die ausbreiten, ähnlich wie das bei Atomexplosionen beob- Supereruption des Yellowstone-Vulkans (Wyoming) vor achtet wurde. Sie haben verheerende Auswirkungen. Mit 2 Millionen in einem kontinentalen Intraplatten-Bereich Schmincke (2000) können wir heute drei Typen von über einem Hot Spot statt. Die Supereruption des Long- pyroklastischen Strömen unterscheiden: Valley-Vulkans (Kalifornien) erfolgte vor 760 000 Jahren in einem Krustenbereich mit Dehnungstektonik. Dem- 1. Bei hochexplosiven plinianischen Eruptionen bilden gegenüber waren die Supereruptionen des Toba-Vulkans sich, wie Abb. 12.11 zeigt, materialreiche pyroklasti- (Sumatra) vor 74 000 und des Taupo-Vulkans (Neusee- sche Ströme, die überwiegend aus Bimsaschen beste- land) vor 26 500 Jahren an konvergente Plattenränder in hen und als gröbere Festpartikel Glasscherben, Bims- Bereichen oberhalb von Subduktionszonen gebunden. lapilli (s. unten), Kristalle und Gesteinsbruchstücke Durch die Taupo-Supereruption wurden Ignimbrit-Ablagerungen führen. Sie werden fast immer aus großen Calderen in einer Ausdehnung von >20 000 km2 gefördert, während die gefördert, die infolge des Massenverlusts einbrechen. Aschenfall-Ablagerungen – soweit sie >10 cm mächtig sind – sich Es entstehen ausgedehnte, mächtige Decken von in einem Bereich von 10 Mill. km2 nachweisen lassen, dünnere Ignimbrit, die Täler auffüllen, also Geländeunter- Aschenschichten sind noch in einem erheblich größeren Areal er- schiede ausgleichen. Ignimbrite zeigen keine Schich- kennbar. Die Aschenwolke des Toba-Vulkans nahm wahrscheinlich ein Gebiet ein, dass im Norden fast bis zum Himalaya, im Westen bis tung, sind aber häufig chemisch zoniert und spiegeln zum Horn von Afrika, im Südwesten nahezu bis Madagaskar, im so die kompositionelle Zonierung der sich leerenden Südosten bis nahe an die australische Westküste und im Nordosten Magmenkammer wider. bis an die Philippinen reichte., 224 12 · Vulkanismus Die enormen Massendefizite im Erdinnern, die durch 25 000 Menschenleben kostete, und zwar überwiegend solche vulkanischen Megaereignisse in kürzester Zeit ent- durch Lahars. Warnungen vor der Gefährlichkeit des schnee- stehen, müssen durch Einbrüche riesiger Calderen aus- bedeckten Vulkans wurden von den Behörden nicht beach- geglichen werden, die Durchmesser von fast 100 km er- tet. Demgegenüber waren beim Ausbruch des Pinatubo reichen können. Daher fehlen in Supervulkanen die typi- (Luzon, Philippinen) 1991 nur etwa 350 Tote zu beklagen, schen Oberflächenformen gewöhnlicher Vulkanbauten weil die Behörden auf Grund der Warnungen von Wissen- (Miller und Wark 2008). schaftlern die Bevölkerung aus den Tälern, in denen die Wie auch sonst beim explosiven Vulkanismus besit- zahlreichen Lahars abgingen, rechtzeitig evakuierte. zen die Magmen der Supervulkane ein großes Explosiv- potential. Dieses ist bedingt durch einen hohen Gehalt Maare, Diatreme und Tuffringe an leichtflüchtigen Komponenten, meist H2O, die als Gas- blasen in der Schmelze eingeschlossen sind, verbunden Diatreme sind mit vulkanischem Lockermaterial gefüll- mit einer hohen Viskosität des Magmas, das typischer- te Durchschlagsröhren, die von einem Tuffring umgeben weise Dacit-, häufiger Rhyolith-Zusammensetzung mit sind, der häufig mit einem See gefüllt ist. Sie sind das SiO2-Gehalten von ca. 65–70 bzw. 72–76 Gew.-% hat. Durch Ergebnis heftiger vulkanischer Explosionen, die meist die Zähigkeit der Schmelze wird das Platzen der Gasblasen durch den Einbruch von Grundwasser, also phreatomag- zunächst verhindert. Diese können sich immer mehr aus- matisch ausgelöst werden (z. B. Lorenz 1974, 1998). Bei- dehnen, bis schließlich die erste Gasblase platzt und spiele sind die Eruptivschlote der Schwäbischen Alb und dadurch kettenreaktionsartig die Explosion ausgelöst die Maare der Eifel. wird. Die Besonderheit der Supereruptionen liegt in der Eine besondere Art von Diatremen sind die Kimber- enormen Menge von eruptierbarem Magma mit Kristall- lit-Pipes, z. B. im südlichen und westlichen Afrika und in gehalten von <50 Vol.-%, das sich im oberen Bereich ei- Sibirien. Diese Durchschlagsröhren enthalten brecciier- nes viel größeren Magmenreservoirs befindet. Dieses ist ten Kimberlit (frisch als „blue ground“, verwittert als größtenteils mit einem Kristallbrei, bestehend aus >50 Vol.-% Kristallen, gefüllt und geht randlich in ein vollkristallines granitisches Gestein über. Nach geophy- sikalischen Messungen und der Analyse der pyroklasti- schen Ablagerungen, des Bishop-Tuffs, dürfte die Mag- menkammer des Long-Valley-Vulkans einen horizonta- len Durchmesser von fast 30 km und eine Höhe von 12 km gehabt haben (Hildreth und Wilson 2007; Bachmann und Bergantz 2008; Abb. 13.1, S. 232). Wie isotopische Alters- datierungen an Zirkonen (Abschn. 31.5.3, S. 574f) bele- gen, wurden Magmenkammern von Supervulkanen im Laufe von zehntausenden bis hunderttausenden von Jah- ren mehrfach mit neuen Magmenschüben gefüllt, ehe es zur explosiven Förderung kam (Reid 2008). Wahrschein- lich spielte das Eindringen von heißen, aus dem Erdmantel stammenden Basalt-Magmen in die SiO2-reichen Krusten- gesteine bzw. in das Magmenreservoir eine entscheiden- de Rolle bei der Auslösung von Supereruptionen. Vulkanische Schutt- und Schlammströme (Lahars) Vulkanische Schutt- und Schlammströme (Lahars) ge- hören zu den gefährlichsten Begleiterscheinungen des explosiven Vulkanismus. Sie können bis 60 km, in Ex- tremfällen sogar 300 km weit fließen, bewegen sich rasch und haben große Zerstörungskraft; durch sie werden Abb. 12.13. Idealisierter Schnitt durch ein Diatrem (vulkanische etwa 10 % der Todesfälle bei Vulkanausbrüchen verur- Durchschlagsröhre), gefüllt mit einer Kimberlit-Breccie. Es mün- sacht (Schmincke 2000). Lahars entstehen, wenn sich det an der Erdoberfläche in einem Maar, das von einem Tuffring pyroklastische Ströme in Flussläufe ergießen, bei star- umgeben und von Seesedimenten erfüllt ist. Nach unten zu geht ken Regenfällen oder auf Vulkanen, die mit Schnee oder das Diatrem in eine Gangspalte über, die als Zufuhrkanal für dasaufsteigende Kimberlit-Magma diente. Dieses erstarrte ruhig zu Gletschern bedeckt sind. Das war z. B. beim Nevado del einem nicht brecciierten Kimberlit-Gang (dike) und bildet schicht- Ruiz (Kolumbien) der Fall, dessen Ausbruch 1985 etwa parallele Lagergänge (sills). (Mod. nach Best 2003), 12.3 · Explosive Förderung 225 „yellow ground“ bezeichnet), der stellenweise Diamant Bims ist ein wichtiger Industrierohstoff. Die wirt- führt. Er geht nach unten zu in Gänge und Lagergänge schaftlich bedeutendsten Bimslagerstätten Deutsch- von kompaktem Kimberlit über (Abb. 12.13). lands gehen auf den Ausbruch des Laacher-See-Vul- kans zurück. Sie befinden sich im Raum des Neu- Pyroklastische Gesteine wieder Beckens mit einer mittleren Mächtigkeit von 3–5 m auf einer Fläche von ca. 240 km2 und werden Bei der explosiven Förderung wird neben flüssigen Lava- hier in großem Maßstab abgebaut. Aus Bims des Neu- fetzen auch festes oder halbfestes Material ausgeworfen. Zu wieder Beckens werden die sog. Bimsbaustoffe her- diesen Pyroklastika gehören früh ausgeschiedene Kristal- gestellt. le, Bruchstücke älterer Laven sowie magmafremdes Mate- Die heißen, dünnflüssigen basaltischen Schmelzen rial der Schlotwandungen oder des Untergrunds. Dieses Ma- in den Lavafontänen Hawaiis können sehr gasreich sein terial sedimentiert insgesamt je nach der Korngrößenord- und blähen sich dann bei der Förderung auf, so dass nung und Dichte in geringerer oder weiterer Entfernung die Gasblasen platzen. Dabei entstehen bimsartige des fördernden Vulkans und bildet pyroklastische Gestei- Lavafetzen, die zu einem äußerst zarten Gewebe aus ne. Obwohl sie häufig Schichtung zeigen, stellen wir sie nicht fadenförmiger Basaltlava erstarren, dem Retikulit. zu den Sedimenten oder Sedimentgesteinen, weil sie nicht Wenn die Fontänen hoch in den Himmel aufschießen, aus Verwitterungsprodukten hervorgegangen sind. werden die Schmelztropfen vom Wind verweht und dabei an den Rändern ausgezogen. Diese Glasgebilde Unverfestigte Pyroklastite. Sie werden als Tephra bezeich- nennt man nach der hawaiianischen Vulkangöttin net. Nach Korngröße und Art der einzelnen Pyroklasten „Pelées Haar“ oder „Pelées Tränen“. ergibt sich folgende Gliederung: Ignimbrite (Schmelztuffe, engl. welded tuff) sind Ab- sätze von Glutwolken und Glutlawinen, die besonders Vulkanische Aschen: staubfeine bis sandige Locker- in ihren unteren Teilen durch Kollabieren der Bims- stoffe mit mittlerer Korngröße <2 mm, die aus zer- fragmente und Zusammensintern verfestigt sind, spratzter Schmelze (Glasaschen) oder aus feinst zer- wobei es zu Ähnlichkeiten mit Laven kommen kann. riebenem Material der Schlotwandungen oder aus ei- nem Gemenge von beiden bestehen. Sekundäre Verfestigung. Bei der sekundären Verfestigung Lapilli (ital. „Steinchen“; mittlere Korgröße 2–64 mm): von Pyroklastiten entstehen vulkanische Tuffe, und zwar entweder Bruchstücke älterer Laven und Schlacken oder je nach Korngröße Aschen- und Lapillituffe; bei einem – als Kristall-Lapilli – ausgeworfene Einsprenglinge höheren Anteil von Grobkomponenten spricht man auch (Olivin, Augit, Amphibol, Plagioklas) der im übrigen von Bomben- oder Schlackentuffen; Bimse werden zu noch flüssigen Schmelze oder Bims-Lapilli (s. unten). Bimstuffen verfestigt. Bei der Verfestigung wird als Fol- Im Korngrößenbereich >64 mm unterscheidet man ge von vulkanischer Dampftätigkeit, von Verwitterungs- – Lavablöcke: eckige Bruchstücke von älteren Lava- prozessen oder durch Diagenese Poren-Zement zuge- körpern, die ausgeworfen wurden, angereichert zu führt oder er entsteht bei der Umwandlung von glasigen Breccien (z. B. Schlotbreccien). Bestandteilen. Im letzteren Fall kommt es zu Neubildung – Vulkanische Bomben: juvenile Lavafetzen die im von Tonmineralen, verschiedenen Zeolithen oder/und Flug eine aerodynamische, z. B. gedrehte und zu- SiO2-Mineralen. gespitzte Form angenommen haben. – Wurfschlacken: im Flug erstarrte, schwach aufge- Bentonite sind Glastuffe, die durch Entglasung in blähte Förderprodukte. Montmorillonit oder ein ähnliches Tonmineral um- – Schweißschlacken: Sie erreichen noch teilweise un- gewandelt sind. verfestigt den Boden und sintern dort zusammen: Es Palagonittuffe enthalten Fragmente von dunklem entstehen Schweißschlackenbänke oder Schweiß- basaltischem Glas – als Sideromelan bezeichnet – das schlackenkegel. Allgemein werden Anhäufungen von durch Wasseraufnahme in Palagonit (s. oben) umge- vulkanischen Bomben ebenfalls als Agglomerate be- wandelt ist. Aus diesem amorphen Zwischenprodukt zeichnet. Vulkane mit hohem Anteil von Wurf- und entstehen Montmorillonit (Smectit) und Zeolithe, v. a. Schweißschlacken heißen Schlackenkegel, die sich ins- Phillipsit. besondere bei strombolianischer Tätigkeit bilden. Tuffite sind umgelagerte Pyroklastika. Sie entstehen, Als Bims bezeichnet man stark aufgeblähte, hoch- wenn Aschen bzw. Tuffe bei folgenden Erosions- poröse und glasig erstarrte Lavafetzen, die in größe- prozessen während eines kürzeren oder längeren ren Mengen bei plinianischen Ausbrüchen gefördert Transportwegs mit pelitischem Material vermengt werden. Da sie spezifisch leicht sind, schwimmen sie werden und eine gemeinsame Sedimentation erfolgt. auf dem Wasser. Nach der Korngröße unterscheidet Bei geringerem pyroklastischem Anteil spricht man man Bimsaschen, Bimslapilli, Bimssteine. von tuffitischen Sedimenten., 226 12 · Vulkanismus Bezeichnungen wie Rhyolithtuff, Trachyttuff oder Lava oberflächennah konkordant zwischen die Schicht- Phonolithtuff sind nur dann sinnvoll, wenn gleichzei- fugen des Stratovulkans ein, so entstehen Lagergänge tig geförderte Lava entsprechender Zusammenset- (sills). Dabei bahnt sich die Intrusion auf einer früheren zung nachweisbar ist. Eine Einordnung ist über die Oberfläche des Stratovulkans, die sich geologisch als Dis- chemische Zusammensetzung möglich. kontinuität auswirkt, den Weg. Wenn Lagergänge eines erloschenen Vulkans durch 12.4 12.4 Erosion freigelegt sind, kann man sie leicht mit effusiven

Gemischte Förderung: Stratovulkane Lavaströmen verwechseln. Von diesen unterscheiden sich

Lagergänge jedoch durch das Fehlen einer Schlackenkrus- Aus einem Wechsel von extrusiver, effusiver und ex- te, durch stellenweises Überspringen in ein anderes plosiver Tätigkeit entstehen Stratovulkane; sie setzen Schichtniveau sowie durch Frittungserscheinungen am sich aus Lavaströmen und dazwischengeschalteten Pyro- Nebengestein des Hangenden und Liegenden. klastit-Lagen zusammen (Abb. 12.14); oft sind auch 12.5 Ignimbrite eingeschaltet. Stratovulkane sind sehr viel 12.5 verbreiteter als die reinen Lavavulkane. Dabei gibt es Vulkanische Dampftätigkeit lavaarme und lavareiche Arten, und es bestehen zudem Übergänge zu den Lavavulkanen. Der Bau von Strato- Wenn die Sättigungsgrenze der in einem Magma gelös- vulkanen kann außerordentlich kompliziert sein. Be- ten leichtflüchtigen (volatilen) Komponenten überschrit- kannteste Beispiele sind der Monte Somma-Vesuv ten wird, bildet sich eine freie Gasphase. Wie wir gese- und der Ätna in Italien sowie die Vulkaninselgruppe hen haben, kann das zu explosiver Vulkantätigkeit füh- Santorin (Kykladen); typische Vertreter sind auch andesi- ren. In Pausen oder nach Erlöschen der vulkanischen tische und dacitische Vulkane über den Subduktions- Aktivität kommt es jedoch zu relativ ruhiger Entgasung, zonen rund um den Pazifik. z. B. aus dem offenem Schlot oder aus Gesteinsspalten Die einfachste Form eines Stratovulkans ist die eines des Vulkanbaus (Abb. 14.1, S. 239). Unter den geför- Bergkegels mit konkaven Flanken. Er besitzt oben auf sei- derten Gasen dominieren H2O (35–90 Mol.-%) und CO2 ner Spitze einen Krater, aus dem zunächst die Ausbrüche (5–50 Mol.-%), gefolgt von S-Dämpfen (H2S + SO2 + SO3, erfolgen. Überschreitet ein solcher Vulkan eine gewisse zusammen 2–30 Mol.-% gerechnet als SO2) sowie HCl Höhe, so ist die Festigkeit seiner Außenhänge dem Druck und HF. Weiter wurden nachgewiesen CO, H3BO3, der Lavasäule im Schlot allmählich nicht mehr gewach- Carbonylsulfid COS, NH3, CH4, Rhodanwasserstoff sen, und es brechen Radialspalten auf. Es kann zu Flanken- HCNS, H2, Ar u. a. Allerdings ist H2O-Dampf nur zum ausbrüchen kommen. Wenn sich die Spalten mit Lava fül- geringeren Teil juvenil-magmatisch. Wie durch Deute- len, entstehen Radialgänge. Haben diese Spalten die Form rium- und Tritium-Analysen nachgewiesen wurde, von Kegelmänteln, die zum Schlot hin einfallen, so erstarrt stammt der Hauptanteil aus erhitztem Grund- und Ober- die eindringende Lava zu Kegelgängen (cone sheets); flächenwasser; außerdem bildet sich H2O auch durch demgegenüber stehen Ringgänge (ring dikes) steil. Bei- Oxidation vulkanischer Gase neu (s. unten). Die Löslich- spiele bieten durch Erosion freigelegte ehemalige Vulka- keit der meisten volatilen Komponenten in Silikat- ne auf der Halbinsel Ardnamurchan in Schottland. Dringt schmelzen nimmt mit sinkendem Druck mäßig bis stark ab. So kann eine Rhyolith-Schmelze bei einem Druck von ca. 2 kbar entsprechend einer Tiefe von 7 km fast 6 Gew.-% H2O lösen, bei Atmosphärendruck an der Erd- oberfläche jedoch nur noch 0.1 Gew.-%. Dabei nimmt die Löslichkeit in der Reihenfolge F → H2O → Cl → S → CO2 ab, d. h. CO2 entgast schon relativ früh und in größerer Tiefe, H2O oder F dagegen relativ spät und in einem hö- heren Niveau. In den am weitesten verbreiteten basal- tischen Magmen ist CO2 die wichtigste juvenile Volatil- Komponente, gefolgt von H2O, S-Dämpfen, F, Cl u. a. Höher sind die juvenilen H2O-Gehalte in basaltischen, andesitischen und dacitischen Magmen, die in Vulkanen über Subduktionszonen gefördert werden. In rhyo- lithischen Magmen überwiegt der H O-Anteil sehr stark, Abb. 12.14. Profil durch einen typischen Stratovulkan mit zentralem 2 Kegel, Krater, zentralem Schlot über der Magmenkammer, Kegel- da die H2O-Löslichkeit mit steigendem SiO2-Gehalt zu- gängen (Cone Sheets, C), die z. T. als Zufuhrkanäle für subterminale nimmt, während CO2, S-Dämpfe und F zurücktreten Kegel (SK), Lavaströme (L) und Sills dienen (Schmincke 2000)., 12.5 · Vulkanische Dampftätigkeit 227 Dank wesentlicher instrumenteller Fortschritte bei der Ferner- umgesetzt, der sich in schwarzglänzenden, tafeligen Kri- kundung haben sich unsere Kenntnisse über die volatilen Kompo- ställchen krustenartig auf zersetzter Lava abscheidet: nenten in vulkanischen Eruptionswolken stark verbessert. So wird SO2 durch boden- und satellitengestützte UV-Korrelations-Spektro- meter COSPEC (Ultraviolet Correlation Spectrometer) und das 2FeCl3 + 3H2O 6HCl + Fe2O3 (12.1) Ozon-Messgerät TOMS (Total Ozone Mapping Spectrometer) be- stimmt, während CO2 und H2S durch flugzeuggestützte Sensoren, Solfataren sind H2S-haltige Tieftemperatur-Fumaro- H2O und CO2 durch bodengestützte Fourier-Transformations-IR- len. Sie setzen v. a. elementaren Schwefel, aber auch Real- Spektrometrie (FTIR) analysiert werden (De Vivo et al. 2005). gar As4S4 ab, z. B. in der Solfatara bei Pozzuoli in den Campi Flegrei bei Neapel, die sich seit dem Altertum im Dampftätigkeit bei offenem Schlot gleichen Zustand befindet. Dort bestehen die ausströmen- den Gase speziell aus überhitztem Wasserdampf mit relativ Diese Art der Tätigkeit gehört zu den eindrucksvollsten Be- geringen Beimengungen von H2S und CO2. Dabei schwankt gleiterscheinungen des aktiven Vulkanismus. Sie ist ruhig die Temperatur zwischen 165 und 130 °C. Der Luftsauerstoff und relativ gleichmäßig bei weit offenem Schlot und mäßi- oxidiert H2S zu H2SO3, wobei nach der Reaktion ger Dampfförderung, erscheint aber mehr stoßweise bei stärkerer Förderung. Besonders faszinierend ist die Dampf- H2S + ½O2 H2O + S (12.2) tätigkeit, wenn die Schlotöffnung sehr eng ist, so dass den Dampfmassen der Austritt erschwert wird. Alle paar Mi- freier Schwefel als Zwischenprodukt ausgefällt wird, nuten brechen die Dampfstrahlen brüllend und zischend der sich rund um die Austrittsstellen als monokline Kri- hervor und ballen sich erst in einiger Höhe über der ställchen abscheidet. Die sauren Fumarolengase zerset- Schlotöffnung zu Wolken. Die Dampfförderung bei offe- zen die umgebenden vulkanischen Gesteine, deren Kat- nem Schlot ist an relativ dünnflüssige Laven gebunden. ionen teilweise ausgelaugt werden, und es bilden sich So haben z. B. der Ätna und der Vesuv monate- oder jah- Sulfate wie Anhydrit, Gips, Epsomit MgSO4 · 7H2O, Alunit relang im Zustand rhythmischer Dampftätigkeit verharrt. KAl3[(OH)6/(SO4)2] und Kalialaun KAl[SO4]2 · 12H2O. Borhaltige Fumarolen, als Soffionen bezeichnet, set- Fumarolen- und Solfataren-Tätigkeit zen die flüchtige Borsäure H3BO3 als weiße Schüppchen ab, das Mineral Sassolin H3[BO3]. Lokal kommt es dabei Der Begriff Fumarole (lat. fuma = Rauch, Dampf) um- zur Bildung von Borlagerstätten, die nur noch gelegent- fasst alle vulkanischen Gas- und Dampf-Exhalationen, lich genutzt werden. die aus Spalten und Löchern ausströmen und deren Tem- peratur wesentlich höher ist als die Lufttemperatur. Das Die wirtschaftliche Bedeutung von vulkanischem Schwefel ist meist Einsetzen von verstärkter Fumarolen-Tätigkeit kann ei- gering. Große, bauwürdige Schwefellagerstätten entstehen durch nen erneuten Vulkan-Ausbruch ankündigen, umgekehrt bakterielle Reduktion von Sulfaten. ist ihr Fehlen keine Garantie für das endgültige Erlöschen eines Vulkans. Häufig sind Fumarolen auf konzentrischen Thermen und Geysire oder radialen Spalten angeordnet. An der Austrittsstelle wird das umgebende Gestein durch die Fumarolengase Thermen (Thermalquellen, heiße Quellen) zählen zu den innerhalb weniger Jahre zu einem weißen bis grauen Ton langandauernden postvulkanischen Erscheinungen, die zersetzt, der je nach Wassergehalt fest bis dünnflüssig ist. das letzte Stadium der Wärmeabgabe eines erloschenen Die graue Farbe wird durch winzige Pyrit-Kriställchen Vulkans bilden. Sie können sich aber auch ohne Bezie- erzeugt, die im Schlamm fein verteilt sind. hung zum Vulkanismus in Gebieten mit erhöhtem Wär- Hochtemperatur-Fumarolen mit Temperaturen von mefluss bilden, z. B. im Bereich größerer Störungszonen, ca. 1 000–650 °C treten in Kratern und Spalten von Vul- wie im Eger-Graben mit berühmten Badeorten wie kanen auf, die noch tätig oder vor kurzem tätig gewesen Karlsbad (Karlovy Vary, Tschechien). sind und bei denen sich noch glutflüssiges Magma in der Thermen sind weit verbreitet und fördern in erster Tiefe befindet. Viel verbreiteter sind Tieftemperatur-Fu- Linie verdampftes Grundwasser: In Wüsten gibt es keine marolen mit ungefähr 650–100 °C. Nahe der Austritts- heißen Quellen. Ihre Temperatur ist nicht höher als der stelle der Fumarolen kommt es zur Sublimation von che- Siedepunkt des Wassers bei dem entsprechenden Luft- mischen Komponenten, die bei höherer Temperatur und druck, d. h. etwa 100 °C im Meeresspiegel-Niveau (z. B. höherem Druck in vulkanischen Gasen gelöst waren und Campi Flegrei), etwa 90 °C in 3 000 m über NN (z. B. am mit ihnen transportiert wurden (Gastransport). Dadurch Ätna). Während ihrer Zirkulation auf Klüften und Spal- werden NaCl, KCl, NH4Cl, AlCl3, FeCl3 und As4S4 als ten des Nebengesteins lösen sie geringe Mengen von de- Fumarolenprodukte gebildet. FeCl3 färbt auch im akti- ren Substanz und treten als Mineralquellen an die Erdo- ven Stadium des Vulkans die Eruptionswolke zeitweise berfläche aus. Manche Thermen fördern reichlich H2S orangerot; oft wird es durch Wasserdampf zu Hämatit (Schwefelquellen) oder CO2 (Säuerlinge)., 228 12 · Vulkanismus Geysire (Geyser) sind periodisch aufsteigende heiße de seit 1904 der Heißdampf, der sich durch Aufheizung Springquellen, die ihre Herkunft der Aufheizung des von eingesichertem Oberflächenwasser bildet, zur Erzeu- Grundwassers verdanken. Dieses sickert entlang von Stö- gung von elektrischer Energie genutzt. Das Wasser wird rungen in den Untergrund ein, sammelt sich in einem in porösen Karbonat-Gesteinen des Lias und der oberen Speichergestein, z. B. einem porösen Sandstein, wo es – Trias, in permischen Sandsteinen und Konglomeraten z. B. durch Wärmezufuhr aus einer Magmenkammer – (Verrucano) ‚ sowie in darunter liegenden präkambischen erhitzt wird. Das heiße Wasser steigt entlang von Störun- bis frühpaläozoischen Glimmerschiefern und Gneisen gen auf, bis es durch Druckentlastung nahe der Erdober- gespeichert. Nach oben zu werden diese Wasserreservoire fläche seinen Siedepunkt erreicht und als Dampf-Was- durch relativ undurchlässige eozäne Flysch-Sedimente ser-Fontäne herausgeschleudert wird. Nach dem Aus- (Argille scagliose) abgedichtet. Durch eine in der Tiefe bruch füllt sich die Spalte mit kühlerem Grundwasser und vermutete Magmenkammer wird das Wasser auf 96–230 °C es beginnt ein neuer Zyklus. Die Hauptgebiete liegen auf aufgeheizt und steht unter Drücken von 5–32 bar. Der Island (nach dem dort befindlichen Großen Geysir wur- hochgespannte Heißdampf wird durch Bohrlöcher, die bis de das Phänomen benannt), im Yellowstone-Nationalpark zu 4 km tief sind und einen seismischen Reflektor, den (Wyoming, USA) und auf der Nordinsel Neuseelands. H-Horizont erreichen, an die Erdoberfläche gebracht und Beim Abkühlen scheiden Thermalwässer einen Teil der auf Turbinenschaufeln geleitet, deren Material unemp- gelösten Stoffe aus. Dabei bilden sich Mineralkrusten und findlich gegen Korrosion durch H3BO3 sein muss. Die Son- Sinter, vorwiegend Kalk- oder Kieselsinter. Das abgeschie- den bleiben durchschnittlich 12–15 Jahre aktiv und lie- dene CaCO3 ist mineralogisch vorwiegend Aragonit, das fern 30–300 t Dampf pro Stunde. Die derzeitige Strom- abgeschiedene SiO2 · nH2O Opal. Ein Ausscheidungs- erzeugung in Larderello liegt bei 583 MW. Im Bereich ei- rhythmus kommt häufig durch eine zarte Bänderung zum nes zweiten Reflektors, des K-Horizonts, sind überkriti- Ausdruck. Die beobachtete Buntfärbung wird durch Bei- sche Fluide gespeichert (vgl. Abschn. 16.1, S. 256), die bis mengungen von Spurenelementen hervorgerufen. Im jetzt nicht zur Energieerzeugung genutzt werden (Bertini Yellowstone-Park bestehen die prächtigen Sinterterrassen et al. 2006). Auch andere bedeutende Kraftwerke liegen von Mammoth Springs aus CaCO3, der Geysir Old Faithful in jungen Vulkangebieten, so The Geysers (Kalifornien) setzt Kieselsinter ab. Die Aragonitsinter des Karlsbader mit 1 500 MW, Wairaki (Neuseeland) 200 MW und Krafla Sprudelsteins zeichnen sich teilweise durch erbsenähn- (Island). Beim Abteufen eines Bohrloches für geothermi- liches Ooidgefüge aus und werden deshalb als Erbsen- sche Energie hat man an der Krafla eine Magmenkammer stein (Pisolith) bezeichnet. Durchdringen Thermalwässer angebohrt; das führte zur Förderung von Lava aus dem blasiges vulkanisches Gestein, können die Hohlräume mit Bohrloch (Krafft 1984). Mineralabscheidungen gefüllt werden. Am häufigsten trifft man an: Opal, Chalcedon (besonders dessen Varie- Weiterführende Literatur tät Achat: Abb. 9.45, 9.46, S. 160f), Quarz, Calcit oder Kristalldrusen von Zeolithen, besonders Chabasit, Nat- Best MG (2003) Igneous and metamorphic petrology, 2nd edn. rolith, Stilbit oder Heulandit. Wegen ihrer äußerlich ge- Blackwell, Oxford schlossenen, abgerundeten Form bezeichnet man solche Best MG, Christiansen (2001) Igneous petrology. Blackwell, Malden, Mass., USA Füllung als Mandeln oder Geoden. In ihrem Innern bleibt De Vivo B, Lima A, Webster JD (2005) Volatiles in magmatic-volcanic häufig noch freier Raum übrig, in dem gut ausgebildete systems. Elements 1:19–24 Kristalle wachsen können. So enthalten Achatgeoden häu- Ernst RE, Buchan KL, Campbell IH (2005) Frontiers in large igneous fig Kristalldrusen von Amethyst (Abb. 9.45, S. 160). province research. Lithos 79:271–297 Francis P (1993) Volcanoes – a planetary perspective. Clarendon Press, Oxford Früher wurden besonders schön gefärbte Achatgeoden bei Idar- Houghton BF, Gonnermann HM (2008) Basaltic explosive volcanism: Oberstein (Nahe) abgebaut und gaben Anlass zu einer bodenstän- Constraints from deposits and models. Chem Erde 68:117–140 digen Schmuck- und Edelsteinindustrie. Auswanderer aus dem Kerr AC, England RW, Wignall PB (eds) (2005) Mantle plumes: Nahetal entdeckten die viel größeren Achat- und Amethyst-Lager- Physical processes, chemical signatures, biological effects. Lithos stätten in Südbrasilien und Uruguay, die große wirtschaftliche Be- 79(vii–x):1–504 deutung besitzen und jetzt das Rohmaterial für die Idar-Ober- MacDonald GA (1972) Volcanoes. Prentice-Hall, Englewood Cliffs, steiner Schleifereien liefern. New Jersey Schmincke H-U (1986, 2000) Vulkanismus, 1. und 2. Aufl. Wissen-

Geothermische Energie schaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt

Schmincke, U (2004) Volcanism. Springer, Berlin Heidelberg New Heiße Quellen und Geysire dienten seit undenklichen York Zeiten zum Baden, Waschen und Kochen. Darüber hin- Sigurdsson H, et al. (eds) (2000) The encyclopedia of volcanoes. Academic Press, London aus wurden auch gelöste Salze durch Abdampfen gewon- Wark DA, Miller CF (eds) (2008) Supervolcanoes. Elements 4:11–49 nen, z. B. die Borsäure in den Soffionen von Larderello Wolff F von (1929/1931) Der Vulkanismus. II Spezieller Teil. 1. Die im jungen Vulkangebiet der Toskana (Italien). Hier wur- Neue Welt. 2,1. Der Atlantische Ozean. Enke, Stuttgart, Literatur 229

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Plutonismus

13.1 Bleiben Magmen im Erdinnern stecken und kristallisieren unter der Auflast mäch- Die Tiefenfortsetzung tiger Gesteinsmassen, d. h. bei erhöhten Drücken, so bilden sich Plutonite (Tie- von Vulkanen fengesteine). Im Gegensatz zum Vulkanismus entziehen sich die Prozesse des Plu- tonismus der unmittelbaren Beobachtung; sie lassen sich daher nur indirekt aus 13.2 den Verbandsverhältnissen und Gefügen der Plutonite erschließen. Formen plutonischer und subvulkanischer Intrusivkörper 13.3 Innerer Aufbau und Platznahme von Plutonen, 232 13 · Plutonismus 13.1 13.1 tierte (Abb. 13.1). In seinem oberen Bereich enthielt die-

Die Tiefenfortsetzung von Vulkanen ses Magmenreservoir eine Magmenkammer mit fließ-

fähigem Rhyolith-Magma (Kristallanteil <50 Vol.-%), das Die Tiefenfortsätze der Vulkane bezeichnet man als Sub- explosiv als Bishop-Tuff gefördert wurde. Das fließfähige vulkane. Viele Vulkane besitzen in nicht allzu großer Tiefe Magma ging seitlich und nach unten in einen Kristallbrei eine (oder mehrere) ihnen zugehörige Magmenkam- (>50 % Kristalle) über, während die Randbereiche bereits mern. Aus ihnen werden die effusiv, extrusiv oder explo- vollständig zu einem granitischen Gestein auskristallisiert siv geförderten Laven des Vulkans gespeist. Das Verhal- waren. Injektionen von heißem Basalt-Magma aus dem ten von Magmen in Magmenreservoiren wird wesentlich Erdmantel führten zu erneuter Aufheizung und lösten vom Mengenanteil der Kristalle (Phänokristen, Antekristen wahrscheinlich die Supereruption aus. und Xenokristen) beeinflusst, der in Abhängigkeit von Kristallisiert das Magma im Magmenreservoir durch Druck, Temperatur und chemischer Zusammensetzung Abkühlung aus, so bilden sich – je nach Tiefenlage – Sub- des Magmas zwischen 0 und 100 % variieren kann. Bei vulkanite, die nicht selten gröberkörnig ausgebildet sind, einem Kristallgehalt von < ∼50 Vol.-% ist das Magma noch etwa als doleritischer Basalt. Magmatite, die in tiefer ge- fließ- und damit eruptionsfähig. Wir bezeichnen einen legenen Magmenkammern auskristallisiert sind, können zusammenhängenden Bereich im Erdinnern, in dem bereits ein typisches Plutonitgefüge besitzen. In der oze- fließfähiges Magma gespeichert ist, als Magmenkammer anischen Erdkruste (Abb. 27.7, S. 481) beobachtet man (Bachmann und Bergantz 2008). Steigt der Kristallanteil, den Übergang von effusiv geförderten Basaltlaven zum z. B. als Folge von Abkühlung auf 50–60 Vol.-% an, so ent- subvulkanischen Sheeted-Dike-Komplex und schließlich steht ein Kristallbrei, in dem sich die Kristalle gegensei- zum plutonischen Gabbro. Subvulkanische Gesteine ver- tig berühren. Es bildet sich ein festes Skelett, in dessen mitteln also nach ihrem geologischen Auftreten und ihrem Lücken die restliche Schmelze sitzt. Ein solcher Kristall- Gefüge zwischen Vulkaniten, deren Bildung man direkt brei kann daher weder sein Nebengestein intrudieren, beobachten kann, und Plutoniten, deren Platznahme und noch im Zuge von vulkanischen Ereignissen ausfließen Kristallisation sich prinzipiell jeder direkten Beobachtung oder explosiv gefördert werden; er verhält sich ähnlich entziehen. Dies ist ein wichtiges Argument dafür, dass plu- wie ein steifer Schwamm (Marsh 1981; Hildreth 2004). tonische Gesteine in der Tat durch Kristallisation von mag- Magmenkammer und Kristallbrei bilden zusammen das matischen Schmelzen entstanden sind. Eine scharfe Gren- Magmenreservoir (Bachmann und Bergantz 2008). ze zwischen subvulkanischen und plutonischen Intrusi- Magmenkammern und Magmenreservoire lassen sich onen lässt sich nicht ziehen. selbstverständlich nicht direkt beobachten. Ihre Form Erinnert sei daran, dass es Gesteine gibt, die in Form kann man jedoch durch geophysikalische Methoden, von Gängen, Lagergängen und Stöcken in ein oberflä- insbesondere durch seismische Tomographie, ihren In- chennahes (hypabyssisches) Niveau intrudiert sind, ohne halt durch die vulkanischen Förderprodukte rekonstru- dass ein Zusammenhang mit einem Vulkan nachweis- ieren. Ein gut untersuchtes Beispiel ist das ca. 30 km breite, bar ist. In manchen Fällen lassen sich solche Ganggestei- ca. 12 km dicke Magmenreservoir, das unter der Caldera ne wie Plutonit-Porphyre, Dolerite, Pegmatite und Aplite des 760 000 Jahre alten Long-Valley-Supervulkans exis- von tiefer liegenden Plutonen ableiten. Abb. 13.1. Vereinfachtes Querprofil durch das Magmenreservoir unterhalb der Caldera des Long-Valley- Supervulkans (Kalifornien). Der Vertikalmaßstab und die relativen Volumenanteile des eruptionsfähigen Magmas, des Kristallbreis, des randlichen Granitoids und der Basalt-Injek- tionen sind nur annäherungs- weise bekannt. (Aus Bachmann und Bergantz 2008), 13.2 · Formen plutonischer und subvulkanischer Intrusivkörper 233 13.2 wobei ein gangförmiger Zufuhrkanal an der dicks- 13.2

Formen plutonischer und subvulkanischer ten Stelle zu vermuten ist. Konvex-konkave Körper, Intrusivkörper die in gefaltete Gesteine intrudiert sind, werden als

Sichelstöcke (Harpolithe oder Phacolithe, Abb. 13.3b) Da in der Erdkruste keine Hohlräume vorhanden sind, bezeichnet, trichterförmig nach der Tiefe hin ver- muss für die Intrusion von Magmen Platz geschaffen jüngte als Ethmolithe (Abb. 13.3c). Kleine, rundliche werden. Dafür sind – besonders im oberflächennahen Intrusivkörper, welche die Schichtung oder Schiefe- Bereich – lithologische Inhomogenitätsflächen und tek- rung diskordant durchsetzen oder in massige Gestei- tonische Schwächezonen hilfreich. So dringen subvulka- ne intrudieren, nennt man Stöcke (Abb. 13.3d). nische Lagergänge, die Mächtigkeiten bis zu 300 m er- reichen können, konkordant zwischen die Schichtflächen von Sedimentstapeln ein, wobei der Dachbereich entspre- Die diskordanten Plutone des gefalteten Grundgebir- chend angehoben wird; prominente Beispiele sind der ges sind meist kuppelförmig entwickelt. Whin Sill (Nordengland) und der Palisade Sill (New York). Hierzu gehören die Granitplutone des Varistikums in Demgegenüber durchsetzen steil stehende Gänge das Mitteleuropa mit einer Größenordnung zwischen 5 und Nebengestein diskordant auf tektonischen Störungen; Gangschwärme, wie sie z. B. auf der Insel Arran (Schott- land) oder auf der Sinai-Halbinsel (Ägypten) spektaku- lär ausgebildet sind, deuten auf Dehnungstektonik hin, durch die sich die Erdkruste aufweitet. Auch die Radial- gänge, Ringgänge und Cone Sheets, die sich im Zuge von Vulkanausbrüchen bilden können, setzen sich in ein sub- vulkanisches Niveau fort. Nicht gangförmige Intrusivköper werden unabhängig von ihrer Größe und Form ganz allgemein als Plutone bezeichnet. Sie durchbrechen ihr Nebengestein häu- fig diskordant (Abb. 13.2, 13.3), passen sich aber in manchen Fällen in ihrer Form den geologischen Strukturen des Nebengesteins (Abb. 13.2a,b, 13.7) an. So halten sich Lakkolithe an flach liegende Schicht- fugen oder Schieferungsflächen und wölben diese uhrglasförmig empor (Abb. 13.3a); sie sind meist plankonvex oder bikonvex linsenförmig ausgebildet, Abb. 13.3. Formen subvulkanischer und plutonischer Intrusionen. a Lakkolith, b Sichelstock (Phakolith), c Ethmolith, d Stock Abb. 13.2. Der Brandberg-Batholith in Namibia, ein Alkaligranit-Kom- plex von Unterkreide-Alter (ca. 130 Ma), der während des Aufbrechens von Gondwana in paläozoische Karoo-Sedimente und kretazischen Etendeka- Vulkanite intrudiert ist. Diese geschichteten Nebengesteine sind an den Flanken der Intrusion erkennbar (Foto: M. Okrusch), 234 13 · Plutonismus 40 km Durchmesser. Beispiele sind die Granite im Harz von Peridotit, Pyroxenit und Anorthosit enthalten. Ihrer (Brocken- und Ramberg-Granit), Fichtelgebirge, Ober- Form nach handelt es sich meist um Lopolithe, d. h. um gro- pfälzer Wald, Erzgebirge und den Sudeten sowie die Di- ße, meist konkordante Intrusionen, deren zentraler Bereich orite und Gabbros des Odenwaldes. Einfache Plutone über dem (vermuteten) Zufuhrkanal eingesunken ist. Da- haben im Grundriss kreisförmige, andere eine ovale Be- raus resultiert ihre konkav-konvexe, löffel- bis schüssel- grenzung. Im letzteren Fall sind sie einem Streckungs- förmige Gestalt (Abb. 13.5, 13.6) Typisch für ihren inneren bzw. Dehnungsakt des sich formenden Orogens ange- Aufbau ist die magmatische Schichtung (igneous layering). passt (Längs- und Querplutone). Bei ihnen treffen wir Man spricht daher von Layered Intrusions (s. unten). konkordante wie diskordante Kontakte zum Neben- 13.3 gestein an. Nicht selten sind kleine Plutone lediglich 13.3 kuppelförmige Aufbrüche größerer darunterliegender Innerer Aufbau und Platznahme von Plutonen Plutone oder Batholithe. Wie bereits oben angedeutet, besteht für die Platznahme Größere Plutone von >100 km2 Flächenausdehnung von großen plutonischen Intrusionen grundsätzlich ein wurden wegen ihrer unbekannten Tiefenfortsetzung Raumproblem, d. h. die Frage, wie der Platz für die rie- auch als Batholithe bezeichnet. Es gibt allerdings Hin- senhaften Magmenvolumina geschaffen wurde, die in die weise darauf, dass sie sich nicht bis in die „ewige Teu- Erdkruste intrudieren. Zur Lösung dieses Problems be- fe“ fortsetzen, sondern eher eine bettdeckenartige darf es sorgfältiger Analysen der Interngefüge von Pluto- Form haben (Abb. 13.4), ähnlich Lopolithen (s. unten). nen und der Externgefüge des intrudierten Nebengesteins. Außerdem sind sie recht komplex zusammengesetzt Diese Studien sind – nach grundlegenden Arbeiten von und bestehen typischerweise aus einer Folge von zeit- Hans Cloos in den 30er Jahren des 20. Jahrhunderts – erst lich und stofflich verschiedenen Magmen-Intrusionen. in jüngster Zeit wieder verstärkt in Angriff genommen worden (vgl. z. B. Hutton 1996). Beispiele sind der orogene Sierra-Nevada-Batholith in Kalifornien (Abb. 13.4), der sich während der Kreidezeit bei 13.3.1 der Subduktion der pazifischen unter die nordamerikani- Interngefüge von Plutonen sche Platte gebildet hat, und der anorogene Brandberg- Batholith in Namibia (Abb. 13.2) der, ebenfalls in der Krei- Auch im Pluton verändert die Schmelze durch Fließen de, beim Aufbrechen Gondwanas intrudierte. ihren Ort. Dabei herrschen aufsteigende Bewegungen vor. Die Mehrzahl der Plutone besteht petrographisch aus Die Richtung des Fließens ermittelt man aus der Rich- leukokraten und mesokraten Plutoniten, insbesondere aus tung seiner Spuren. Fixiert wird nur der letzte Bewegungs- Graniten und Granodioriten. Daneben gibt es aber auch sehr zustand und nur die relative Bewegung zu den benach- prominente mafische Intrusionen, die sich überwiegend aus barten Bereichen. Für das Studium dieser Relativ- Gabbro oder Norit aufbauen und untergeordnete Anteile bewegungen der plutonischen Schmelze ist jede Art von Abb. 13.4. Orthogonale Projektion des Rattlesnake-Mountain-Plutons (Kalifornien). (Nach MacColl 1964, aus Best 2003), 13.3 · Innerer Aufbau und Platznahme von Plutonen 235 Abb. 13.5. Vereinfachter Schnitt durch die Muscox Layered Intrusi- on (Kanada), einen typischen Lopolith. (Mod. nach Smith u. Kapp 1963, aus Carmichael et al. 1974) Abb. 13.6. Vereinfachter Schnitt durch die Skaergaard Layered In- Inhomogenität von Bedeutung, wie bereits ausgeschiede- trusion (Grönland). (Mod. nach Wager u. Brown 1968, aus Car- ne Kristalle, Schlieren in der Schmelze oder Einschlüsse michael et al. 1974) (Xenolithe) von Fremdmaterial aus der Tiefe oder dem Nebengestein. Feste Bestandteile wie Kristalle sind gerich- men. In den freiwerdenden Raum intrudiert Magma und tet, halbfeste wie Schlieren gerichtet und verformt. Fließ- kristallisiert unter Bildung eines Plutons aus. Kesselein- spuren bilden oft ein oder mehrere Fließgewölbe ab, wo- brüche spielen nur in oberflächennahen Krustenniveaus, mit sich der Aufstiegsweg der plutonischen Schmelze bis maximal in Tiefen von ca. 4 km, eine Rolle. Ein Beispiel zu einem gewissen Grad rekonstruieren lässt (Abb. 13.4). ist der Glen-Coe-Komplex (Schottland). Neben den Fließspuren befinden sich im Pluton Bruchspuren (Abb. 13.4). So überwiegen in einem obe- Magmatic Stoping ren plutonischen Stockwerk mit scharfen Kontakten zum Nebengestein die bruchtektonischen Erscheinungen. Wenn Magma entlang von Rissen in das Nebengestein ein- Nach unten hin nehmen mit unscharfen Kontakten eher dringt, werden diese sich infolge von Stressvergrößerung die fließtektonischen Erscheinungen zu. an den Rissenden weiter öffnen. (Zur Definition von Stress Ein besonderes Merkmal – als Folge von Bruch- und s. Abschn. 24.1.4, S. 384f) Dabei werden insbesondere aus Fließtektonik – ist die gerichtete Teilbarkeit des Gesteins dem Dachbereich große Blöcke mit Durchmessern von Zeh- im Pluton, durch die im Gesteinskörper Ablösungsflächen ner-, ja Hundertermetern herausgelöst, die nach unten weg- von unterschiedlicher Beschaffenheit entstehen. Das sacken und teilweise aufgeschmolzen werden (Abb. 13.7). Der dadurch entstehende Kluftnetz hat große wirtschaftli- dadurch freiwerdende Raum wird von aufsteigendem Mag- che Bedeutung für die Gewinnung von Naturstein in gro- ma gefüllt. Dieser Vorgang spielt für die Platznahme von Gra- ßen Blöcken bis hinab zum Pflasterstein. niten zweifellos eine gewisse Rolle, besonders in höheren Krustenniveaus, wo Bruchsysteme leichter aufreißen können. 13.3.2 Mechanismen der Platznahme Gewaltsame Platznahme: Diapirismus und Ballooning Nach der zusammenfassenden Diskussion von Hutton Unter Diapirismus versteht man ganz allgemein den ver- (1996) lassen sich folgende Platznahme-Mechanismen tikalen Aufstieg eines rundlichen Körpers geringerer unterscheiden: Dichte in einem dichteren Medium, z. B. eines Salzdoms in einer Sedimentfolge. Nach dem Stokes’schen Gesetz Kesseleinbrüche (Cauldron Subsidences), ist die Geschwindigkeit v des Aufstiegs Magmatic Stoping (magmatisches Aufstemmen), gewaltsame Platznahme: Diapirismus und Ballooning, [13.1] Platznahme im Zusammenhang mit tektonischen Bewegungen. wobei ∆ρ der Dichteunterschied zwischen beiden Medi- Kesseleinbrüche (Cauldron Subsidences) en, r der Radius des kugelförmig gedachten Körpers ge- ringerer Dichte, g die Erdbeschleunigung und ηc die Vis- Wenn bei Vulkanausbrüchen Magmenkammern in der kosität des Nebengesteins ist. Wie experimentelle Unter- Tiefe geleert werden, kann es entlang der Ringspalten suchungen und Modellierungen zeigen, wird das Neben- zum Absinken zylinderförmiger Gesteinspakete kom- gestein beim Aufstieg eines Magmenköpers duktil de-, 236 13 · Plutonismus Abb. 13.7. Intrusionskontakt zwischen Tonstein- und Siltstein-Schichten der ca. 1130 Ma alten, mesopro- terozoischen Hogfonna-Forma- tion (Ahlmannryggen-Gruppe) und dem Diorit des ca. 1 110 Ma alten Kullen-Lagerganges. Grunehogna-Nunatak, westli- ches Dronning-Maud-Land, Antarktika. Man erkennt deut- lich, wie die Sedimentschichten durch das eindringende Diorit- Magma aufblättern, aus ihrem Verband heraus gelöst werden und auf Grund ihrer höheren Dichte nach unten wegsacken: ein typisches Beispiel für Mag- matic Stoping. (Foto: C. Harris) formiert und umfließt diesen, wobei es über dem Dach externen Scherzone sich direkt in den Pluton hinein fort- zur Plättung, an den Flanken zur vertikalen Streckung setzt, dort aber bereits vor der endgültigen Erstarrung, und im Schwanzbereich zusätzlich zur Einschnürung der also magmatisch gebildet wurde (Hutton 1996). Darüber Streckungsgefüge kommt. Auch im aufsteigenden Mag- hinaus sind Minerale, die sich im Kontakthof des Plutons makörper entstehen selbstverständlich Fließgefüge. Der kontaktmetamorph gebildet haben (Abschn. 24.2.1, diapirische Aufstieg wird gestoppt, wenn der Dichtekon- S. 386ff), ebenfalls noch deformiert. Viele Plutone sind trast infolge Abkühlung und Kristallisation des Plutons nachweislich an Blattverschiebungen gebunden, z. B. die verschwindet. Gut untersuchte Beispiele sind die Granit- einfachen Plutone vom Pull-Apart-Typ wie der Syenit- plutone von Criffel und Arran (Schottland). Granit-Pluton von Meißen, seltener an extensionale Scher- Detaillierte Untersuchungen an Plutonen, die man als zonen wie der Queternoq-Pluton (Südgrönland). 1988 Diapire interpretiert hatte, zeigen jedoch häufig umlau- konnte erstmals im Französischen Zentralmassiv nach- fende Plättungsgefüge, ähnlich wie in der Haut eines gewiesen werden, dass Granite auch entlang von Über- aufgeblasenen Ballons. Diese weisen darauf hin, dass sich schiebungen und steilen Aufschiebungen intrudieren kön- der Magmenkörper nach seiner Platznahme radial in alle nen. Ein weiteres wichtiges Beispiel ist der Great Tonalite Richtungen ausgedehnt hatte, wahrscheinlich infolge des Sill in Alaska und British Columbia, der ca. 1 000 km lang sukzessiven Nachschubs neuer Magmen. Dieser Vorgang und ca. 20 km mächtig ist. des Ballooning kann in vielen Fällen so stark dominie- ren, dass Gefüge der ursprünglichen Platznahme durch 13.3.3 Diapirismus und/oder Stoping weitgehend ausgelöscht Layered Intrusions sind. Als Beispiele seien die Granitplutone von Flaman- ville (NW-Frankreich) und Ardara (Irland) genannt. Wie bereits oben erwähnt, stellen die großen schichtigen Intrusionen der Erde einen besonders interessanten Son- Platznahme im Zusammenhang mit tektonischen derfall von Plutonen dar. Darüber hinaus sind sie von Bewegungen hohem wirtschaftlichen Interesse, weil an sie Lagerstät- ten von Platinmetallen, Nickel, Chrom, Titan und Vana- Es wurde schon lange angenommen, dass Plutone für ihre dium von Weltbedeutung gebunden sind. Die meisten Platznahme tektonische Schwächezonen benutzen. Jedoch großen Layered Intrusions wurden im Zeitraum Archa- erst seit etwa 1970 konnte durch sorgfältige Gefüge- ikum bis mittleres Proterozoikum gebildet, wie Stillwater untersuchungen an Plutonen und ihrem Nebengestein (Montana) mit einem Alter von 2,7 Ga und einer Flächen- nachgewiesen werden, dass die Intrusion zeitgleich mit ausdehnung von 4 400 km2, Windimurra (West-Austra- dem tektonischen Ereignis, also syntektonisch erfolgte. So lien, ca. 2,8 Ga, 2 300 km2), Great Dike (Simbabwe; 2.5 Ga, konnte man z. B. zeigen, dass das Deformationsgefüge der 3 300 km2), Bushveld (Südafrika; 2,1 Ga, 66 000 km2,, Literatur 237 Abb. 19.4, S. 300) und Sudbury (Ontario, Kanada; 1,85 Ga, gen auf eine Art magmatischer „Sedimentation“, d. h. auf 1 300 km2, Abb. 19.6, S. 303). Nur wenige und meist klei- Absaigern der schweren Mafite zurück zu führen ist nere Komplexe entstanden im jüngeren Proterozoikum oder (Abb. 15.4, 15.6, S. 251f ). Bei der Kompaktion der im Paläozoikum, wie Muscox (Canada, ca. 1,2 Ga, 3 500 km2, mafitenreichen Lagen wird die restliche Interkumulus- Abb. 13.5), Duluth (Minnesota, 1,1 Ga, 5 000 km2), Berk- Schmelze zunehmend herausgedrückt und wandert nach reim-Sogndal (Norwegen, 930 Ma, 230 km2) und Fongen- oben ab; diesen Vorgang nennt man Filterpressung Hyllingen (Norwegen; 405 Ma; 160 km2). Die berühmte (Abb. 19.2, S. 299). Umgekehrt können die leichteren Pla- Skaergaard-Intrusion (Grönland, 100 km2) intrudierte gioklase in der Schmelze aufschwimmen und sich in erst im Eozän vor ca. 55 Ma. Sie soll hier als Beispiel kurz höheren Zonen anreichern. In Wirklichkeit sind die Pro- behandelt werden. zesse, die zum Layering führen, sehr viel komplexer: So spielen z. B. Konvektionsströme, die Zufuhr neuer Mag- Nach der grundlegenden Arbeit von Wager u. Brown (1968) bildet menschübe und spätere Rekristallisations-Erscheinun- die Skaergaard-Intrusion einen asymmetrisch-trichterförmigen gen eine wichtige Rolle. Für ein vertieftes Studium sei Körper, der präkambrische Gneise und tertiäre Basalte durchsetzt auf den von Cawthorne (1996) herausgegebenen Sam- und eine geschichtete Internstruktur aufweist (Abb. 13.6). Der oberste Bereich, von dem die Autoren annehmen, dass es sich um melband verwiesen. vulkanische Agglomerate gehandelt hat, ist vollkommen abgetra- gen. Demgegenüber ist die Upper Border Group (obere Grenz- Weiterführende Literatur gruppe) noch teilweise erhalten; sie besteht aus Gabbros und Fe- reichen Dioriten mit einzelnen granitischen Lagen („Granophyr“). Bachmann O, Bergantz G (2008) The magma reservoirs that feed Darunter folgt die Layered Series (lagige Serie), die sich in drei supereruptions. Elements 4:17–21 Zonen gliedert: Best MG (2003) Igneous and metamorphic petrology, 2nd edn. Blackwell, Oxford Obere Zone: Sie besteht aus Fe-reichem Gabbro mit Fe-reichem Best MG, Christiansen EH (2001) Igneous petrology. Blackwell, Olivin. Malden, Mass., USA Mittlere Zone: Sie besteht aus Gabbro ohne Olivin. Carmichaels ISE, Turner FJ, Verhoogen J (1974) Igneous petrology. Untere Zone: Sie besteht aus Gabbro mit Mg-reichem Olivin. McGraw-Hill, New York Cawthorne RG (ed) (1996) Layered intrusions. Elsevier, Amsterdam Die nicht aufgeschlossene Hidden Layered Series macht schät- Hildreth W (2004) Volcanological perspectives on Long Valley, zungsweise 70 % des gesamten Plutons aus und besteht wahrschein- Mammoth Mountain, and Mono Craters: Several contiguous, but lich ebenfalls aus mafischen, aber auch aus ultramafischen discrete systems. J Volcan Geotherm Res 136:169–198 Plutoniten. Typisch für die Layered Series ist ein ausgeprägter Marsh BD (1981) On the crystallinity, probability of occurrence, and rhythmischer Lagenbau (rhythmic layering). Die einzelnen Lagen, rheology of lava and magma. Contrib Mineral Petrol 78:85–98 5–40 cm dick, stellen meist gradierte Einheiten dar, in denen die Wager LR, Brown GM (1968) Layered igneous rocks. Oliver & Boyd, Gehalte an Mafiten, insbesondere Augit und Olivin, zurücktretend Edinburgh-London Fe-Ti-Oxide, von oben nach unten zunehmen, der Plagioklas-An- teil dagegen abnimmt. Dazu kommt noch ein cryptic layering, d. h. Zitierte Literatur der An-Gehalt der Plagioklase, der Fo-Gehalt der Olivine und der Mg-Gehalt der Augite nehmen vom höchsten bis zum tiefsten Ni- veau der Layered Series kontinuierlich zu. In der Marginal Border Hutton DHW (1996) The „space problem“ in the emplacemet of Group liegen abgeschreckte magmatische Schmelzen vor, die granite. Episodes 19:114–119 vielleicht Hinweise auf ursprüngliche Stamm-Magma liefern könn- MacColl RSJ (1964) Geochemical and structural studies in batholothic ten (Abschn. 15.2, S. 249ff). rocks of Southern California: Part 1, structural geology of Rattle- snake Mountain Pluton. Geol Soc America Bull 75:805–822 Smith CH, Kapp HE (1963) The Muscox Intrusion, a recently discov- Charakteristisch für Layered Intrusions sind Kumu- ered layered intrusion in the Coppermine River area, Northwest latgefüge, die darauf hinweisen, dass die Bildung der La- Territories, Canada, Min Soc America Spec Paper 1:30–35,

Magma und Lava

14.1 Wie wir gesehen haben, werden bei Vulkanausbrüchen glutheiße Gesteins-

Chemische schmelzen aus dem Erdinnern gefördert, die unter stürmischer Entgasung aus- Zusammensetzung fließen oder explosiv herausgeschleudert werden. Man muss daraus schließen,

und Struktur dass im Erdinnern glutheiße Schmelzen existieren, in denen leichtflüchtige magmatischer (volatile) Komponenten gelöst sind. Die meisten Laven, die an die Erdoberfläche

Schmelzen gefördert werden, enthalten bereits Kristalle, die in einer Magmenkammer oder

beim Aufstieg gewachsen sind; sie bilden Einsprenglinge in vulkanischen Ge- 14.2 steinen. Als Magma bezeichnet man dementsprechend glutheiße Gesteins-

Vulkanische Gase schmelzen des Erdinnern, die neben leichtflüchtigen Bestandteilen meist auch Kris-

talle enthalten können. Es muss daran erinnert werden, dass „Magma“ ein theore- 14.3 tischer Begriff ist; denn niemand hat ein Magma je gesehen! Wir beobachten

Magmatische lediglich die vielfältigen Entgasungsprozesse von Lava an der Erdoberfläche, die Temperaturen ein wesentliches Merkmal des Vulkanismus sind (Abb. 14.1) und bei explosiver

Entbindung der Gase oft eine verheerende Rolle spielen. Solche Prozesse bele- 14.4 gen eindringlich, dass die Menge an leichtflüchtigen Komponenten, die im Mag-

Viskosität ma gelöst sind, groß sein muss. Aber auch die ruhiger verlaufende Entgasung

von Magmen z. B. von ausfließenden Lavaströmen beeindruckt durch die enormen Mengen und Laven geförderter Gase. Weitere Schlüsse über das Magma der Tiefe werden aus seinen Kristallisationsprodukten, den Vulkaniten und Plutoniten, gezogen. 14.5

Löslichkeit von Abb. 14.1.

leichtflüchtigen Vulkanische Dampftätig-

Komponenten keit am Hauptkrater des

Ätna. (Foto: M. Okrusch) im Magma, 240 14 · Magma und Lava 14.1 14.1 dass die Beteiligung der verschiedenen Gasphasen sehr

Chemische Zusammensetzung und Struktur schwankt. Dabei herrscht Wasserdampf vor, der jedoch zum

magmatischer Schmelzen größten Teil aus verdampftem Grundwasser herrührt. Aus jüngerer Zeit stammen weitere zuverlässige Gasbestimmun- Wie man aus der Häufigkeitsverteilung magmatischer gen aus verschiedenen Eruptionsstadien des Ätna. Auch gibt Gesteine sofort sieht, haben Magmen in ihrer weit über- es Möglichkeiten, aus Sublimationsprodukten, die sich an wiegenden Mehrzahl silikatische Zusammensetzung, den Vulkanschloten oder innerhalb der Erstarrungskruste während Karbonat- und Sulfid-Magmen nur selten auf- der Lavakörper aus heißen, sich entbindenden Dämpfen treten. Silikatschmelzen und -gläser bestehen aus [SiO4]- absetzen, einen Teil dieser Gase indirekt zu bestimmen. Das und [AlO4]-Tetraedern, die zu Gruppen ähnlich de- ist auch aus Gaseinschlüssen in Mineralen der magmati- nen in Silikatstrukturen vernetzt sind, wie [AlSiO4] – n, schen Gesteine, so aus solchen in Olivin-Einsprenglingen [AlSi O ]–, [AlSi O ]–, [Si O ]4–, [Si O ]6–26n38n26n27noder Ringen wie von Olivinbasalten, möglich. [Si6O18] 12– (Abb. 14.2). Si[4] und Al[4] mit ihren starken sp3- Insgesamt gesehen sind die wichtigsten vulkanischen Hybrid-Bindungen zum Sauerstoff spielen also die Rolle von Gasspezies H2O (35–90 Mol.-%), CO2 (5–50 Mol.-%) und Netzwerkbildnern. Demgegenüber wirken die freien Katio- SO2 bzw. H2S (2–30 Mol.-%), während Cl2, HCl, F2, HF, nen Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+ u. a., aber auch Al in [6]- SiF4, H3BO3, COS, CS2, CO, CH4 und H2 zurücktreten. Koordination, deren Bindung mit O – wegen ihres höheren Zahlreiche weitere Gase kommen nur in sehr kleinen ionaren Anteils – schwächer ist, als Netzwerkwandler (Netz- Mengen vor. Gelbrotes FeCl3 färbt die Eruptionswolke werkmodifizierer). Der Grad der Vernetzung nimmt also zeitweise orange. Bei den Schwefeldämpfen dominieren mit dem relativen Anteil an SiO2, aber auch mit sinkender SO2 und H2S, wobei SO2 im Vergleich zu H2S durch hö- Temperatur zu. Bei hoher Temperatur enthält die Schmelze here Temperaturen und/oder höhere Sauerstoffkon- viele freie [(Si,Al)O4]-Gruppen; mit der Abkühlung erfolgt zentrationen begünstigt wird. Durch Reaktion mit dem eine zunehmende Polymerisation und der Übergang in Luftsauerstoff kann H2S nach der Reaktion zunehmend komplexere Konfigurationen. Daher weisen Si- arme und/oder heißere Magmen eine geringere Viskosität H2S + ½O2 → S + H2O (14.1) auf als Si-reichere bzw. weniger heiße (s. unten). Unter den leichtflüchtigen Komponenten kann insbesondere (OH)– zu elementarem Schwefel oxidiert werden, der sich am die Rolle eines Netzwerkwandlers spielen, wie weiter unten Kraterrand niederschlägt, oder es erfolgt eine weitere Oxi- gezeigt wird. Interessierte Leser seien auf die Artikel von dation zu SO2 oder SO3. Im Einzelnen gibt es je nach dem Henderson (2005), Calas et al. (2006) und Henderson et al. Gesteinstyp große Unterschiede in der Zusammensetzung (2006) hingewiesen. vulkanischer Gase. Wie Messungen auf Hawaii gezeigt ha- ben, sind die CO2-Gehalte in basaltischen Magmen häu- 14.2 14.2 fig höher als man früher angenommen hatte. Somit

Vulkanische Gase kommt man auf etwa vergleichbare Anteile an CO2, H2O

und SO2 neben deutlichen Mengen an HF und HCl. Dem- Während der Eruptionsphase eines Vulkans werden enor- gegenüber überwiegt in rhyolithischen Magmen der H2O- me Mengen an vulkanischen Gasen ausgestoßen, deren Gehalt stark (Schmincke 2000). quantitative Bestimmung schwierig, aber nicht unmöglich Der Anteil an leichtflüchtigen Komponenten, die in ist. Aus flüssiger Basaltlava austretende Gase wurden zuerst Magmen gelöst werden können, hängt nicht nur von im Lavasee Halemaumau im Kilauea-Krater auf der Insel Druck und Temperatur, sondern (mit Ausnahme des CO2) Hawaii eingefangen und analysiert. Es wurde festgestellt, auch vom SiO2-Gehalt des Magmas und damit von sei- ner Viskosität ab. Nach Analysen an abgeschreckten Abb. 14.2. Gesteinsgläsern und an Glaseinschlüssen in Mineralen Strukturschema einer Silikatschmel- sowie aus experimentellen Daten (s. unten) kann man ze. Kationen +, Anionen – , neutrale in Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung folgen- Teilchen ; darüber hinaus inselför- mige [SiO4] 4–-Tetraeder und solche, de H2O-Gehalte abschätzen (aus Schmincke 2000): die zu Sechserringen oder zu Ketten polymerisiert sind. In einem Magma Tholeiite mittelozeanischer Rücken 0,1–0,2 Gew.-%, wären die kleinen neutralen Teilchen Tholeiite ozeanischer Inseln 0,3–0,6 Gew.-%, hauptsächlich H2O-Moleküle und die Alkalibasalte 0,8–1,5 Gew.-%, neutralen [SiO4]-Gruppen würden durch Si(OH) ersetzt sein. (Nach Basalte an Subduktionszonen 2–3 Gew.-%,4 Mueller und Saxena 1977) Basanite und Nephelinite 1,5–2 Gew.-%, Andesite und Dacite von Inselbögen 1–2 Gew.-%, sowie von aktiven Kontinentalrändern 2–4 Gew.-%, Rhyolithe bis ca. 7 Gew.-%., 14.3 · Magmatische Temperaturen 241 Beim Aufstieg eines Magmas wird die Sättigungs- grenze der volatilen Komponenten in der Reihenfolge CO2 → SO2/H2S → HCl → H2O → HF überschritten und es bildet sich eine freie Gasphase, zunächst in Form von Bläschen. Für eine vertiefende Beschäftigung mit dem Problem der magmatischen Gase sei auf Schmincke (2000) verwiesen. 14.3 14.3

Magmatische Temperaturen

14.3.1 Direkte Messungen Magmatische Temperaturen können selbstverständlich nur an Laven direkt gemessen werden. Wegen ihrer Ge- fährlichkeit – hohe Temperaturen, Explosionsgefahr, Austritt giftiger Gase – kann man solche Messungen am ehesten bei ruhigen Effusionen oder an Lavaseen durch- Abb. 14.3. Temperaturverteilung im Lavasee Halemaumau, Kilauea- führen. In der Tat wurden die ersten Temperatur- Krater (Hawaii) und in den darüber befindlichen brennenden Ga- bestimmungen durch Daly (1909) und Shepherd (1911) sen. (Nach Jaggar 1917, aus Barth 1962) an der Oberfläche des Lavasees Halemaumau durchge- führt, wobei die Temperatur nach der Farbe der Schmel- boden eine Maximaltemperatur von 1 170 °C messen. Wie ze bestimmt wurde, die unabhängig vom Chemismus ist Abb. 14.3 erkennen lässt, nimmt die Lavatemperatur vom (Tabelle 14.1). Die Temperatur wird entweder rein visu- Seeboden zur Oberfläche kontinuierlich ab, um dort in- ell abgeschätzt oder mit einem Pyrometer gemesen, d. h. folge frei werdender Kristallisationswärme wieder auf etwa mit einem Fernrohr, das im Gesichtsfeld einen regelbaren 1 000 °C anzusteigen, d. h. auf den Wert, der früher durch elektrischen Glühfaden als Vergleichsstandard besitzt. Pyrometermessungen gefunden wurde. Infolge dieser Die Temperatur dieses Fadens kann so lange variiert exothermen Reaktion kann die Kristallisation von Lava- werden, bis seine Farbe mit der der Lava übereinstimmt. strömen um Monate verzögert werden, wie beim Ausbruch Die Pyrometermethode findet auch heute noch in der des Hekla-Vulkans (Island) von 1947 gezeigt wurde. Vulkanologie und in der Technik Anwendung. Mit die- In der modernen Vulkanologie erfolgt die Tempera- ser Methode fanden Daly und Shepherd Temperaturen turbestimmung von Laven meist mit Thermoelementen von etwa 1 000 °C. oder mit optischen Pyrometern (Pinkerton et al. 2002). Eine weitere Methode ist der Vergleich mit Substan- Ungeachtet der starken Streuung kann man mit Sicher- zen bekannten Schmelzpunktes. Hierfür werden in der heit aussagen, dass die SiO2-ärmeren Laven wie z. B. die Stahl-, Keramik- und Feuerfestindustrie schon lange basaltischen mit Temperaturen zwischen rund 1 200 und Seger-Kegel verwendet, kleine Kegel aus Porzellanmasse, 1 000 °C viel heißer sind als die SiO2-reicheren daciti- die bei bestimmten Temperaturen schmelzen. In einer schen und rhyolithischen Laven mit Temperaturen von grundlegenden Studie montierte Jaggar (1917) Seger-Ke- 950–750 °C. gel in Stahlrohren und tauchte diese in unterschiedliche Tiefen des Lavasees Halemaumau ein. Dadurch konnte er 14.3.2 die Temperaturverteilung im See ermitteln und am See- Schmelzversuche an natürlichen Gesteinen Tabelle 14.1. Farbe und Temperatur von Schmelzen Solche Versuche wurden von französischen Forschern bereits im 19. Jahrhundert durchgeführt, wobei aller- dings der ursprünglich vorhandene Gehalt an leicht- flüchtigen Komponenten, insbesondere H2O, nicht be- rücksichtigt werden konnte. Erst mit der Einführung von Hochdruck-Autoklaven können Aufschmelz- und Kristal- lisations-Experimente bei hohen Temperaturen und Drü- cken durchgeführt werden, bei denen die Schmelzen jeweils an H2O gesättigt sind, d. h. der Wasserdampfdruck ist gleich dem Gesamtdruck: PH O = Ptot. Mit solchen2 Hydrothermal-Experimenten kann man die Liquidus- und, 242 14 · Magma und Lava Soliduskurven natürlicher Gesteine im PH O-T-Diagramm experimentell bestimmten Liquidus- und Soliduskurven2 bestimmen. Bei einem gegebenen Druck kristallisiert für basaltische Vulkanite anderer Zusammensetzung ver- nämlich ein Magma nicht bei einer bestimmten Tempe- laufen prinzipiell ähnlich, wenn auch zu höheren oder ratur sondern über ein Temperaturintervall aus. Dabei niedrigeren Temperaturen verschoben. Dabei sind die Li- wird die Bildung der ersten Kristalle als Liquidus-, das quidustemperaturen bei 1 bar meist etwas höher, als an Verschwinden der letzten Schmelze als Solidustemperatur aktiven Vulkanen ermittelt wurde. Das ist ein Hinweis, bezeichnet. dass die in der Natur geförderten Magmen bereits ihren Die grundlegenden Versuche an natürlichen Basalten Liquidus überschritten hatten, was in der Anwesenheit unterschiedlicher Zusammensetzung wurden von Yoder von Einsprenglingskristallen, z. B. von Olivin zum Aus- u. Tilley (1962) durchgeführt. Sie ermittelten für die druck kommt. olivin-tholeiitische Kilauea-Lava von 1921 bei Atmosphä- Bei PH O = 1 kbar ergibt sich mit abnehmender Tem-2 rendruck (P = 1 bar) – also ohne Anwesenheit von H2O peratur folgende Kristallisationsabfolge: Beim Unter- – eine Liquidustemperatur (TL) von ca. 1 250 °C und eine schreiten der Liquidus-Kurve scheidet sich zunächst Oli- Solidustemperatur (TS) von ca. 1 050 °C; das Kristal- vin, dann Pyroxen und kurz vor Erreichen der Soliduskurve lisationsintervall ∆T beträgt also etwa 200 °C. Mit zu- Plagioklas aus; das Stabilitätsfeld von Amphibol wird erst nehmendem H2O-Druck nimmt TL deutlich, TS sogar im Subsolidus-Bereich erreicht. Demgegenüber bildet sich stark ab; dementsprechend wird ∆T größer. So ist bei bei PH O = 5 kbar bereits im Bereich zwischen Liquidus-2 PH O = 2 kbar: TL = 1 140 °C, TS = 880 °C, ∆T = 260 °C, bei und Soliduskurve Amphibol, während Olivin und Pyro-2 PH O = 5 kbar: TL = 1 120 °C, TS = 780 °C, ∆T = 340 °C xen instabil werden und verschwinden. Das entstehende2 (Abb. 14.4). Die experimentellen Ergebnisse bei PH O „Gestein“ ist bei PH O < 1,5 kbar ein Olivin-Tholeiit bzw.2 2 = 10 kbar sind allerdings geologisch nicht mehr relevant; Olivin-Gabbro, bei >1,5 kbar ein Hornblende-Gabbro. denn bei erhöhten Drücken in der Erdkruste reicht der Schon vorher hatten Tuttle u. Bowen (1958) ähnli- Wassergehalt mit Sicherheit nicht mehr aus, um das che Untersuchungen an natürlichen Graniten durch- Magma an H2O zu sättigen. Die von Yoder u. Tilley (1962) geführt, die später von Luth et al. (1964) und anderen Autoren fortgesetzt wurden. Dabei ergaben sich prinzi- piell ganz ähnliche Liquidus- und Soliduskurven, die je- doch bei deutlich tieferen Temperaturen liegen; das Kristallisationsintervall ∆T ist geringer. So ist bei P = 1 bar: TL = 1 120 °C, TS = 960 °C, ∆T = 160 °C, bei PH O = 2 kbar: TL = 900 °C, TS = 720 °C, ∆T = 180 °C, bei2 PH O = 4 kbar: TL = 750 °C, TS = 660 °C, ∆T = 90 °C (vgl.2 auch Abschn. 18.2, S. 287ff). 14.4 14.4

Viskosität von Magmen und Laven

Die Viskosität von Magmen und Laven hängt von ihrer Temperatur, dem Umgebungsdruck, ihrem Chemismus, dem Gehalt an leichtflüchtigen Komponenten und dem Anteil an bereits ausgeschiedenen Kristallen ab. Bereits die geologische Erfahrung lehrt, dass basaltische Laven mit ihrem relativ niedrigen SiO2-Gehalt geringere Vis- kosität aufweisen als dacitische, rhyolithische oder tra- chyische Laven mit ihrem relativ höheren SiO2-Gehalt. Die basaltischen Pahoehoe-Laven der Insel Hawaii sind fast so dünnflüssig wie Öl, Fließgeschwindigkeiten von 10–20 km/h sind gängig; maximal werden etwa 60 km/h erreicht. Im Gegensatz dazu war die dacitische Lava der Montagne Pelée so viskos, dass sie überhaupt nicht flie- Abb. 14.4. Ergebnisse von Schmelz- und Kristallisationsversuchen ßen konnte. Bei gleicher Zusammensetzung ist eine hei- im System Olivin-Tholeiit–H2O (Lava von 1921, Kilauea-Caldera, ße Schmelze sehr viel weniger viskos als eine kältere: Eine Hawaii) bei einem trockenen Druck von 1 bar und H2O-Drücken basaltische Lava hat bei 1 400 °C ein Viskositätsmodul von von 1, 2, 5 und 10 kbar. Mit zunehmenden H2O-Drücken nehmen 140 Poise, bei 1 150 °C eins von ca. 80 000 Poise; zum Ver- die Liquidus- und Solidus-Temperaturen ab und das Kristallisati- ons-Intervall wird größer. Schmelze, × Schmelze plus Kristalle, gleich: bei Zimmertemperatur hat Wasser 0,1 Poise, Gly- × Kristalle. (Nach Yoder u. Tilley 1962) cerin 10 Poise., 14.5 · Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma 243 Der Viskositätsmodul η wird definiert als die Kraft, die not- band. Er beeinflusst ebenso die Sonderung von frühaus- wendig ist, um in einer Flüssigkeitsschicht von 1 cm2 Fläche geschiedenen Kristallen im Magma, die im Allgemeinen und 1 cm Dicke die obere gegen die untere Schichtfläche mit einer Geschwindigkeit von 1 cm s–1 von der Dichte der umgebenden Schmelze abweichen. in Parallelbewegung zu hal- ten. Anders ausgedrückt: η ist die Scherspannung (gemessen So stiegen die in der Vesuvlava zuerst abgeschiedenen in Pa) bezogen auf die Verformungsrate (gemessen in s–1): Kristalle von Leucit wegen ihrer geringeren Dichte auf 1 Poise = 0,1 Pa s. und reicherten sich an ihrer Oberfläche schwimmend an. In vielen Basaltlaven sinken andererseits die spezifisch Bei Newtonschen Flüssigkeiten sind Scherspannung schwereren Olivin- und Pyroxenkristalle zu Boden und und Verformungsrate proportional, bei ihnen genügt bilden dort einen Bodensatz, sie akkumulieren, wie das schon eine unendlich kleine Scherspannung, um sie zum insbesondere in mächtigen Lagergängen oder in Layered Fließen zu bringen. In der Natur zeigen nur ganz niedrig- Intrusions beobachtet werden kann. Alle diese Vorgänge viskose Laven ohne Gasblasen und Kristalle Newton- werden bei großer Viskosität gehemmt. sches Verhalten. Bei den meisten Laven muss dagegen Dabei drängt sich die Frage auf, wie sich die Viskosi- eine endliche Schubkraft aufgewendet werden, bevor sie tät von Magmen mit den erhöhten Drücken des Erdin- zu fließen beginnen (Fließgrenze, engl. yield strength); sie nern ändert. Zur Klärung dieser Frage bieten sich Expe- werden Binghamsche Flüssigkeiten genannt. rimente mit der Kugelfallmethode an. Bei erhöhten Drü- cken und Temperaturen werden Pulver von Mineralen Viskositätsmessungen können in der Natur an Lava- oder Gesteinen, auf denen eine Metallkugel (z. B. aus Pt) strömen und an Lavaseen oder im Laboratorium an liegt, künstlich geschmolzen; in dieser Schmelze sinkt die künstlichen Silikatschmelzen vorgenommen werden. Kugel ab und der Fallweg, den sie in einer bestimmten Dabei wurde gezeigt, dass die Viskosität der SiO2-reiche- Zeit zurücklegt, ist ein Maß für die Viskosität. Auf diesem ren Schmelzen um mehrere Größenordnungen höher ist Wege kam Kushiro (1976) zu dem zunächst überraschen- als bei SiO2-ärmeren, z. B. den basaltischen (Abb. 14.5). den Ergebnis, dass bei einem Druckanstieg von 1 bar auf Laven mit höherer Viskosität besitzen eine größere 25 kbar – bei einer konstanten Temperatur von 1 350 °C Neigung zu glasiger (hyaliner) Erstarrung, weil das Dif- – der Viskositätsmodul einer trockenen Jadeitschmelze fusionsvermögen der chemischen Elemente und der Kris- etwa um eine Zehnerpotenz abnimmt, d. h. die Schmel- tallisationsvorgang in einer solchen Schmelze stark ge- ze wird immer beweglicher. Weitere Experimente zeig- hemmt sind. Das sind die SiO2-reicheren Laven von Rhy- ten, dass dieses Ergebnis auch für andere Silikatschmelzen olith- oder Trachytzusammensetzung, die zu Obsidian von Rhyolith- bis Basaltzusammensetzung gilt, und zwar oder Pechstein erstarren können (s. S. 203, 206f). für solche, die Si-reich sind und/oder ein (Na + K) / Al-Ver- Darüber hinaus ist der Viskositätsgrad einer natürli- hältnis nahe 1 haben. Bei ihnen ist der Anteil der Brücken- chen Schmelze entscheidend für den Aufstieg und ihr sauerstoffe in O-Si-O-Bindungen (BO) größer als der an Intrusionsvermögen in einen gegebenen Gesteinsver- Nichtbrückensauerstoffen (NBO): BO / (BO + NBO) > 0,5. Offenbar findet in diesen Schmelzen bei isothermer Druckerhöhung zunehmend ein Übergang Al[4] → Al[6] statt, so dass der Anteil an Netzwerkbildern kleiner wird. Ist dagegen BO / (BO + NBO) < 0,5, so nimmt die Vis- kosität mit steigendem Druck zu, weil die Struktur dich- ter gepackt wird und die Bindungskräfte zunehmen (Scarfe et al. 1987). Von großem Einfluss auf die Viskosi- tät von Silikatschmelzen ist darüber hinaus der Gehalt an leichtflüchtigen Komponenten, insbesondere H2O bzw. (OH) und F. 14.5 14.5

Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten

im Magma Durch grundlegende Experimente konnte bereits Goran- son (1931) zeigen, dass die Löslichkeit von Wasser in Si- Abb. 14.5. Die Viskosität des Magmas wird maßgebend vom SiO2- likatschmelzen (Albit, Albit-Kalifeldspat-Gemenge, na- Gehalt beeinflusst. Der SiO2-Gehalt wächst vom basaltischen zum türlicher Obsidian) bei gegebener Temperatur mit stei- rhyolithischen Magma an. Je höher die Viskosität eines Magmas ist, um so geringer ist die Fähigkeit des Fließens. Zum Vergleich gendem Druck zunimmt. So können bei 1 000 °C und sind die viel geringeren Viskositäten von brennendem Öl und von 1 kbar Druck etwa 5 Gew.-%, bei 5 kbar fast 10 Gew.-% heißem Pech eingetragen. (Nach Flint u. Skinner 1974) H2O gelöst werden. Demgegenüber nimmt die Löslich-, 244 14 · Magma und Lava Abb. 14.8. Erhöhung des (OH)-Gehalts (Silver u. Stolper 1989; rechte Ordinate) und Erniedrigung der Viskosität (Dingwell 1987; linke Ordinate) mit steigendem H2O-Gehalt einer Albitschmelze. (Nach Lange in Carroll u. Holloway 1997) Abb. 14.6. Löslichkeitsisobaren von H2O in einer Albitschmelze bei unterschiedlichen Temperaturen und Drücken (in kbar) nach experi- doch der Gehalt an molekularem H2O immer stärker an, mentellen Ergebnissen unterschiedlicher Autoren. Mit steigendem während der des (OH) kaum noch zunimmt (Abb. 14.7). Druck nimmt die Löslichkeit bei gegebener Temperatur zu; bei stei- Dieser Befund hat natürlich eine große Bedeutung für gender Temperatur haben die Löslichkeitsisobaren zunächst einen negativen Verlauf (retrograde Löslichkeit), schwenken aber bei die Rolle von (OH) als Netzwerkwandler und damit für Drücken von >4 kbar allmählich in eine positive Steigung um (pro- die Viskosität wasserhaltiger Schmelzen. Nach der ein- grade Löslichkeit). (Nach Paillat et al. 1992) fachen Gleichung H2O 2– molekular + O = 2(OH) – (14.2) werden für die Bildung von (OH)-Gruppen aus H2O- Molekülen Brückensauerstoffe des Silikatgerüsts benö- tigt; der Vorgang wirkt also depolymerisierend: mit zu- nehmendem (OH)-Gehalt nimmt der Viskositätsmodul zu. Nach Abb. 14.7 können aber der (OH)-Gehalt nicht beliebig gesteigert und die Viskosität nicht entsprechend gesenkt werden; ab 4–5 Gew.-% Gesamt-H2O ist für beide eine Sättigung erreicht (Abb. 14.8). Die ursprünglichen Gehalte an leichtflüchtigen Kompo- Abb. 14.7. Anteil an Hydroxyl-Gruppen (geschlossene Symbole) und molekularem H2O (offene Symbole), die in Silikatgläsern gelöst sind, nenten in natürlichen Magmen lassen sich durch die mi- in Abhängigkeit vom Gesamtwasser-Gehalt. Kreise: Rhyolithgläser; kroskopische Untersuchung von Schmelzeinschlüssen in Dreiecke: Basaltgläser; Quadrat: Albitglas. (Nach Stolper 1982) Einsprenglings-Kristallen rekonstruieren (vgl. Kap. 10). Häufig bestehen diese Einschlüsse, welche die komplexe keit bei konstantem Druck mit steigender Temperatur geochemische Entwicklung des magmatischen Systems zunächst ab: sie ist retrograd. Jedoch gilt das nur für re- in einer Magmenkammer widerspiegeln, aus mehreren, lativ niedrige Drücke: ab 4 kbar ändert sich die Steigung nicht miteinander mischbaren Teilschmelzen. Diese las- der Löslichkeitsisobaren von negativ zu positiv, d. h. iso- sen sich durch eine Vielzahl moderner mikrochemischer bare Temperaturerhöhung führt nun zu einer Steigerung Methoden analysieren (De Vivo et al. 2005). So beobach- der Löslichkeit: sie wird prograd (Abb. 14.6). tet man neben einer Silikatschmelze häufig eine oder Die Frage, in welcher Form das gelöste Wasser in mehrere dünnflüssige Schmelzen, die an unterschiedli- Silikatschmelzen vorliegt, wurde durch infrarot-spektro- chen volatilen Komponenten angereichert sind; sie kön- skopische Analysen an Basalt-, Rhyolith- und Albit- nen unterschiedliche Tochterkristalle sowie Gasblasen, gläsern gelöst (z. B. Stolper 1982, u. a.). Danach wird insbesondere von CO2 enthalten. Wasser zunächst überwiegend in Form von (OH)-Grup- Wie wir bereits in Abschn. 12.5 (S. 226ff) gezeigt hat- pen eingebaut, während der Anteil an H2O-Molekülen ten, werden beim Aufstieg des Magmas infolge der Druck- gering ist. Mit zunehmender Wasseraufnahme steigt je- entlastung in unterschiedlicher Tiefenlage nacheinander, Literatur 245 die einzelnen Gasspezies freigesetzt, wobei die Löslich- Zitierte Literatur keit einer leichtflüchtigen Komponente auch von der che- nd mischen Zusammensetzung des Magmas abhängt. Dane- Barth TFW (1962) Theoretical petrology, 2 edn. Wiley, New York London Sydney ben führt in der Magmenkammer das Wachstum von Dingwell DB (1987) Melt viscosities in the system NaAlSi3O8– Kristallen, die meist keine oder nur geringe Gehalte an H2O–F O–12 . In: Mysen BO (ed) Magmatic processes: Physico- volatilen Komponenten aufweisen, ebenfalls zur Entgasung chemical principles. The Geochemical Society, Spec Publ 1: des Magmas. Beide Prozesse können in der Folge explosi- 423–438 ven Vulkanismus auslösen. Andererseits kann bei der Ab- Flint RF, Skinner BJ (1974) Physical geology. Wiley, New York Goranson RW (1931) The solubility of water in granitic magmas. kühlung des Magmas retrograde Löslichkeit (Abb. 14.6) die Am J Sci 222:481–501 Freisetzung von Gasen verzögern. Jaggar TA Jr (1917) Volcanologic investigations at Kilauea. Am J Sci 194:161–220 Die Löslichkeit einer leichtflüchtigen Komponente kann zudem Kushiro I (1976) Changes in the viscosity and structure of melt durch andere Volatile beeinflusst werden. So setzen z. B. steigende NaAlSi2O6 composition at high pressures. J Geophys Res CO2-Gehalte die Löslichkeit von H2O in einer Rhyolith-Schmelze 81:6347–6350 herab: Bei 2 kbar und 900 °C kann eine CO2-freie Schmelze fast Lange RA (1994) The effect of H2O, CO2, and F on the density and 6 Gew.-% H2O aufnehmen, bei einem CO2-Gehalt von 0.125 Gew.-% viscosity of silicate melts. In Carroll MR, Holloway JR (eds) kann dagegen kein H2O mehr gelöst werden (Newman und Lowen- (1994) Volatiles in magmas. Rev Mineral 30:331–369 stern 2002). Luth WD, Jahns RH, Tuttle PF (1964) The granite system at pressures of 4 to 10 kilobars. J Geophys Res 69:759–773

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Bildung und Weiterentwicklung

von Magmen 15.1 Es ist schon lange bekannt, dass die zahlreichen Typen von magmatischen Ge- Magmatische Serien steinen nicht isoliert betrachtet werden dürfen. Vielmehr bestehen zwischen den Vulkaniten oder Plutoniten, die in einer bestimmten Region (Magmatische Pro- 15.2 vinz) gefördert wurden, zeitliche und räumliche Zusammenhänge. Die unter- Bildung von schiedlichen Gesteinsarten einer magmatischen Provinz sind häufig durch Über- Stamm-Magmen gänge miteinander verknüpft; in ihrer chemischen und mineralogischen Zusam- mensetzung zeigen sie charakteristische Variationen oder sie weisen gewisse 15.3 Grundgemeinsamkeiten, z. B. generell hohe K-Gehalte, auf. Man kann daher die Magmenmischung einzelnen Gesteinstypen nicht auf eine ebenso große Zahl selbständig gebilde- ter primärer Stamm-Magmen zurückführen. Vielmehr bilden sie Glieder von mag- 15.4 matischen Serien, die sich mit sinkender Temperatur durch unterschiedliche geo- Magmatische logische Prozesse aus einem Stamm-Magma entwickelt haben. Die Trennung ei- Differentiation nes gegebenen Stamm-Magmas in verschiedene, stofflich unterschiedliche, meist aber durch gewisse Übergänge miteinander verbundene Teilmagmen wird als 15.5 magmatische Differentiation bezeichnet. Darüber hinaus können sich Magmen Assimilation durch Magmenmischung oder durch Assimilation von Nebengestein in ihrer ur- sprünglichen Zusammensetzung verändern., 248 15 · Bildung und Weiterentwicklung von Magmen 15.1 15.1 binäre oder ternäre Variationsdiagramme verwendet, in

Magmatische Serien denen Haupt- und/oder Spurenelemente gegeneinander

aufgetragen werden, z. B. Ni und Cr gegen MgO. Zur Un- Ausgehend von verschiedenen basaltischen Stamm- terscheidung zwischen alkalinen und subalkalinen Seri- Magmen (primäre Magmen) unterscheidet man drei en hat sich das Variationsdiagramm (Na2O + K2O) gegen wichtige Gesteinsserien von Vulkaniten, die mit zu- SiO2 bewährt (Abb. 15.2). Die Alkalimagmatite können in nehmendem SiO2-Gehalt einer magmatischen Diffe- einem K2O/Na2O-Diagramm in Na-betonte, K-betonte rentiation zugeordnet werden können. Dabei sind die und K-reiche Serien weiter untergliedert werden. Letzte- ersten beiden subalkalin, die dritte alkalin: re entwickeln SiO2-arme Vulkanite wie z. B. Leucittephrit, Leucitbasanit oder Leucitit als Differentiate. Tholeiit-Serie: Unterschiede zwischen den beiden sulbalkalinen Se- tholeiitischer Basalt→Andesit→Dacit→Rhyolith rien bestehen z. B. darin, dass bei der tholeiitischen Ent- Kalkalkali-Serie: wicklung am Anfang des Fraktionierungsprozesses das kalkalkaliner Basalt→Andesit→Dacit→Rhyolith Fe/Mg-Verhältnis stärker anwächst, während in Kalk- Alkali-Serie: alkali-Serien das Fe/Mg-Verhältnis durch Frühabschei- Alkalibasalt→Trachyandesit→Trachyt/Phonolith dung von Fe-Ti-Oxiden sinkt. So ist der Anteil interme- diärer Differentiate, etwa solcher mit andesitischer Zu- Diese Serien gehen in erster Linie auf Beobachtungen von Gesteinsverbänden in vielen magmatischen Provinzen der Erde zurück, wobei noch mehrere Unterserien ausge- schieden wurden. Bei vollständigem Ablauf enden die subalkalinen Serien mit rhyolithischen, die alkaline Serie mit trachytischen oder phonolithischen Differentiaten. Magmatische Serien können in sog. Harker-Diagram- men dargestellt und unterschieden werden, in denen die chemischen Hauptkomponenten Al O tot2 3, Fe2O3 , MgO, CaO, Na2O und K2O gegen SiO2 (jeweils in Gew.-%) auf- getragen werden. Dabei ergibt sich die allgemeine Ten- denz, dass mit steigendem SiO2-Gehalt Fe2O tot 3 , MgO und CaO abnehmen, Na2O und K2O dagegen zunehmen (Abb. 15.1). Um magmatische Differentiationsreihen zu Abb. 15.2. Grenze zwischen Tholeiitbasalten und Alkalibasalten aus veranschaulichen, werden darüber hinaus noch weitere Hawaii im Diagramm (Na2O + K2O) gegen SiO2. Tholeiitbasalte, Alkalibasalte. (Nach Macdonald u. Katsura 1964) Abb. 15.1. Harker-Diagramm für die kalkalkalische Vulkanit-Serie Abb. 15.3. AFM-Dreieck mit tholeiitischem und kalkalkalinem des Crater Lake, Kaskaden-Provinz, Oregon, mit der typischen Trend. Erläuterung im Text. B tholeiitischer bzw. kalkalkaliner Ba- Entwicklung Basalt (B) → Andesit (A) → Dacit (D) → Rhyolith (R). salt, FB Ferrobasalt, BA basaltischer Andesit, A Andesit, D Dacit, (Nach Williams 1942, mod. aus Carmichael et al. 1974) R Rhyolith. (Aus Wilson 1989), 15.2 · Bildung von Stamm-Magmen 249 sammensetzung, bei der Kalkalkaliserie größer. Diese Mantelmaterial wird durch eine Kombination folgender Unterschiede in der Magmenentwicklung kommen im Prozesse ermöglicht: AFM-Dreieck (Abb. 15.3) durch unterschiedliche Trends zum Ausdruck. Zudem besteht von vornherein ein Druckentlastung in aufsteigenden Mantelbereichen, deutlicher Unterschied im Al-Gehalt zwischen den sog. Plumes, die Teile von Konvektionszellen bilden, basischen tholeiitischen Gliedern und den entsprechen- führt zur Erniedrigung der Solidustemperatur. den Gliedern der Kalkalkaliserie mit ihren High- Durch solche großräumigen, aufwärts gerichteten Alumina-Basalten. Konvektionsströmungen kommt es zugleich zur Im Folgenden wollen wir die geologischen Prozesse Wärmezufuhr und damit zur Temperaturerhöhung kennen lernen, die als Ursachen für magmatische Ent- im umgebenden Erdmantel. Demgegenüber dürfte wicklungen in Frage kommen. die radioaktive Wärmeproduktion im Erdmantel eine geringere Rolle spielen, da in Peridotiten chemische 15.2 Elemente mit radioaktiven Isotopen (238U, 235U, 232Th, 15.2

Bildung von Stamm-Magmen 40K) in wesentlich geringeren Konzentrationen vor-

kommen als in Gesteinen der Erdkruste. Primäre Stamm-Magmen entstehen durch teilweises Durch lokale Anreicherung leichtflüchtiger Kom- Aufschmelzen (partielle Anatexis) von festem Gesteins- ponenten, wie H2O, F oder CO2 wird die Solidus- material des oberen Erdmantels und der unteren Erd- temperatur herabgesetzt. kruste. Für das Verständnis dieser Prozesse sind Kennt- nisse über den Aufbau und die Zusammensetzung des Erdinnern erforderlich. Diese werden in der ausführli- 15.2.2 chen Darstellung in Kap. 27 (S. 477ff) vermittelt. Granitische Magmen 15.2.1 Die enorm große Förderung von intermediärem und sau- Basaltische Stamm-Magmen rem Magma innerhalb der aktiven, orogenen Kontinen- talränder, so in der Küstenregion von Nord- und Süd- Wie wir gesehen haben, stellen Basalte die wichtigsten vul- amerika, kann unmöglich allein aus der subduzierten kanischen Gesteine dar, die erdweit in großer Verbreitung ozeanischen Platte stammen. Auch ist die Menge von auftreten. Es unterliegt keinem Zweifel, dass die basaltischen Graniten in Orogenzonen (Syn-Collision Granites, syn- Magmen durch partielle Anatexis aus ultramafischen Ge- COLG, Volcanic Arc Granites, VAG, im Sinne von Pearce steinen des oberen Erdmantels entstehen. Für eine Mantel- et al. 1984) und in kontinentalen Intraplattenbereichen abkunft sprechen bereits die hohen Eruptionstemperaturen (Within-Plate Granites, WPG) viel zu groß, um durch der Basalt-Laven mit rund 1 100–1 200 °C; denn die Tempe- Differentiation von basaltischen Stamm-Magmen erklärt raturen an der Kruste-Mantel-Grenze, der Mohorovičić- zu werden. Deshalb muss partielle Anatexis innerhalb Diskontinuität (s. Abschn. 27.2, S. 480ff), die unter den der kontinentalen Unterkruste einen überwiegenden Ozeanböden in 5–7 km, unter den Kontinenten in Anteil geliefert haben. Wahrscheinlich erfolgte dieser 30–60 km Tiefe liegt, erreichen maximal nur etwa 600 °C Vorgang im Laufe der geologischen Geschichte in meh- (Chapman 1986). Auch der Basalt-Chemismus sowie die reren Schritten (Wedepohl 1991; Johannes u. Holtz 1996): mitgeführten Fragmente von Spinell- und Granatperidotit, die als Xenolithe in Alkalibasalten und Kimberliten vorkom- men, sind wichtige Belege für die Bildung von Basalt-Mag- Durch partielles Schmelzen des peridotitischen Erd- men im oberen Erdmantel. Direkte Hinweise dafür fanden mantels bildeten sich schon im Archaikum große Eaton u. Murata (1960), als sie wenige Monate vor einer Mengen mafischer Magmatite, aus denen die neuen Eruption des Kilauea-Vulkans auf Hawaii eine seis- mafische Unterkruste entstand. mische Unruhe in ca. 60 km Tiefe feststellten und geophy- In dieser führte partielles Schmelzen von hydra- sikalisch die stationäre Ansammlung des basaltischen Mag- tisierten mafischen Gesteinen (Amphiboliten) zur mas in einer subvulkanischen Magmenkammer bis zum Bildung von Tonalit-Magmen, während Restgesteine Ausbruch des Vulkans verfolgen konnten. Allerdings sagt aus mafischem Granulit zurückblieben. dieser interessante Befund nur etwas über die Mindest- Schließlich schmolzen die Unterkrusten-Tonalite tiefenlage des Aufschmelzortes im oberen Erdmantel aus; partiell auf, wodurch Granit-Magmen und granuli- dieser kann noch wesentlich tiefer gelegen haben. Die Er- tische Restgesteine entstanden. Darüber hinaus kön- gebnisse von Hochdruck-Experimenten in vereinfachten nen Granit-Magmen auch durch partielle Anatexis Modellsystemen trugen entscheidend dazu bei, Aufschmelz- metamorpher Sedimente im Zuge der regionalen Vorgänge, die zur Bildung von Basalt-Magmen führen, bes- Gesteinsmetamorphose entstehen (s. Abschn. 18.2.3, ser zu verstehen (Kap. 17). Das partielle Schmelzen von S. 290ff und Abschn. 24.5, S. 415ff)., 250 15 · Bildung und Weiterentwicklung von Magmen Bei allen diesen Vorgängen muss jedoch berücksich- Entstehung von Layered Intrusions und den damit ver- tigt werden, dass – im Gegensatz zum Archaikum – die knüpften Erzlagerstätten dürfte Magmenmischung eine Temperaturen in der kontinentalen Unterkruste norma- wichtige Rolle spielen. lerweise nicht ausreichen, um Gesteine zum partiellen Laborversuche haben gezeigt, dass die Mischbarkeit von Schmelzen zu bringen. Sie erreichen maximal 610 °C in silikatischen Schmelzen insbesondere von ihrer Viskosität junger Kruste und 370 °C in der Kruste alter, stabiler und Fließgeschwindigkeit abhängt. Größere Viskositäten Kontinente (Chapman 1986), auch wenn man radioakti- oder Viskositätsunterschiede behindern die Mischbarkeit. ve Wärmeproduktion durch den Zerfall von Radionuk- So ist zu erwarten, dass sich SiO2-reiche Magmen untereinan- liden berücksichtigt (Abschn. 31.5.3, S. 569f). Wahr- der oder mit basaltischen Magmen nur unvollständig mi- scheinlich liefern große mafische Intrusionen, die aus schen. Das Ergebnis sind z.B. Plutonite mit schlierigem Ge- dem Erdmantel stammen, die externe Wärmezufuhr, die füge. Auch die Entstehung des Rapakivi-Gefüges (vgl. Ab- für ein partielles Aufschmelzen der Unterkruste notwen- schn. 11.2.1, S. 198, Abb. 11.4) führt man auf die Mischung dig ist. Dieser Vorgang wird als Magmatic Underplating von zwei Magmen unterschiedlicher Zusammensetzung und bezeichnet. Temperatur zurück. Dabei wird das neue, heißere Magma Für den Aufstieg von Granit-Magmen in der Erdkruste abgeschreckt, und es kommt zur orientierten Aufwachsung ist der Aufschmelzgrad von besonderer Bedeutung. Ist von Oligoklas auf Kalifeldspat; beim Anti-Rapakivi-Gefü- dieser gering, so kann sich die Schmelze von ihrem Mut- ge ist die Kristallisationsabfolge umgekehrt (Hibbard 1981). tergestein trennen und in weitgehend flüssigem Zustand 15.4 aufsteigen. Bei höheren Aufschmelzgraden entstehen 15.4 zunächst Migmatite (s. Abschn. 24.5, S. 415ff ) und Magmatische Differentiation schließlich Granitmagmen, die aus Schmelze und kris- tallinen Restmineralen bestehen. Der rheologisch kriti- Dieser Begriff umfasst alle Vorgänge, bei denen aus ei- sche Schmelzanteil, bei dem die Festigkeit eines Gesteins nem homogenen Stamm-Magma mehrere Fraktionen so weit erniedrigt ist, dass es sich als Magma verhält, liegt entstehen, die schließlich zu Magmatiten unterschied- im Bereich von etwa 25–40 % (z. B. Arzi 1978) licher Zusammensetzung kristallisieren. Der weitaus wichtigste Prozess ist die Kristallisations-Differentia- 15.3 tion, deren experimentelle Grundlagen in Kap. 16 be-

Magmenmischung handelt werden. Es gilt das Bowen’sche Reaktions-

prinzip, das weiter unten erläutert wird (s. Abschn. 16.3, Bereits 1851 hatte Robert Bunsen vorgeschlagen, die mag- S. 273ff). Daneben spielen in einzelnen Fällen die matische Entwicklungsreihe vom Basalt zum Rhyolith auf liquide Entmischung von Magmen eine Rolle. Auch Island durch die Mischung eines basaltischen und eines chemische Gradienten in einer Magmenkammer und rhyolithischen Stamm-Magmas zu erklären. Larsen et al. Gastransport, d. h. der Transport von chemischen Kom- (1938) beschrieben Andesite und Dacite in der San-Juan- ponenten, die in aufsteigenden Gasblasen gelöst sind, Vulkan-Provinz (Colorado), die in einer homogenen Grund- wurden als mögliche Ursachen für die magmatische masse Plagioklas-Einsprenglinge mit sehr unterschiedli- Differentiation diskutiert, aber kaum näher untersucht. cher Zusammensetzung und Art des Zonarbaus enthal- ten. Diese Beobachtung führte zu der Annahme, dass zwei Magmen mit unterschiedlichen Einsprenglings-Plagio- 15.4.1 klasen in einer Magmenkammer vermischt wurden, ehe Kristallisations-Differentiation es zur endgültigen magmatischen Förderung kam. Eine verbreitete Ursache für eine magmatische Diffe- Dem Prozess der Magmenmischung als Modell für rentiation ist die fraktionierte Kristallisation, d. h. die die Entstehung komagmatischer Schmelzen wird sukzessive Abtrennung von auskristallisierten Mine- eine zunehmend bedeutsame Rolle zugeschrieben. ralen aus einem Magma. Da dieser Vorgang im Wesent- lichen eine Wirkung der Schwerkraft ist, bezeichnet man So lassen sich z. B. viele der geochemischen und pe- ihn auch als eine gravitative Differentiation. Am häufigs- trographischen Merkmale von Basalten mittelozeani- ten ist das Absinken (Absaigern) früh ausgeschiedener scher Rücken (MORB) dadurch erklären, dass sich bereits Kristalle von größerer Dichte im Magma, so dass eine differenziertes basaltisches Magma in den Magmenkam- spezifisch leichtere, stofflich veränderte Restschmelze mern unter den mittelozeanischen Rücken mit unverän- übrig bleibt. derter primärer Mantel-Schmelze, die aus der Tiefe pe- Wendet man das Stoke’sche Gesetz riodisch aufsteigt, vermischt. Es ist zu erwarten, dass derartige basische Magmen eine weitgehend vollständi- [15.1] ge Mischbarkeit untereinander aufweisen. Auch bei der, 15.4 · Magmatische Differentiation 251 Abb. 15.4. Schema für die Bildung magmatischer Schichtung durch gravitative Kristallisationsdifferentiation in einem Lagergang von 400–600 m Mächtigkeit (Centre-Hill-Komplex, Kanada). a Aus einem Basalt-Magma scheiden sich Olivin (Ol, ) und Klinopyroxen (Cpx, ) aus, die unterschiedlich schnell nach unten absaigern; es bildet sich ein Olivinkumulat (Peridotit, PD); am Hangend-Kontakt des Lager- gangs kristallisiert eine feste, feinkörnige Kruste aus Randgabbro (marginal gabbro, MG), darunter befindet sich ein Kristallbrei, der reich an Cpx und Plagioklas (/) ist. b Beim Absinken wird ein Teil des Ol in Orthopyroxen (Opx, graue Kreise) umgewandelt (Abb. 16.15, 16.16, S. 270f), der absinkt; es ensteht ein Opx-Cpx-Kumulat (CP); Plagioklas steigt auf und reichert sich im oberen Kristallbrei an. c Ein neuer Magmenschub intrudiert und vermischt sich mit der Restschmelze, wobei der obere Kristallbrei teilweise abgerieben wird. In der stagnie- renden, an Fe und Si angereicherten Interkumulus-Schmelze kristallisieren fingerförmige Kristalle von Fayalith (schwarz), die sich stets vom Hangend-Kontakt weg verzweigen (branching textured gabbro: BTG); darunter entsteht eine Gabbro-Zone mit aggregiertem Plagio- klas (clotted textured gabbro CTG). d In gleicher Weise bilden sich weitere Zyklen, so dass im Liegenden Ol- und Opx-Cpx-Kumulate (PD und CP) und im Hangenden BTG und CTG miteinander abwechseln. Zuletzt kristallisiert die restliche Schmelze zu einem Leuko- Gabbro (LG). (Nach Thèriault u. Fowler 1996, mit freundlicher Genehmigung des Verlages Elsevier) auf gravitative Fraktionierungsvorgänge an, so erkennt man, dass die Geschwindigkeit (v) des Absinkens oder Aufsteigens von Kristallen in der Schmelze vom Dichte- unterschied zwischen Kristall und Schmelze (∆ρ), dem Radius (r) der kugelförmig gedachten Kristalle höherer oder niedrigerer Dichte und von der Viskosität der Schmelze (ηl) abhängt (g = Erdbeschleunigung). Dabei nimmt v mit ∆ρ linear, mit r dagegen exponentiell zu. Daher können weniger dichte, aber größere Silikat-Kris- talle wie Olivin und Pyroxen oder Plagioklas schneller absinken bzw. aufsteigen als dichtere, aber kleinere Erz- minerale wie Magnetit, Ilmenit oder Chromit. Die abgeschiedenen Kumulus-Kristalle reichern sich als Bodensatz (Kumulat) in der Magmenkammer an. Durch Filterpressung wird die Restschmelze aus dem kompaktierenden Kumulat herausgedrückt; die verblei- Abb. 15.5. Harker-Diagramm für die Laven des Kilauea-Ausbruchs benden Schmelzreste bezeichnet man als Interkumulus- von 1959 (Hawaii). Das SiO2-ärmste, CaO-, MgO- und FeO-reichste Schmelze (Abb. 15.4) Die abgesaigerten Minerale sind Glas dürfte etwa dem Stamm-Magma entsprechen (). Die durch- reich an Mg, Fe, Cr und Ni, während die Restschmelze an schnittliche Zusammensetzung der Olivin-Einsprenglinge hat einen Si, Al, Na und K angereichert ist (Abb. 15.5). Auch leich- Forsterit-Anteil von 87,5 Mol.-% (). Die analysierten Gesteins- tere Minerale können sich als Erstausscheidungen früh- proben () sind entweder unterschiedlich stark an Olivin angerei- chert (blauer Bereich) oder verarmt (weißer Bereich). Dementspre- zeitig in einer etwas schwereren Schmelze absondern und chend verändert sich der Gesteins-Chemismus, und zwar entlang nun umgekehrt aufsteigen, was zur Bildung von sog. von Linien, die durch den Olivin- und den Glas-Chemismus defi- Flotationskumulaten führt. Ein überzeugendes Beispiel niert sind. (Nach Murata u. Richter 1966, aus Best 1982), 252 15 · Bildung und Weiterentwicklung von Magmen Abb. 15.6. Magmatische Schichtung im Bushveld-Komplex. Ein gewöhn- licher Norit wird überlagert von einer Lage aus Plagioklas-rei- chem, sehr grobkörnigem Norit mit bis zu Zentimeter-großen Orthopyroxen-Kristallen (hell- braune Flecken). (Foto Reiner Klemd) für diesen Typ der gravitativen Differentiation war das tiation vermisst. Als alternative Erklärung kann man mit Schlotmagma des Vesuvs. Hier stiegen früh ausgeschie- Marsh (2006) das Modell der Erstarrungsfronten (solidi- dene Leucitkristalle von geringerer Dichte als schwim- fication fronts) heranziehen. Danach schreitet die Kris- mender Kristallbrei in der etwas dichteren Restschmelze tallisation eines Magmas von den Rändern der auf. Auch die großen Anorthosit-Massive der Erde wer- Magmenkammer nach innen hin fort, wobei sich die Rest- den heute als Flotationskumulate von riesigen Mengen schmelze in Richtung auf SiO2- und H2O-reichere Zusam- basaltischer Schmelzen interpretiert. Da der Kristallisa- mensetzungen entwickeln kann. tionszeitraum eines Magmas bei langsamer Abkühlung Ein interessantes Fallbeispiel ist der Lavasee Makaopuhi recht groß ist, kann ein derartiger gravitativer Sonde- auf Hawaii (Wright und Okamura 1977). Dieser entstand rungsprozess zwischen Kristallkumulat und Rest- 1965 durch Einströmen eines Basalt-Magmas, in dem zahl- schmelze sich mehrfach wiederholen, wenn die Kristalle reiche große Olivinkristalle suspendiert waren. Innerhalb immer wieder von der Restschmelze getrennt werden von Tagen und Wochen bildeten sich an der Oberfläche oder die Zufuhr frischer Magmenschübe den Vorgang und am Boden des Sees Erstarrungskrusten, die als Er- erneut anstößt (Abb. 15.4). starrungsfronten langsam nach innen wanderten. Konti- Kumulatgefüge treten vorwiegend innerhalb von ba- nuierlich durchgeführte Bohrungen durch den erstarren- saltischen Lagergängen oder in Layered Intrusions auf den Lavasee zeigten, dass die Olivin-Kristalle teils in der (s. Abschn. 13.3.3, S. 236f). Die größte von ihnen ist der oberen Erstarrungskruste eingeschlossen, größtenteils Bushveld-Komplex, ein Lopolith mit Ausmaßen von aber abgesaigert waren und ein dickes Kumulat am Boden 450 × 350 km, einem Oberflächenanschnitt von 66 000 km2 des Sees bildeten. Der Rest der Lava kristallisierte dagegen und einer Dicke von 9 km. Er zeigt einen vielfältigen zu einem homogenen, undifferenzierten Basalt. Ein SiO2- Lagenwechsel aus Peridotit, Pyroxenit, Gabbro, Norit und reiches Differentiationsprodukt hatte sich in diesem Fall Anorthosit (Abb. 15.6). Im tieferen Teil des Körpers tre- nicht gebildet. ten 15 Bänder aus Chromit mit Mächtigkeiten bis zu1mIn höher differenzierten, SiO2-reicheren Magmen auf (Abb. 19.5, S. 301), darüber 25 Bänder aus Magnetit. wird die Viskosität so hoch und damit die Sink- oder Im oberen Teil des ausgedehnten Körpers befinden sich Steiggeschwindigkeit von früh ausgeschiedenen Kris- verschiedene leukokrate Differentiate bis hin zur Granit- tallen so gering, dass eine Kristallisationsdifferentiation Zusammensetzung. auf konventionellem Weg nicht mehr möglich ist. Von Nach Gleichung [15.1] können Kristalle in der Schmel- Sparks et al. (1984) und Baker u. McBirney (1985) wurde ze nur dann effektiv absaigern oder aufschwimmen, wenn daher das Modell einer konvektiven Fraktionierung ent- sie eine bestimmte Mindestgröße erreicht haben, wobei wickelt. Danach kristallisieren an den Seitenwänden ei- es sich in vielen Fällen um Antekristen handeln dürfte. ner Magmenkammer Minerale aus, wodurch eine hoch- Das Fehlen solcher Kristalle ist wohl die Ursache dafür, differenzierte Schmelze entsteht, die wegen ihrer gerin- dass man in vielen Lagergängen, aber auch in großen Lak- gen Dichte an den Innenwänden konvektiv nach oben kolithen jegliche Hinweise auf eine gravitative Differen- steigt., 15.5 · Assimilation 253 15.4.2 Während bei gewöhnlichen Silikatmagmen eine liquide Entmischung im schmelzflüssigen Zustand Entmischung nicht stattfindet, ist die gegenseitige Löslich- (liquide Entmischung) keit von Silikat- mit Sulfid- und Oxidschmelzen nur sehr begrenzt. Ihre Entmischung vollzieht sich bereits in einem Die Entmischung von Silikatschmelzen im flüssigen Zu- sehr frühen Stadium bei beginnender Abkühlung des stand wurde um 1900 als bedeutender Prozess bei der Stamm-Magmas, wobei sich die aussondernde Sulfid- magmatischen Entwicklung angesehen und diente zur schmelze wegen ihrer größeren Dichte tropfen- und schlie- Erklärung von bimodalen Magmatit-Assoziationen wie renförmig am Boden der silikatischen Hauptschmelze an- Basalt – Rhyolith oder von dunklen und hellen Gangge- sammelt. Es kommt dabei zur Bildung bedeutender sulfidi- steinen. Heute wissen wir durch experimentelle Unter- scher Erzlagerstätten (Abschn. 19.3, S. 302ff). Klare Hinweise suchungen, dass liquide Entmischungen in Silikatschmel- für liquide Entmischung gibt es auch in Apatit-Magnetit- zen sich auf extreme Zusammensetzungen beschränken, Lagerstätten, die an Diorite gebunden sind. Philpotts (1967) z. B. auf ultrabasische Schmelzen, die ungewöhnlich reich konnte zeigen, dass schon bei hohen Temperaturen Phos- an K und Fe sind oder hohe CO2-Gehalte aufweisen. Die phat-reiche, Eisenoxid-reiche und dioritische Schmelzen meisten Petrologen sind sich daher einig, dass liquide miteinander im Gleichgewicht gestanden haben. Schließ- Entmischung kein wichtiger Prozess für die Differentia- lich gibt es experimentelle Ergebnisse (z. B. Lee und Wyllie tion eines silikatischen Stamm-Magmas ist. 1997) und Geländebefunde, die zeigen, dass Karbonat- und Eine interessante Ausnahme stellt wohl die groß- Silikat-Magmen nur sehr begrenzt miteinander mischbar räumige Differentiation des Intrusivkörpers von Sud- sind. So könnten Nephelinit-Karbonatit-Assoziationen in bury, Ontario (Kanada; Abschn. 19.3.1, S. 302f) dar, Ignimbriten im ostafrikanischen Grabensystem auf liqui- der aus drei mächtigen magmatischen Schichten besteht: de Entmischung zurückzuführen sein (Le Bas 1977). Ein einer ca. 850 m mächtigen Norit-Lage im Liegenden, überzeugendes Beispiel ist das gemeinsame Auftreten von einer ca. 400 m mächtigen Übergangszone aus Quarz- Trachytglas und Karbonatit-Asche in einem Ignimbrit von gabbro und einer ca. 1 800 m mächtigen Lage von Grano- Kenya (Macdonald et al. 1993). phyr (Mikrogranit) im Hangenden. Der Sudbury- Komplex verdankt seine Entstehung einem gigantischen 15.5 15.5 Meteoriteneinschlag, durch den innerhalb von ca. Assimilation 2 Minuten die kontinentale Erdkruste und Teile des obersten Erdmantels in einem Bereich von 90 km ∅ und Bei seiner Platznahme befindet sich ein Magma meist im 30 km Tiefe aufschmolzen. Dabei entstand eine über- Ungleichgewicht mit dem Nebengestein bzw. mit einigen hitzte Impaktschmelze mit einem Volumen von rund der Nebengesteinsminerale. Dadurch setzt ein komplexer 30 000 km3 und einer Temperatur von ca. 1 700 °C. Nach Reaktionsmechanismus ein, bei dem Nebengestein partiell Zieg und Marsh (2005) stellte sie eine Emulsion dar, aufgeschmolzen werden kann; einzelne Nebengesteins- in der die unterschiedlichsten Anteile des aufgeschmol- minerale werden mit der Schmelze unter Bildung neuer zenen Untergrundes in Form von hochviskosen Tropfen Minerale reagieren, andere unverändert bleiben. Durch die- und Klumpen nebeneinander vorlagen, quasi eine ge- sen Vorgang der Assimilation kann ein Stamm-Magma oder schmolzene Breccie. Ab einem Radius von > ca. 6 mm Teile davon chemisch verändert werden (Kontamination). erfolgte die physikalische Dichtetrennung der unter- In diesem Zusammenhang erinnern wir uns an den Pro- schiedlichen Tropfen rascher als die chemische Homo- zess des „Magmatic Stoping“ bei der Platznahme von Mag- genisierung durch Diffusion, so dass die dunklen men, durch den das Nebengestein mechanisch und che- Schmelzanteile absaigerten, die hellen aufstiegen, ein Vor- misch in einzelne Schollen zerlegt wird (Abschn. 13.3.2, gang, der von Zieg und Marsh (2005) als viscous emulsion S. 235f, Abb. 13.7). Hinweise auf Assimilationsprozesse lie- differentiation bezeichnet wird. Innerhalb einiger Jahre fern am ehesten Gesteine, die reich an „unverdauten“ waren zwei Magmaschichten entstanden, in denen sich Nebengesteinsschollen sind, oder die Schlieren enthalten, getrennte Konvektionszellen bildeten, durch die es zur bei denen der Unterschied zwischen umgebendem Plutonit raschen Homogenisierung der beiden Magmaschichten und aufgenommenem Nebengestein verschwimmt. Man kam. Noch verbliebene feste Gesteinsanteile wurden im sagt, ein solches Magma wirke unausgereift. Grenzbereich zwischen beiden Schichten, der Über- Assimilationsprozesse finden ihre Begrenzung in ih- gangszone, angereichert. Durch konduktiven Wärme- rem hohen Energiebedarf. Die meisten Magmen enthal- transport kühlten sich die Magmaschichten in einem ten bereits ausgeschiedene Kristalle, sind also nicht über Zeitraum von 10 000 bis 100 000 Jahren ab, wobei die ihre Liquidustemperatur überhitzt. Sie werden daher Erstarrungsfronten von oben und unten her nach innen nicht sehr große Nebengesteinsvolumina assimilieren hin vordrangen. Dadurch kristallisierte die obere Schicht können. Selbstverständlich können nur diejenigen zu Granophyr, die untere zu Norit aus. Fremdgesteine partiell aufgeschmolzen werden, deren, 254 15 · Bildung und Weiterentwicklung von Magmen Liquidustemperatur unter der des intrudierenden Mag- Baker BH, McBirney AR (1985) Liquid fractionation. Part III: mas liegt. Es gilt die Umkehrung des Bowen’schen Geochemistry of zoned magmas and the compositional effects Reaktionsprinzips (Abschn. 16.3, S. 273ff). Sehr wider- of liquid fractionation. J Volcanol Geotherm Res 24:55–81 Chapman DS (1986) Thermal gradients in the continental crust. In standsfähig gegen Assimilation sind monomineralische Dawson JB, Carswell DA, Hall J, Wedepohl KH (eds) The nature of Gesteine wie Quarzit. the lower continental crust. Geol Soc Spec Publ 24:23–34, London Trotz dieser Einschränkungen werden für die chemi- Eaton JP, Murata KT (1960) How volcanoes grow. Science 132:925–938 schen Charakteristika von magmatischen Serien häufig Hibbard MJ (1981) The magma mixing origin of mantled feldspar. Assimilationsvorgänge in Kombination mit fraktionierter Contrib Mineral Petrol 76:158–170 Larsen ES, Irving J, Gonjer FA, Larsen ES 3rd (1938) Petrologic results Kristallisation verantwortlich gemacht. Solche AFC- of a study of the minerals from the Tertiary volcanic rocks of the Prozesse (AFC = Assimilation + Fractional Crystallisation) San Juan region, Colorado. 7. The plagioclase feldspars. Am Mi- lassen sich oft gar nicht petrographisch nachweisen, son- neral 23:227–257 dern nur indirekt aus der Geochemie erschließen. So kön- Le Bas MH (1977) Carbonate-nephelinite volcanism: An African nen z. B. Rb-Sr- und Sm-Nd-Isotopenanalysen darauf hin- case history. Wiley, New York weisen, dass eine basaltische Schmelze aus dem Erdmantel Lee WJ, Wyllie PJ (1997) Liquid immiscibility between nepheliniteand carbonatite from 1.0 to 2.5 Gpa compared with mantle melt eine „krustale Komponente“ aufgenommen hat, was nur compositions. Contrib Mineral Petrol 127:1–16 durch Assimilation von Krustengesteinen möglich ist. Ein Macdonald GA, Katsura T (1964) Chemical composition of Hawaiian klassisches und gut untersuchtes Beispiel für die Wirksam- lavas. J Petrol 5:82–133 keit von AFC-Prozessen auf die Magmenentwicklung ist der Macdonald R, Kjarsgaard BA, Skilling IP, Davies GR, Hamilton DL, Somma-Vesuv-Vulkankomplex. Die Ergebnisse von geoche- Black S (1993) Liquid immiscibility between trachyte and carbonate in ash flow tuffs from Kenya. Contrib Mineral Petrol mischen und isotopengeochemischen Analysen von Piochi 114:276–287 et al. (2006) machen wahrscheinlich, dass die Assimilation Murata KJ, Richter DH (1966) The settling of olivine in Kilauea mag- von Karbonatgesteinen eine wichtige Rolle bei der Bildung ma as shown by lavas of the 1959 eruption. Am J Sci 264:34–57 der stark unterkieselten, kalireichen Magmen gespielt hat, Pearce JA, Harris NBW, Tindle AG (1984) Trace element discrimi- wie das bereits von Rittmann (1933) vermutet worden war. nation diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. J Petrol 25:956–983 Philpotts AR (1967) Origin of certain iron-titanium oxide and

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Experimentelle Modellsysteme

16.1 Zum Verständnis der Regeln, die bei der Kristallisation von Mineralen (Mineral-

Die Gibbs’sche paragenesen und Gesteinen) aus Silikatschmelzen herrschen, haben experimen- Phasenregel telle Untersuchungen unschätzbare Beiträge geliefert. Solche Experimente wur-

den seit Beginn des 20. Jahrhunderts im Geophysical Laboratory der Carnegie 16.2 Institution in Washington, D.C. (USA), später auch an anderen Instituten durchge-

Experimente führt, und zwar zunächst an sehr einfachen Silikatsystemen unter trockenen Be-

in Zweistoff- und dingungen und bei 1 bar Druck. Später erfolgten solche Untersuchungen an zu-

Dreistoffsystemen nehmend komplizierteren Systemen oder natürlichen Gesteinen (s. Abschn. 14.3.2,

S. 241f ) und bei viel höheren Drücken unter Anwesenheit leichtflüchtiger Kom- 16.3 ponenten, besonders H2O. Damit konnten auch die komplexeren, (OH)-haltigen

Das Reaktionsprinzip gesteinsbildenden Minerale erfasst und dadurch die experimentellen Bedingun-

von Bowen gen den natürlichen Verhältnissen schrittweise angenähert werden. Selbstver- ständlich sind die experimentell gewonnenen petrologischen Modelle im Ein- 16.4 zelfall nur mit kritischen Einschränkungen anwendbar, wobei wir grundsätzlich

Das Basalt-Tetraeder von zwischen zwei Grenzfällen unterscheiden müssen, der Gleichgewichtskristalli- Yoder und Tilley (1962) sation und der fraktionierten Kristallisation. Die Kristallisation eines Magmas in

der Natur ist ein sehr komplexer Prozess, der noch dazu in viel größeren zeitli- 16.5 chen und räumlichen Dimensionen abläuft als im Experiment. Trotzdem konn-

Gleichgewichtsschmelzen ten durch die experimentelle Petrologie Erkenntnisse von prinzipieller Bedeu-

und fraktioniertes tung für das Verständnis der Bildung und Differentiation von Magmen gewon-

Schmelzen nen werden.

, 256 16 · Experimentelle Modellsysteme 16.1 16.1

Die Gibbs’sche Phasenregel

Wie wir gesehen haben, entstehen magmatische Gesteine durch Kristallisation von Mineralen aus magmatischen Schmelzen oder (seltener) durch glasige Erstarrung von Magmen, wobei leichtflüchtige Komponenten in Form von Gasen freigesetzt werden. Aus dem homogenen Mehrstoff- system Schmelze wird beim Kristallisationsvorgang ein he- terogenes Mehrstoffsystem, bestehend aus Kristallen einer oder mehrerer Art(en) + Schmelze ± Gas. Das kristallisie- rende Magma besteht also aus unterschiedlichen Phasen. Wir definieren als Phasen (Ph) eines heterogenen Abb. 16.1. Einstoff-System H2O (s. Text) Mehrstoffsystems alle Teile dieses Systems, die sich physikalisch unterscheiden lassen, z. B. unter dem C = 1. Es treten insgesamt drei Phasen auf, nämlich Eis I, Mikroskop, dem Elektronenmikroskop, durch Rönt- flüssiges Wasser und Wasserdampf. Diese stehen am genbeugung, durch ihre Dichte und ihre magneti- Punkt I, einem sog. Tripelpunkt, miteinander im Gleich- schen Eigenschaften. Phasen können sein: unter- gewicht, d. h. es gilt Ph = 3. Somit ist die Zahl der Frei- schiedliche Kristallarten, Schmelze oder auch meh- heitsgrade F = 1 – 3 + 2 = 0: man kann also weder P rere, nicht miteinander mischbare Schmelzen sowie noch T verändern, ohne das Gleichgewicht des Systems, ein fluide oder eine Gasphase. d. h. die Koexistenz von Eis I, Wasser und Wasserdampf aufzuheben: Der Tripelpunkt I ist ein invarianter Punkt. Als Komponenten (C) eines Systems bezeichnen wir An der Schmelzkurve A–I koexistieren Eis I und flüssi- die geringste Zahl der unabhängigen chemischen ges Wasser; es gilt F = 1 – 2 + 2 = 1. Das bedeutet, die Zahl Bestandteile, die notwendig sind, um die am System der Freiheitsgrade ist gleich 1; es kann entweder P oder T beteiligten Phasen aufzubauen. frei verändert werden, ohne das Gleichgewicht, nämlich die Koexistenz von Eis I und Wasser, zu verändern. Man kann Die Zahl der Komponenten ist in den meisten Fällen entweder P oder T frei wählen, während jeweils der andere nicht gleich der Zahl der vorhandenen chemischen Ele- Parameter dadurch festgelegt ist: Kurve I–A ist eine uni- mente, sondern meist kleiner als diese, weil die Element- variante Gleichgewichtskurve. Die gleiche Aussage gilt für verhältnisse häufig durch die Stöchiometrie festgelegt die Sublimationskurve I–B und die Siedekurve I–C, an de- werden, z. B. SiO2 anstelle von Si und O oder NaAlSi3O8 nen Wasserdampf mit Eis I bzw. mit Wasser koexistiert. Die anstelle von Na2O, Al2O3 und SiO2 bzw. Na, Al, Si, O. Eine Siedekurve endet am kritischen Punkt C bei PC = 218 bar wichtige Ausnahme sind Mehrstoffsysteme mit ged. Me- und TC = 371 °C, an dem Wasser und Wasserdampf aufhö- tallen, z. B. den Platinmetallen; denn die Metall-Legie- ren, eigene Phasen zu sein, und bei dem Wasserdampf nicht rungen sind nicht stöchiometrisch zusammengesetzt. mehr durch Druckerhöhung verflüssigt werden kann; man spricht jetzt von einer fluiden Phase. Die Freiheitsgrade (F) eines Systems sind gegeben Ausgehend vom Stabilitätsfeld von Eis I kreuzt man durch die Zahl der Zustandsvariablen, die den Zu- bei isobarer Temperaturerhöhung (z. B. bei Atmosphä- stand eines Systems verändern können. Hier sind in rendruck PA = 1 bar) nacheinander bei Tm die Schmelz- erster Linie Druck (P), Temperatur (T) und Konzen- kurve und bei Tb die Siedekurve und kommt so in die trationsvariable (X) zu nennen, während elektrische, Stabilitätsfelder von Wasser und Wasserdampf. In die- magnetische, Kapillar- oder Gravitationskräfte so- sen 3 Feldern ist jeweils nur 1 Phase stabil; es gilt somit wie die Oberflächenspannung im Allgemeinen au- F = 1 – 1 + 2 = 2, d. h. man kann jetzt P und T frei wäh- ßer Acht gelassen werden. len ohne das System zu verändern, es sei denn man stößt an eine univariante Gleichgewichtskurve. Die Stabilitäts- Es gilt die von William Gibbs (1874) entwickelte Pha- felder dieser drei Phasen sind also divariant. senregel In diesem Zusammenhang sei auf das anomale Verhalten von Was- ser hingewiesen: Beim H2O hat die Schmelzkurve A-I eine negative F = C – Ph + 2 [16.1] Steigung, d. h. mit Druckerhöhung erniedrigt sich die Schmelz- temperatur, wie man beim Schlittschuh- oder Skilaufen praktisch die wir anhand eines P-T-Diagramms für das Einstoff- ausprobieren kann. Bei gleichen P-T-Bedingungen hat Eis I eine ge- ringere Dichte als flüssiges Wasser, so dass Eisberge auf dem Wasser System H2O erläutern wollen (Abb. 16.1). Hier ist die Zahl schwimmen können. Wasser dehnt sich beim Gefrieren aus; es der unabhängigen Komponenten, in diesem Fall H2O, kommt zur Frostsprengung (Abschn. 21.1)., 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 257 16.2 Bei einem Druck von P = 1 bar ist der Schmelzpunkt 16.2

Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen von Diopsid 1 391 °C, der von Anorthit 1 553 °C. Durch

Zumischung der jeweils anderen Komponente werden die Wie wir am Beispiel der SiO2-Minerale (Abb. 9.43, S. 157) Schmelz- bzw. Kristallisationspunkte erniedrigt, und gezeigt haben, lassen sich in einem Einkomponenten- zwar bei kleinen Beimengungen proportional zu den System die Stabilitätsfelder der einzelnen Phasen, die uni- zugesetzten Molen (Raoult-Van t’Hoff ’sches Gesetz). Es varianten Gleichgewichtskurven und die invarianten entstehen zwei leicht gekrümmte Liquiduskurven, die Punkte in einem P-T-Diagramm darstellen. In einem sich bei einer niedrigst schmelzenden Zusammensetzung Zweikomponenten-System (Zweistoffsystem) ist das mit einem Mengenverhältnis von 58 Gew.-% Di und 42 nicht mehr möglich, weil jetzt drei Veränderliche vorlie- Gew.-% An treffen, dem eutektischen Punkt E bei 1 274 °C gen, nämlich Druck, Temperatur und die Konzentrati- (grch. ευ = gut, τηκτóς = geschmolzen). An ihm koexis- on X der beiden Komponenten: Es kommt also noch eine tieren Kristalle von Diopsid und Anorthit mit einer Konzentrationsvariable hinzu. Eine Darstellung wäre Schmelze eutektischer Zusammensetzung: Es handelt sich daher nur in einem räumlichen Diagramm möglich, es sei um einen isobar invarianten Punkt. denn, man hält eine Veränderliche, z.B. den Druck kon- Demgegenüber treten an den beiden Liquiduskurven stant: Man erhält ein isobares T-X-Diagramm. Die Kennt- Anorthit oder Diopsid jeweils im Gleichgewicht mit nis einfacher binärer Silikatsysteme ist eine wichtige Vor- Schmelzen unterschiedlicher Zusammensetzung auf; die aussetzung, um komplexere Drei- oder Mehrkomponen- Liquiduskurven sind also univariant, d. h. man kann – ten-Systeme zu verstehen, in denen man z. B. das Kristal- bei konstantem Druck – entweder nur die Temperatur lisationsverhalten von Basalt-Magmen modellieren kann. oder nur die Zusammensetzung der Schmelze variieren, ohne das Gleichgewicht des Systems zu stören. Das Ein- phasenfeld der Schmelze oberhalb der beiden Liquidus- 16.2.1 kurven ist divariant. Unterhalb der waagerechten Sol- Experimente zur Kristallisationsabfolge iduskurve koexistieren Kristalle von reinem Diopsid und basaltischer Magmen reinem Anorthit miteinander. Aus dem Diagramm lässt sich entnehmen, dass die Zweistoffsystem Diopsid–Anorthit Ausscheidungsfolge der beiden Kristallarten nicht von der Höhe ihrer Schmelzpunkte abhängt, sondern ganz Das System Diopsid–Anorthit, das von Bowen (1915, 1928) wesentlich von der Ausgangszusammensetzung der experimentell bearbeitet wurde, kann in erster Annähe- Schmelze, d. h. von derem normativen Di/An-Verhältnis. rung bereits als Modell für die Kristallisation basaltischer Kühlen wir eine Schmelze mit der Ausgangszusammen- Magmen aufgefasst werden. Es handelt sich um ein ein- setzung X (= Di85An15) ab, so erreichen wir bei einer Tem- faches eutektisches System, d. h. die beiden Komponen- peratur von ca. 1 350 °C (Punkt X1) die Liquiduskurve ten Di (CaMgSi2O6) und An (CaAl2Si2O8) bilden weder und Diopsid kristallisiert. Bei weiterer Temperatur- Mischkristalle noch Verbindungen miteinander (Abb. 16.2). erniedrigung längs X1E scheidet sich nun Diopsid im Gleichgewicht mit der Schmelze aus, wobei seine Menge kontinuierlich zunimmt. Das führt zu einer relativen Anreicherung der An-Komponente in der Schmelze. So- bald bei TE = 1 274 °C der eutektische Punkt E erreicht ist, kristallisieren bei konstanter Temperatur Diopsid und Anorthit im Mengenverhältnis 58 : 42 gleichzeitig aus, bis die Schmelze aufgebraucht ist. Der Gesamtmodalbestand dieses basaltischen Gesteins entspricht selbstverständlich der Ausgangszusammensetzung der Schmelze Di85An15. Das einfache Zweistoffsystem Di-An hilft uns also zu ver- stehen, wie ein Basalt mit Einsprenglingen von Klinopy- roxen in einer kristallinen Grundmasse aus Klinopyro- xen und Plagioklas entstanden sein kann. Wählen wir eine 2. Ausgangszusammensetzung der Schmelze Y (Di40An60), so kristallisiert bei Temperatur- erniedrigung auf ca. 1 380 °C (Y1) zuerst reiner Anorthit im Gleichgewicht mit der Schmelze aus. Durch konti- Abb. 16.2. Das binäre eutektische System Diopsid (CaMgSi O )– nuierliche Zunahme von Anorthit entlang Y1E wird das2 6 Anorthit (CaAl Si O ) bei P = 1 bar (nach Bowen 1915, 1928) und Di/An-Verhältnis der Schmelze immer größer, bis bei228das System Di–An–H2O bei PH2O = 10 kbar (nach Yoder 1965) 1 274 °C der eutektische Punkt E erreicht ist und jetzt, 258 16 · Experimentelle Modellsysteme Diopsid- und Anorthit gemeinsam kristallisieren. Auf zugeführt; sie ist daher ebenfalls positiv. Daraus ergibt sich, diese Weise lässt sich die Bildung eines Basalts mit Ein- dass dT / dP stets ein positives Vorzeichen haben muss: die sprenglingen von Plagioklas in einer kristallinen Grund- Schmelztemperatur nimmt mit dem Druck zu. masse aus Klinopyroxen und Plagioklas im eutektischen Mengenverhältnis erkären. Durch diesen experimentellen Befund lässt sich das Auftreten von zwei unterschiedlichen Einsprenglingsgenerationen, wie sie oft in Vulkaniten beobachtet werden, erklären (Abb. 16.3): Eine Schmel- Wir halten fest: Es scheidet sich zuerst diejenige ze z. B. der Zusammensetzung Di55An45 kühlt sich in einer Mag- Kristallart aus, die in der Schmelze als Komponente menkammer unter hohem Druck ab (1 → 2), wodurch sich Ein- im Überschuss relativ zur eutektischen Zusammen- sprenglinge von Diopsid ausscheiden (Punkt 2). Bei raschem Auf- setzung vorhanden ist. stieg in eine oberflächennahe Magmenkammer sinkt der Druck, während die Temperatur sich zunächst kaum erniedrigt. Dadurch wird entlang der Linie 2 → 2' die Liquidusfläche durchstoßen; die Bei Erhöhung des Gesamtdrucks im wasserfreien ausgeschiedenen Diopsid-Kristalle stehen jetzt im Ungleichgewicht System steigen die Schmelztemperaturen von Diopsid mit der Schmelze und werden teilweise resorbiert. Punkt 2' befin- um ca. 12 °C/kbar (Boettcher et al. 1982), die von Anor- det sich rechts vom Eutektium, d. h. bei weiterer Abkühlung auf 3' thit dagegen nur um ca. 2 °C/kbar an (Goldsmith 1980); scheiden sich nunmehr Einsprenglinge von Anorthit aus. Auch ein auch die eutektische Temperatur erhöht sich entspre- vollständig kristallines Gestein kann bei Druckentlastung, z. B.entlang der Linie 3 → 3' wieder aufschmelzen. chend und die Lage des Eutektikums verschiebt sich et- was in Richtung der An-Komponente, wie das aus dem Anders liegen die Verhältnisse bei erhöhtem Wasser- Blockdiagramm (Abb. 16.3) zu entnehmen ist. Es gilt die dampfdruck im System Diopsid–Anorthit–H2O. Im Ge- Clausius-Clapeyron’sche Gleichung für die Schmelz- gensatz zum wasserfreien System kann jetzt bei der Kris- punkterhöhung mit dem Druck: tallisation der Schmelze zusätzlich eine Gasphase mit einem Molvolumen Vg auftreten. In diesem Falle wäre V < (V + V ) und die Clausius-Clapeyron’sche Glei- [16.2a] lsgchung erhielte folgende Form: Dabei ist: [16.2b] Vs = Molvolumen der festen Phase Vl = Molvolumen der Schmelze LP = molare Schmelzwärme (bei konstantem Hier werden der Zähler und somit auch dT / dP nega- Druck) tiv: Mit Erhöhung des Wasserdampfdrucks erniedrigen Lp / T = ∆S = Entropiedifferenz des Schmelzvor- sich daher die Schmelzpunkte von Diopsid und Anor- gangs thit und die eutektische Temperatur. Bei PH O = 5 kbar2 ist TE ca. 1 100 °C, bei 10 kbar ca. 1 020 °C (Abb. 16.2). Da Mit Ausnahme von Wasser (s. oben) gilt stets Vl > Vs, was der Schmelzpunkt von Anorthit viel stärker sinkt als der bedeutet, dass der Zähler in der Gleichung positiv ist. Die von Diopsid, verschiebt sich das Eutektium stark nach Schmelzwärme wird verbraucht, d. h. sie wird dem System der Anorthit-Seite hin (Yoder 1965). In komplexen geologischen Systemen, z. B. bei der Kristallisation von Magmen, sind neben P und T häufig auch noch die Partial- drücke oder – bei nichtidealen Gasen – die Fugazitäten der leicht- flüchtigen Komponenten H2O, CO2, HF, O2 u. a. als Zustandsvariable zu berücksichtigen. Die Zahl der möglichen Freiheitsgrade würde sich dann entsprechend erhöhen.

Zweistoffsystem Albit–Anorthit

Basalte enthalten als Feldspat niemals reinen Anorthit, sondern einen An-reichen Plagioklas. Deswegen ist das Zweistoffsystem Anorthit–Albit für die Differentiation basaltischer Magmen von großem Interesse. Im Gegen- satz zum System Diopsid–Anorthit besteht zwischen den beiden Komponenten CaAl2Si2O8 (An) und NaAlSi3O8 (Ab) bei hohen Temperaturen eine lückenlose Misch- Abb. 16.3. H O-freies Zweistoffsystem Diopsid–Anorthit bei erhöh- kristallreihe Plagss (ss steht für engl. solid solution). Das2 ten Drücken bis 3 kbar (= 0,3 GPa). Erläuterung im Text. (Mod. nach Schmelzdiagramm zeigt daher eine konvexe Liquidus- Correns 1968) kurve und eine konkave Soliduskurve, die sich kontinu-, 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 259 Voraussetzung für die Gleichgewichtseinstellung in diesem System ist, dass die Plagioklas-Mischkristalle in der Schmelze verbleiben und sich dadurch jeweils der temperaturbedingten Schmelzzusammensetzung durch Reaktion anpassen können. Gleichsinnig zur kontinuier- lichen Änderung der Schmelzzusammensetzung A → C läuft mit kontinuierlich fallender Temperatur eine ebenso kontinuierliche Änderung der Mischkristallzusammen- setzung A' → C'. Entfernt man dagegen die gebildeten Plagioklase ständig aus der Schmelze, so wäre diese am Punkt C bei 1 285 °C nicht aufgebraucht. Sie würde bei weiterer Abkühlung immer Na-reicher werden und streb- te am Ende einer Albit-Zusammensetzung zu. Das ist ein Modell für fraktionierte Kristallisation, wie sie bei der magmatischen Differentiation eine wichtige Rolle spielt. Wenn früh ausgeschiedene, An-reiche Plagioklase gra- vitativ aus einem Basalt- bzw. Gabbro-Magma entfernt werden, wird dieses relativ Ab-reicher und kann in Rich- Abb. 16.4. Zweistoffsystem Albit (NaAlSi tung → Andesit/Diorit oder → Dacit/Granodiorit diffe-3O8)–Anorthit (CaAl2Si2O8) mit Mischkristall-Bildung bei P = 1 bar. (Nach Bowen 1913, 1928) renzieren. Bei der Änderung der Plagioklas-Zusammensetzung ierlich vom Schmelzpunkt des reinen Anorthits entlang findet in den großen Lücken der Plagioklas-Struktur ein ABC bzw. A'B'C' bis hinunter zum Schmelzpunkt des rei- CaNa-Austausch statt; zugleich muss aber auch im nen Albits entwickeln: die sog. „Zigarre“ (Abb. 16.4). Bei [(Si,Al)O4]-Tetraeder-Gerüst Al durch Si ersetzt werden. einem Druck von P = 1 bar schmilzt Anorthit bei 1 553 °C, Diese intrakristalline Diffusion ist kinetisch sehr ge- Albit bei 1 118 °C (Bowen 1913, 1928). hemmt, so dass – besonders bei schneller Abkühlung – Bei Abkühlung einer Schmelze X der Zusammenset- wegen zu geringer Diffusionsgeschwindigkeit ein Kern zung An50Ab50 kristallisiert bei 1 450 °C (A) ein Plagio- des zuerst gebildeten Plagioklases erhalten bleibt, der von klas A' aus, dessen Zusammensetzung man an der Soli- einem Ab-reicheren Saum umgeben und zugleich vor ei- duskurve ablesen kann: Mit ca. An80Ab20 ist er viel An- ner weiteren Reaktion abgeschirmt wird. Auf diese Weise reicher als die Schmelze. Bei weiterer Abkühlung entwi- verschiebt sich die Pauschalzusammensetzung des ver- ckelt sich die Zusammensetzung der Schmelze entlang der bleibenden Systems in Richtung Albit, in gleicher Weise Liquiduskurve und wird Ab-reicher; sie befindet sich nicht wie bei der gravitativen Abtrennung An-reicher Plagio- mehr im Gleichgewicht mit dem früh ausgeschiedenen klase. In der Tat zeigen natürliche Plagioklase, insbesonde- Plagioklas; dieser wird daher instabil und reagiert mit re in Andesiten und Daciten häufig Zonarbau (Abb. 16.5), der Schmelze unter Bildung eines Ab-reicheren Plagss B', wobei sich meist mehrere Zonen mit immer geringeren der mit der Schmelze B koexistiert. Mit der weiteren Ab- An-Gehalten unterscheiden lassen (normaler Zonarbau). kühlung und unter laufender Einstellung des thermody- In anderen Fällen beobachtet man bei genereller Abnah- namischen Gleichgewichts ändern sowohl die Schmelze me des An-Gehalts einen Wechsel zwischen An- und Ab- als auch der sich ausscheidende Plagioklas kontinuier- reicheren Zonen (alternierender oder oszillierender Zo- lich ihre Zusammensetzung, die Schmelze längs der narbau). Ganz generell spricht der Zonarbau von Plagio- Liquiduskurve ABC und die Mischkristalle längs der klas und anderen Mineralen für eine unvollkommene Ein- Soliduskurve A'B'C'. Dementsprechend wächst der stellung des Gleichgewichts während der Kristallisation, Mengenanteil von Plagioklaskristallen in der Schmelze. insbesondere durch Unterkühlung, aber auch durch Varia- Die Ausscheidung von Plagioklas ist beendet, wenn bei tionen im Druck, H2O-Druck oder der Magmenzusam- einer Temperatur von 1 285 °C der Mischkristall C' die mensetzung (Smith und Brown 1988, S. 471 ff). ursprüngliche Schmelzzusammensetzung X An50Ab50 Aus Abb. 16.4 kann man ablesen, dass auch der Beginn erreicht hat. Der letzte Tropfen Schmelze ist sehr Ab-reich, einer isobaren Aufschmelzung eines Plagioklases von sei- nämlich etwa An15Ab85. ner chemischen Zusammensetzung abhängt: Ab-reiche- Die eingezeichneten Konoden (Verbindungslinien) re Plagioklase beginnen bei niedrigeren Temperaturen A–A', B–B', C–C' z. B. geben Schmelzzusammensetzungen aufzuschmelzen als An-reichere Plagioklase, jedoch stets an, die bei einer bestimmten Temperatur mit einem ganz innerhalb des Temperaturintervalls der Schmelzpunkte bestimmten Plagss im Gleichgewicht stehen. Dabei ist der der reinen Komponenten Albit und Anorthit. Mischkristall immer An-reicher als die mit ihm im Wie man der Clausius-Clapeyron’schen Gleichung Gleichgewicht befindliche Schmelze. (16.2b) entnehmen kann, sinken bei erhöhtem Wasser-, 260 16 · Experimentelle Modellsysteme Abb. 16.5. Plagioklas-Einsprengling (längs- ter Durchmesser ca. 2 mm) mit alternierendem Zonarbau in der Dacit-Lava von 1915, Lassen Peak, Kalifornien. +Nic. (Mikro- foto M. Okrusch) dampfdruck im System Ab–An–H2O die Schmelzpunkte von Anorthit und Albit, z. B. bei PH O = 5 kbar auf 1 234 °C2 bzw. 748 °C (Yoder 1968); ebenso verlagert sich natürlich die Solidus- und Liquiduskurve zu niedrigeren Tempera- turen hin, wobei die „Zigarre“ ihre Form verändert. Dem- entsprechend erniedrigt sich auch der Kristallisations- bzw. Schmelzbeginn eines Plagioklases bei zunehmendem H2O-Druck. Dreistoffsystem Diopsid–Anorthit–Albit Das System Diopsid–Anorthit–Albit (Abb. 16.6–16.8) kann als ein vereinfachtes, an SiO2 gesättigtes, Fe-freies Basalt- system angesehen werden (Bowen 1915, 1928; Kushiro 1973). Von den flankierenden Zweistoffsystemen sind uns zwei bereits bekannt, nämlich das System Ab–An mit lücken- loser Mischkristallbildung (Abb. 16.4) und das System Di–An mit Eutektikum E1 bei 1 274 °C (Abb. 16.2). Auch das Zweistoffsystem Di–Ab kann in erster Näherung als bi- när angesehen werden mit einem Eutektikum E2 bei 1 085 °C nahe der Ab-Seite (Abb. 16.6, 16.7). Dabei vernachlässigen wir, dass Diopsid in begrenztem Umfang die Abb. 16.6. Blockdiagramm des Dreistoffsystems Diopsid–Albit– Komponenten NaAlSi2O6 (Jadeit) und CaAl2SiO6 (Ca-Tschermak’s Anorthit bei P = 1 bar. (Aus Correns 1968) Molekül) aufnehmen kann. Darüber hinaus sind die Verhältnisse nahe der Ab-Ecke des Dreistoffsystems erheblich komplizierter: Das Zweistoffsystem Di–Ab ist nicht im strengen Sinne binär. Di–E1–E2 und Ab–An–E1–E2 aneinander, an denen ent- weder Diopsid oder Plagioklas-Mischkristall als Liqui- Wir können nun, wie das Blockbild (Abb. 16.6) zeigt, dusphasen aus der Schmelze auskristallisieren. Diese Flä- aus den flankierenden Zweistoffsystemen ein Dreistoff- chen sind divariant: Nach der Gibb’schen Phasenregel system konstruieren. Die Basis bildet das Konzentrations- F = C – Ph + 2 = 3 – 2 + 2 = 3 erhält man 3 Freiheitsgra- dreieck Ab–An–Di, senkrecht darauf steht die Tempera- de. Da der Druck konstant gehalten wird, kann man die turachse. Der Druck wird mit P = 1 bar konstant gehal- Temperatur und die Zusammensetzung der Schmelze ten. Die beiden Eutektika der Systeme Di–An E1 und Di– ändern, ohne die Koexistenz von Diopsid oder Plagio- Ab E2 werden durch eine kotektische Linie E1–E2 mit- klas mit der Schmelzphase zu zerstören. An der kotekti- einander verbunden. An ihr stoßen zwei Liquidusflächen schen Linie, die man als thermisches Tal betrachten kann,, 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 261 kristallisieren Diopsid und Plagioklas-Mischkristall ge- die fraktionierte Kristallisation mehr Möglichkeiten als meinsam aus der Schmelze. Da jetzt drei Phasen mitein- in Zweistoffsystemen. ander im Gleichgewicht stehen, handelt es sich um eine univariante Kurve. Kushiro (1973) analysierte die Zusammensetzung koexistierender Schmelzen und Plagioklas-Mischkristalle, die er im Dreistoffsystem Invariante Punkte existieren im Dreistoffsystem Di–An–Ab nur in Di–An–Ab experimentell hergestellt hatte, mit der Elektronenstrahl- den flankierenden Zweistoffsystemen Di–An und Di–Ab: Es sind Mikrosonde. Daraus resultiert eine Plagioklas-„Zigarre“, die von der die beiden eutektischen Punkte E und E . Invariante Punkte kön- im reinen System Ab–An abweicht (Abb. 16.8b). Die „Soliduskurve“1 2 nen in Dreistoffsystemen z. B. dann auftreten, wenn alle 3 Rand- in Abb. 16.8b – genauer: die Projektion der Solidusfläche auf die Ab- systeme eutektisch sind. Dann entstehen 3 kotektische Linien, die An-T-Ebene – ergibt sich direkt aus diesen experimentellen Bestim- sich in einem ternären Eutektikum E treffen (s. Abb. 16.22, S. 277). mungen (+); die „Liquiduskurve“ stellt eine Projektion der kotekti-T An diesem Punkt koexistieren 3 kristalline Phasen mit einer schen Linie auf die An-Ab-T-Ebene dar. Somit lässt sich das An/Ab- Schmelze definierter Zusammensetzung. Es folgt: F = 3 – 4 + 2 = 1; Verhältnis einer Schmelze, die mit einem bestimmten Plagioklas- wird der Druck konstant gehalten, bleibt kein Freiheitsgrad Mischkristall (z. B. C') koexistiert, an der Liquiduskurve in Abb. 16.8b mehr übrig. ablesen. Zieht man nun in Abb. 16.8a von dem entsprechenden Punkt (LC) auf der Ab-An-Seite eine Gerade zur Di-Ecke, so schnei- Um den Kristallisationsverlauf im Dreistoffsystem det diese Gerade die kotektische Linie E1–E2 in einem Punkt. Dieser gibt die ternäre Schmelzzusammensetzung C an, die mit dem Di–An–Ab besser darstellen zu können, projizieren wir Plagioklas C' im Gleichgewicht steht. Anmerkung: Die von Kushiro die beiden Liquidusflächen und die kotektische Linie auf (1973) ermittelten Temperaturen in Abb. 16.8b weichen etwas von die Konzentrationsebene Ab–An–Di, wobei die Tempe- den Isothermen in Abb. 16.7 (nach Bowen 1915, 1928) ab. raturen in Form von Isothermen dargestellt werden (Abb. 16.6, 16.7). Man liest sie wie die Höhenlinien einer In einem ersten Beispiel gehen wir von einer Schmelz- topographischen Karte; ihr Verlauf entspricht in unse- Zusammensetzung X aus (Abb. 16.7), deren Chemismus rem Fall einem Tal zwischen zwei Bergen. Die in Abb. 16.7 50 % Ab50An50 und 50 % Di entspricht. Sie liegt also in- eingezeichneten Konoden A–A', B–B', C–C' und D–D' nerhalb des Ausscheidungsfeldes von Diopsid. Kühlt man verbinden Schmelz-Zusammensetzungen auf der kotek- eine solche Schmelze ab, so wird bei ca. 1 275 °C die tischen Kurve mit den Plagioklas-Mischkristallen, mit Liquidusfläche erreicht und Diopsid beginnt zu kristal- denen diese Schmelzen im Gleichgewicht stehen. Wich- lisieren. Bei weiterer Abkühlung ändert sich unter fort- tig ist, dass jede Schmelze gegebener Zusammensetzung dauernder Ausscheidung von Diopsid die Zusammen- auf der Liquidusfläche von Plagioklas einen einzigarti- setzung der Schmelze auf der Liquidusfläche entlang des gen Kristallisationsverlauf hat. Dadurch ergeben sich für gestrichelt eingezeichneten geraden Kristallisationspfa- Abb. 16.7. Dreistoffsystem Diopsid–Albit– Anorthit bei P = 1 bar. Projektion der Liquidusfläche auf die Kon- zentrationsebene. Die kotektische Linie E1–E2 ist durch gekenn- zeichnet. Eingetragen ist die Kristallisationsbahn (farbig) einer Schmelze der Zusammen- setzung X mit darstellendem Punkt im Diopsidfeld sowie die Konoden zwischen Schmelz- zusammensetzungen auf der kotektischen Linie und koexis- tierenden Plagioklas-Misch- kristallen. (Nach Bowen 1928 und Kushiro 1973), 262 16 · Experimentelle Modellsysteme die experimentell bestimmte Konode C–C' ist mit der letzten Plagioklas-Zusammensetzung zugleich die letz- te Schmelzzusammensetzung angezeigt. Nicht ganz so einfach überschaubar ist der Kristallisati- onsverlauf, wenn man von einer Ausgangsschmelze der Zu- sammensetzung Y mit 85 % An50Ab50 und 15 % Di ausgeht, die im Plagioklasfeld liegt (Abb. 16.8). Beim Abkühlen er- reicht man die Liquidusfläche bei 1 375 °C, wo zunächst ein An-reicher Plagioklas A' (An80Ab20) auskristallisiert. Bei weiterer Abkühlung scheidet sich immer mehr Plagss aus, der durch Reaktion mit der Schmelze immer Ab-reicher wird; gleichzeitig wird die Schmelze zunehmend reicher an Di und bekommt ein höheres Ab/An-Verhältnis. Die Schmelzzusammensetzung folgt dabei einer leicht ge- krümmten Kristallisationsbahn von Y nach B. Bei ca. 1 200 °C (1 220 °C) erreicht die Schmelze die Zu- sammensetzung B auf der kotektischen Linie. Der koe- xistierende Plagioklas hat die Zusammensetzung B' (An63Ab37), wie die experimentell gefundene Konode B–B' anzeigt. (Eine jede Schmelze, deren Ausgangszusammen- setzung auf der Konode B–B' liegt, besitzt eine eigene Kris- tallisationsbahn, die immer die kotektische Linie E1–E2 bei B erreicht.) Ab B kristallisiert unter weiterer Abküh- lung Diopsid gemeinsam mit Plagioklas, dessen Zusam- mensetzung immer Ab-reicher wird. Dabei verändert sich Abb. 16.8. a Dreistoffsystem Diopsid–Albit–Anorthit bei P = 1 bar. auch die Zusammensetzung der Schmelze längs der kotek- Eingetragen ist die Kristallisationbahn (farbig) einer Schmelze der tischen Linie E1–E2. Vorausgesetzt, dass sich das Gleichge- Zusammensetzung Y mit darstellendem Punkt im Plagioklasfeld. wicht laufend eingestellt hat, ist bei ca. 1180 °C (1200 °C) die Daten nach Bowen (1928). b Zusammensetzung von Plagioklas- Schmelze bei Punkt C aufgebraucht. Der letzte Schmelz- Mischkristallen, die an der kotektischen Linie E1–E2 mit Diopsid und Schmelze (L) koexistieren; die dazu gehörige Liquidusfläche tropfen bei C enthielt etwa 22 % Di-Komponente und 78 % wurde von Diopsid auf die Ab-An-Temperatur-Ebene projiziert. Plag-Komponente der Zusammensetzung An16Ab84. Ent- Erläuterung im Text. Nach Kushiro (1973) sprechend der ursprünglichen Schmelzzusammensetzung Y besteht das Kristallisat aus 15 % Diopsid und 85 % Pla- des X → A. Dieser ergibt sich als Verlängerung der Ver- gioklas An50Ab50. bindungslinie zwischen der Diopsid-Ecke und dem Wir haben bei unseren Betrachtungen bislang die Ein- Projektionspunkt der ursprünglichen Schmelzzusam- stellung eines thermodynamischen Gleichgewichts voraus- mensetzung X. Bei ca. 1 235 °C ist schließlich das ther- gesetzt. In der Natur ist das häufig nicht oder nur unvoll- mische Tal der kotektischen Linie E1–E2 erreicht. Nun kommen der Fall, wie der verbreitete Zonarbau der Plagio- kristallisiert neben Diopsid gleichzeitig Plagioklas aus. klase belegt. Wenn z. B. bei der Ausgangszusammensetzung Wir wissen aus der Projektion (Abb. 16.8b), dass der Y (Abb. 16.8) An-reicher Plagioklas als Kern zonierter Kris- Plagss, der mit Schmelze A im Gleichgewicht steht, die talle oder gravitativ aus dem System entfernt würde, ginge Zusammensetzung A' (An80Ab20) hat, also wesentlich An- die Kristallisation auf einer neuen Bahn weiter, die die ko- reicher ist als die koexistierende Schmelze A. Das wird tektische Kurve erst unterhalb B erreichte. Die letzte Schmel- aus dem Konoden-Verlauf A–A' deutlich (Abb. 16.7). ze könnte dann erst bei D anstelle von C aufgebraucht sein, Bei weiterer Abkühlung verändert sich die Schmelz- also wesentlich höhere Ab-Gehalte aufweisen; dementspre- zusammensetzung stetig entlang der kotektischen chend würde auch der zuletzt kristallisierende Plagioklas Linie E1–E2 und wird zunehmend Ab-reicher, da sie kon- Ab-reicher als es der ursprünglichen Schmelzzusammen- tinuierlich mit dem soeben ausgeschiedenen Plagss rea- setzung entspricht. Das entstehende „Gestein“ wäre dann giert. Bei ca. 1 200 °C sind Schmelze B mit Diopsid und kein Basalt bzw. Gabbro mehr, sondern ein Andesit bzw. Plagss der Zusammensetzung B' (An63Ab37) im Gleichge- Diorit. Umgekehrt würde ein gravitatives Absaigern von wicht. Kühlt man weiter bis auf ca. 1 180 °C ab, so hat Pla- Diopsid bei der Kristallisation der Schmelze X (Abb. 16.7) gioklas schließlich die Zusammensetzung C' (An50Ab50) die Ab/An-Verhältnisse von Schmelzen und Plagioklasen erreicht; damit ist – Gleichgewichtseinstellung voraus- nicht beeinflussen; der entstehende Basalt hätte lediglich gesetzt – bei Punkt C die Schmelze aufgebraucht. Durch einen geringeren Mafiten-Anteil., 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 263 Das Dreistoffsystem Diopsid–Anorthit–Albit erklärt 70 % SiO2 ab, so wird bei ca. 1 230 °C die Liquiduskurve er- das Auftreten von Klinopyroxen- oder Plagioklas- reicht und es kristallisiert Tridymit. Bei weiterer Abkühlung Einsprenglingen in einer feinkörnigen Grundmasse scheidet sich immer mehr Tridymit aus, bis bei 1 060 °C das aus Klinopyroxen + Plagioklas in vielen Basalten Eutektikum E1 erreicht ist, an dem es zu gemeinsamer Kris- zumindest qualitativ. Dabei sind allerdings die Ein- tallisation von Albit und Tridymit kommt. Es entsteht also sprenglinge in einer tief liegenden Magmenkammer, ein „Alkalirhyolith“ mit Einsprenglingen von Tridymit; bei d. h. bei erhöhtem Druck, gewachsen, während die weiterer Abkühlung kommt es theoretisch zur Umwand- Grundmasse an oder nahe der Erdoberfläche aus der lung Tridymit → Hochquarz → Tiefquarz, doch kann we- rasch abgekühlten Schmelze kristallisiert ist. Auch gen der trägen Reaktionskinetik Tridymit auch metastabil das Vorkommen von mehreren Einsprenglingsgene- erhalten bleiben. rationen lässt sich durch Variation des Drucks er- Befinden wir uns zwischen dem flachen Albit-Maxi- klären, wie auf S. 258 gezeigt wurde. Einsprenglings- mum und dem Eutektikum E1, so hat die Schmelze eine freie Basalte haben entweder eine Zusammensetzung alkalitrachytische Zusammensetzung, z. B. U mit 55 % SiO2. entsprechend der kotektischen Linie oder sind bei Beim Abkühlen dieser Schmelze wird bei ca. 1 080 °C, d. h. ihrer Förderung rasch abgekühlt. nur wenig unterhalb des Schmelzpunktes von Albit die Anhand des Di-An-Ab-Systems könnte man auch Liquiduskurve erreicht, wo sich nun Albit ausscheidet. Mit das ophitische Gefüge erklären, das für viele gröber weiterer Abkühlung nimmt seine Menge geringfügig zu; körnige, doleritische Basalte typisch ist (Abb. 16.9): Es denn schon bei 1 060 °C wird das Euktikum E1 erreicht, besteht aus einem sperrigen Gerüst von Plagioklas, der wo Albit und Tridymit gemeinsam kristallisieren. Es liegt sich entlang der Liquidusfläche Ab–An–E –E aus- jetzt ein „Alkalitrachyt“ mit Albit-Einsprenglingen vor.1 2 geschieden hat; bei Erreichen der kotektischen Linie Eine analoge Kristallisationsabfolge mit Erstauscheidung wird das Plagioklas-Gerüst von großen, xenomorphen von Albit-Einsprenglingen beobachten wir, wenn die Klinopyroxenen überwachsen. Schmelzzusammensetzung zwischen Albit und dem Eu- 16.2.2 Experimente zur Bildung SiO2-übersättigter und SiO2-untersättigter Magmen Zweistoffsystem Nephelin–SiO2 Dieses System ist für das Verständnis von SiO2-übersät- tigten und SiO2-untersättigten Magmatiten von grund- legendem Interesse (Greig u. Barth 1938; Schairer u. Bowen 1947). Wie wir gesehen haben, kann Nephelin Na[AlSiO4] als Feldspatvertreter nicht neben freiem SiO2 im Gleichgewicht auftreten; beide würden zu Albit Na[AlSi3O8] reagieren. Aus diesem Grunde finden ja die Magmatite in den Dreiecken Q–A–P und A–P–F der IUGS-Nomenklatur ihren eindeutigen Platz (Abb. 11.1, S. 192). Wir lernen also einen neuen Systemtyp kennen, der durch das Auftreten einer stöchiometrischen Verbin- dung, nämlich Albit, zwischen den beiden Komponen- ten NaAlSiO4 (Ne) und SiO2 gekennzeichnet ist. Wie man in Abb. 16.10 erkennt, bildet Albit ein Maximum mit ei- nem Schmelzpunkt von 1 118 °C bei P = 1 bar. An dieser Stelle kann man das System in zwei einfachere eutekti- sche Teilsysteme auftrennen, nämlich Albit–SiO2 mit E1 bei 1 060 °C und Albit–Nephelin mit E2 bei 1 068 °C. Auf der SiO2-Seite würde Cristobalit (Schmelzpunkt 1 713 °C) nur in extrem SiO2-reichen Schmelzen und bei Abb. 16.9. Ophitisches Gefüge aus panidiomorphen Plagioklasleisten sehr hohen Temperaturen als Liquidusphase auftreten, un- (mit typischer Zwillingslamellierung), die von einem einheitlichenAugitkristall (mit bunten Intereferenzfarben) überwachsen werden. terhalb 1 470 °C dagegen Tridymit (vgl. Abb. 9.43, S. 157). Doleritischer Basalt, Lahn-Dill-Gebiet. +Nic. Bildbreite ca. 5 mm. Kühlen wir z. B. eine alkalirhyolithische Schmelze X mit (Foto: M. Okrusch), 264 16 · Experimentelle Modellsysteme Abb. 16.10. Zweistoffsystem Nephelin NaAlSiO4– SiO2 mit der stöchiometrischen Ver- bindung Albit Na[AlSi3O8]. Erläute- rung im Text. (Nach Greig u. Barth 1938) tektikum E2 liegt, also die Zusammensetzung eines Ne- Eutektikum E2 erreicht wird, wo Nephelin (mit ca. 15 % phelin-führenden Albittrachyts hat, z. B. V mit 40 % SiO2. SiO2-Überschuss) und Albit gemeinsam kristallisieren. Das entstehende „Gestein“ ist ein Phonolith mit Ein- Es ist bemerkenswert, dass Magmen, die knapp sprenglingen von Nephelin. rechts oder links vom Albit-Maximum liegen, also in ihrer Zusammensetzung sehr ähnlich sind, in ganz Zweistoffsystem Leucit–SiO2 unterschiedliche Richtung differenzieren müssen. Wenn Albit aus einer leicht SiO2-übersättigten Analog zum System Nephelin–SiO2 existiert auch in die- Schmelze gravitativ fraktioniert, führt das zu stär- sem System, das von Schairer u. Bowen (1947, 1955) ex- kerem SiO2-Überschuss bis maximal E1; erfolgt da- perimentell bearbeitet wurde, eine stöchiometrische Ver- gegen die Fraktionierung aus einer leicht SiO2-unter- bindung zwischen den Komponenten KAlSi2O6 (Lct) und sättigten Schmelze, führt das zu stärkerem SiO2-Un- SiO2, nämlich Kalifeldspat K[AlSi3O8]. Man würde daher terschuss bis minimal E2. Das flache Albit-Maximum wieder ein Maximum mit den beiden Teilsystemen Leu- wirkt also als thermische Barriere für die Bildung cit–Kalifeldspat und Kalifeldspat–SiO2 erwarten. Das ist SiO2-über- oder -untersättigter Magmenserien. jedoch nicht der Fall. Legt man einen reinen Albitkristall in ein Platinschiffchen und erhitzt ihn im Muffelofen auf >1 118 °C, so schmilzt er zu einer Albit-Schmelze glei- Das gilt allerdings nicht mehr für sehr hohe Drücke (z. B. 16 kbar bei 600 °C, 27 kbar bei 1 200 °C), weil dann Albit zu Jadeit cher Zusammensetzung. Führt man diesen Versuch je- NaAl[Si O ] + Quarz SiO zerfällt (Abb. 24.1, S. 382). Darüber hin- doch mit einem reinen Kalifeldspat-Kristall aus, so262aus treten auf der Nephelin-Seite zwei Komplikationen auf: 1. Ne- kommt es bei Erhitzen auf >1 150 °C zur Kristallisation phelin kann bis zu 15 % zusätzliche SiO2-Komponente aufnehmen. von Leucit im Gleichgewicht mit einer SiO2-reicheren 2. Reiner Nephelin wandelt sich bei 1254 °C in seine Hochtempera- Schmelze: Kalifeldspat schmilzt inkongruent, Albit da- tur-Modifikation Carnegieit um; bei SiO2-Sättigung des Nephelin liegt diese Umwandlungstemperatur bei 1280 °C. Da es sich in beiden gegen kongruent. Als Ergebnis wird das Maximum, das Fällen um Mischkristalle handelt, erfolgt die Umwandlung über ei- wir beim Kalifeldspat erwartet hatten, durch das Feld nen Temperatur-Bereich, in dem Si-reicherer Nephelin mit etwas Si- Leucit + Schmelze abgeschnitten: man spricht von einem ärmerem Carnegieit koexistiert (die kleine „Zigarre“ in Abb. 16.10). verdeckten Maximum (Abb. 16.11). Da Carnegieit nicht als Mineral in der Natur vorkommt, ist sein Auf- Kühlt man bei P = 1 bar eine Schmelze V mit 15 % treten im System Nephelin–SiO2 nur von theoretischem Interesse. SiO2 ab, so wird bei etwa 1 600 °C die Liquiduskurve er- Kühlen wir eine Schmelze der Zusammensetzung Y reicht und es kristallisiert Leucit. Dieser scheidet sich bei mit 25 % SiO2 ab, so wird bei etwa 1 200 °C die Liquidus- weiterer Abkühlung entlang der Liquiduskurve aus, wo- kurve erreicht und es kristallisiert Nephelin mit etwa bei die Schmelze immer SiO2-reicher wird. Beim Reakti- 10 % SiO2-Überschuss. Bei weiterer Abkühlung scheidet onspunkt P = 1 150 °C liegt die Zusammensetzung der sich immer mehr Nephelin aus, der durch Reaktion mit Schmelze schon weit jenseits der Kalifeldspat-Zusam- der Schmelze SiO2-reicher wird, bis bei 1 068 °C das mensetzung. Jetzt kommt es zur peritektischen Reaktion, 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 265 Abb. 16.11. Zweistoffsystem Leucit KAlSi2O6– SiO2 mit der stöchiometri- schen Verbindung Kalifeldspat K[AlSi3O8] (nach Schairer u. Bowen 1947). Rechts: Erklär- ung der Hebelregel. Erläute- rung im Text. (Nach Schairer u. Bowen 1947) (grch. πέρι = um herum, τηκτóς = geschmolzen), d. h. bei P entsprechend der peritektischen Reaktion in Kali- Leucit reagiert mit der SiO2-übersättigten Schmelze un- feldspat umwandelt. Jetzt bleibt aber noch Schmelze üb- ter Bildung von Kalifeldspat (Or). rig, aus der sich bei sinkender Temperatur Kalifeldspat ausscheidet, bis bei 990 °C der eutektische Punkt erreicht Die Zusammensetzung der Schmelze ergibt sich nach der Hebel- ist. Hier kristallisieren Kalifeldspat und Tridymit gemein- regel Kraft × Kraftarm = Last × Lastarm aus dem reziproken Ab- stands-Verhältnis Or–P : P–SiO2 zu 74 Gew.-% Or und 26 Gew.- sam im eutektischen Mengenverhältnis von 58,5 : 41,5 % SiO2 (Abb. 16.11). Um daraus das Molverhältnis von Or und SiO (Gew.-%). Das entstehende „Gestein“, ein Alkalifeldspat-2 in der Schmelze zu berechnen, teilen wir die Gewichtsprozente der Rhyolith enthält Kalifeldspat-Einsprenglinge in einer beiden Komponenten durch ihre jeweiligen Molekulargewichte. Das Grundmasse aus Kalifeldspat + Tridymit. In SiO2-reiche- ergibt für Or 74 : 278,34 = 0,27, für SiO2 26 : 60,085 = 0,43. Ganzzahlig ren Schmelzzusammensetzungen, z. B. Y mit 50 % SiO gemacht errechnet sich also für Schmelze P folgendes Molverhältnis 2kommt das inkongruente Schmelzen von Kalifeldspat nicht Or : SiO2 = 3 : 5. Dieses gilt für einen Druck von 1 bar; mit Druck- erhöhung würde es sich verändern. mehr zum Tragen. Jetzt scheidet sich sofort Kalifeldspat aus, zu dem am eutektischen Punkt Tridymit hinzutritt. Die Am peritektischen Punkt (Reaktionspunkt) P läuft die Kristallisation der Schmelze Z mit 70 % SiO2 erfolgt ganz Reaktion analog zum System Nephelin–SiO2 (Abb. 16.10, Schmelze X). 5K[AlSi2O6] + 3KAlSi3O8 · 5SiO2 = 8K[AlSi3O8] Das inkongruente Schmelzen von Kalifeldspat ist Leucit + Schmelze = Kalifeldspat petrogenetisch sehr wichtig. Bei gravitativer Frakti- (16.1) onierung von Leucit aus den Schmelzen V, W oder X oder bei unvollständiger Umwandlung Leucit → Kali- bei konstanter Temperatur so lange ab, bis alle Schmelze feldspat verschiebt sich die Zusammensetzung in der Zusammensetzung 3Or + 5SiO2 verbraucht ist. P ist Richtung SiO2, also auf das Eutektikum zu. Daher also ein isobar-isotherm invarianter Punkt. Da die Aus- können sich SiO2-untersättigte, Leucit-normative gangsschmelze V zwischen der Leucit- und der Kalifeld- Schmelzen, wie z. B. V, zu SiO2-übersättigten Schmel- spat-Zusammensetzung liegt, bleibt nach Ablauf der Re- zen entwickeln (aber nicht umgekehrt!), was im aktion noch Leucit übrig; damit ist die gesamte Schmelze System Nephelin–SiO2 unmöglich ist. Während das zu einem Gemenge aus Leucit und Kalifeldspat kristalli- offene Maximum in diesem System eine thermische siert, entsprechend einem Leucitphonolith. Kühlt man eine Barriere darstellt, ist das bei einem verdeckten Ma- Schmelze W ab, die genau die Kalifeldspat-Zusammen- ximum nicht der Fall. setzung hat, so wird bei ca. 1 530 °C die Liquiduskurve er- reicht und es scheidet sich wiederum Leucit aus, bis beim Im wasserfreien System bleibt das inkongruente Schmelzen von peritektischen Punkt P die obige Reaktion einsetzt. Jetzt Kalifeldspat erhalten, bis bei ca. 19 kbar und 1 445 °C der Tripel- wird – Gleichgewichtseinstellung voraus gesetzt – aller punkt Kalifeldspat-Leucit-Schmelze erreicht ist und das Leucitfeld Leucit in Kalifeldspat umgewandelt, wobei die gesamte im P-T-Diagramm verschwindet (Lindsley 1966). Demgegenüber Schmelze verbraucht wird. Das entstehende „Gestein“ konnte schon Goranson (1938) zeigen, dass im System Leucit–SiO2– H2O Kalifeldspat schon ab P = 2,6 kbar kongruent schmilzt,entspricht einem Alkalifeldspat-Trachyt. Auch aus der H2Odemnach also als thermische Barriere wirkt. Dieses Beispiel zeigt Schmelze X, die mit 30 % SiO2 bereits SiO2-übersättigt ist, wieder eindrucksvoll, welche wichtige Rolle das Wasser für die kristallisiert bei ca. 1 430 °C zunächst Leucit aus, der sich magmatische Entwicklung spielt., 266 16 · Experimentelle Modellsysteme Abb. 16.12. Das (pseudo-)binäre System Albit NaAlSi3O8–Kalifeldspat KAlSi3O8 mit Mischkristall-Bil- dung und Mischungslücke bei Drücken von P = 1 bar, PH2O = 2 kbar und PH2O = 5 kbar. L = Schmelze, V = H2O-Dampf (vapour). Erläuterungen im Text. (Bowen u. Tuttle 1950; Morse 1970) Zweistoffsystem Albit–Kalifeldspat Die Kurven, die dieses Feld begrenzen, sind univariant; denn man kann entweder die Temperatur oder die Zusammensetzung von Bekanntlich zeigen die Alkalifeldspäte bei hohen Tempera- Schmelze oder von Alkalifeldspat frei wählen. Nach der Phasen- regel F = C – Ph + 2 = 2 – 3 + 2 = 1 bleibt jedoch kein Freiheitsgrad turen eine lückenlose Mischkristallbildung zwischen den mehr übrig, wenn man den Druck konstant hält. Deshalb ist das Endgliedern Albit Na[AlSi3O8] (Ab) und Kalifeldspat System bei P = 1 und PH2O < 2,6 bar kein echtes Zweistoffsystem, K[AlSi3O8] (Or), während es bei Abkühlung zur Entmi- sondern stellt einen pseudobinären Schnitt durch das Dreistoff- schung von Albit in Kalifeldspat (Perthit) bzw. von Kalifeld- system Ne–Lct–SiO2 dar. spat in Albit (Antiperthit) kommt (Abb. 9.50, 9.51, S. 167). Wir lernen hier einen neuen Typ von Zweistoffsystem Bei PH O = 2 kbar sind entsprechend der Clausius-2 kennen, der durch ein Schmelzminimum und eine Clapeyron’schen Gleichung Mischungslücke (Solvus) gekennzeichnet ist. Experimen- telle Untersuchungen im System Ab–Or bei P = 1 bar und [16.2b] Ab–Or–H2O bei unterschiedlichen H2O-Drücken (Bowen und Tuttle 1950; Morse 1970) haben gezeigt, dass sich mit steigendem H2O-Druck das Feld der lückenlosen Misch- die Liquidus- und Soliduskurven und das Schmelz- kristallreihe der Alkalifeldspäte (Akfss) immer mehr ver- minimum zu erheblich niedrigeren Temperaturen hin kleinert und schließlich ganz verschwindet (Abb. 16.12). verschoben. Das Feld der primären Leucit-Ausscheidung Wie wir gesehen haben, schmilzt Albit durchweg kon- ist fast ganz verschwunden; dadurch werden die Verhält- gruent, d. h. er geht bei einer vom Druck abhängigen Tem- nisse sehr viel einfacher (Abb. 16.12b). Kühlen wir unter peratur in eine gleich zusammengesetzte Schmelze über Gleichgewichtsbedingungen eine Ausgangsschmelze X (Abb. 16.10). Demgegenüber schmilzt Kalifeldspat bei der Zusammensetzung Or80Ab20 ab, so wird bei ca. 940 °C H2O-Drücken unterhalb 2,6 kbar inkongruent zu Leucit die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich nahezu und einer gegenüber der Kalifeldspat-Zusammensetzung reiner Or aus. Bei weiterer Abkühlung reagiert dieser SiO2-reicheren Schmelze (Abb. 16.11). Diese Tatsache Akfss mit der Schmelze; beide werden Ab-reicher, bis kommt natürlich auch im System Ab-Or zum Tragen. So Orss bei ca. 830 °C die Zusammensetzung der Ausgangs- existiert bei P = 1 bar ein ausgedehntes Feld zwischen schmelze, also Or80Ab20 erreicht und der letzte Schmelz- Or100Ab0 und Or50Ab50 (jeweils Gew.-%), in dem Leucit tropfen die Zusammensetzung Or45Ab55 hat. Bei weiterer (Lct) die Liquidusphase bildet. Erst im Bereich zwischen Abkühlung im Subsolidus-Bereich bleibt der Akf-Misch- Or50Ab50 und dem Schmelzminimum bei Or36Ab64 und kristall Or80Ab20 erhalten; denn erst bei Temperaturen 1 063 °C tritt ein Or-haltiger Akf-Mischkristall (Orss) als <500 °C wird die Flanke des Solvus erreicht. Liquidusphase auf, links des Minimums scheidet sich ein Anders liegen die Verhältnisse, wenn wir eine Ab-rei- Ab-reicher Akfss (Abss) aus der Schmelze (L) aus. Zwischen chere Ausgangsschmelze, z. B. Y (Ab45Or55) abkühlen. Bei den Feldern Lct + L und Orss + L schaltet sich ein Feld etwa 860 °C kristallisiert an der Liquiduskurve ein Orss ein, in dem wegen der peritektischen Reaktion Leucit mit Or88Ab12 aus, der bei weiterer Abkühlung durch Re- + SiO2-reiche Schmelze = Kalifeldspatss alle drei Phasen aktion mit der Schmelze Ab-reicher wird. Die Kristallisati- miteinander koexistieren (Abb. 16.12a). on ist beendet, wenn Orss die Zusammensetzung der Aus-, 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 267 gangsschmelze Y (Ab45Or55) erreicht hat: Die letzte Schmelz- Abss (Or8Ab92) mit 46 % Orss (Or78Ab22), vorausgesetzt zusammensetzung von etwa Or32Ab68 entspricht nahezu das Gleichgewicht hat sich eingestellt. Für die Kristalli- dem Schmelzminimum bei etwa 770 °C. Wichtig ist, dass sation von Ausgangsschmelzen, deren Zusammensetzung bei fraktionierter Kristallisation von Orss zwar Albit-reiche, links vom Eutektikum liegen, z. B. Z (Or15Ab85), gelten aber keine reine Albit-Schmelze entstehen kann; denn die analoge Kristallisationspfade. Kristallisationsabfolge muss immer am Schmelzminimum enden. Analoge Verhältnisse ergeben sich, wenn wir eine Der in Abb. 16.12c dargestellte Systemtyp stellt einen allgemeine- ren Fall dar, aus dem sich 1. das System mit lückenloser Misch- Albit-reiche Schmelze Z (Or10Ab90) entweder unter Gleich- kristallbildung wie Albit–Anorthit (Abb. 16.4) und 2. das einfache gewichtsbedingungen oder fraktioniert kristallisieren eutektische System wie Diopsid–Anorthit (Abb. 16.2) als Spezial- lassen. Kühlen wir im Subsolidus-Bereich den Akfss der fälle ableiten lassen: Im Fall 1 wird die eine Liquidus-Solidus-„Zi- Zusammensetzung Y Ab45Or55weiter ab, so erreicht man garre“ immer größer, bis die kleinere „Zigarre“ und der Solvus ganz bei etwa 660 °C den Solvus und es kommt zur perthiti- verschwinden. Im Fall 2 wandern die gekrümmten Anteile der Soli- duskurven und die Flanken des Solvus immer mehr nach außen, schen Entmischung von Abss. Bei weiterer Temperatur- bis sie mit den Ordinaten zusammenfallen; d. h. es findet überhaupt erniedrigung wird – Gleichgewichtseinstellung voraus- keine Mischkristallbildung mehr statt. gesetzt – der Orss-Wirt immer Or-reicher, der entmischte Abss immer Ab-reicher (s. auch Abb. 9.51, S. 167). Aus den experimentellen Ergebnissen lassen sich für Das Mengenverhältnis der koexistierenden Akf-Pha- die Natur wichtige Befunde ableiten: sen lässt sich über die Hebelregel berechnen: Bei 600 °C ist das Verhältnis der Strecken aY : Yb = 80 : 20; es koe- 1. In vulkanischen Gesteinen hat Leucit einen wei- xistiert also 80 % Orss der Zusammensetzung Or69Ab31 ten Bildungsbereich; bei rascher Abkühlung kann mit 20 % Abss (Or20Ab80). die peritektische Reaktion ausbleiben und Leucit Wie der Vergleich zwischen Abb. 16.11a und 16.11b metastabil erhalten bleiben. zeigt, wird das Feld, in dem ein einheitlicher Alkalifeld- 2. Homogene Mischkristalle von Alkalifeldspat sind spat-Mischkristall existieren kann, mit zunehmendem in vulkanischen Gesteinen verbreiteter als in ih- H2O-Druck immer kleiner, weil die Soliduskurven ab- ren Plutonit-Äquivalenten. sinken und der Solvus ansteigt. 3. Granite und Syenite, die nur einen – entweder Bei PH O = 5 kbar ist es zum Schnitt von Soliduskurve homogenen oder perthitisch entmischten – Al-2 und Solvus gekommen und es gibt keine lückenlose kalifeldspat enthalten, sind bei relativ hohen Tem- Mischkristallreihe Ab-Or mehr; aus dem Schmelz- peraturen und niedrigen H2O-Drücken kristalli- minimum ist ein Eutektikum geworden (Abb. 16.12c). siert. Sie werden als Hypersolvus-Granite bzw. - Kühlen wir unter Gleichgewichtsbedingungen eine Syenite bezeichnet (Tuttle und Bowen 1958). Schmelze X der Zusammensetzung Or80Ab20 ab, so wird 4. Subsolvus-Granite und -Syenite, die primär Ab- bei ca. 850 °C die Liquiduskurve erreicht und es schei- reichen Plagioklas neben Alkalifeldspat enthal- det sich fast reiner Orss aus. Dieser wird bei weiterer ten, wurden bei erhöhten H2O-Drücken gebildet. Abkühlung durch Reaktion mit der Schmelze immer Ab- reicher, bis der Orss bei 725 °C die Zusammensetzung der Ausgangsschmelze X erreicht hat. Der letzte Schmelztropfen Dreistoffsystem Nephelin–Kalsilit–SiO2 besitzt mit ca. Or32Ab68 noch nicht ganz die eutektische Zusammensetzung von ca. Or28Ab72. Diese könnte nur Dieses System, das bei P = 1 bar von Bowen (1937) und erreicht werden, wenn die Ausgangsschmelze X unter Schairer (1950) experimentell bearbeitet wurde, ist für Abtrennung von Orss fraktioniert kristallisiert. Kühlt das Differentiationsverhalten von hellen Magmentypen man den Mischkristall Or80Ab20 im Subsolidus-Bereich von großem Interesse (Abb. 16.13). Die Verbindungsli- weiter ab, so wird bei ca. 585 °C der Solvus erreicht und nie Ab–Or teilt das System die perthitische Entmischung von Abss beginnt (s. oben). Aus einer Ab-reicheren Schmelze Y (Or40Ab60) würde bei in einen SiO2-übersättigten Teil SiO2–Ab–Or, das ca. 755 °C der erste Orss mit der Zusammensetzung Granitsystem, durch das man die Kristallisationsab- Or88Ab12 auskristallisieren. Bei der eutektischen Tempe- folge von Rhyolithen, Graniten, Quarztrachyten und ratur von 703 °C hätte er durch Reaktion mit der Schmel- Quarzsyeniten modellieren kann, und ze – Gleichgewichtseinstellung vorausgesetzt – die Zu- einen SiO2-untersättigten Teil Ab–Or–Ks–Ne, der die sammensetzung Or72Ab28 erreicht. Es ist daher noch Kristallisation von Phonolithen und Nephelinsyeni- Schmelze der eutektischen Zusammensetzung Or35Ab65 ten beschreibt. übrig, die jetzt zu einem Gemenge aus Abss + Orss, kris- tallisiert. Die Zusammensetzung dieser beiden Misch- Wir kennen bereits die flankierenden Zweistoffsyste- kristalle ändert sich bei weiterer Abkühlung entlang der me Ne–SiO2 (Abb. 16.10), Lct–SiO2 (Abb. 16.11) und den Flanken des Solvus. So koexistieren bei 600 °C etwa 54 % pseudobinären Schnitt Ab–Or (Abb. 16.12a). Zwischen, 268 16 · Experimentelle Modellsysteme Abb. 16.13. Dreistoffsystem Nephelin NaAlSiO4– Kalsilit KAlSiO4–SiO2: Projektion der Liquidusfläche auf die Konzentrationsebene. Erläuterung im Text. a bei P = 1 bar (Bowen 1937; Schairer 1950); b bei PH2O = 5 kbar (Morse 1968) den Komponenten NaAlSiO4 (Ne) und KAlSiO4 (Kalsilit, Zusammensetzung A. Beim Abkühlen auf die Liquidusflä- Ks) bestehen bei hohen Temperaturen Mischkristall- che scheidet eine Schmelze A zunächst einen Abss der reihen, von denen uns nur die (Na,K)-Nephelin-Misch- Zusammensetzung A' aus. Bei weiterer Abkühlung folgt kristalle (Ness) interessieren. die Zusammensetzung der Schmelze einer gekrümmten Wir betrachten wiederum die Projektion der Liqui- Kristallisationsbahn, die bei B auf die kotektische dusfläche auf die Konzentrationsebene, wobei die „To- Linie E1–E2 stößt. Hier scheiden sich Abss und Tridymit pographie“ an den eingetragenen Isothermen erkenn- gemeinsam aus, bis nahe beim Schmelzminimum (m) bei bar ist (Abb. 16.13a). Die beiden Eutektika E1 (1 060 °C) 1 063 °C die letzte Schmelze verbraucht ist. Das End- zwischen Tridymit und Albit und E2 (990 °C) zwischen produkt der Gleichgewichtskristallisation besteht aus Tridymit und Kalifeldspat sind durch eine kotektische etwa 15 % Trd und 85 % Abss der Zusammensetzung B' Linie verbunden, die ein ternäres Schmelzminimum (m) (Or23Ab77), wie sich nach der Hebelregel berechnen lässt. besitzt. An dieser Linie koexistieren Tridymit, Alkalifeld- Das entspräche einem Quarz-Albit-Trachyt. Bei fraktio- spat-Mischkristalle und SiO2-übersättigte Schmelze. Vom nierter Kristallisation von Abss kann das ternäre Schmelz- Eutektikum E3 (1 068 °C) zwischen Nephelin und Albit minimum m erreicht werden. geht ebenfalls eine kotektische Linie aus, an der Akfss mit Ness und Schmelze im Gleichgewicht stehen. Sie besitzt Zusammensetzung D. Die Zusammensetzung D liegt zwar ein weiteres ternäres Schmelzminimum (M) und trifft ebenfalls im SiO2-übersättigten Teil des Konzentrations- sich im invarianten Punkt R bei 1 020 °C mit einer wei- dreiecks Ne–Ks–SiO2, jedoch bereits im Leucitfeld. Da- teren kotektischen Linie, an der Ness mit Lct und Schmel- her kristallisiert aus Schmelze D an der Liquidusfläche ze koexistiert. Darüber hinaus geht von Punkt R eine zunächst Leucit aus. Bei weiterer Abkühlung ändert sich Reaktionskurve (Peritektikale)aus, an der Leucit mit die Schmelzzusammensetzung infolge der Leucit-Aus- Schmelze unter Bildung von Alkalifeldspatss reagiert; die- scheidung entlang der geraden Linie D → E. Bei E setzt se trifft auf den peritektischen Punkt P im flankieren- die peritektische Reaktion ein, bei der Lct mit der SiO2-über- den Zweistoffsystem Lct–SiO2. Ausgehend vom Maxi- sättigten Schmelze zu Orss reagiert, wobei der Kristalli- mum im Zweistoffsystem Ne–SiO2 bildet die Verbin- sationspfad der Reaktionskurve P–R folgt. Bei F ist aller dungslinie Ab–Or eine thermische Barriere, deren Wir- Leucit verbraucht und die Kristallisationsbahn verläuft nun kung allerdings durch das inkongruente Schmelzen von entlang der gekrümmten Kurve von F nach G, wo die kotek- Kalifeldspat beeinträchtigt wird. tische Linie E1–E2 erreicht wird. Das Kristallisationsprodukt Wir wollen die Kristallisationsverläufe einiger besteht nun aus ca. 9 % Trd und 81 % Orss der Zusammen- Schmelzen rekonstruieren (Abb. 16.13a). setzung G' (Or89Ab11), entsprechend einem Quarz-Sanidin-, 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 269 Trachyt. Bei fraktionierter Kristallisation von Orss kann Bei erhöhten H2O-Drücken im System Ne–Ks–SiO2– das ternäre Schmelzminimum (m) erreicht werden. Wird H2O wird das Ausscheidungsfeld von Leucit immer jedoch Leucit durch gravitative Fraktionierung oder als mehr eingeschränkt und verschwindet ab 4 kbar ganz gepanzertes Relikt an der weiteren Reaktion mit der (Sood 1981). Dadurch wird die Rolle der Verbindungs- Schmelze gehindert, so verlässt die Kristallisationsbahn linie Ab–Or als thermische Barriere immer stärker bei E oder zwischen E und F die Reaktionskurve und er- ausgeprägt. Bei PH O = 5 kbar (Morse 1968) sind im2 reicht die kotektische Linie E1–E2. SiO2-übersättigten und SiO2-untersättigten Teil des Systems anstelle der Minima je ein ternäres Eutekti- Zusammensetzung H. Auch die Zusammensetzung H liegt kum E (645 °C) und E' (638 °C) getreten. Diese sind durch im Leucitfeld, aber nun im SiO2-untersättigten Teil des eine kotektische Linie miteinander verbunden, die dort, Dreistoffsystems. Somit scheidet sich beim Erreichen der wo sie die Linie Ab–Or kreuzt, ein Maximum hat Liquidusfläche ebenfalls Leucit aus, und bei weiterer Ab- (Abb. 16.13b). Es gibt vier wichtige Ausscheidungsfelder, kühlung verändert sich die Schmelzzusammensetzung in denen Quarz, Abss, Orss und Ness jeweils die Liquidus- unter kontinuierlicher Leucit-Auscheidung entlang der phasen bilden. geraden Linie H → D → E. Bei E kommt es zur Reaktion des Leucit mit der SiO -übersättigten Schmelze unter Bil- Auf der kotektischen Linie E–E' befindet sich nahe E' ein2 dung von Or . Der Kristallisationspfad folgt der Reaktionspunkt R, an dem Analcim Na[AlSi2O6] · H2O nach der Re-ss Reaktionskurve P–R, bis der isobare Reaktionspunkt R aktion Abss + L = Anl + Orss gebildet wird. Deshalb existiert zwi- schen den Ausscheidungsbereichen von Ab und Ne ein schma- erreicht ist, wo jetzt Lct + L zu Akfss + Ness reagieren. Tem- ss ss les Analcimfeld, so dass bei hohen H2O-Drücken Abss und Ness nicht peratur und Schmelzzusammensetzung bleiben konstant, im Gleichgewicht koexistieren können. bis die Schmelze verbraucht ist. Das gebildete „Gestein“ ist ein Leucitphonolith; die Zusammensetzung der koe- 16.2.3 xistierenden Alkalifeldspat- und (Na,K)-Nephelin-Misch- Experimente zum Verhalten von Mafiten kristalle muss durch Analyse mit einer Elektronenstrahl- in basaltischen Magmen Mikrosonde bestimmt werden, die Schairer 1950 noch nicht zur Verfügung stand. Bei Leucit-Fraktionierung Zweistoffsystem Forsterit–Fayalit könnte die Schmelze einen Kristallisationspfad in den SiO2-übersättigten Teil des Systems, z. B. F → G verfolgen Wie wir gesehen haben, bilden die Olivine eine lücken- und die kotektische Linie zwischen E2 und m erreichen. lose Mischkristallreihe (Abb. 16.14), so dass sich der glei- Aus Schmelzen der Zusammensetzungen X und Y che Systemtyp ergibt wie bei den Plagioklasen (Bowen u. scheiden sich an der Liquidusfläche Abss bzw. Ness aus, Schairer 1935). Bei einem Druck von 1 bar liegt der Schmelz- deren Zusammensetzungen ganz auf der Na-reichen punkt von Forsterit (Fo) bei 1 890 °C, von Fayalit (Fa) bei Seite liegen. Bei weiterer Abkühlung wird die kotektische 1 205 °C. Aufgrund seines extrem hohen Schmelzpunkts Linie E3–R erreicht, wo beide Mischkristalle unter lau- ist Fo-reicher Olivin ein hochfeuerfestes Mineral, das gro- fender Änderung ihres Chemismus gemeinsam kristal- ße technische Bedeutung besitzt. lisieren, bis das Schmelzminimum M erreicht ist. Das „Gestein“ ist ein Phonolith aus Abss und Ness, deren genaue Zusammensetzung wir nicht kennen. Aus den experimentellen Ergebnissen im Dreistoffsys- tem Ne–Ks–SiO2 bei P = 1 bar (Abb. 16.13a) oder bei H2O- Drücken von <2,6 kbar können wir folgendes lernen: 1. Unter Gleichgewichtsbedingungen können aus Magmen, deren Zusammensetzung unterhalb der Verbindungslinie Ab–Or liegt, keine quarzhaltigen, aus Magmen-Zusammensetzungen oberhalb dieser Linie keine foidhaltigen Magmatite entstehen. 2. Jedoch kann bei rascher Abkühlung von Magmen, deren Zusammensetzungen im Ausscheidungs- feld von Leucit liegen, dieser metastabil in einer SiO2-reichen Grundmasse erhalten bleiben, was in der Natur nicht selten beobachtet wird. 3. Pseudoleucit, ein Gemenge aus Nephelin und Al- Abb. 16.14. Zweistoffsystem Forsterit Mg2SiO4–Fayalit Fe2SiO4 mit kalifeldspat, entsteht durch Reaktion bei Punkt R. lückenloser Mischkristall-Bildung bei P = 1 bar. (Nach Bowen u. Schairer 1935), 270 16 · Experimentelle Modellsysteme Kühlen wir eine Schmelze der Zusammensetzung X Forsterit mit Fo50Fa50 (Abb. 16.14) auf rund 1 650 °C ab, so wird + SiO -übersättigte Schmelze bei A die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich ein 2= Protoenstatit (16.2) Fo-reicher Olivin-Mischkristall A' (Fo80Fa20) ab, entspre- chend dem Schnittpunkt der horizontal verlaufenden Konode A–A' auf der Soliduskurve. Bei weiterer Ab- ein, wobei – Gleichgewicht vorausgesetzt – die gesamte kühlung werden entsprechend der Pfeilrichtung sowohl Schmelze verbraucht wird. Das entstehende „Gestein“ be- die Mischkristalle als auch die jeweils verbleibende steht aus Forsterit + Protoenstatit. Auch aus Schmelze X Schmelze immer reicher an der Fa-Komponente. Bei rund mit der Zusammensetzung Mg2Si2O6 kristallisiert zu- 1 570 °C z. B. wäre, unter der Voraussetzung, dass sich das nächst Forsterit aus, der aber bei P vollständig zu Enstatit thermodynamische Gleichgewicht laufend eingestellt hat, reagiert, wenn das Gleichgewicht eingestellt wird. Das ein Mischkristall B' mit einer Schmelze B im Gleichge- Gleiche gilt für die SiO2-übersättigte Schmelze Y; doch wicht. Bei 1 440 °C hat Olivinss die Zusammensetzung bleibt jetzt bei der Reaktion von Forsterit zu Protoensta- C' = Fo50Fa50 erlangt, die dem Ausgangs-Chemismus der tit noch eine SiO2-reichere Restschmelze übrig, die sich Schmelze entspricht. Damit ist die Schmelze aufgebraucht; unter Ausscheidung von Enstatit bis zum eutektischen der letzte Schmelztropfen hat die Zusammensetzung Punkt E (1543 °C) entwickelt, wo es zur gemeinsamen C = Fo22Fa78. Kristallisation von Protoenstatit + Cristobalit kommt. Chemischer Zonarbau in Olivin-Einsprenglingen mit Demgegenüber scheidet Schmelze Z gar keinen Forsterit Mg-reichem Kern und Fe-reichem Saum ist in Vulkani- sondern sofort Protoenstatit aus, bis das Eutektikum E ten sehr verbreitet, weil sich durch die schnelle Abkühlung erreicht wird. des Magmas oft kein Gleichgewicht zwischen Kristallen und Schmelze einstellen kann. Dadurch bliebe im vorliegen- Bei Drücken von >2,6 kbar im H2O-freien System schmilzt Enstatit den Beispiel auch unterhalb 1 440 °C – je nach dem Aus- kongruent (Boyd et al. 1964). Demgegenüber bleibt im System Forste- rit–SiO –H O das inkongruente Schmelzen von Enstatit bis zu ho- maß des Ungleichgewichts – bei weiterer Abkühlung noch 2 2hen H2O-Drücken erhalten (Kushiro u. Yoder 1969). Die Verhältnis- Schmelze erhalten, die noch Fa-reicher als Schmelze C se liegen also genau umgekehrt wie im System Leucit–SiO2 (–H2O). wäre. Entsprechend würden die Fo-reichen Kerne von einem Olivinsaum umwachsen, der einen noch höheren Natürliche Basalt-Magmen enthalten im Vergleich zu Fa-Gehalt als Fo50Fa50 hat. Zu einer Verschiebung des den Schmelzen W, X, Y und Z noch Plagioklas-und Di- Pauschalchemismus und zur Bildung Fa-reicher Rest- opsid-Komponente, wodurch die jeweiligen Liquidus- schmelzen kann es auch durch Absaigern der früh aus- Temperaturen drastisch gesenkt werden. Auch der Ein- geschiedenen Fo-reichen Olivine kommen. Dieser expe- bau von Fe2+ in die beiden koexistierenden Mineral- rimentelle Befund ist von großer petrologischer Bedeu- phasen Forsterit und Enstatit erniedrigt alle Tempera- tung. Er erklärt beispielweise das Auftreten von Fayalit- turen des Kristallisations- bzw. Reaktionsbereichs be- führenden Ferrogabbros und Granophyren, die in Layered trächtlich, wie z. B. das Zweistoffsystem Forsterit–Fayalit Intrusions, z. B. in der Skaergaard-Intrusion (Ost-Grön- land) aus Fe-reichen Restmagmen kristallisiert sind (z. B. Wager u. Brown 1968). Manche Basalte enthalten als Zwickelfüllung zwischen den früher ausgeschiedenen Mineralen Letztkristallisate von fast reinem Fayalit. Zweistoffsystem Forsterit–SiO2 Ähnlich wie im System Leucit–SiO2 (Abb. 16.11) besteht zwischen den Komponenten Mg2SiO4 (Fo) und SiO2 eine stöchiometrische Verbindung: Enstatit Mg2[Si2O6] (bzw. dessen Hochtemperaturmodifikation Protoenstatit). Die- ser schmilzt bei niedrigen Drücken ebenfalls inkongru- ent unter Bildung von Forsterit und einer SiO2-übersät- tigten Schmelze (Bowen u. Anderson 1914; Bowen 1928). Kühlen wir bei P = 1 bar eine SiO2-untersättigte Schmelze W ab, so wird bei ca. 1 670 °C die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich so lange Forsterit aus, bis der Abb. 16.15. Zweistoffsystem Forsterit Mg2SiO4–SiO2 mit der stöchi-peritektische Punkt P bei 1 557 °C erreicht ist (Abb. 16.15). ometrischen Verbindung Enstatit Mg2[Si2O6]. Erläuterungen im Jetzt setzt die Reaktion Text. (Aus Bowen 1928), 16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen 271 (Abb. 16.14) zeigt. Die so modifizierten Schmelzen könn- Wie beim Dreistoffsystem Di–An–Ab (Abb. 16.7) be- ten als Modell für Olivintholeiit- (W), Tholeiit- (X) und trachten wir die Projektion der Liquidusfläche auf die Quarztholeiit-Magmen (Y, Z) dienen. Zur Fraktionierung Konzentrationsebene Di-Fo-SiO2 bei konstantem Druck von Olivin kann es kommen, wenn dieser in der Schmel- von 1 bar. ze gravitativ absaigert oder als „gepanzertes Relikt“ vor Wesentliche Grundlage bildet das flankierende Zwei- vollständige Reaktion zu Protoenstatit geschützt und stoffsystem Forsterit–SiO2, das wir soeben kennengelernt dadurch aus dem System entfernt wird. Dann kann ein haben, mit dem Peritektikum P bei 1 557 °C und dem Eu- SiO2-untersättigtes Olivintholeiit-Magma zu einem SiO2- tektikum E1 bei 1 543 °C (Abb. 16.15). Die flankierenden übersättigten Quarztholeiit-Magma differenzieren (aber Zweistoffsysteme Diopsid–SiO2 und Forsterit–Diopsid nicht umgekehrt). sind eutektisch; die Eutektika E2 bei 1 371 °C und E3 bei 1 388 °C liegen in der Nähe der Diopsid-Ecke (Abb. 16.16). Von Greig (1927) wurde im SiO2-reichen Teil des Systems Forsterit– E1 und E2 werden durch eine kotektische Linie verbun- SiO2 die liquide Entmischung von zwei Silikatschmelzen experimen- den, an der Cristobalit (Crs) bzw. Tridymit (Trd) jeweils mit tell nachgewiesen, zu der es bei einer Temperatur von >1 695 °C, d. h. knapp unterhalb des Schmelzpunkts von Cristobalit kommt Mischkristallen von Protoenstatit (PEnss), Pigeonit (Pgtss) (Abb. 16.5). Dieser Befund ist jedoch für natürliche Bedingungen ohne oder Diopsid (Diss) sowie Schmelze koexistieren. Eine Bedeutung und daher nur von theoretischem Interesse. weitere kotektische Linie, an der Fo, Diss und Schmelze miteinander im Gleichgewicht stehen, geht vom Eutek-

Dreistoffsystem Diopsid–Forsterit–SiO2 tikum E3 aus, überschreitet ein flaches offenes Maximum

bei 1 390 °C und endet bei 1 385 °C. Hier stößt sie mit ei- Dieses komplexe System, das bereits von Bowen (1914), ner Reaktionskurve zusammen, die vom peritektischen später von Boyd u. Schairer (1964) und Kushiro (1972) Punkt P ausgeht. An ihr koexistieren nacheinander PEnss bei P = 1 bar experimentell bearbeitet wurde, dient als und Pgtss mit Fo und Schmelze (L). Die Felder von PEnss Modellsystem für die Ausscheidungsbeziehungen der und Pgtss werden ebenfalls durch eine Reaktionskurve dunklen Gemengteile in einer tholeiitischen Schmelze. getrennt, während zwischen Pgtss und Diss eine kotekti- Obwohl es dem Anfänger häufig Verständnisschwierig- sche Linie verläuft. An diesen univarianten Kurven ste- keiten bereitet, soll es wegen seiner großen petrologischen hen jeweils 2 dieser Pyroxen-Mischkristalle miteinander Bedeutung hier besprochen werden. sowie mit Schmelze im Gleichgewicht. Analog zum Zwei- Abb. 16.16. Dreistoffsystem Diopsid CaMgSi2O6– Forsterit Mg2SiO4– SiO2 bei P = 1 bar. Projektion der Liquidusfläche auf die Konzentrati- onsebene. Eingezeichnet sind die Kristallisationsbahnen (farbig) von Schmelzen der Ausgangszusam- mensetzungen X, Y und Z unter Gleichgewichtsbedingungen. Er- läuterungen im Text. Die Misch- kristalle PEn1, PEn2 und PEn3 sind mit 1, 2, 3 markiert. Einsatz: Pseu- dobinärer Schnitt Mg2Si2O6 (En)– CaMgSi2O6 (Di) mit den Liquidus- und Soliduskurven sowie den Mi- schungslücken zwischen unter- schiedlichen Pyroxenphasen. (Nach Kushiro 1972), 272 16 · Experimentelle Modellsysteme stoffsystem Fo–SiO2 (Abb. 16.15) erkennt man also auch restlichen Forsterit sowie den beiden Pyroxen-Mischkris- im Dreistoffsystem Fo–Di–SiO2 die drei Ausscheidungs- tallen PEn3 und Pgt1. felder von Fo, PEn (und den anderen Pyroxen-Mischkris- Kühlen wir eine Ausgangsschmelze Y ab, die auf der tallen) und Crs bzw. Trd sowie das Feld der liquiden Ent- Verbindungslinie PEn–Di liegt, so scheidet sich bei Er- mischung. Unterbrechungen in der Verbindungslinie reichen der Liquidusfläche wiederum zuerst Forsterit aus PEn–Di deuten zwei Mischungslücken in den Pyroxen- und die Zusammensetzung der Schmelze ändert sich Zusammensetzungen an, die man dem pseudobinären kontinuierlich bis A, wo die Reaktion Fo + L = PEnss ein- Schnitt PEn–Di entnehmen kann (Abb. 16.16, Einsatz). setzt. Bei weiterer Abkühlung entwickelt sich die Weiterhin erkennt man in Abb. 16.16, dass – entsprechend Schmelzzusammensetzung wieder entlang der Reakti- dem verdeckten Maximum im binären System Fo–SiO2 onskurve von A nach B, wo – im Unterschied zur Kristal- (Abb. 16.15) – das ausgedehnte primäre Ausscheidungs- lisationsabfolge der Schmelze X – nicht nur alle Schmel- feld des Forsterits fast die gesamte pseudobinäre Verbin- ze sondern auch aller Forsterit aufgebraucht ist. Das Kris- dungslinie PEn–Di der Pyroxen-Zusammensetzungen tallisationsprodukt besteht schließlich nur aus zwei ver- überdeckt. Lediglich die Di-reichen Cpx-Mischkristalle schiedenen Pyroxenen PEn3 und Pgt1. nahe der Di-Ecke schmelzen kongruent. Nun wählen wir noch eine Ausgangsschmelze Z, die bereits rechts der Verbindungslinie Di–PEn, aber noch Der pseudobinäre Schnitt En–Di (Abb. 16.16, Einsatz) zeigt, dass innerhalb des primären Ausscheidungsfeldes von Fors- bei Liquidus-Temperaturen PEnss, Pgtss und Diss mit Fo und Schmel- ze im Gleichgewicht stehen, während im Subsolidus-Bereich die terit liegt. Die anfänglichen Schritte der Kristallisation Pyroxen-Mischkristalle PEn + Pgt sowie Pgt + Di miteinan- und die Änderung der Schmelzzusammensetzung stim-ss ss ss ss der koexistieren. Mit sinkender Temperatur erweitern sich die men mit beiden Ausgangszusammensetzungen X und Y beiden Mischungslücken, wodurch das Stabilitätsfeld von Pgtss überein. Nur ist in diesem Fall der abgeschiedene Fors- auskeilt. An einem invarianten Reaktionspunkt bei etwa 1 235 °C terit früher aufgebraucht als die Schmelze. Das ist bei etwa zerfällt der letzte Pgtss (mit etwa 13 % Di-Komponente) in PEnss 1 530 °C (Punkt C in Abb. 16.16) der Fall. Mit weiterer und Diss. Ab 1 100 °C beginnt sich PEnss unter Reaktion mit Diss in Di-reicheren Orthoenstatit (OEn ) umzuwandeln; es gibt zwei Abkühlung verlässt deshalb der Kristallisationspfad diess Koexistenzfelder PEnss + OEnss und OEnss + Diss, bis bei 985 °C rei- peritektische Reaktionskurve, quert das Feld des Proto- ner PEn in OEn übergegangen ist (in Abb. 16.16, Einsatz nicht mehr enstatits entlang C → D und erreicht bei ca. 1 500 °C die dargestellt). Durch die experimentell bestimmten Phasenbezie- kotektische Linie, an der PEnss, Cristobalit und Schmelze hungen im pseudobinären Schnitt En–Di erklären sich die weit ver- koexistieren. Mit weiterer Abkühlung scheidet sich da- breiteten Entmischungen von Klinopyroxen in Orthopyroxen und umgekehrt (Abb. 11.6a, S. 202); das gilt insbesondere für den inverted her PEnss, der kontinuierlich Di-reicher wird, gemeinsam pigeonite, einen Pigeonit mit Entmischungslamellen von Augit. Es mit Cristobalit bzw. bei niedriger Temperatur mit Tridy- sei allerdings darauf hingewiesen, dass nach neueren Experimenten mit aus. Wenn die Zusammensetzung der Schmelze von Longhi u. Boudreau (1980) bereits zwischen 1445 °C und 1 385 °C Punkt E (ca. 1 385 °C) erreicht hat, kristallisiert Pigeonit Orthoenstatit als zusätzliche Phase auftritt, dann aber wieder ver- neben Protoenstatit und Tridymit aus, bis die Schmelze schwindet. Dadurch werden die Verhältnisse noch etwas komplizier- ter, ohne dass sich die grundsätzliche Aussage des Systems ändert. aufgebraucht ist. Das zuletzt vorliegende Kristallaggregat Wir stützen uns daher auf die Ergebnisse von Kushiro (1972). besteht aus den Phasen PEn2, Pgt2 und Tridymit (und wahrscheinlich einem Rest von Cristobalit, der sich nur Kühlt man eine Schmelze X der Zusammensetzung träge in Tridymit umwandelt). 80 % Fo + 5 % Di + 15 % SiO2, die im primären Aus- Wir haben bei unseren Betrachtungen über das Sys- scheidungsfeld des Forsterits liegt (Abb. 16.16), bis zur tem Di–Fo–SiO2 bislang die Einstellung eines thermody- Temperatur der Liquidusfläche ab, so ändert sich ihre namischen Gleichgewichts vorausgesetzt. In der Natur ist Zusammensetzung unter fortwährender Ausscheidung das häufig nicht oder nur unvollkommen der Fall. Stellt sich von Fo entlang der Kristallisationsbahn X → A. Bei A das Gleichgewicht nicht ein, so weichen die Kristallisations- wird die Reaktionskurve zwischen den Ausscheidungs- bahnen mehr oder weniger von den dargelegten ideali- feldern von Fo und Pyroxen erreicht und die peritekti- sierten Bedingungen ab. Ungleichgewichte können in der sche Reaktion von Fo mit SiO2-übersättigter Schmelze Natur dadurch entstehen, dass die ausgeschiedenen zu PEnss setzt ein. Dem pseudobinären Schnitt (Abb. 16.16, Forsteritkristalle aus einem oder mehreren der folgen- Einsatz) kann man entnehmen, dass eine Schmelze A mit den Gründe nicht mit der Schmelze reagieren konnten: etwa 10 % Di-Komponente mit einem fast Di-freien PEn1 koexistiert. Bei weiterer Abkühlung geht die Reaktion Die Forsteritkristalle werden von der verbleibenden Fo + L = PEnss weiter, wobei sich die Schmelze entlang Schmelze gravitativ getrennt oder die Schmelze wird der Reaktionskurve entwickelt und immer Di-reicher aus dem bestehenden Kristallbrei ausgepresst. wird; auch PEnss wird etwas Di-reicher. Beim invarian- Ein dicker Reaktionssaum von Pyroxen infolge von ten Punkt B (ca. 1 425 °C) kristallisiert bei konstanter zu geringer Diffusionsgeschwindigkeit schützt den Temperatur Pgtss neben PEnss aus, bis die Schmelze auf- verbleibenden Forsterit-Kern vor einer weiteren Re- gebraucht ist. Das entstehende „Gestein“ besteht aus dem aktion mit der umgebenden Schmelze., 16.3 · Das Reaktionsprinzip von Bowen 273 Auch die zonare Verwachsung von drei verschiede- nen Pyroxenarten in einem Tholeiitbasalt des Vogels- berges mit der Ausscheidungsfolge Orthopyroxen (Enstatit-Hypersthen ) → Pigeonit → diopsidischer Augit (Abb. 16.17) kann auf mangelnde Einstellung des Gleichgewichts durch schnelle Abkühlung der betreffenden Lava erklärt werden und lässt sich durch das Dreistoffsystem Fo-Di-SiO2 gut verstehen. Bei fehlender Einstellung des Gleichgewichts und ohne jede Aufzehrung des zuerst ausgeschiedenen Forsterits würde bei allen drei Ausgangsschmelzen X, Y und Z der Kristallisationspfad bereits ab Punkt A in ei- ner leicht gekrümmten Kurve unter Ausscheidung von PEnss das Protoenstatit-Feld queren, bis die kotektische Linie erreicht ist. Die Schmelzzusammensetzung ändert Abb. 16.17. Zonare Verwachsungen von Orthopyroxen (Enstatit- sich nun entlang dieser Grenzkurve, wobei nacheinan- Hypersthen), Pigeonit und diopsidischem Augit als Einsprenglin-ge in Tholeiitbasalt des Vogelsbergs. Kreuzschraffur: Orthopyro- der PEnss + Crs, PEnss + Trd, Pgtss + Trd, und Diss + Trd xen; Einfachschraffur: Pigeonit; hellschattiert: Augit; punktiert: Pla- gemeinsam kristallisieren, bis bei 1 371 °C der eutekti- gioklas. (Nach Ernst u. Schorer 1969) sche Punkt E2 erreicht ist (Abb. 16.16). Fraktionierung von Olivin kann also von einer SiO2-untersättigten Diskontinuierliche Reaktionsserien (Abb. 16.19). Sie werden von Schmelze X zu einer SiO2-übersättigten Restschmelze Reaktionspaaren gebildet, bei denen eine früh ausgeschie- eutektischer Zusammensetzung E2 führen. In Überein- dene Mineralart mit der Restschmelze unter Bildung einer stimmung mit diesem Modell enthalten Tholeiite in ih- neuen Mineralart reagiert. Solche Reaktionen vollziehen rer Grundmasse häufig SiO2-reiches Glas oder Quarz- sich in Abhängigkeit vom Druck bei einer bestimmten Tem- Plagioklas-Verwachsungen; diese sind aus einer sauren peratur, dem Peritektikum oder – bei Mischkristallen – Restschmelze kristallisiert, die durch weitgehende Frak- entlang einer Reaktionskurve über ein begrenztes Tem- tionierung von mafischen Gemengteilen, z. B. Olivin peraturintervall hinweg. Ein wichtiges Beispiel ist die entstanden ist. peritektische Reaktion Forsterit + Schmelze → Enstatit (Abb. 16.15, 16.16). Werden die Forsteritkristalle von der 16.3 Schmelze getrennt, kann diese Reaktion nicht vollstän- 16.3

Das Reaktionsprinzip von Bowen dig ablaufen, so dass sich die Zusammensetzung der

Schmelze mit fallender Temperatur zum Eutektikum hin Die experimentellen Untersuchungen in vereinfach- verschiebt. Ein solcher Prozess der fraktionierten Kris- ten Modellsystemen haben gezeigt, dass silikatische tallisation führt zur Anreicherung von SiO und zur Ver- Schmelzen nur selten in Form einfacher Eutektika 2armung an MgO in der verbliebenen Restschmelze. Da kristallisieren. Vielmehr spielen die Reaktionsbezie- die beiden Mischkristalle Olivin und Orthopyroxen bei hungen zwischen früh ausgeschiedenen Kristallen höheren Temperaturen zunächst bevorzugt Mg2+ gegen- und der verbliebenen Restschmelze eine wichtige über Fe2+ einbauen, kommt es in der natürlichen Rest- Rolle, die sich auch in natürlichen Gesteinen sehr häu- schmelze außerdem zu einer Anreicherung von Fe2+ ge- fig unmittelbar beobachten lassen. Dabei endet der genüber Mg2+, was zu einem typischen Tholeiit-Trend Kristallisationspfad oft nicht erst an einem binären im AFM-Dreieck führt (Abb. 15.3, S. 248). oder ternären Eutektikum, sondern irgendwo auf Die folgenden Schritte innerhalb der diskontinu- einer kotektischen Linie. Wie der amerikanische ierlichen Reaktionsreihe (Mg,Fe)- und Ca-(Mg,Fe) Petrologe N.L. Bowen als erster erkannt hatte, lässt Pyroxen → Hornblende und Hornblende → Biotit sind sich die Entwicklung magmatischer Serien auf die- viel komplizierter, da diese Reaktionen die Aufnahme von sem Wege mindestens in Grundzügen erklären. Wasser einschließen und der Partialdruck (bzw. die Bowen (1928) hat die Ausscheidungsfolge bei der Kris- Fugazität) vonHOeine zunehmende Rolle spielt. Dane- tallisation eines basischen (etwa olivinbasaltischen) 2ben ändert sich die Schmelzzusammensetzung unter Magmas unter der Bezeichnung Reaktionsprinzip zu- zunehmender Anreicherung der Alkalien und von Fe sammengefasst; dabei unterscheidet er grundsätzlich gegenüber Mg. Naturbeobachtungen und experimen- zwei Arten von Reaktionsserien (Abb. 16.19): telle Daten lassen keinen Zweifel aufkommen, dass auch diese später ausgeschiedenen Minerale im Wesentlichen diskontinuierliche Reaktionsserien und den diskontinuierlichen Reaktionen entsprechend dem kontinuierliche Reaktionsserien Bowen-Schema unterliegen., 274 16 · Experimentelle Modellsysteme Kontinuierliche Reaktionsserien (Abb. 16.19). Sie entstehen he ausscheidet. So hatte schon der deutsche Petrograph durch die Reaktion von früh ausgeschiedenen Mischkris- Harry Rosenbusch (1882) mikroskopisch beobachtet, dass tallen mit der Schmelze. Dabei werden kontinuierlich neue in natürlichen Magmatiten neben Olivin und Pyroxen ein Mischkristalle der gleichen Mineralart so lange gebildet, An-reicher Plagioklas (Bytownit-Labradorit), dagegen zu- bis die Schmelze aufgebraucht ist. Wichtigstes Beispiel ist sammen neben Hornblende und Biotit ein Ab-reicherer die Mischkristallreihe der Plagioklase (Abb. 16.4, S. 259) Plagioklas (Andesin-Oligoklas) kristallisiert und das im als Hauptvertreter der felsischen Minerale in basischen Sinne einer Ausscheidungsfolge interpretiert (Rosen- und intermediären Magmen. Ihre Entwicklung findet – busch-Regel). Allerdings sind später häufig Ausnahmen druckabhängig – innerhalb eines ausgedehnten Tempe- von dieser Regel beobachtet worden, so kommen in Ande- raturbereichs statt. Mit fallender Temperatur wird die siten und Daciten auch relativ An-reiche Plagioklase neben Schmelze, die mit den sich ausscheidenden Plagioklas- Amphibolen und Biotit vor. Ob die Erstausscheidung mit Mischkristallen im Gleichgewicht steht, immer reicher an einem mafischen oder einem felsischen Mineral beginnt, Ab- und ärmer an An-Komponente. Bei chemischem Un- hängt wesentlich von der Ausgangszusammensetzung der gleichgewicht bilden sich Plagioklaskristalle mit Zonarbau, Schmelze ab, wie das am Beispiel des Dreistoffsystems wobei der Kern An-reicher, die Außenzonen Ab-reicher sind, Di–An–Ab gezeigt wurde (Abb. 16.7, 16.8, S. 261f). allerdings häufig mit sog. Rekurrenzen (alternierender Zo- narbau: Abb. 16.5). Bei Entfernung von An-reichen Plagio- Die Mineralfolge der diskontinuierlichen Reaktionsreihen zeigt klas-Mischkristallen aus der Schmel-ze wird die Rest- mit der Temperaturerniedrigung eine zunehmende Polymerisati- on der [(Si,Al)O ]-Tetraeder vom Inselsilikat Olivin über die Ket- schmelze gegenüber der Ausgangsschmelzzusammen- 4ten- und Doppelkettensilikate Pyroxen und Hornblende zum setzung an Na2O und SiO2 angereichert, an CaO und Al2O3 Schichtsilikat Biotit. dagegen verarmt (Anorthit: CaO · Al2O3 · 2SiO2, Albit: Na2O · Al2O3 · 6SiO2). K2O reichert sich ebenfalls in der Rest- Wie Bowen (1928) zeigen konnte, lassen sich einige schmelze an und wird bei der Bildung von Biotit und Alkali- wichtige Magmentypen durch Kristallisationsdifferenti- feldspäten verbraucht. Im Unterschied zu den Plagioklasen ation eines basaltischen Magmas erklären. Dabei sind die gibt es bei den Alkalifeldspäten, die bei der Kristallisation Reaktionsbeziehungen innerhalb der Reaktionsreihen von sauren Magmen eine zunehmend bedeutende Rolle Olivin → Biotit und Bytownit → Albit sowie zwischen den spielen, zwei Entwicklungsreihen, die von Or-reichen oder ausgeschiedenen Mineralen und den Restschmelzen von Ab-reichen Zusammensetzungen ausgehen und sich im Bedeutung. Schematisch lässt sich der Differentiations- Schmelz-Minimum treffen (Abb. 16.12, 16.13). verlauf nach folgendem Prinzip erläutern (Abb. 16.20): Bei den mafischen Gemengteilen stellt man mit Bei Abkühlung eines basaltischen Magmas kristalli- sinkender Temperatur eine zunehmende Tendenz sieren als Hauptminerale zuerst Olivin und Bytownit aus, zur Anreicherung von Fe2+ auf Kosten von Mg fest. Ein wodurch sich die Zusammensetzung der verbleibenden wichtiges Beispiel ist die Mischkristallreihe der Olivine Restschmelze in Richtung → Andesit ändert. Nun sind (Abb. 16.14), bei der sich – ausgehend von fast reinem zwei Fälle denkbar: Foss – durch Reaktion mit der Schmelze kontinuierlich immer Fa-reichere Mischkristalle bilden. Bei fraktionier- 1. Gleichgewichtskristallisation: ter Kristallisation von Fo-reichem Olivin kann schließ- Die ausgeschiedenen Kristalle bleiben im Kontakt mit lich eine fast reine Fayalit-Schmelze gebildet werden. der Schmelze und reagieren mit dieser unter Bildung von Naturbeobachtungen, insbesondere in Layered Intrusi- ons zeigen, dass bei der Kristallisation basaltischer Mag- men die Mischkristallreihen der Pyroxene sich gleich- sinnig von Mg- zu Fe-reicheren Gliedern entwickeln: diopsidischer Augit → Augit → hedenbergitischer Augit, Enstatit → Bronzit sowie Mg-reicherer → Fe-reicherer Pigeonit (Abb. 16.18). In der vorliegenden Darstellung des Bowen-Schemas (Abb. 16.19) fallen die Temperaturen von oben nach unten. Genaue Temperaturwerte können selbstverständlich nicht angegeben werden, da die natürlichen Magmen einen viel komplexeren Chemismus haben als die vereinfachten Mo- Abb. 16.18. Kristallisationstrends von Ca-reichen Pyroxenen (Augi- dellsysteme. Jedoch bringt das Schema zum Ausdruck, dass te) und Ca-armen Pyroxenen (Orthopyroxene, Pigeonite) in derLayered Intrusion des Busvelds, Südafrika. Pyroxen-Zusammenset- sich bei fallender Temperatur je ein Vertreter der diskonti- zungen nach chemischen Analysen (Kreis), nach optischen und/oder nuierlichen neben einem solchen der kontinuierlichen Rei- röntgenographischen Bestimmungen (Dreieck). (Nach Atkins 1969), 16.3 · Das Reaktionsprinzip von Bowen 275 Orthopyroxen, Pigeonit und Augit (Abb. 16.16) sowie relativ wenig Rhyolith-Schmelze als Restdifferentiat. Da Labradorit (Abb. 16.4). Bei vollständiger Reaktion kann Olivin, Pyroxen und die Feldspäte keine (OH)-Grup- die gesamte Schmelze verbraucht werden: Es entsteht ein pen einbauen, werden bei der fraktionierten Kristalli- Basalt oder – bei höherem Druck – ein Gabbro. sation auch H2O (und andere leichtflüchtige Kompo- 2. Fraktionierte Kristallisation: nenten) in den Restschmelzen immer stärker angerei- Die ausgeschiedenen Kristalle werden von der Schmel- chert. Schließlich können sich hydrothermale Lösun- ze getrennt. Solange noch nicht viele Kristalle abgeschie- gen bilden, aus denen sich z. B. Zeolithe ausscheiden. den und die heiße Schmelze noch wenig viskos ist, dürfte das am ehesten gravitativ durch Aufschwimmen Somit ist klar, dass in der Tat andesitische, rhyolithi- der Bytownit- und Absaigern der Olivin-Kristalle ge- sche und trachytische Restschmelzen durch Kristallisa- schehen, während bei größerem Kristallanteil die Rest- tionsdifferentiation eines Basalt-Magmas erklärt werden schmelze durch Filterpressung aus einem Olivin-Ku- können. Es wäre jedoch ein Fehler anzunehmen, dass das mulat heraus gedrückt würde. Bei mangelnder Rühr- immer oder auch nur in der überwiegenden Mehrzahl wirkung wegen zu geringer Konvektion in der Mag- der Fälle so sein muss. Hiergegen spricht bereits das Zu- menkammer kann sich Olivin auch mit einem Reakti- rücktreten von Basalten oder Gabbros in vielen Andesit- onssaum von Pyroxen, Bytownit mit Ab-reicheren Rän- Dacit-Rhyolith- bzw. Tonalit-Granodiorit-Granit-Asso- dern umgeben und so als gepanzerte Relikte vor wei- ziationen. Auch der enorm große Anteil von granitisch- terer Aufzehrung geschützt werden. Nun liegt eine granodioritischem Material am Aufbau der oberen kon- andesitische Restschmelze vor, die entweder zu einem tinentalen Erdkruste schließt eine Fraktionierung von Andesit (oder Diorit) auskristallisieren kann oder ei- basaltischen Magmen als wesentlichen Bildungs- ner weiteren Fraktionierung unterworfen wird. Dabei mechanismus aus. Andererseits gibt das Bowen’sche dürfte der wesentliche Trennmechanismus in der Reaktionsprinzip eine gute qualitative Erklärung für das Filterpressung liegen. Im Zuge der fraktionierten Kris- gemeinsame Vorkommen bestimmter Minerale wie Oli- tallisation nehmen die Gehalte an SiO2, Na2O und K2O vin–Labrador, Andesin–Hornblende, Oligoklas–Kalifeld- in der Schmelze allmählich immer stärker zu. Es ent- spat–Quarz–Biotit. Es hilft weiterhin, das Verhalten von stehen Restschmelzen, aus denen Rhyolithe oder Gra- Nebengestein bei der Assimilation durch Magmen bes- nite kristallisieren können. Mengenmäßig ergibt sich ser zu verstehen: Infolge inkongruenten Schmelzens gilt gegenüber der ursprünglichen Basalt-Schmelze nur dann z. B. die diskontinuierliche Reaktionsserie in um- Abb. 16.19. Die Reaktionsserien nach Bowen Abb. 16.20. Das Schema der magmatischen Differentiation eines tholeiiti- schen Magmas in Verbindung mit den Reaktionsserien von Bowen, 276 16 · Experimentelle Modellsysteme gekehrter Reihenfolge. Mögliche Reaktionsreihen hän- gen von der Zusammensetzung des Stamm-Magmas, vom P-T-Bereich der Kristallisation sowie vom Gehalt an H2O und anderen leichtflüchtigen Komponenten ab. Gegenüber den komplexen Prozessen in der Natur stellt jede Reaktionsreihe eine starke Vereinfachung dar. 16.4 16.4

Das Basalt-Tetraeder von Yoder und Tilley (1962)

Wie wir gesehen haben, lässt sich der Differentiations- verlauf eines basaltischen Magmas recht gut anhand des Modellsystems Di–An–Ab (Abb. 16.6–16.8) verstehen. Dieses System gibt jedoch keine Antwort auf die wichti- ge Frage nach der Entstehung SiO2-übersättigter und SiO2-untersättigter basischer Magmen. Hierfür müssen als zusätzliche Komponenten noch Forsterit, Nephelin und SiO2 berücksichtigt werden, so dass wir es mit ei- nem Fünfstoff-System Fo–Di–An–Ne–Qz zu tun hätten. Vereinfachend können wir zunächst die Komponente An vernachlässigen und kommen so zum Vierstoff-System Abb. 16.21. Das Basalt-Tetraeder von Yoder u. Tilley (1962) in Form Fo–Di–Ne–Qz, dem vereinfachten Basalt-Tetraeder nach des erweiterten, Fe-haltigen Basaltsystems Klinopyroxen–Olivin– Yoder u. Tilley (1962; Abb. 16.21). Auf der Kante Ne–Qtz Nephelin–Quarz mit Plagioklas (Pl) anstelle von Ab, Orthopyro- tritt als binäre Verbindung Albit (Ab) auf, der im entspre- xen (Opx) anstelle von En und Klinopyroxen (Cpx) anstelle von Di chenden Zweistoffsystem ein Temperaturmaximum bil- det (Abb. 16.10, S. 264), während die Verbindung Ensta- Di–Fo–SiO2 (Abb. 16.16) wissen, ermöglicht das inkongru- tit (En) auf der Linie Fo–Qtz durch inkongruentes Schmel- ente Schmelzen von Enstatit, dass sich SiO2-untersättigte zen gekennzeichnet ist (Abb. 16.15, 16.16). Alle wichti- Magmen durch fraktionierte Kristallisation von Forsterit gen Zweistoff- und Dreistoffsysteme, die für die Kristal- zu SiO2-übersättigten Magmen entwickeln können, wenn lisation einer basaltischen Schmelze von Bedeutung sind auch nicht umgekehrt. Die Ebene Ab–Di–En ist also in eine und experimentell genau untersucht wurden, können in Richtung hin durchlässig. Das gilt auch für erhöhte H2O- dieses Tetraeder eingeordnet werden. Drücke, während im H2O-freien („trockenen“) System bei Erweitert man das Vierstoff-System Fo–Di–Ne–Qtz Drücken von >2,6 kbar Enstatit kongruent schmilzt und die um die Komponenten An und FeO, so erhält man bereits Ebene Ab–Di–En dann eine thermische Schwelle darstel- ein recht naturnahes, allerdings K2O-freies Basaltsystem, len würde. Im Zweistoffsystem Ne–SiO2 bildet Albit ein in das man alle wichtigen basaltischen Gesteine mit Aus- Maximum (Abb. 16.10); das hat zur Folge, dass die Ebene nahme der Leucit-führenden eintragen kann. Fo wird Ab–Di–Fo als thermische Barriere zwischen den Ne-nor- durch Olivin, En durch Opx (Enstatit-Hypersthen), Di mativen Alkalibasalt-Magmen und den Ol- bis Qz-norma- durch Cpx (Augit) und Ab durch Plagioklas (Pl) ersetzt tiven Tholeiit-Magmen wirkt, die in keine Richtung hin (Abb. 16.21). Für Ne können auch andere Feldspatoide, durchlässig ist. Deswegen müssen bei fraktionierter Kris- z. B. Nosean oder Hauyn eintreten. tallisation, jedenfalls bei Drücken <2,6 kbar, getrennte Das Basalt-Tetraeder Fo–Di–Ne–Qz bzw. Ol–Cpx–Ne– Magmenreihen entstehen. Aus einem alkalibasaltischen Qz wird durch 2 Ebenen, nämlich die Ebene der SiO2-Sätti- Stamm-Magma kann sich daher durch fraktionierte Kris- gung Ab–Di–En und die kritische Ebene der SiO2-Unter- tallisation von Nephelin und/oder Forsterit keine quarz- sättigung Ab–Di–Fo in drei Räume eingeteilt (Abb. 16.21): tholeiitische Restschmelze entwickeln, sondern nur nephe- linitische, basanitische, tephritische oder phonolithische In den rechten Raum Cpx–Opx–Pl–Qz fallen die Qz- Teilmagmen. Umgekehrt entwickeln sich aus einem normativen Tholeiite, tholeiitischen Stamm-Magma nur andesitische, dacitische in den mittleren Raum Pl–Cpx–Opx–Ol die Olivin- und rhyolithische Teilmagmen. Bei hohen Drücken, wie sie tholeiite, im Erdmantel realisiert sind, gelten diese Verhältnisse in den linken Raum Cpx–Pl–Ol–Ne die Ne-führenden nicht mehr, weil Plagioklas instabil wird. So schmilzt im Alkalibasalte (Ne-Tephrite, Ne-Basanite und Nephelinite). H2O-freien System Anorthit oberhalb 10 kbar (= 1 GPa) inkongruent zu Korund und Schmelze, Albit oberhalb Wie wir aus den experimentellen Ergebnissen im Zwei- 32 kbar (= 3,2 GPa) zu Jadeit + Schmelze (Lindsley 1968); stoffsystem Fo–SiO2 (Abb. 16.15) und im Dreistoffsystem somit kann Ab nicht mehr als thermische Barriere wirken., 16.5 · Gleichgewichtsschmelzen und fraktioniertes Schmelzen 277 16.5 Magmen durch partielle Aufschmelzung von Granat-Pe- 16.5

Gleichgewichtsschmelzen und ridotit im oberen Erdmantel dienen kann. Es wurde von

fraktioniertes Schmelzen Davis u. Schairer (1965) bei einem Druck von 40 kbar (= 4 GPa), entsprechend einer Tiefe im Erdmantel von Wie wir in Abschn. 15.2 (S. 249f) gezeigt hatten, ent- ca. 130 km experimentell untersucht und von Yoder stehen Magmen durch partielle Aufschmelzung (Ana- (1976) ausführlich diskutiert. Alle drei flankierenden texis) von Gesteinen des Erdmantels und der unteren Zweistoffsysteme sind eutektisch; es existieren daher Erdkruste. Bevor wir diese Prozesse am Beispiel der Ba- 3 kotektische Linien, die sich in einem invarianten salt- und Granit-Magmen (Kap. 17 und 18) eingehender Punkt ET treffen, an dem Fo, Di, Prp und Schmelze mit- behandeln, sollen einige grundsätzliche Gesichtspunkte einander koexistieren. Er kann in erster Näherung als beleuchtet werden. Auch hier kann man theoretisch ternäres Eutektikum betrachtet werden (Abb. 16.22). Wir zwei extreme Fälle unterscheiden, die in der Natur al- unterscheiden wieder die beiden Extremfälle: lerdings selten in reiner Form realisiert sein dürften: Gleichgewichtsschmelzen. Heizen wir einen Granat-Peri- Gleichgewichtsschmelzen und dotit der Zusammensetzung X auf, so bildet sich bei fraktioniertes Schmelzen. 1 670 °C eine Erstschmelze der eutektischen Zusammen- setzung ET, die im Vergleich zum Ausgangsgestein stark Gleichgewichtsschmelzen. Beim Gleichgewichtsschmelzen an Fo verarmt ist. Bei weiterer Temperaturerhöhung und bleibt die gebildete Schmelze im Kontakt mit dem kris- nach vollständiger Lösung des Di verändert sich die tallinen Residuum, so dass sich beim fortschreitenden Schmelzzusammensetzung entlang der kotektischen Li- Schmelzvorgang jeweils ein chemisches Gleichgewicht nie ET → E3, bis bei A aller Pyrop in die Schmelze gegan- zwischen Schmelze und Residuum einstellen kann. Ein gen ist. (Punkt A ergibt sich aus dem ursprünglichen einfaches Beispiel bietet das bereits behandelte Zweistoff- Di/Prp-Verhältnis im Ausgangsgestein.) Nur bei sehr star- system Ab–An (Abb. 16.4, S. 259). Beim Aufschmelzen ei- ker Temperaturerhöhung kann sich das Schmelzen ent- nes Plagioklases C' der Zusammensetzung An50Ab50 bil- lang dem Pfad A → X fortsetzen. Umgekehrt würde sich det sich zunächst die Ab-reichere Schmelze C An15Ab85. bei fraktionierter Kristallisation einer Schmelze X die Wenn diese bei weiterer Temperaturerhöhung im Kon- Schmelz-Zusammensetzung kontinuierlich entlang dem takt mit dem Plagioklas verbleibt und mit diesem rea- Kristallisationspfad X → A → ET entwickeln. giert, verändert sich ihre Zusammensetzung kontinu- ierlich entlang der Liquiduskurve und wird immer An- Fraktioniertes Schmelzen. Werden wenige Prozent der eu- reicher. Der Schmelzvorgang ist beendet, wenn die tektischen Erstschmelze ET aus dem System entfernt, so Schmelze die Zusammmensetzung An50Ab50 erreicht bewegt sich die Zusammensetzung des kristallinen Re- hat, die dem ursprünglichen Plagioklas-Chemismus siduums in Richtung X'. Bei fortgesetzter Wärmezufuhr entspricht. Das Gleichgewichtsschmelzen von Gesteinen verhält sich also spiegelbildlich zum Kristallisationsvor- gang eines Magmas. Fraktioniertes Schmelzen. Beim fraktionierten Schmelzen wird die gebildete Schmelze aus dem System entfernt, so dass sie nicht mit dem kristallinen Rest reagieren kann. Dabei verändert sich die Schmelzzusammensetzung nicht kontinuierlich, sondern stufenweise. Entwickelt sich z. B. beim Gleichgewichtsschmelzen eines Plagioklases C' An50Ab50 die Schmelzzusammensetzung C in Richtung B An35Ab65 und wird diese Schmelze aus dem System ent- fernt, so bleibt ein Residuum-Plagioklas B' An72Ab28 üb- rig. Dieser kann weiter aufschmelzen, bis die Schmelze eine Zusammensetzung von maximal An72Ab28 erreicht hat. Wir erzeugen also zwei Teilschmelzen der Zusam- mensetzung An35Ab65 und An72Ab28. Analoge Überlegun- gen gelten für andere Typen von Zweistoff- sowie für Dreistoff- und Mehrstoff-Systeme (Presnall 1969). Wir wollen das anhand des H O-freien Dreistoff- Abb. 16.22. Dreistoffsystem Forsterit (Mg2SiO4)–Diopsid (CaMgSi2O6)2 –Pyrop (Mg3Al2(SiO4)3 bei P = 40 kbar. Projektion der Liquidusflä-systems Forsterit (Fo)–Diopsid (Di)–Pyrop (Prp) erläu- che auf die Konzentrationsebene. (Nach Davis u. Schairer 1965 tern, das als Modellsystem für die Bildung von Basalt- aus Yoder 1976), 278 16 · Experimentelle Modellsysteme bildet sich aus X' weiterhin eutektische Schmelze der Bowen NL, Andersen O (1914) The binary system MgO–SiO2. Am J Zusammensetzung ET. Wenn wiederum geringe Anteile Sci 187:487–500 dieser Schmelze entfernt werden, verschiebt sich die Zu- Bowen NL, Schairer JF (1935) The system MgO–FeO–SiO2. Am J Sci 229:151–217 sammensetzung des Residuums nach X'', aus dem wie- Bowen NL, Tuttle OF (1950) The system NaAlSi3O8–KAlSi3O8–H2O. der eutektische Schmelze ET entstehen kann. Tempera- J Geol 58:489–511 tur und Schmelzzusammensetzung bleiben also konstant, Boyd FR, England JL, Davis TC (1964) Effects of pressure on the bis im Residuum die Di-Komponente völlig aufgebraucht melting and polymorphism of enstatite, MgSiO3. J Geophys Res ist entsprechend der Zusammensetzung R im flankieren- 69:2101–2109 Boyd FR, Schairer JF (1964) The system MgSiO3–CaMgSi O . J Pe-den Zweistoffsystem Fo–Prp. Jetzt kommt die Schmelzbil- 2 6trol 6:275–309 dung bis auf Weiteres zum Erliegen. Erst wenn das Gestein Correns CW (1968) Einführung in die Mineralogie, 2. Aufl (Nach- auf 1 770 °C aufgeheizt ist, entsteht eine neue Schmelze druck 1981). Springer, Berlin Heidelberg New York mit der Zusammensetzung des binären Eutektikums E . Davis BTC, Schairer JF (1965) Melting relations in the join dioside–3 Fraktioniertes Schmelzen führt also zu zwei Schmelzen forsterite–pyrope at 40 kilobars and at one atmosphere. Carnegie unterschiedlicher Zusammensetzung E und E . Inst Washington Yearb 64:123–126T 3 Ernst TH, Schorer G (1969) Die Pyroxene des „Maintrapps“, einer Gruppe tholeiitischer Basalte des Vogelsberges. Neues Jahrb Im Gleichgewichtsfall würde das vollständige Auf- Mineral Monatsh 1969:108–130 schmelzen des Granat-Peridotits X eine sehr hohe Tem- Goldsmith JR (1980) The melting and breakdown of plagioclase at peratur von ca. 1960 °C erfordern; beim fraktionierten high pressures and temperatures. Am Mineral 65:272–284 Schmelzen wären dafür >2 000 °C nötig. Wegen des gro- Goranson RW (1938) Silicate–water systems: Phase equilibria in the NaAlSi O –H O and KAlSi O –H O systems at high tempe- ßen Temperaturintervalls zwischen Solidus- und Liqui- 382382ratures and pressures. Am J Sci 235A:71–91 duskurve (z. B. Abb. 14.4, S. 242) gilt ganz allgemein, dass Greig JW (1927) Immiscibility in silicate melts. Am J Sci 213:1–44, 133–154 Gesteine praktisch nie vollständig, sondern lediglich Greig JW, Barth TWF (1938) The system Na2O·Al2O3·SiO2 (nepheli- partiell aufschmelzen. Daraus folgt, dass die entstehen- ne, carnegieite) – Na2O · Al2O3 · 6SiO2. Am J Sci (5) 235A:93–112 den Magmen eine andere Zusammensetzung aufweisen Kushiro I (1972) Determination of liquidus relations in synthetic silicate systems with electron probe analysis: The system forste- müssen als ihr Ausgangsgestein; d. h. nach Abtrennung rite–diopside–silica at 1 atmosphere. Am Mineral 57:1260–1271 der Schmelze bleibt ein Restgestein übrig. Dieses ist an Kushiro I (1973) The system diopside–anorthite–albite: Determi- inkompatiblen Elementen (Abb. 31.1, S. 552) wie K, Rb, nation of compositions of coexisting phases. Carnegie Inst Ba, Sr, P, Ti, Zr, U, Th, Nb und Zr verarmt, d. h. an sol- Washington Yearb 72:502–507 chen, die bevorzugt in die Schmelze gehen. Kushiro I, Yoder HS (1969) Melting of forsterite and enstatite at high pressures under hydrous conditions. Carnegie Inst Wash Yearb 67:153–161

Weiterführende Literatur Lindsley DH (1966) Melting relations of KAlSi3O8: Effects of

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Die Herkunft des Basalts

17.1 Basalte stellen die wichtigste Gruppe der vulkanischen Gesteine dar, die erdweit Basalte und in großer Verbreitung auftreten. Bildung, Differentiation und Förderung basal- Plattentektonik tischer Magmen haben enge Beziehungen zur Plattentektonik (z. B. Pearce u. Cann 1973; Tabelle 17.1). Experimentelle Untersuchungen in vereinfachten Modell- 17.2 systemen und an natürlichen Gesteinen haben viel dazu beigetragen, die Ent- Bildung von stehung von Basalt-Magmen durch partielle Anatexis von Peridotit im Oberen Basalt-Magmen Erdmantel besser zu verstehen. durch partielles Schmelzen von Tabelle 17.1. Plattentektonische Stellung von Basalten Mantelperidotit, 280 17 · Die Herkunft des Basalts 17.1 17.1 Island Arc Tholeiites, IAT; Low-K-Tholeiites, LKT) bis

Basalte und Plattentektonik Kalkalkali-Basalte (Calc-alkaline Basalt, CAB), selte-

ner Alkalibasalte (sog. Shoshonite) gefördert; dazu Basalte der mittelozeanischen Rücken. Basalte der mit- treten als charakteristische Vulkanite in großer Verbrei- telozeanischen Rücken (Mid-Ocean Ridge Basalts, tung Andesite sowie Dacite und Rhyolithe auf. Der MORB) sind an divergente Plattenränder gebunden, Vulkanismus, etwa an den Kontinentalrändern und wobei sich die vulkanische Aktivität im Wesentlichen in den Inselbögen um den Pazifischen Ozean – oft mit auf die innersten Talungen des Riftsystems beschränkt. seismischer Aktivität verbunden – ist infolge der gro- Durch Sea-Floor Spreading wird die neugebildete oze- ßen Gehalte an überkritischem H2O und anderen Gasen anische Kruste nach außen befördert, so dass die MOR- in der geförderten Schmelze in hohem Grad explosiv. Basalte als Ozeanbodenbasalte (Ocean-Floor Basalt, Das gilt natürlich besonders für SiO2-reichere Schmel- OFB) große Teile der ozeanischen Kruste aufbauen. Es zen mit hoher Viskosität. In der Tiefe steckengeblie- handelt sich überwiegend um Olivintholeiite, die durch bene Magmen mit gleicher Genese bilden Batholithe sehr niedrige Gehalte an K und an inkompatiblen Spu- oder zahlreiche kleinere Plutone, die sich aus Tiefenge- renelementen (s. unten) wie Ba, Sr, P, U, Th und Zr aus- steins-Äquivalenten der Kalkalkali-Serie, im Wesent- gezeichnet sind (Low-K Tholeiite). In den Magmen- lichen aus Graniten, Granodioriten und Tonaliten, un- kammern unter den mittelozeanischen Rücken kommt tergeordnet aus Dioriten und Gabbros, zusammen- es zu Differentiationsprozessen durch fraktionierte setzen. Kristallisation, wobei z. B. Ferrobasalte oder sogar oze- anische Plagiogranite einerseits und Olivin-Pyroxen- Ozeanische und kontinentale Intraplatten-Basalte. Die reiche Kumulate andererseits als Differentiationspro- Bildung von Basaltmagmen, die im Zuge des ozeani- dukte entstehen. Allerdings werden diese Prozesse im- schen und kontinentalen Intraplattenvulkanismus ge- mer wieder durch Zufuhr von neuen Magmenschüben fördert werden, ist an aufsteigende Mantel-Plumes unterbrochen, die sich mit den älteren, fraktionierten gebunden, die sich an der Erdoberfläche als sog. Hot Magmen mischen. Bei stärkerem Aufschmelzgrad im Spots durchpausen. In diesen Plumes kommt es zum Erdmantel könnten auch primär ultrabasische, pikrit- partiellen Aufschmelzen des Mantel-Peridotits, wobei basaltische Magmen entstehen, die erst auf ihrem Weg die Zusammensetzung der gebildeten Stamm-Mag- nach oben in einer subvulkanischen Magmakammer men von Druck und Temperatur am Aufschmelzort zu olivintholeiitischem Magma differenzieren (s. Ab- sowie vom (seinerseits T-abhängigen) Grad der Auf- schn.17.2 und Kap. 16). schmelzung gesteuert wird. Ein theoretisches Beispiel Basaltmagmen müssen also nicht in allen Fällen un- ist in Abb. 17.3 und Tabelle 17.2 gegeben. veränderte Stamm-Magmen sein. Alkalibasalte der ozeanischen Inseln (Ocean Island Balsalte an konvergenten Plattenrändern. An konvergen- Alkaline Basalt, OIA-Basalt) treten zusammen mit ten Plattenrändern werden die Basalte der ozeanischen Ocean-Island-Tholeiiten (OIT) auf. Sie zeigen eine Erdkruste zusammen mit ihrer dünnen Sedimentdecke große Variationsbreite bis hin zu stark alkalibetonten bis weit in Mantelbereiche der hangenden kontinen- Zusammensetzungen mit Übergängen zu Nephelinit talen Platte subduziert (Abb. 27.17, S. 489). Unter im letzten Stadium der Lavaförderungen. Die Basalte zunehmender Versenkung und Erwärmung unterliegt von Hawaii sind ein besonders gut untersuchtes Vor- die subduzierte Platte zunächst einer prograden kommen (Abb. 15.3, S. 248). Metamorphose (Abb. 26.8, S. 458). Freiwerdendes H2O Basalte der ozeanischen Plateaus (ozeanische Flut- erniedrigt die Solidus-Temperaturen des subduzierten basalte) sind Intraplattenbasalte, die wahrscheinlich Gesteinsmaterials, und es kommt in der subduzierten an riesige Mantel-Plumes (Super-Plumes) gebunden Platte oder in dem darüberliegenden Mantelkeil zur par- sind. In ihren geochemischen Charakteristika haben tiellen Aufschmelzung. Die gebildeten Magmen steigen sie jedoch eher Ähnlichkeiten mit MORB. in der kontinentalen Lithosphärenplatte auf und sam- Kontinentale Plateaubasalte (Continental Flood meln sich in subvulkanischen Magmenkammern. Auf Basalts, CFT) treten als mächtige Deckenergüsse ihrem Weg nach oben und in den Magmenkammern innerhalb stabiler Kontinentalregionen auf (konti- selbst kommt es zur Veränderung der Stamm-Magmen nentale Intraplattenbasalte). Sie werden von nur durch Magmenmischung, fraktionierte Kristallisation geringen Mengen von Alkalibasalt begleitet. Pla- und Assimilation von Krustenmaterial (ACF-Prozesse, teaubasalte sind reicher an K und an inkompati- Abschn. 15.5, S. 253f). In den entstehenden magmatischen blen Spurenelementen als MORB. Das gilt in verstärk- Gebirgsbögen und Inselbögen werden Tholeiite (Volcanic tem Maße für die Alkalibasalte in kontinentalen Arc Tholeiites VAT einschließlich Inselbogen-Tholeiiten, Riftzonen., 17.2 · Bildung von Basalt-Magmen durch partielles Schmelzen von Mantelperidotit 281 17.2 Beim partiellen Aufschmelzen von Pyrolit gehen Al 17.2

Bildung von Basalt-Magmen durch und Na, besonders aber die inkompatiblen Elemente be-

partielles Schmelzen von Mantelperidotit vorzugt in die Basaltschmelze, während die verbleibenden Restgesteine, die ganz überwiegend aus Ol + Opx ± Cpx 17.2.1 bestehen, an diesen Elementen verarmt sind (Abb. 17.1). Das Pyrolit-Modell Hierbei lassen sich zwei Gruppen von inkompatiblen Elementen unterscheiden (Abschn. 31.1, S. 552): Als Muttergesteine von Basaltmagmen kommen Klinopy- roxen-arme ultramafische Gesteine, wie Dunite oder Großionige lithophile Elemente (large ionic lithophil Harzburgite, die vorwiegend aus Olivin und Orthopyroxen, elements, LIL-Elemente) wie K, Rb, Ba und Sr passen d. h. im Wesentlichen aus SiO2, (Mg,Fe)O und wenig CaO wegen ihrer großen Ionenradien (meist >1,2 Å) besser bestehen, nicht in Frage. In ihnen wären chemische Kom- in die offene, ungeordnete Struktur einer Silikatschmelze ponenten, die für Basalte typisch sind, insbesondere Al2O3 als in die Kristallstrukturen von Ol, Opx und Cpx. und Na2O, nicht oder nur in viel zu geringer Menge enthal- Elemente hoher Feldstärke (high field strenth elements, ten, und auch die CaO-Gehalte wären zu niedrig. Aus einer HFS-Elemente) wie Ti, P, U, Th und Nb besitzen ein Fülle von Beobachtungen und Überlegungen erarbeiteten Ionenpotential = Verhältnis von Ionenladung : Ionen- Green u. Ringwood (1967a) das Pyrolit-Modell (Ab- radius von >2; sie passen ebenfalls schlecht in die Oli- schn. 27.3.1, S. 486ff). Danach bestehen fertile (d. h. „frucht- vin- und Pyroxen-Strukturen. bare“) Mantelgesteine chemisch aus 75 % Dunit + 25 % Ba- salt. Der Al2O3-Gehalt dieser – zunächst einmal theoretisch 17.2.2 konstruierten – Gesteine beträgt etwa 4 % und steckt in Partielles Schmelzen von H2O-freiem Pyrolit geringen Anteilen von Plagioklas, Spinell oder Pyrop-reichem Granat oder aber als Tschermak’s Moleküle CaAl[6][Al[4]SiO6] Wie Experimente in vereinfachten Modellsystemen oder an und MgAl[6][Al[4]SiO6] im Pyroxen selbst. Green u. Ring- natürlichen Peridotiten (z. B. von Yoder, Kushiro, Green u. wood (1967a) konnten experimentell zeigen, dass im Ringwood, O’Hara, Stolper, Jaques u. Green u. a.), erfor- Erdmantel mit zunehmendem Druck die Paragenesen dert das partielle Schmelzen von Peridotiten pyroliti- Ol + Opx + Cpx + Pl → Ol + Opx + Cpx + Spl → Ol + Opx + Cpx + Grt stabil sind. Das Stabilitätsfeld der Paragenese Ol + Al-haltiger Opx + Al-haltiger Cpx liegt in einem ähn- lichen Druckbereich wie Spinell-Pyrolit, aber bei höheren Temperaturen (s. Abb. 27.14, S. 487). Spinell- und Granat- Lherzolithe mit ca. 15 % Cpx, die als vulkanische Auswürf- linge vorkommen, haben chemische Zusammensetzungen, die dem theoretischen Pyrolit weitgehend entsprechen. Abb. 17.2. P-T-Diagramm zum Aufschmelzverhalten des oberen Erdmantels. Dicke Linie: Der Pyrolit-Solidus im H2O-freien Sys- tem (Takahashi u. Kushiro 1983); die Unstetigkeiten ergeben sich aus dem Wechsel der Paragenesen Ol + Opx + Cpx + Pl → Ol + Al- haltiger Opx + Al-haltiger Cpx → Ol + Opx + Cpx + Grt (vgl. auch Abb. 17.1. Beim partiellen Aufschmelzen eines Granat-Lherzoliths Abb. 27.14, S. 487). Punktierte Linie: Pyrolit-Solidus für 0,1 % H2O werden Al2O3 und TiO2 in der basaltischen Schmelze angereichert, (Ringwood 1975). RAG: Geotherm unter den Achsen mittelozeani- während das Residuum aus Dunit oder Harzburgit an diesen Kom- scher Rücken (Bottinga u. Allègre 1978), OG: ozeanischer Geotherm, ponenten verarmt. (Nach Brown u. Mussett 1993) KG: kontinentaler Geotherm. (Clark u. Ringwood 1964), 282 17 · Die Herkunft des Basalts scher Zusammensetzung sehr hohe Temperaturen. Ent- dest den ozeanischen Geotherm (Ringwood 1975). Bei sprechend der Clausius-Clapeyron’schen Gleichung [16.2a] einem Gesamt-H2O-Gehalt von 0,1 % erfolgt diese Über- nimmt die Solidustemperatur für H2O-freie („trockene“) schneidung in einem Tiefenbereich von 85–160 km Pyrolite mit steigendem Druck zu. Wegen der unter- (Abb. 17.2). Neben H2O können auch andere leicht- schiedlichen Pyrolit-Paragenesen (s. oben) verläuft die flüchtige Komponenten, insbesondere CO2 den Pyrolit- Soliduskurve nicht stetig, sondern weist Knicke auf. In Solidus erniedrigen. Abb. 17.2 erkennt man, dass die Soliduskurve durch die Wie in Abb. 17.3 schematisch dargestellt, variiert der geothermischen Gradienten unter stabilen Kontinental- Aufschmelzgrad bei einem H2O-Gehalt von 0,1 % und schilden (kontinentaler Geotherm) oder unter den Oze- bei Temperaturen und Drücken, die dem ozeanischen anen (ozeanischer Geotherm) nicht geschnitten wird. Die Geotherm entsprechen, zwischen 0,5 und 1,5 %. Durch Temperaturzunahme mit der Tiefe reicht also für ein diesen geringen Schmelzanteil wird die Fortpflanzungs- partielles Schmelzen von H2O-freiem Pyrolit nicht aus. geschwindigkeit der Erdbebenwellen verringert. Damit Lediglich stark erhöhte geothermische Gradienten, lässt sich die Zone erniedrigter Wellengeschwindigkeiten wie sie z. B. unter den Achsen von mittelozeanischer Rü- im oberen Erdmantel, die Low-Velocity Zone, erklären, cken realisiert sind, überschneiden sich mit dem „tro- die bereits 1926 durch den deutschen Geophysiker Beno ckenen“ Pyrolit-Solidus, so dass es an divergenten Plat- Gutenberg erkannt wurde; sie liegt in wechselnden Tie- tenrändern schon in relativ geringer Tiefe (ca. 15–40 km) fenbereichen zwischen 60 und 260 km (Abschn. 27.3.2, zum partiellen Aufschmelzen von H2O-freiem Mantel- S. 489f). Die mit dem partiellen Schmelzen verbundene material kommen kann. So bilden sich im Grenzbereich Dichte-Erniedrigung reicht aus, um diese Mantelbereiche zwischen Plagioklas- und Spinell-Pyrolit bei etwa 11 kbar als Diapire aufsteigen zu lassen, wobei das auslösende Tholeiite mit MORB-ähnlicher Zusammensetzung, die Moment wohl meist in tektonischen Vorgängen zu su- bei etwas niedrigeren Drücken Qtz-normativ, bei höhe- chen ist. Die Aufstiegsgeschwindigkeit ist ausreichend ren Drücken Ol-normativ sind (Presnall et al. 1979; hoch, um einen vollständigen Wärmeaustausch mit der Jaques u. Green 1980; Takahashi u. Kushiro 1983). Umgebung zu verhindern. Die Manteldiapire kühlen sich also nur adiabatisch ab; ihr P-T-Pfad entfernt sich daher 17.2.3 stark vom geothermischen Gradienten. Mit abnehmen- Partielles Schmelzen von H2O-haltigem Pyrolit der Erdtiefe nimmt wegen der zunehmenden Druck- entlastung der Aufschmelzgrad bei diesem Dekompres- Anders liegen die Verhältnisse, wenn Pyrolit geringe sions-Schmelzen immer stärker zu und kann 30 % errei- Mengen an (OH)-haltigen Mineralen wie Amphibol oder chen (Ringwood 1975, 1979). Die chemische Zusammen- Phlogopit enthält. Der Pyrolit-Solidus erhält jetzt eine setzung der gebildeten Magmen und des Restgesteins ganz andere Form, die durch die obere Stabilitätsgrenze wird von den P-T-Bedingungen am jeweiligen Auf- dieser Minerale bestimmt ist; er schneidet daher zumin- schmelzort, besonders aber vom Aufschmelzgrad gesteu- Abb. 17.3. P-T-Diagramm zur Bildung basaltischer Magmen durch partielles Schmelzen des Erd- mantels. Dicke Linie: Solidus von Pyrolit mit 0,1 % H2O; OG: ozeanischer Geotherm; dünn-punktiert: Linien glei- chen Aufschmelzgrades. Die Art des gebildeten basalti- schen Magmas hängt vom Aufschmelzgrad und den je- weiligen P-T-Bedingungen ab (Tabelle 17.2). (Nach Ring- wood 1975), 17.2 · Bildung von Basalt-Magmen durch partielles Schmelzen von Mantelperidotit 283 ert: Je geringer der Schmelzanteil, desto höher ist der rela- te. Es wird zunächst ein Kimberlit-Magma (A1) gebildet. Mit steigen- tive Anteil an inkompatiblen Elementen in der Schmelze, je den Schmelzanteilen entstehen verschiedene alkalibasaltische Mag- höher der Aufschmelzgrad, desto Mg-reicher ist die Schmel- men (A2)–(A5); bei einem Aufschmelzgrad von etwa 18 % in 25 km Tiefe (A6) wird zunehmend die Al2O3-Komponente in der Schmelzeze. So dürften Olivin-Nephelinite und Basanite Schmelzan- gelöst, so dass jetzt ein High-Al-Olivintholeiit gebildet wird und als teile von 1–5 %, Alkali-Olivin-Basalte von 5–10 %, Tholeii- Restgestein ein Harzburgit (Ol + Opx) übrig bleibt. Bei noch höhe- te von 15–25 %, Pikrite von 30 % repräsentieren. Unter den ren Aufschmelzgraden wird verstärkt Opx in die Schmelze inkorpo- extrem hohen geothermischen Gradienten, wie sie im Ar- riert unter Bildung von Olivintholeiiten (A7) und tholeiitischen Pik- chaikum herrschten, wurden sogar Aufschmelzgrade von riten (A8); es bleiben jetzt Dunite als Restgesteine übrig. Wir erin- nern uns daran, dass in Alkalibasalten häufig Xenolithe von Harz- 60 % erreicht, durch die Komatiit-Magmen gebildet wur- burgit, seltener auch von Dunit vorkommen. Bei den Diapiren B und den (Ringwood 1979). Bei geringem Aufschmelzgrad blei- C ergeben sich analoge basaltische Serien (Tabelle 17.2). Demgegen- ben Lherzolithe (Ol + Opx + Cpx ± Spl ± Grt), bei höhe- über verlässt Diapir D bei seinem adiabatischen Aufstieg den Be- ren Aufschmelzgraden dagegen Harzburgite (Ol + Opx) reich des partiellen Schmelzens und erreicht als Hochtemperatur- oder Dunite (Ol) als verarmte Restgesteine übrig (Abb. 17.4). Peridotit weitgehend unverändert die Erdoberfläche. Durch den unterschiedlichen Aufschmelzgrad beim Auch in tieferen Bereichen des Erdmantels, insbeson- Dekompressionsschmelzen, der in Abhängigkeit von den dere in der Übergangszone zwischen oberem und unte- P-T-Bedingungen erreicht wird, können magmatische Se- rem Erdmantel sowie an der Kern-Mantel-Grenze kommt rien entstehen (Tabelle 17.2). es zum partiellen Schmelzen von Mantelgesteinen. Sol- che teilgeschmolzenen Bereiche steigen als Diapire in den Als Beispiel für eine solche Entwicklung diene Punkt A auf dem oze- anischen Geotherm in etwa 160 km Tiefe. Bei etwa 1350 °C schmilzt oberen Erdmantel auf. Auch tief subduzierte Fragmente hier etwa 0,5 % des H O-haltigen Pyrolits auf. In diesem geringen von ozeanischer Erdkruste können im tiefen Erdmantel2 Schmelzanteil sammeln sich alle inkompatiblen chemischen Elemen- aufschmelzen (Abschn. 27.3.4, S. 492f). Tabelle 17.2. Beziehungen zwischen Auf- schmelzgrad und Zusammen- setzung basaltischer Magmen (Abb. 17.3). (Nach Ringwood 1975), 284 17 · Die Herkunft des Basalts Abb. 17.4. Die Zusammensetzung unter- schiedlicher Basalt-Schmelzen und ihrer Restgesteine in Ab- hängigkeit vom Aufschmelz- grad des Pyrolits. (Nach Ring- wood 1979)

Weiterführende Literatur Clark SP, Ringwood AE (1964) Density distribution and constitu-

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Zitierte Literatur Presnall DC, Dixon JR, O’Donell TH, Dixon SA (1979) Generation

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Die Herkunft des Granits

18.1 Zusammen mit Granodioriten und Tonaliten stellen Granite die wichtigste Grup- Genetische Einteilung pe von Plutoniten dar. Durch experimentelle Untersuchungen im vereinfachten der Granite auf Modellsystem Qz–Or–Ab (–An)–H2O (–CO2) konnte nachgewiesen werden, dass geochemischer Basis sich granitische Magmen durch partielle Anatexis von Gesteinen der unteren Erd- kruste bilden. Damit wurden ältere Modelle der „Transformisten“, nach denen 18.2 Granite nicht magmatisch, sondern durch metasomatische Umwandlung meta- Experimente zur morpher Gesteine entstehen, widerlegt. In ihrer Zusammensetzung spiegeln Granitgenese Granite die unterschiedlichen plattentektonischen Situationen wider, in denen sie gebildet wurden., 286 18 · Die Herkunft des Granits 18.1 18.1 I-Typ-Granite (Igneous source rocks). Sie sind vorwiegend

Genetische Einteilung der Granite metaluminos im Sinne von Shand (1943) und besitzen

auf geochemischer Basis Al2O3 / (Na2O + K2O + CaO)-Verhältnisse von <1,1, rela- tiv hohe Na2O- und CaO-Gehalte und Na2O/K2O-Ver- In Abschn. 15.2.2 (S. 249f) hatten wir gezeigt, dass sich Gra- hältnisse. Neben Biotit ist Hornblende der wichtigste dunk- nitmagmen hauptsächlich durch partielles Schmelzen le Gemengteil; zusätzlich können diopsidischer Pyroxen von tonalitischen Gesteinen der unteren Erdkruste oder und Titanit auftreten; Magnetit ist verbreitet. Das initiale von hochmetamorphen Sedimenten bilden. Diese un- Isotopenverhältnis 87Sr/86Sr liegt meist bei <0,706, was terschiedlichen Herkunftsgesteine drücken sich in cha- auf die Beteiligung einer chemischen Mantelkomponente rakteristischen Gehalten an Haupt- und Spurenelemen- hindeutet (vgl. Abschn. 31.5.3, S. 572f). I-Typ-Granite füh- ten, insbesondere auch an Seltenerd-Elementen (SEE), so- ren verbreitet Hornblende-reiche Einschlüsse mit mag- wie in der Isotopen-Geochemie der Granite aus. Schon matischem Gefüge, ein Hinweis darauf, dass sie sich von Shand (1927, 1943) unterschied nach dem Molekular- basischen Ausgangsgesteinen der Unterkruste ableiten. verhältnis von Al2O3 zu K2O, Na2O und CaO: Die meisten der petrographisch komplex zusammenge- setzten Granit-Granodiorit-Batholithe entlang seismisch peraluminose Granite mit Al2O3>(K2O+Na2O+CaO), aktiver Kontinentalränder an konvergenten Plattengren- metaluminose Granite mit Al2O3>(K2O+Na2O), zen wie Synkollisions-Granite (syn-COLG) und Volcanic- peralkaline Granite mit Al2O3<(K2O+ Na2O+CaO). Arc-Granite (VAG) gehören dem I-Typ an. Wir treffen sie in großer Verbreitung z. B. innerhalb der südamerikani- Peraluminose Granite. Bei peraluminosen Graniten ist der schen Kordilleren oder den Gebirgsketten im Westen der Al2O3-Anteil höher, als zur Bildung von Alkalifeldspä- USA an. Hoch aufgestiegene I-Typ-Granite entwickeln ten und Plagioklas notwendig ist. Deshalb können sich häufig Kontakthöfe, in denen das kühlere Nebengestein neben Biotit noch Al-reiche Mafite wie Muscovit, Gra- durch thermische Metamorphose überprägt ist (s. Ab- nat, Cordierit oder sogar Sillimanit/Andalusit bilden. schn. 24.2.1, S. 386ff). In der CIPW-Norm kommt der Al2O3-Überschuss in ei- nem normativen Korund-Wert C zum Ausdruck. Diop- S-Typ-Granite (Sedimentary source rocks). Sie sind per- sid oder Hornblende werden im peraluminosen Granit aluminos und stets C-normativ. Neben Biotit führen sie allgemein nicht gebildet, weil alles CaO an Plagioklas auch Al-Überschuss-Minerale wie Muscovit, z. T. auch gebunden ist. Granat oder Cordierit, seltener Andalusit oder Sillima- nit, aber keine Hornblende, Klinopyroxen oder Titanit; Metaluminose Granite. Demgegenüber ist bei den metalu- Ilmenit ist das wichtigste Opakmineral. Die K2O-Gehal- minosen Graniten genügend CaO vorhanden, um neben te und das K2O/Na2O-Verhältnis sind relativ hoch. Das Biotit noch Ca-haltige Mafite wie Hornblende, Diopsid initiale Isotopenverhältnis 87Sr/86Sr liegt meist >0,706, und/oder Titanit bilden zu können. ein Hinweis auf krustale Bildung. S-Typ-Granite enthal- ten häufig Einschlüsse und dunkle Schlieren aus Rest- Peralkaline Granite. Bei peralkalinen Graniten liegt ein gesteinen vorwiegend sedimentärer Abkunft; dies zeigt, Überschuss an K2O, Na2O und CaO über Al2O3 vor. Ge- dass diese Magmen durch partielles Schmelzen von vor- wöhnlich wird in diesem Fall K2O fast vollständig, jedoch wiegend Al2O3-reichen Metamorphiten sedimentärer Na2O und CaO nur teilweise zur Sättigung von Al2O3 im Herkunft entstanden sind. S-Typ-Plutone befinden sich Alkalifeldspat und Plagioklas verbraucht. Der Überschuss innerhalb von Orogengürteln vorwiegend mit Anzeichen an Na2O und CaO wird zur Bildung Al2O3-freier Minerale einer Kontinent-Kontinent-Kollision (Synkollisions- wie dem Na-Pyroxen Ägirin (Akmit) NaFe3+[Si2O6], dem Granite, syn-COLG). Hier erfolgte die Platznahme der Na-Amphibol Riebeckit Na 2+ 3+2(Mg,Fe )3Fe 2[(OH)2/Si8O22] Granite während oder am Ende einer Regionalmeta- und Diopsid Ca(Mg,Fe2+)[Si2O6] verwendet; Biotit ist morphose. Bei syntektonischer Intrusion und konkor- meist Fe-reich (Lepidomelan). danter Einformung liegen sie als Granitgneise vor. Die Die Shand’sche Gliederung spiegelt bereits die unter- posttektonische Platznahme in einem höheren Krusten- schiedlichen Ausgangsgesteine wider, aus denen sich niveau führte zur Ausbildung meist kleinerer Plutone, Granit-Magmen durch partielle Anatexis gebildet haben. häufig mit thermischen Kontakthöfen. Diese Diapire Viel deutlicher wird das jedoch bei der genetischen von S-Typ-Granit haben ihre Wurzeln innerhalb tieferer Einteilung in I-Typ-, S-Typ-, A-Typ- und M-Typ-Gra- Orogenteile mit hochgradiger Regionalmetamorphose nite, die ebenfalls auf geochemisch-mineralogischer und partieller Aufschmelzung in Zonen regionaler Grundlage erfolgt. Sie weist darüber hinaus einen star- Anatexis. In den stark abgetragenen variscischen Grund- ken Bezug zur modernen Plattentektonik auf (Chappell gebirgsanschnitten Mitteleuropas z. B. finden sich reich- u. White 1974, 1992; Pitcher 1983; Bowden et al. 1984; lich Aufschlüsse von S-Typ-Graniten, jedoch auch sol- Pearce et al. 1984; vgl. auch Abschn. 31.4.3, S. 563f). che des I-Typs., 18.2 · Experimente zur Granitgenese 287 A-Typ-Granite (Anorogenic source rocks). Sie weisen alkali- erst später wurden das Tonalit-System Qz–Ab–An–H O reiche Zusammensetzungen mit hohen (Na2O + K2O)- und das Haplogranodiorit-System Qz–Ab–Or–An–H O und niedrigen CaO-Gehalten auf; trotzdem sind sie nicht 2untersucht, die wegen der langsamen chemischen immer peralkalin, sondern – wegen entsprechend hoher Diffusion in der Kristallstruktur der Plagioklase grö- Al2O3-Gehalte – häufig metaluminos oder sogar peralumi- ßere experimentelle Probleme boten. nos. Charakteristisch sind hohe Werte der inkompatiblen Spurenelemente wie Zr, Y, Ga, Nb, Zn und SEE (außer Eu) und extrem variable Initialverhältnisse von 87Sr/86Sr Schmelzversuche wurden zuerst von Tuttle u. Bowen (0,703–0,720). Als mafischer Gemengteil ist ein grüner (1958) im H2O-freien System Qz–Ab–Or bei P = 1 bar Biotit typisch; daneben können Na-Amphibole und Na- und im H2O-gesättigten System Qz–Ab–Or–H2O bis Pyroxene auftreten. A-Typ-Granite werden als anoroge- PH O = 4 kbar durchgeführt und später von Luth et al.2 nes Aufschmelzungsprodukt der Unterkruste angesehen, (1964) auf H2O-Drücke von 4–10 kbar erweitert. Dabei wobei die fluide Phase arm an H2O (anhydrous), aber konnten die thermischen Minima bzw. Eutektika, deren reich an Fluor ist. A-Typ-Granite können große Batholithe Schmelzzusammensetzungen sowie die Phasenbeziehun- bilden. Sie treten darüber hinaus auch in Form von Ring- gen zwischen Kristallen und Schmelzen bestimmt wer- komplexen auf, die durch Kesseleinbrüche entstanden den. Diese klassischen Untersuchungsergebnisse wurden sind (Abschn. 13.3.2, S. 235f), oder als Bestandteile von durch Experimente bei erhöhten H2O-Drücken bis 35 kbar Layered Intrusions (Abschn. 13.3.3, S. 236f). Granite mit (= 3,5 GPa) bestätigt (z. B. Huang u. Wyllie 1975; Johannes Rapakivi-Gefüge (Abb. 11.4, S. 199) besitzen häufig 1984). Darüber hinaus wurde eine Fülle von experimentel- A-Typ-Charakter (Bonin 2007). Der A-Typ ist der einzige len Ergebnissen aus dem Granitsystem publiziert, die vor Granittyp, der nicht an Plattengrenzen gebunden ist. Er tritt allem folgende Probleme betreffen (Johannes u. Holtz 1996): vorwiegend innerhalb kontinentaler Riftzonen auf (Intra- platten-Granite, Within-Plate Granites, WPG; z. B. Haapala Phasenbeziehungen in H2O-untersättigten Granit- et al. 2005). Auch die 4,4–3,9 Milliarden Jahre (Ga) alten Gra- systemen, nit-Bruchstücke im Regolith der Mond-Oberfläche (Kap. 28) Löslichkeit von H2O und mafischen Komponenten in weisen wahrscheinlich A-Typ-Charakter auf (Bonin 2007). granitischen Schmelzen, Einfluss von H2O und anderen leichtflüchtigen Kom- M-Typ-Granite (Mantle source rocks). Diese Granite sind am ponenten (F, Cl, B2O3 etc.) auf die physikalischen Ei- stärksten kalkalkalibetont. Die Na2O- und CaO-Gehalte genschaften von granitischen Schmelzen wie zum sind höher, die K2O-Gehalte niedriger als in I-Typ-Gra- Beispiel ihre Viskosität, niten; das initiale 87Sr/86Sr-Verhältnis liegt bei 0,704, d. h. Phasenbeziehungen in Haplogranodioriten und in nahe am typischen Mantelwert (0,703). Als Mafite treten noch komplexeren synthetischen Systemen sowie in Biotit, Hornblende und Pyroxen auf. M-Typ-Granite natürlichen Graniten, Granodioriten und Tonaliten, kommen meist nur in kleineren Körpern vor; sie stellen Schmelzbildung durch Entwässerung von (OH)-haltigen direkte Manteldifferentiate unter den Inselbögen dar. Mineralen wie Muscovit, Biotit oder Amphibol in hoch- metamorphen Ausgangsgesteinen von Graniten bei H2O- 18.2 Untersättigung (Dehydrationsschmelzen). 18.2

Experimente zur Granitgenese

Alle diese experimentellen Ergebnisse bilden wichti- 18.2.1 ge Beiträge zur Klärung der Granitgenese in der Natur. Einführung Im Rahmen dieses Buches können wir nur eine sehr be- grenzte Auswahl treffen. Das System Kalifeldspat (Or = KAlSi3O8) – Albit (Ab = NaAlSi3O8) – Anorthit (An = CaAl2Si2O8) – Quarz 18.2.2 (Qz = SiO2) – Wasser (H2O) kann als vereinfachtes Kristallisationsverlauf granitischer Magmen: Experimente System für die Genese von Graniten, darüber hinaus im H O-gesättigten Modellsystem Qz–Ab–Or–H O auch von Granodioriten, Tonaliten und Quarzdio- 2 2 riten, angesehen werden. Die femischen Komponen- Dieses System ist sehr gut geeignet, die Kristallisationsab- ten (MgO, FeO) der dunklen Gemengteile bleiben un- folge in granitischen Schmelzen unter Gleichgewichtsbedin- berücksichtigt. Dieses Fünfstoff-System ist als Gan- gungen und bei Kristallfraktionierung zu modellieren. Es zes experimentell noch nicht untersucht; jedoch sind handelt sich um das SiO -übersättigte Teilsystem des Drei- seine wichtigsten Teilsysteme bekannt. Da natürliche 2stoff-Systems Ne–Ks–SiO , das wir in Kap. 16 (Abb. 16.12) Granite zu mehr als 80 % aus den normativen Kom- 2bereits kennen gelernt hatten. Abbildung 18.1 zeigt wiederum ponenten Qz, Ab und Or bestehen, ging man zunächst die Projektion der Liquidusfläche auf die H O-freie Grund- vom sog. Haplogranit-System Qz–Ab–Or–H2O aus; fläche mit den Isothermen. Da H2O im Überschuss vorhan-, 288 18 · Die Herkunft des Granits den ist, braucht es als Komponente graphisch nicht darge- beginnt neben Qz die Ausscheidung eines Alkalifeldspat- stellt zu werden. Bei dem hier gewählten H2O-Druck von Mischkristalls (Akfss) der Zusammensetzung ~ Or86Ab14, 2 kbar schmilzt Kalifeldspat immer noch inkongruent, so der also deutlich Or-reicher ist als die Schmelze (vgl. dass nahe der Or-Ecke des Systems ein winziges Ausschei- Abb. 16.12). Bei weiterer Abkühlung verändert sich die dungsfeld des Leucits besteht, das allerdings für die folgen- Schmelzzusammensetzung unter fortschreitender Kris- den Überlegungen bedeutungslos ist. Die flankierenden tallisation von Qz und Orss entlang der kotektischen Zweistoff-Systeme Or–SiO2–(H2O) und Ab–SiO2–(H2O) Linie E1–E2 zum Temperaturminimum M hin, bis die weisen Eutektika bei 770 °C (E1) bzw. 745 °C (E2) auf, die Schmelze aufgebraucht ist. Dabei wird der Akfss durch durch eine kotektische Linie mit einem ternären Minimum M Reaktion mit der Schmelze immer Ab-reicher; das ent- von 685 °C miteinander verbunden sind. Das System der stehende „Gestein“ wäre ein Hypersolvus-Granit aus 50 % Alkalifeldspäte Or–Ab–(H2O) besitzt ein binäres Minimum m Quarz und 50 % eines einheitlichen Akfss Or50Ab50; die- bei 800 °C, das bei H2O-Drücken um 5 kbar in ein binäres ser würde sich erst bei weiterer Abkühlung nach Errei- Eutektikum übergeht (Abb. 16.12, S. 266); schon bei etwa chen des Solvus in Orss und Abss entmischen (Abb. 16.12). 3 kbar ist das ternäre Minimum zum ternären Eutektikum Der Chemismus des letzten Schmelzrestes muss expe- geworden (Abb. 18.3). rimentell bestimmt werden. Unter Gleichgewichtsbedin- Die Isothermen der Liquidusfläche (Abb. 18.1) zeigen gungen wird die Zusammensetzung des kotektischen einen steilen Temperaturanstieg zur Qz-Ecke an. Weni- Minimums M meist nicht erreicht, während bei fraktio- ger steil ist ihr Anstieg gegen die Or- und besonders gegen nierter Kristallisation von Qz die letzte Restschmelze die Ab-Ecke hin. Zwischen dem ternären Minimum M und dem Chemismus von M entsprechen könnte (s. unten). dem binären Minimum m befindet sich ein thermisches Eine Schmelze der Zusammensetzung Y = Qz20Or45Ab35 Tal. Schärfer ausgeprägt ist das thermische Tal der kotek- würde beim Abkühlen auf ~780 °C die Liquidusfläche er- tischen Linie, die vom Minimum M nach den beiden reichen und Or-reichen Orss ~ Or88Ab12 ausscheiden. Bei eutektischen Punkten E1 und E2 leicht ansteigt. Sie teilt weiterer Abkühlung verändert sich die Schmelzzusam- die Liquidusfläche in zwei Teilgebiete, die Ausscheidungs- mensetzung unter kontinuierlicher Kristallisation von felder von Quarz und von Alkalifeldspäten. Orss entlang einer gekrümmten Bahn, bis bei Punkt B die Kühlt man eine Schmelze der Zusammensetzung kotektische Linie erreicht wird; hier kristallisieren Qz X = Qz50Ab25Or25 ab, so wird bei ca. 850 °C die Liquidus- und Orss gemeinsam, wobei der Akfss immer Ab-reicher fläche erreicht und es beginnt Quarz im Gleichgewicht wird. (vgl. Abb. 16.12, S. 266). In der Nähe des ternären mit der Schmelze auszukristallisieren, wobei eine H2O- Minimums ist der letzte Schmelzrest verbraucht und der reiche fluide Phase frei wird. Bei weiterer Abkühlung setzt entstehende Hypersolvus-Granit hat die Zusammenset- sich die Qz-Auscheidung fort und die Schmelzzusam- zung 20 % Quarz + 80 % Akfss Or56Ab44. Eine analoge Ent- mensetzung verändert sich entlang einer geraden Linie, wicklung nimmt eine Schmelze der Zusammensetzung Z bis bei Punkt A die kotektische Linie erreicht ist. Jetzt (Qz10Or10Ab80); doch scheidet sich bei 800 °C zunächst fast reiner Albit aus. Dieser erreicht erst bei weiterer Gleichge- wichtskristallisation die Endzusammensetzung ~ Ab89Or11. Die Schmelzzusammensetzung folgt der gekrümmten Kristallisationsbahn, die bei C auf die kotektische Linie trifft und nicht ganz das ternäre Minimum M erreicht. Das entstehende „Gestein“ ist ein Quarz-Albit-Syenit. In vielen Fällen wird die Kristallisation granitischer Magmen nicht unter Gleichgewichtsbedingungen erfol- gen, sondern es wird zu Fraktionierungsprozessen kom- men. Wie mehrfach betont, sind die wesentlichen Pro- zesse dafür das Absaigern der früh ausgeschiedenen Quarz- oder Alkalifeldspat-Kristalle, die Entfernung der Restschmelze durch Filterpressung oder Zonarbau der Alkalifeldspäte. In Abb. 18.2 sind die Fraktionierungs- kurven – jetzt bei PH O = 1 kbar – in das Dreistoff-Sys-2 Abb. 18.1. Das Modellsystem Quarz (Qz) SiO2–Albit (Ab) NaAlSi3O8– tems Qz–Ab–Or–(H2O) eingetragen (Tuttle u. Bowen Kalifeldspat (Or) KAlSi3O8–H2O bei 2 kbar H2O-Druck. Projekti- 1958). Diese verlaufen, ausgehend von der Qz-, Ab- oder on der Liquidusfläche auf die wasserfreie Basis des Qz-Ab-Or-H2O- Or-Ecke, jeweils in Richtung auf die kotektische Linie zu, Tetraeders. E1 und E2 sind Eutektika; M kennzeichnet die Zusam- mensetzung des Schmelzminimums auf der kotektischen Linie mit bei der Quarz und Alkalifeldspat gemeinsam kristalli- 35 % Q, 40 % Ab, 25 % Or. Das System ist H O-gesättigt. (Nach Tuttle sieren. Im Bereich Qz–E1–E2 scheidet sich Qz als Liqui-2 u. Bowen 1958 aus Winkler 1979) dusphase aus; da die Qz-Zusammensetzung konstant, 18.2 · Experimente zur Granitgenese 289 Abb. 18.2. Isobare Fraktionierungskurven im Modellsystem Quarz– Albit–Kalifeldspat–H2O bei PH2O = 1 kbar projiziert auf die wasser- freie Ebene des Tetraeders. Beschreibung im Text. (Nach Tuttle u. Bowen 1958, Abb. 30) bleibt, müssen die Fraktionierungskurven geradlinig von der Qz-Ecke ausstrahlen; d. h. die Feldspat-Zusammen- setzung wird durch die Qz-Fraktionierung nicht beein- flusst. Der Kristallisationspfad ist derselbe wie bei der Gleichgewichtskristallisation, nur dass das ternäre Mini- mum M in der Regel erreicht wird. Unterhalb der ko- tektischen Linie E1–E2 scheiden sich zuerst Or- oder Ab- reicher Akf aus, je nach der Ausgangszusammensetzung der Schmelze. Wegen der Änderung des Or-Ab-Ver- Abb. 18.3. Druck-Temperatur-Diagramm mit der H2O-gesättigten hältnisses im Akfss und in der Schmelze sind die Soliduskurve im System Qz–Ab–Or–H2O und Qz–Jd–Or–H2O (aus- Fraktionierungskurven gekrümmt. Im Feld E1–M–Or gezogene Kurve). Die gestrichelte Linie ist die Stabilitätsgrenze von scheidet sich ein K-reicher Feldspat aus, der von immer Albit nach höheren Drücken hin. Die strich-punktierte Kurve ist Ab-reicheren Zonen umgeben wird. Auch im Feld Or– der Solidus des trockenen Schmelzens im System Qz–Ab–Or bis knapp 4 kbar Druck. Eingefügt ist das Qz-Ab-Or-(H O)-Dreieck M–C–m kommt ein Or-reicher Alkalifeldspat zur Aus- 2mit den kotektischen Kurven und den H O-gesättigten Minima und scheidung, der zunächst von Ab-reicheren Zonen umge- 2Eutektika bei (H2O)-Drücken von 1–20 kbar. (Nach verschiedenen ben wird. Dann ändert sich jedoch die Richtung der Autoren aus Johannes u. Holtz 1996) Fraktionierungskurve, so dass die äußeren Zonen wie- der Or-reicher werden. Dieser experimentelle Befund entspricht der Naturbeobachtung, nach der bei Alkali- feldspäten sowohl normaler als auch inverser Zonarbau auftreten kann. Sobald die Kristallisationsbahn entspre- chend der Pfeilrichtung einen Punkt zwischen C und M auf der kotektischen Linie E1–E2 erreicht hat, beginnt die gleichzeitige Ausscheidung von Qz, bis die Schmelze beim ternären Minimum M aufgebraucht ist. Die frakti- onierte Kristallisation im Feld Ab–E2–C–m verläuft ana- log, nur dass jetzt ein Ab-reicher Akf-Kern von immer Or-reicheren Zonen umgeben wird: inverser Zonarbau. Das Dreieck in Abb. 18.3 zeigt Schmelzzusammenset- zungen von ternären thermischen Minima und Eutekti- ka im H2O-gesättigten System Qz–Ab–Or (–H2O). Die gewonnenen experimentellen Daten belegen, dass sich das Abb. 18.4. Häufigkeitsverteilung granitischer Plutonite aus der Analy- (Qz : Ab : Or)-Verhältnis dieser Schmelzen mit steigendem sensammlung von Washington mit mehr als 80 Gew.-% normativem H2O-Druck kontinuierlich ändert, wobei der Anteil der Qz + Ab + Or. Das Häufigkeitsmaximum liegt nahe bei den ternären Mi- Ab-Komponente immer mehr zunimmt. Tuttle u. Bowen nima bzw. Eutektika für PH2O von 0,5–5 kbar. (Aus Tuttle und Bowen 1958), 290 18 · Die Herkunft des Granits (1958) konnten zeigen, dass natürliche Granite und Rhyo- Bei rund 17 kbar und 620 °C wird die obere Druck- lithe, die zu >80 % aus den Norm-Mineralen Qz + Ab + Or Stabilitätsgrenze von Albit erreicht und die Soliduskurve bestehen, ganz überwiegend in die Nähe des ternären wird durch Reaktionskurve Minimums bzw. Eutektikums im System Qz–Ab–Or–(H2O) bei H2O-Drücken von 0,5–5 kbar fallen (Abb. 18.4). Das Jadeit + Quarz = Albit (18.3) kann als wichtiges Kriterium für ihre magmatische Ab- kunft betrachtet werden. geschnitten. Daher gilt jetzt die Schmelzreaktion Bei PH2O = 20 kbar beträgt der Ab-Anteil im ternären Eutektikum Qz + Jd + Orss + H2O = Schmelze (18.4) >60 %, während der Qz-Anteil auf <20 % gesunken ist. Deswegen dürften beim partiellen Schmelzen von sehr tief versenkten Krusten- Bis zum Einsetzen dieser Reaktion hat die Solidus- teilen – z. B. bei Kontinent- Kontinent-Kollision – keine granitischen, sondern eher (quarz-)syenitische Magmen entstehen. Wie experi- kurve eine negative Steigung. Da nach der Clausius- mentelle Ergebnisse zeigen, gilt das auch für den Fall der H O-Unter- Clapeyron’schen Gleichung2 sättigung, der in der tiefen Kruste sehr wahrscheinlich ist. [18.1] 18.2.3 Experimentelle Anatexis: Experimente unter H2O-gesättigten und H2O-untersättigten Bedingungen (s. S. 258) negativ wird, nimmt die Solidustemperatur mit im Modellsystem Qz–Ab–Or–H2O steigendem H2O-Druck ab, und zwar zunächst dramatisch: Mit einem Druckanstieg von 1 bar bis 1 kbar sinkt die Soli- Bei der Bildung und Kristallisation granitischer dustemperatur von 960 auf 720 °C, d.h. um 240 °C, was haupt- Magmen sind H2O-gesättigte Bedingungen eher die sächlich auf eine starke Erniedrigung des Molvolumens von Ausnahme: in der Regel herrscht dagegen H2O- Wasserdampf zurückzuführen ist. Danach verläuft die Soli- Untersättigung. Für die Bildung H2O-gesättigter Si- duskurve zunehmend steiler; denn mit steigendem Druck likat-Schmelzen sind nämlich beachtliche H2O-Ge- nimmt die Kompressibilität von Wasserdampf immer mehr halte notwendig, die in der tieferen Erdkruste oder ab, d. h. die Erniedrigung seines Molvolumens mit dem Druck gar im oberen Erdmantel nicht oder höchstens in wird immer geringer. Beim Schnittp